2018, Vol. 61
,
魏文博1,2,3
,
叶高峰2,3,
金胜1,2,3,
景建恩2,3,
姬磊喆2,3,
董浩2,3,
张乐天2,3,
尹曜田2,3,
谢成良2,3
2. 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院, 北京 100083;
3. 地下信息探测技术与仪器教育部重点实验室, 北京 100083
, WEI WenBo1,2,3, YE GaoFeng2,3, JIN Sheng1,2,3, JING JianEn2,3, JI LeiZhe2,3, DONG Hao2,3, ZHANG LeTian2,3, YIN YaoTian2,3, XIE ChengLiang2,3
2. School of Geophysics and Information Technology, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
3. Geo-detection Laboratory, Ministry of Education of China, Beijing 100083, China
近百年来，世界各国地球科学研究实践表明，要揭开大陆地壳演化奥秘，更加有效的寻找资源、保护环境、减轻灾害，必须进行地壳深部探测；而地球物理观测是探测地球内部结构、构造的高新技术与主要方法.实践证明，运用地球物理探测技术把视线延伸到地壳深部，已获得了一系列重大成果.例如：揭示了板块碰撞带地壳的双莫霍面结构，发现造山带山根，提出岩石圈拆沉模式和大陆深俯冲理论；美国在造山带下找到了大型油田，澳大利亚在覆盖层下发现奥林匹克坝超大型矿床，苏联发现了深部油气和矿化显示，突破了传统油气成藏理论，拓展了人类索取资源的空间(Clowes, 1993, 1997; Blundell et al., 1992).这些都说明，地球物理观测对于促进地球科学发展和实现人类社会进步具有十分重要的意义.
固体地球物理学的研究结果告诉我们，大陆岩石圈的导电性除了与它的物质成份有关以外，还取决于许多因素，如大陆岩石圈内部结构、构造、温度、压力、以及物质成份的物理状态等等(傅承义等，1985).所以，有关大陆岩石圈导电性的研究有可能为当前地球科学各领域的进展提供重要的物理依据；其涉及的范围，从地壳运动过程及其动力学机制等重大科学命题，到地质灾害、环境变迁、矿床成因研究，油气、矿产和水资源评价等等与人们社会生活密切相关的地学研究方向；因而，关于中国大陆岩石圈导电性结构研究也越来越引起人们的重视.而目前研究大陆岩石圈导电性结构的主要方法是大地电磁测深(Magnetotelluric sounding).为此，在SinoProbe研究计划里设立了“大陆电磁参数标准网实验研究(SinoProbe-01)”项目；在该项目资助下，我们完成了华北1°×1°地理坐标网度的大地电磁测深阵列(Array)观测，获取了华北地区壳、幔导电性三维结构模型.
本文介绍了华北SinoProbe-MT项目1°×1°阵列观测实验的概况，并用华北阵列观测结果分析华北地区岩石圈导电性结构特征，从电性结构角度阐述了华北地区岩石圈构造格局.
1 SinoProbe-MT项目中的华北大地电磁测深阵列观测网 1.1 华北大地电磁测深1°×1°阵列观测从大量简单到复杂结构的理论模型正、反演研究，以及实测数据的解释都发现了常规“单站”观测的剖面二维探测结果包含许多“假像”；为了实施中国大陆地壳和上地幔三维导电性结构探测，获取更接近真实的地下电性结构特征，需要在探测技术层面上预先解决“标准化”观测的问题.因此，SinoProbe-01项目的研究内容包括了中国大陆大地电磁测深(MT)阵列观测网建设及建模方法研究，并以华北和青藏为典型区进行MT阵列观测的示范性实验.为此，在华北进行网度1°×1°的MT阵列观测(图 1).
|
图 1 SinoProbe-MT华北阵列观测网 Fig. 1 SinoProbe-MT array observation of North China |
华北地区大约位于北纬35°~41°，东经104°~125°之间.根据SinoProbe-MT阵列观测实验的目标，观测网的布设以地理经线和纬线整度坐标的“交点”作为SinoProbe-MT阵列观测网的“节点”；并以观测网“节点”为中心，沿经、纬线方向布设相互“正交”的二条短测线作为“辅助测线”.在“节点”上架设“中心测站”，采集超宽频带MT数据；而在“辅助测线”上沿纬线方向架设5个，沿经线方向架设7个“辅助测站”(如图 2所示)采集宽频带数据.
|
图 2 SinoProbe-MT阵列观测网布置示意图 Fig. 2 Schematic diagram of the SinoProbe-MT array observation network |
由于SinoProbe-MT华北阵列观测网度为1°×1°，观测网总共包括124个“节点”，因此，布设了124个“中心测站”，1240个“辅助测站”(如图 1所示).中国地质大学(北京)于2009年10月—2011年1月，完成了SinoProbe-MT华北阵列观测网的全部野外数据采集工作.
MT宽频数据采用加拿大phoenix公司的MTU-5宽频带大地电磁测深系统进行观测，记录格式为v5-2000格式，每个测站采集时间不少于20 h.
MT长周期数据采用乌克兰生产的Lemi-417m大地电磁系统进行观测，布设4个电道，每个测站采集时间不少于140 h，采样率为2 Hz.MT超宽频带数据采集即是通过在“节点”的位置同时布设MTU-5和Lemi-417m，分别观测宽频和长周期时间序列数据而实现的.
图 3即大地电磁测深观测站布设示意图，测站分量，取X轴指向磁北方位，Y轴指向东，采用十字形布极方式.数据采集时，记录大地电磁场5个分量的“时间序列”，每个宽频MT测点所采集的MT信号频率范围为3.2×102~4.6×10-4Hz，而长周期测站采集MT信号的频率范围为1×10-1~6.2×10-5Hz；为了改善MT数据质量，野外观测时以相邻测点互为参考，实施了远参考道技术，参考点与观测点距离约10~15 km.
|
图 3 MT测站布设示意图 Fig. 3 Observation system of MT data |
宽频和长周期时间序列观测数据经滤波、时窗转换、傅氏变换、功率谱统计和阻抗张量元素估算等处理后，分别获得宽频和长周期MT频率响应参数.当我们把宽频和长周期MT频率响应参数拼接起来，即获得超宽频带MT测深曲线，其频率范围为3.2×102~6.2×10-5Hz，如图 4所示.
|
图 4 超宽频带MT测深曲线 Fig. 4 Ultra-broadband MT sounding curve |
图 5是华北1°×1°大地电磁测深阵列观测网10839号MT“标准点”所采集实测数据.
|
图 5 华北1°×1°MT阵列观测网10839号中心测站及辅助测站宽频大地电磁测深曲线 Fig. 5 Apparent resistivity and phase curves of the 10839 central station and its auxiliaries stations belonging to the North China 1°×1° MT array |
经逐一对电场和磁场时间序列进行频谱分析(石应骏等，1985)，用Robust方法估计实测坐标系的阻抗张量元素(Egbert and Booker, 1986)后进行计算，获得的视电阻率和阻抗相位频率响应.如图所示，在10839号MT“标准点”所观测的MT测深曲线上大多数频点的数据误差都小于5%.
为了衡量野外实测数据质量，对华北MT阵列观测网全部“标准点”数据处理结果逐一进行质量分析和评价.评价标准基本按相关规范要求执行，具体如下：(a)Ⅰ级数据，85%以上频点的数据，标准偏差不超过10%，曲线连续性好、形态正常，能严格内插曲线；(b)Ⅱ级，75%以上频点的数据，标准偏差不超过20%，曲线连续性好、形态正常，无明显脱节(不超过3个频点)现象；(c)Ⅲ级(不合格)，数据点分散、曲线连续性差或曲线形态明显不正常，不能满足Ⅱ级的要求.
同时，为了衡量各“标准点”总体数据质量，规定若“标准点”的所有测深点中含Ⅰ级数据质量的点达到总点数75﹪或以上，则此“标准点”总体数据质量评价为Ⅰ级点；若“标准点”中所含Ⅰ级和Ⅱ级数据质量的点占总点数75﹪或以上，则此“标准点”评价为Ⅱ级点，否则，该“标准点”则被评价为Ⅲ级“标准点”.
依据这一数据质量评价标准，SinoProbe-MT华北阵列观测网总共完成测深点1380个(含重复观测)，其中Ⅰ级点923个，占总点数的66.88%；Ⅱ级点372个，占总点数的26.96%；Ⅲ级点85个，占总点数的6.16%；优良率达到93.84%.图 6所示即为SinoProbe-MT华北阵列观测网大地电磁测深数据质量分布图，图中蓝色圆点即为数据质量达到Ⅰ级的测点，绿色圆点为数据质量Ⅱ级测点，红色圆点则为Ⅲ级测点.可见数据质量相对较差的测点主要分布在中部的华北中央造山带，东北部的燕山造山带东侧和东南部的鲁西断隆，这与矿产资源开采、工业生产等导致的干扰有关.
|
图 6 SinoProbe-MT华北阵列观测网大地电磁测深数据质量分布图 (蓝点：Ⅰ级，绿点：Ⅱ级，红点：Ⅲ级) Fig. 6 The data quality classification map of the North China SinoProbe-MT observation network (blue point: Class-Ⅰ, green: Class-Ⅱ, red: Class-Ⅲ) |
华北地区是中国大陆上已发现有最古老的早太古界(3.8 Ga)岩石记录的地区，约于晚太古时期形成若干个陆核，于早元古代形成统一的克拉通.中元古代，华北经历了一次重要的裂陷事件，形成第一个地台型盖层.之后，又经历了漫长的地质演化历史，大约于早中生代，统一的地台开始分化；西部鄂尔多斯—阿拉善的主体一直保持相对稳定的发展，而东部华北陆块则变化剧烈，在喜山期大量玄武岩喷发，大陆裂谷型构造发育形成一系列裂谷盆地.有关火山活动与地幔捕虏体的研究结果表明，华北大陆岩石圈可能在燕山期开始发生巨大的减薄作用，喜山期又发生另一次岩石圈减薄事件，使原本巨厚的华北大陆岩石圈受到强烈改造，导致现今岩石圈结构强烈的不均一性；并且，区内强烈的地震活动和大量活动断裂发育，以及山区抬升、平原下沉的诸多现象又表明了华北岩石圈现今仍是一个活动的岩石圈(黄怀曾等，1994；邓晋福等, 1996, 2003, 2007；吴福元等，2003；Zhao et al., 2005; Wei et al., 2007).
1985年开始实施的全球地学大断面计划，列入研究目录的共有175条断面(黄怀曾等，1994)，分布在中国大陆内的有13条；其中通过华北地区的有4条，即随州—喀喇沁旗、东沟—东乌珠穆沁旗、响水—满都拉和奉贤—阿拉善左旗.这些断面集丰富的岩石、构造、地球化学和重、磁、电、震各种地球物理资料于一体，并通过综合研究，对华北的地壳结构、成份、动力学、资源和灾害作出有一定深度的分析；这为目前关于华北克拉通演化的研究提供了重要基础.
2.2 华北地震探测华北地区地震灾害多发，由于地震科学研究的需要，自20世纪70年代以来，在这里进行了一系列人工地震探测.人工地震探测投入的方法有广角反射折射剖面法、地震反射剖面法、工程爆炸观测等等，全区约完成30余条，近2万km的地震折射剖面(包括穿过本区的4条地学大断面)；并利用工程爆炸观测资料和天然地震资料相结合研究京、津、唐、张和晋中南地区的地壳速度结构.此外，在京、津、唐地区还布置十来条区域性测线，进行天然地震转换波测深，而在晋南的临汾盆地则利用区域地震台网记录测定地壳内界面的平均深度及反射S波的平均速度.
显然，关于华北地区地壳地震探测的资料十分丰富.众多的学者利用人工地震折射资料，从不同角度对华北地区的结晶基底、地壳分层结构、壳内低速层、Moho界面形态以及地质构造单元划分等问题进行了广泛地研究，研究结果表明(邓晋福等，2007；魏文博等，2007)：华北地区地壳结构分为二类，即：西部的鄂尔多斯地块为稳定地壳结构，壳内介质均匀，基底埋深(沉积厚度)约2~5 km；另一类为华北东部的非稳定地壳结构，由裂陷、拗陷区(如冀中、济阳拗陷)巨厚的沉积(约8~10 km)与地垒式隆起区(如沧县、鲁西隆起)薄的沉积盖层(2~4 km)构成，区内壳内低速(5.8~6.6km·s-1)介质和高速介质(6.0~7.2 km·s-1)相间排列.
如图 7所示，在鄂尔多斯地块，地壳厚度为41~43 km；而太行山块体的地壳厚度约38~42 km，燕山地块的地壳厚度约34~40 km；在华北东部，鲁西地块的地壳厚约33~36 km，沧县隆起的地壳厚度约32~34 km，冀中坳陷内地壳厚度约28~30 km，三河、唐山地区的地壳厚度为32~33 km，渤海盆地的地壳厚度33~35 km.
|
图 7 华北地区地壳等厚度图(He et al., 2013) Fig. 7 Crustal thickness contour map of the North China Craton (He et al., 2013) |
华北东部构造复杂，不同次级块体单元的结构差异较大.拗陷区与隆起区的沉积厚度相差4~6 km，地壳厚度相差约4 km.隆起区结晶基底界面完整，横向均匀；而拗陷区基底界面不清，地震波速度分布为强梯度过渡带，横向变化大，具有破碎带构造特征.这反映了中、新生代以来华北古大陆东部拉张裂陷盆地形成的差异构造运动.华北西部鄂尔多斯地块的地壳变形弱、稳定，可能反映了中国东部与西太平洋板块俯冲、消减有关的伸展张裂构造体系被控制在太行地块以东区域；而鄂尔多斯西北、东南张性盆地构造可能主要与青藏高原在鄂尔多斯地块西南角的碰撞、挤压，侧向影响有关(邓晋福等，2007).
但是，由于人工激发的地震波能量很有限，在华北地区已完成的这些人工地震折射剖面也只能提供地壳深度范围内的信息，对于岩石圈尺度的研究却无能为力.
为了深入了解华北克拉通的深部结构，中国科学院地质与地球物理研究所从2000年开始实施“华北内部结构计划(NCISP)”地震学观测研究，到2006年在华北地区共布设了200多个宽频带流动地震台站.这些台站的台间距平均约10 km，组成了跨越克拉通主要构造区和构造边界的四条线性台阵.这些密集流动台阵以及中国地震局布设的首都圈固定台网(CSN)的部分台站提供了开展深部结构成像研究所需的高质量的天然地震资料.利用这些资料已开展了一系列的地震学研究，揭示出华北地区地壳(Zheng et al, 2006, 2007, 2008a, b, 2009)、岩石圈(Chen et al., 2006a, 2008, 2009; Chen, 2009, 2010; Chen and Ai, 2009)、上地幔各向异性(Zhao and Zheng, 2005, 2007; Zhao et al., 2007, 2008)以及地幔转换带结构(Ai and Zheng, 2003; Chen et al., 2006b, 2009; Wang and Chen, 2009)的显著横向非均匀性.其研究结果揭示了克拉通不同区域深部结构特征的显著差异.与东部普遍减薄的岩石圈(60~100 km)相比，中、西部表现出厚、薄岩石圈共存的强烈横向非均匀性, 即在稳定的鄂尔多斯盆地之下保留着厚达200 km的太古代克拉通型岩石圈，而在新生代银川—河套和陕西—山西裂陷区存在＜100 km的薄岩石圈；差异最大的厚、薄岩石圈仅相距约200 km.岩石圈的厚度在东-中部边界附近呈现急剧变化，这与地形陡变以及南北重力梯度带的位置大致吻合，并与地壳结构、地幔转换带厚度和660 km间断面结构的快速变化带相对应.
2.3 华北以往大地电磁测深研究相比之下，在华北岩石圈导电性结构研究方面投入的工作量则少了许多.自上世纪70年代以来，针对华北地区岩石圈电性结构研究，除穿过本区的四条地学大断面包含了少量大地电磁测深以外，中国国家地震局地质研究所在京-津-唐-张地区布置过2条测线31个MT测点；在邢台地区布置过4条测线，共45个测点；沿山西阳高—河北容城等剖面布置了85个测点.而国家地震局地球物理研究所则利用渤海周围25个地震台站的记录进行了地磁测深研究，从而得到渤海地区上地幔电性结构(秦馨菱等，1991；邓前辉等，1997；赵国泽等, 1997, Zhao et al., 1997).
在华北地区，前人所完成的这些大地电磁测深的数据采集，使用的仪器是从德国引进的MMS-03大地电磁系统和自行研制的SD-1型大地电磁仪，它们与现代的新型大地电磁系统相比，频率范围较窄，另外，区内原有的大地电磁测深剖面通常较短，分布不均，不利于研究大区域性的壳、幔结构；而在地学大断面上大地电磁测深的点距一般在30~50 km之间，有些甚至更大，不可能对岩石圈电性结构进行有效的研究.
如上所述，在华北地区虽然以往开展过大量地质和地球物理研究，但所投入的地球物理探测大多局限于地壳探测，涉及岩石圈尺度的探测并不多；即使近年来开展的地震学观测研究，也只布设了“四条线性台阵”，不可能对华北全区的岩石圈结构有全面的认识.因而，
至今我们还不能确切地知道现今减薄了的华北岩石圈还有多厚？是地幔顶部还是地壳在减薄？在多大范围内减薄？什么原因导致了减薄？其深部过程如何？削减了的物质是如何运移的？岩石圈的物质状态是否变化？现今仍在活动的岩石圈的能量来源于何方？岩石圈如何分区?有怎么样的特征？它们与地壳浅表构造之间是如何相互作用的？等等.要解答这一系列问题，显然需要全面、深入了解华北岩石圈结构的各种特征，以及各构造单元之间的深部耦合关系；这有赖于以研究岩石圈结构和深部地质过程为目标的地球物理探测技术的进步，以及各种地质、地球物理和地球化学研究的有机结合.
近些年来，我们在西藏开展的大地电磁深探测研究表明，采用现代技术的大地电磁测深结果与以往的研究结果有明显差别，由此得到的青藏高原壳幔电性结构也有了许多新的、更切合实际的认识(Chen et al., 1996; Unsworth, 2003; Unsworth et al., 2004, 2005；魏文博等, 2002, 2006a, b，2009；Wei et al., 2001, 2007；Li et al., 2003；Solon et al., 2005；Spratt et al., 2005；金胜等, 2006, 2007, 2009, 2010；叶高峰等，2007).这说明，现在有必要、也有条件，采用现代大地电磁数据采集技术，以及信号处理与反演、解释方法，进一步对华北岩石圈导电性结构开展研究，讨论华北岩石圈构造特征.这也是SinoProbe-MT项目以华北为示范区，开展大地电磁测深1°×1°阵列观测的目的和意义.
3 华北研究区岩石圈N-导电性结构模型 3.1 MT数据的频率响应图 8所示是华北研究区1°×1°大地电磁测深阵列观测网全部测站不同周期的MT视电阻率平面等值线图.图中，短周期的MT视电阻率平面图反映了华北地壳浅表电性结构的平面分布特征，而随周期增大，其反映深度增大.图上的色标表示MT视电阻率的大小，红色表示低阻，蓝色表示高阻.
|
图 8 华北研究区MT视电阻率频率响应结构图 (a)周期0.01 s MT视电阻率平面结构图；(b)周期1 s MT视电阻率平面结构图；(c)周期10 s MT视电阻率平面结构图；(d)周期100 s MT视电阻率平面结构图；(e)周期1000 s MT视电阻率平面结构图；(f)周期2500 s MT视电阻率平面结构图. Fig. 8 Apparent resistivity map of the North China at different frequency (a) MT apparent resistivity map at 0.01 s; (b) MT apparent resistivity map at 1 s; (c) MT apparent resistivity map at 10 s; (d) MT apparent resistivity map at 100 s; (E) MT apparent resistivity map at 1000 s; (f) MT apparent resistivity map at 2500 s. |
由图 8的MT视电阻率分布规律可以大致判断华北岩石圈导电性结构的定性规律.如图所示，周期小于10 s的深度，华北研究区地壳导电性的平面分布存在明显差异，由东到西大致呈高阻-低阻-高阻-低阻结构；而在115°E—119°E之间，地壳导电性沿南北方向也见有明显差异；40°N以南地区，地壳电性以低阻为主；以北地区，以高阻为主.随着MT信号的周期增大，华北研究区地壳-上地幔盖层导电性平面分布的差异逐渐缩小；但在华北研究区西部，其南部地壳-上地幔盖层电阻率逐渐增大，导电性沿南北方向的差异变明显.
当假定地下半空间为导电性均匀各向同性的介质所充满，根据平面电磁波场理论(石应骏等，1985)，其“趋肤深度(H)”的表达式：
|
式中，ρ—地下介质的平均电阻率，单位为Ωm；T—MT信号的周期，单位为s.
因此，在分析MT信号的探测能力时，我们往往用“趋肤深度(H)”的表达式估计各个频点MT信号的理论探测深度.对于华北研究区1°×1°大地电磁测深阵列观测数据，我们取各个宽频带MT测站最长周期(2000 s)的视电阻率代入上述“趋肤深度(H)”表达式，估算其理论探测深度的分布，如图 9所示.图中，等值线为2000 s MT信号的理论探测深度；其色标表示深度大小，红色表明理论探测深度小，蓝色、紫色表示理论探测深度大.
|
图 9 华北大地电磁测深阵列观测网2000 s信号理论探测深度分布图 Fig. 9 Theorical penetrating depths of the 2000 s magnetotelluric signals of the North China Sinoprobe MT array |
从图中理论深度等值线的分布可以判断，在华北研究区很大范围的高阻区内宽频带MT数据的最大理论探测深度都能达到300 km；但华北东部和西部的一些低阻区，其最大理论探测深度可能不超过150 km；这说明，利用已经采集的华北研究区大地电磁测深阵列观测数据可以进行华北岩石圈导电性结构特征的研究；但为了保证研究结果的高可靠性，还是需要采集周期长达万秒的MT信号.
3.2 大地电磁测深阵列观测数据的快速成像大地电磁测深阵列观测网的测站多、数据量极大，为了尽快获取研究区岩石圈结构特征的信息，我们利用Niblett-Bostick变换对MT阵列观测数据实现近似的“时-深”转换，进行岩石圈导电性结构快速成像.
Niblett-Bostick变换将视电阻率和相位从以周期/频率为自变量的函数转换为以深度为自变量的函数(Niblett, 1960; Bostick, 1977; Jones, 1983)，即：
|
其中：
|
HNB为Niblett-Bostick趋肤深度，T为MT信号的周期，ρa(T)和(T)分别为和周期对应的视电阻率及相位，μ0为真空磁导率.
在大地电磁测深阵列观测数据经过一系列信号处理，提取各个测站MT阻抗张量元素和阻抗相位的频率响应之后，把MT阻抗张量Zxy(T)分量进行坐标系旋转，并在每个旋转方向上计算视电阻率ρxy(T)，同时进行N-B变换，得到每个旋转方向上与HNB对应的一系列电阻率ρNB(HNB).选取每个测站，每个Niblett-Bostick趋肤深度(HNB)的电阻率最大值，即得到研究区内各个测站，各个N-B深度的电阻率数据.利用这些N-B深度和电阻率的数据，便可绘制研究区各个N-B深度的电阻率平面等值线图，实现研究区岩石圈导电性结构快速成像.
为了检验一维Niblett-Bostick变换快速成像方法的有效性，我们设计了水平尺度为120 km×120 km，底面深度分别为20 km、40 km和80 km的“棋盘格”模型(见图 10a)进行大地电磁测深三维正演计算，正演数据叠加了1%随机噪声用以模拟实测数据进行一维N-B变换电阻率最大值快速成像；成像结果如图 10(b)-(d)所示.
|
图 10 “棋盘格”模型测试一维N-B变换电阻率最大值快速成像 (a) “棋盘格”测试模型; (b) HNB=5 km, 快速成像结果；(c) HNB=40 km, 快速成像结果；(d) HNB=150 km, 快速成像结果. Fig. 10 "Checkerboard" model tests for the 1-D N-B fast resistivity imaging (a) "Checkerboard" model test; (b) Fast imaging results at HNB =5 km; (c) Fast imaging results at HNB =40 km; (d) Fast imaging results at HNB =150 km. |
成像测试的结果表明，一维N-B变换电阻率最大值快速成像方法虽然不可能用于精细刻划壳-幔导电性结构，但对于岩石圈尺度的电性结构仍具有一定的分辨率，可用于快速分析研究区的岩石圈电性结构和构造特征.
采用这样的解释方法，我们需要注意这些电阻率值和阻抗张量旋转方向是相关的，因而并不是真实的电阻率值；其转换“深度(HNB)”也并非真实“深度”.所以，对这些资料的分析是具有明显“近似”意义的；然而，在“海量”数据的前提下，采用这方法毕竟能够在最短的时间里给我们提供研究区岩石圈导电性结构的基本轮廓.
利用Niblett-Bostick变换除了可以实现对研究区岩石圈导电性结构的快速成像之外，还可以计算岩石圈内各层的平均电导结构和各个转换深度的各向异性参数的分布.
3.3 华北研究区岩石圈(N-B)导电性结构特征图 11即是华北研究区1°×1°大地电磁测深阵列观测数据的快速成像结果，是利用Niblett-Bostick变换获得的不同N-B深度(HNB)的电阻率(ρNB)平面结构图.图中色标表示电阻率(ρNB)的大小，红色为低电阻率，蓝色为高电阻率.
|
图 11 华北N-B变换岩石圈三维导电性结构图 (a)HNB=2 km, 电阻率(ρNB)区域结构图；(b)HNB=5 km, 电阻率(ρNB)区域结构图；(c)HNB=10 km, 电阻率(ρNB)区域结构图；(d)HNB=20 km, 电阻率(ρNB)区域结构；(e)HNB=30 km, 电阻率(ρNB)区域结构图；(f)HNB=40 km, 电阻率(ρNB)区域结构；(g)HNB=60 km, 电阻率(ρNB)区域结构；(h)HNB=80 km, 电阻率(ρNB)区域结构；(i)HNB=100 km, 电阻率(ρNB)区域结构；(g)HNB=150 km, 电阻率(ρNB)区域结构；(k)hNB=200 km, 电阻率(ρNB)区域结构；(l)hNB=250 km, 电阻率(ρNB)区域结构. Fig. 11 Three-dimensional conductivity Structure of North China lithosphere using N-B transform (a) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB=2 km; (b) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB=5 km; (c) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB= 10 km; (d) Resistivity regional structure at HNB=20 km; (e) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB=30 km; (f) Resistivity (ρNB)regional siTucture at HNB=40 km; (g) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB=60 km; (h) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB=80 km; (i) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB=100 km; (j) Resistivity (ρNB) regional structure at Лыв=150 km; (k) Resistivity (ρNB) regional structure at HNB=200 km; (1) Resistivity regional structure at HNB=250 km. |
经过与华北研究区视电阻率频率响应结构(见图 8)的比较可以看到，由N-B变换得到的研究区岩石圈导电性结构与视电阻率频率响应结构的基本特征大体相符.华北研究区岩石圈导电性在区域上的分布也同样存在明显差异(见图 11)，由东往西也是呈高阻-低阻-高阻-低阻相间的结构；而在115°E—120°E之间，岩石圈导电性沿南北方向也见有明显差异；39°N以南地区，岩石圈导电性仍以低阻为主；而以北地区，则以高阻为主.随着深度增大，华北研究区岩石圈导电性区域分布的差异也逐渐缩小；但在华北西部地区，其南部岩石圈电阻率逐渐增大，导电性沿南北方向的差异变明显.
进一步分析华北岩石圈N-B导电性结构特征发现：
在东部的京-津-唐、冀中和西部的河套及鄂尔多斯地区的上地壳(N-B深度(HNB)＜10 km)均为低阻块体，其N-B电阻率(ρNB)在(10~100)Ωm之间；相比之下，京-津-唐、冀中地区上地壳N-B电阻率(ρNB)比鄂尔多斯地区低.而西北部的阿拉善、西南部的兰州—六盘山地区，中部的太行—汾渭—吕梁地区，北部的呼和浩特—张家口—承德—辽南和东南部的鲁西—胶东地区的上地壳(N-B深度(HNB)＜10 km)则为高阻块体，其N-B电阻率(ρNB)均大于300 Ωm(见图 11(a-c)).
通常认为，大陆地壳的上层主要由沉积层、变质结晶岩和花岗质岩层构成(黄怀曾等，1994)；沉积层主要分布在盆地和地势较平坦的地区，而变质结晶岩和火成岩则主要在山区、丘陵地区出露.根据岩石导电性和导电性的影响因素(傅良魁，1986)分析，沉积层的电阻率往往比变质结晶岩和火成岩低得多.由此推断，华北上地壳的导电性结构特征应大致与区内浅表构造和地形、地貌特征相关(见图 12)，东部和西部的低阻块体即分别与渤海湾盆地和鄂尔多斯盆地、河套盆地相对应；区内的高阻块体则与太行—吕梁、燕山、鲁西等造山带基本一致.
|
图 12 华北地区地形图 Fig. 12 Topographic map of North China |
对于华北研究区中-下地壳(N-B深度(HNB):(10~40) km)区域性导电结构的基本格局变化不大；但随深度增大，华北西部鄂尔多斯块体南北分区的特点越来越明显；其分界线在38°N左右，南部N-B电阻率(ρNB)升高，大致在(100~300)Ωm之间，而北部则较低，在(10~100)Ωm之间(图 11(c, f)).
从(图 11(c, f))所示，我们还发现38°N也是太行—汾渭—吕梁块体和渤海湾低阻异常的北界；这是有趣的结果，它构成东西向横贯华北全区的区域性构造线的电性痕迹，可能在一定程度上证明华北岩石圈存在东西向深大断裂带.
在N-B深度(HNB)(60~250)km, 即:华北上地幔(图 11(g-l))，随N-B深度(HNB)增大，直达到150 km，其导电结构的区域性格局变化不大；但鄂尔多斯北部和环渤海地区的低阻块体的N-B电阻率(ρNB)比中-下地壳降低，约为(10~30)Ωm.当N-B深度(HNB)大于150 km，华北上地幔的低阻区逐渐消失，其导电性趋于均匀.
3.4 华北研究区岩石圈构造格局关于华北研究区构造单元划分，争论由来已久，学者们提出了多种方案(张福勤等, 1998; 吴昌华和钟长汀, 1998; 翟明国和卞爱国, 2000; Zhao et al., 1998, 2001), 但所有这些方案都是基于地表地质、构造的观察，或地球化学和测年的研究提出的，很少涉及地球物理深部结构、构造特征的研究.然而，对于区域构造单元的划分、克拉通地质演化历史的认识，缺乏深部地球物理探测的研究资料，将大大降低它的可靠性.
近些年来，许多学者在研究华北克拉通“破坏”时，涉及华北构造格局及演化过程的认识，大多引用赵国春等的研究结果.Zhao等(1998, 2001)根据华北克拉通中部与东、西部之间在岩性、构造、变质和测年等方面的差异，提出把华北划分为3个地块.
在大约18.5亿年前，由于华北东、西2个太古代—早元古代微陆块发生汇聚、碰撞，从而形成了华北早元古代中部碰撞造山带，使它们聚集成统一的华北克拉通古老基底(图 13).但是，Zhao等的研究和其他学者一样，也缺乏深部地球物理结构研究的支撑.
|
图 13 华北构造分区略图(Zhao et al., 1998, 2001) Fig. 13 The North China tectonic map (Zhao et al., 1998, 2001) |
目前，众多学者关于华北克拉通形成演化历史一致的认识是，华北克拉通是由独立发展、形成的不同块体，经碰撞、聚合构成统一的克拉通.那么，这些“独立发展、形成”的不同微陆块，应存在岩石圈结构特征的差异，这包括：密度、地震波速和电阻率(电导率)；其碰撞、汇聚的力学过程和作用，也往往会存留下岩石圈物性结构耦合关系的痕迹，以及地热异常分布的特征.因此，在地质、构造研究的基础上，进一步根据深部地球物理探测结果研究华北区域构造格局和克拉通形成、演化，其结果将更具有说服力.
有关岩石导电性的许多理论研究和高温、高压实验(傅良魁，1986；魏文博，2003；Nover，2005；Karato, 1990)业已证明，影响岩石电阻率的因素包括：矿物成份及其体积含量、孔隙裂隙度、湿度、充填水溶液的矿化度、岩石结构(良导矿物和充填水溶液的连通状况)、压力和温度；而在地球深部环境下，岩石的导电性则主要受物质成份、矿物中水(氢)的含量、压力、温度，以及由高温、高压导致的物质相变和物理状态改变的影响.
越来越多的深部地球物理探测、地球化学和岩石学研究资料肯定了由漫长地质历史和演化过程所导致的大陆地壳物质组成与结构的复杂性，以及地幔的非均匀性(Anderson, 1989).不同大陆块体，其地壳的生长方式不同、岩石圈的运动方式不同、动力学机制不同，这必然造成大陆块体之间岩石圈物质组成、岩石学结构、温度、压力、物质状态和空间变形等特征的差异(黄怀曾等，1994).而大陆块体之间这些特征的差异也将引起岩石圈导电性结构特征的变化，这即为我们利用华北及其邻区岩石圈导电性结构划分构造单元，研究区域构造格局提供了依据.
如前，关于华北研究区岩石圈(N-B)导电性结构特征的分析表明，华北研究区的地壳和上地幔岩石圈的电性结构具有很好的继承性(见图 11)；所以，根据地壳和上地幔各个N-B深度(HNB)导电性结构特征的比较，把华北及其邻区岩石圈划分为10个块体(图 14)，即：胶辽、燕山、鲁西、太行—吕梁等劣导电性(高电阻率)块体，内蒙古、阿拉善和祁连中等导电性块体，黄淮、鄂尔多斯和秦岭良导电性(低电阻率)块体；其中，华北西部的鄂尔多斯块体、中部的太行—吕梁块体和东部的黄淮块体均具有南北分区的特点；然而，这些块体内部的南北分区究竟是华北东、西部微陆块拼合之后，经历后期改造的产物？或是比东西向拼合更早期便发生过南北向块体的拼合？讨论这问题，还需要寻找更进一步的地质、地球物理证据.所划分的10个块体，除了胶辽、祁连、秦岭—大别块体以外的7个块体均属华北克拉通的构造单元.这结果进一步证实了现今的华北岩石圈是由多个块体拼合而成的认识.
|
图 14 由岩石圈电性结构划分的华北及其邻区构造格局 (1)胶辽块体；(2)燕山块体；(3)鲁西块体；(4)黄淮块体；(5)太行—吕梁块体；(6)内蒙古块体；(7)鄂尔多斯块体；(8)阿拉善块体；(9)祁连块体；(10)秦岭—大别块体. Fig. 14 Tectonic framework of North China and adjacent areas divided based on the lithospheric electrical structure (1) Jiao Liao block; (2) Yanshan block; (3) Luxi block; (4) Huang Huai block; (5) Taihang Lvliang block; (6) Inner Mongolia block; (7) Ordos block; (8) Alxa block; (9) Qilian block; (10) Qinling Mountains Dabie block. |
华北研究区岩石圈低导电性(高阻)和中等导电性的块体大致与区内造山带、构造褶皱带相对应，反映出这些构造单元的岩石圈主要表现为“刚性”结构的特点；而良导电性(低阻)块体则与盆地发育区相吻合，其导电性可能反映了区内岩石圈具有“塑性”结构特征，地壳及上地幔内具有较高的地温梯度和较大量含盐溶液、热流体及局部熔融体，这表明良导电性(低阻)块体的构造活动性可能较强烈.
值得进一步关注的是，位于华北研究区西南缘，属于祁连块体的六盘山岩石圈的导电性表现为中—高阻块体特征，这也许能在一定程度上证明青藏高原下地壳—上地幔物质向其东北缘“逃逸”的可能性不大.
4 结语(1) 目前中国大陆大地电磁测深(MT)阵列观测已经有了很好的开端.经过三年多的工作，我们完成了华北研究区和青藏MT阵列观测数据的野外采集，进行数据处理获取了MT频率响应资料，并利用Niblett-Bostick变换对华北研究区MT阵列资料进行时-深转换，实现华北岩石圈导电性结构的快速成像.
(2) 本文通过对华北研究区视电阻率频率响应结构和华北研究区岩石圈导电性快速成像结果的分析，阐述了华北研究区岩石圈电性结构的基本特征；在此基础上，根据岩石圈的导电性结构，把华北及邻区岩石圈划分为十个块体，从导电性的角度认为华北克拉通是由多个块体集合而成.
(3) 本文发表的只是根据华北研究区MT阵列观测数据转换计算的近似结果提出的认识，有些结论还需要多学科共同研究结果得到进一步证实.
致谢特别感谢爱尔兰都柏林高等研究院的Alan.G.Jons教授为本研究提供了Niblett-Bostick变换的计算机程序，使我们能够快速顺利完成华北研究区MT阵列数据的N-B时—深转换和岩石圈导电性结构的快速成像.
Ai Y S, Zheng T Y. 2003. The upper mantle discontinuity structure beneath eastern China. Geophysical Research Letters, 30(21): 2089. DOI:10.1029/2003GL017678 |
Anderson D L. 1989. Theory of the Earth. Boston: Blackwell Scientific Publications: 348-370, 403-439.
|
Blundell D J, Freeman R, Mueller S. 1992. A Continent revealed:the European Geotraverse. Cambridge University Press.
|
Bostick F X. 1977. A Simple and Almost Exact Method of MT Analysis (Abstract). Workshop on Electrical Methods in Geothermal Exploration, Snowbird, Utah.
|
Chen L S, Booker J R, Jones A G, et al. 1996. Electrically conductive crust in Southern Tibet from INDEPTH magnetotelluric surveying. Science, 274(5293): 1694-1696. DOI:10.1126/science.274.5293.1694 |
Chen L, Ai Y S. 2009. Discontinuity structure of the mantle transition zone beneath the North China Craton from receiver function migratio. Journal of Geophysical Research, 114(B6): B06307. DOI:10.1029/2008JB006221 |
Chen L, Cheng C, Wei Z G. 2009. Seismic evidence for significant lateral variations in lithospheric thickness beneath the central and western North China Craton. Earth and Planetary Science Letters, 286(1-2): 171-183. DOI:10.1016/j.epsl.2009.06.022 |
Chen L, Tao W, Zhao L, et al. 2008. Distinct lateral variation of lithospheric thickness in the Northeastern North China Craton. Earth and Planetary Science Letters, 267(1-2): 56-68. DOI:10.1016/j.epsl.2007.11.024 |
Chen L, Zheng T Y, Xu W W. 2006a. A thinned lithospheric image of the Tanlu Fault Zone, eastern China:Constructed from wave equation based receiver function migration. Journal of Geophysical Research, 111(B9): B09312. DOI:10.1029/2005JB003974 |
Chen L, Zheng T Y, Xu W W. 2006b. Receiver function migration image of the deep structure in the Bohai Bay Basin, eastern China. Geophysical Research Letters, 33(20): L20307. DOI:10.1029/2006GL027593 |
Chen L. 2009. Lithospheric structure variations between the eastern and central North China Craton from S-and P-receiver function migration. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 173(3-4): 216-227. DOI:10.1016/j.pepi.2008.11.011 |
Chen L. 2010. Concordant structural variations from the surface to the base of the upper mantle in the North China Craton and its tectonic implications. Lithos, 120(1-2): 96-115. DOI:10.1016/j.lithos.2009.12.007 |
Clowes R M. 1993. LITHOPROBE Phase Ⅳ Proposal:Studies of the Evolution of a Continent. Vancouver: Lithoprobe Secretariat, University of British Columbia Press: 290.
|
Clowes R M. 1997. LITHOPROBE Phase Ⅴ Proposal:Evolution of a Continent Revealed. Vancouver: Lithoprobe Secretariat, University of British Columbia Press: 188.
|
Deng J F, Su S G, Liu C, et al. 2006. Discussion on the Lithospheric thinning of the North China craton:delamination? or thermal erosion and chemical metasomatism?. Earth Science Frontiers, 13(2): 105-119. |
Deng J F, Su S G, Zhao H L, et al. 2003. Deep processes of Mesozoic YanShanian Lithosphere thinning in North China. Earth Science Frontiers, 10(3): 41-50. |
Deng J F, Wei W B, Qiu R Z, et al. 2007. Three-Dimensional Structure of Lithosphere and Its Evolution in North China. Beijing: Geological Publishing House: 29-46, 267-272.
|
Deng J F, Zhao H L, Mo X X, et al. 1996. Continental Roots-Plume Tectonics of China:Key to the Continental Dynamics. Beijing: Geological Publishing House: 59-64.
|
Deng Q H, Zhang M S, Zhan Y, et al. 1997. Geoelectrical structure of the crust and upple mantle in the Xingtai earthquake area and its tectonic implications. Seismology and Geology, 19(2): 153-163. |
Egbert G D, Booker J R. 1986. Robust estimation of geomagnetic transfer functions. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 87(1): 173-194. DOI:10.1111/gji.1986.87.issue-1 |
Fu C Y, Chen Y T, Qi G Z. 1985. Base of Geophysics. Beijing: Science Press: 1-3, 116-127.
|
He C, Dong S, Santosh M, et al. 2013. Destruction of the North China Craton:a perspective based on receiver function analysis. Geological Journal, 50(1): 93-103. |
Huang H Z, Wu G J, Zhu Y, et al. 1994. Research Dynamics of the Lithosphere. Beijing: Geological Publishing House: 3-5.
|
Jin S, Wei W, Wang S, et al. 2010. Discussion of the formation and dynamic signification of the high conductive layer in Tibetan crust. Chinese Journal of Geophysics, 53(10): 2376-2385. |
Jin S, Ye G F, Wei W B, et al. 2006. The electrical structure and fault feature of crust of south-eastern Tibetan plateau-the result of magnetotelluric prospecting on profile from Xiachayu-Changdu. Earth Science Frontiers, 13(5): 408-415. |
Jin S, Ye G F, Wei W B, et al. 2007. Electrical structure and fault features of crust and upper mantle beneath the western margin of the Qinghai-Tibet plateau:evidence from the magnetotelluric survey along Zhada-Quanshui lake profile. Journal of China University of Geosciences, 18(4): 326-333. DOI:10.1016/S1002-0705(08)60013-8 |
Jin S, Ye G, Wei W, et al. 2007. The electrical structure and fault feature of crust and mantle of western tibet plateau:based on results of magnetotelluric survey along profile Zhada-Quanshuihu. Earth Science, 32(4): 474-480. |
Jones A G. 1983. On the equivalence of the Niblett and Bostick transformations in the magnetotelluric method. J Geophys, 53(1): 72-73. |
Karato S. 1990. The role of hydrogen in the electrical conductivity of the upper mantle. Nature, 347(6290): 272-273. DOI:10.1038/347272a0 |
Li S H, Unsworth M J, Booker J R, et al. 2003. Partial melt or aqueous fluid in the mid-crust of Southern Tibet? Constraints from INDEPTH magnetotelluric data. Geophysical Journal International, 153(2): 289-304. DOI:10.1046/j.1365-246X.2003.01850.x |
Niblett E R. 1960. Variation of electrical conductivity with depth by the magneto-telluric method. Geophysics, 25(5). |
Nover G. 2005. Electrical properties of crustal and mantle crust-a review of laboratory measurements and their explanation. Surveys in Geophysics, 26(5): 593-651. DOI:10.1007/s10712-005-1759-6 |
Qin X L, Pedersen L B, Zhao Y L, et al. 1991. Conductivity structure of crust in the Tangshan seismic area and the possibility of exploring potential seismic sources by magnetotelluric method. Acta Seismologica Sinica, 13(3): 354-363. |
Shi Y J, Liu G D, Wu G Y, et al. 1985. A Course in Magnetotelluric Method. Beijing: Seismology Press: 23-34.
|
Solon K D, Jones A G, Nelson K D, et al. 2005. Structure of the crust in the vicinity of the Banggong-Nujiang suture in central Tibet from INDEPTH magnetotelluric data. Journal of Geophysical Research, 110(B10): B10102. DOI:10.1029/2003JB002405 |
Spratt J E, Jones A G, Nelson K D, et al. 2005. Crustal structure of the India-Asia collision zone, southern Tibet, from INDEPTH MT investigations. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 150(1-3): 227-237. DOI:10.1016/j.pepi.2004.08.035 |
Unsworth M J, Jones A G, Wei W, et al. 2005. Crustal rheology of the Himalaya and Southern Tibet inferred from magnetotelluric data. Nature, 438(7064): 78-81. DOI:10.1038/nature04154 |
Unsworth M. 2003. Studying continental dynamics with magnetotelluric exploration. Earth Science Frontiers, 10(1): 25-38. |
Unsworth M, Wei W B, Jones A G, et al. 2004. Crustal and upper mantle structure of Northern Tibet imaged with magnetotelluric data. Journal of Geophysical Research, 109(B2): B02403. |
Unsworth M. 2003. Studying continental dynamics with magnetotelluric exploration. Earth Science Frontiers, 10(1): 25-38. |
Wang T, Chen L. 2009. Distinct velocity variations around the base of the upper mantle beneath Northeast Asia. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 172(3-4): 241-256. DOI:10.1016/j.pepi.2008.09.021 |
Wei W B, Martyn U, Jin S, et al. 2006a. Conductivity structure of crust and upper mantle beneath the northern Tibetan plateau:Results of super-wide band magnetotelluric sounding. Chinese Journal of Geophysics, 49(4): 1098-1110. DOI:10.1002/cjg2.v49.4 |
Wei W B, Jin S, Ye G F, et al. 2006b. Features of faults in the central and northern Tibetan plateau based on results of INDEPTH (Ⅲ)-MT. Frontiers of Earth Science in China, 1(1): 121-128. |
Wei W B, Tan H D, Deng M, et al. 2002. Electric conductivity of the crust of the Tibetan Plateau: Ubiquitous heat flow in the crust revealed by MT Sounding. //Chen Y C ed. 80th Anniversary of the Geological Society of China Academic Papers (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House, 487-493.
|
Wei W B, Unsworth M, Jones A, et al. 2001. Detection of widespread fluids in the Tibetan Crust by magnetotelluric studies. Science, 292(5517): 716-719. DOI:10.1126/science.1010580 |
Wei W B, Ye G F, Li Y J, et al. 2007. Three-dimensional P-wave velocity structure of the crust of North China. Journal of China University of Geosciences, 18(3): 257-268. DOI:10.1016/S1002-0705(08)60006-0 |
Wu C H, Zhong C T. 1998. The Paleoproterozoic SW-NE Collision model for the central North China Craton. Progr. Precambrian Res., 21: 28-50. |
Wu F Y, Ge W C, Sun D Y, et al. 2003. Discussions on the lithospheric thinning in Eastern China. Earth Science Frontiers, 10(3): 51-60. |
Ye G F, Jin S, Wei W B, et al. 2007. Research of conductive structure of crust and upper mantle beneath the South-central Tibetan Plateau. Journal of China University of Geosciences, 18(4): 334-343. DOI:10.1016/S1002-0705(08)60014-X |
Zhai M G, Bian A G, Zhao T P. 2000. The amalgamation of the Supercontinent of North China Craton at the end of Neo-Archaean and its breakup during late Palaeoproterozoic and Meso-proterozoic. Science in China Series D:Earth Sciences, 43(S1): 219-232. DOI:10.1007/BF02911947 |
Zhang F Q, Liu J Z, OUYANG, et al. 1998. Greenstone petro-tectonic frameworkof cratonic basement, north China. Chinese Journal of Geophysics, (S1): 99-107. |
Zhao G C, Sun M, Wilde S A, et al. 2005. Late Archean to Paleoproterozoic evolution of the North China Craton:key issues revisited. Precambrian Research, 136(2): 177-202. DOI:10.1016/j.precamres.2004.10.002 |
Zhao G C, Wilde S A, Cawood P A, et al. 1998. Thermal evolution of Archean basement rocks from the eastern part of the North China Craton and its bearing on tectonic setting. International Geology Review, 40(8): 706-721. DOI:10.1080/00206819809465233 |
Zhao G C, Wilde S A, Cawood P A, et al. 2001. Archean blocks and their boundaries in the North China Craton:Lithological, geochemical, Structural andP-T path constraints and tectonic evolution. Precambrian Research, 107(1-2): 45-73. DOI:10.1016/S0301-9268(00)00154-6 |
Zhao G Z, Jiang Z, Liu G D, et al. 1997. Two-dimensional inversion and interpretation of MT data in a seismic active area of northern part of North China. //Proc. 30th Int'l Geol Congr, 20: 69-82.
|
Zhao G Z, Liu T S, Jiang Z, et al. 1997. Investigation on Mt data along Yanggao Rongcheng profile by two-dimensional inversion. Acta Geophysica Sinica, 40(1): 38-46. |
Zhao L, Zheng T Y, Chen L, et al. 2007. Shear wave splitting in eastern and central China:implications for upper mantle deformation beneath continental margin. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 162(1-2): 73-84. DOI:10.1016/j.pepi.2007.03.004 |
Zhao L, Zheng T Y, Lü G. 2008. Insight into craton evolution:Constraints from shear wave splitting in the North China Craton. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 168(3-4): 153-162. DOI:10.1016/j.pepi.2008.06.003 |
Zhao L, Zheng T Y. 2005. Using shear wave splitting measurements to investigate the upper mantle anisotropy beneath the North China Craton:Distinct variation from east to west. Geophysical Research Letters, 32(10): L10309. DOI:10.1029/2005GL022585 |
Zhao L, Zheng T Y. 2007. Complex upper-mantle deformation beneath the North China Craton:implications for lithospheric thinning. Geophysical Journal International, 170(3): 1095-1099. DOI:10.1111/gji.2007.170.issue-3 |
Zheng T Y, Chen L, Zhao L, et al. 2006. Crust-mantle structure difference across the gravity gradient zone in North China Craton:Seismic image of the thinned continental crust. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 159(1-2): 43-58. DOI:10.1016/j.pepi.2006.05.004 |
Zheng T Y, Chen L, Zhao L, et al. 2007. Crustal structure across the Yanshan belt at the northern margin of the North China Craton. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 161(1-2): 36-49. DOI:10.1016/j.pepi.2007.01.004 |
Zheng T Y, Zhao L, Xu W W, et al. 2008b. Insight into modification of North China Craton from seismological study in the Shandong Province. Geophysical Research Letters, 35(22): L22305. DOI:10.1029/2008GL035661 |
Zheng T Y, Zhao L, Zhu R X. 2008a. Insight into the geodynamics of cratonic reactivation from seismic analysis of the crust-mantle boundary. Geophysical Research Letters, 35(8): L08303. DOI:10.1029/2008GL033439 |
Zheng T Y, Zhao L, Zhu R X. 2009. New evidence from seismic imaging for subduction during assembly of the North China Craton. Geology, 37(5): 395-398. DOI:10.1130/G25600A.1 |
邓晋福, 苏尚国, 赵海玲, 等. 2003. 华北地区燕山期岩石圈减薄的深部过程. 地学前缘, 10(3): 41-50. |
邓晋福, 魏文博, 邱瑞照, 等. 2007. 中国华北地区岩石圈三维结构及演化. 北京: 地质出版社: 29-46, 267-272.
|
邓晋福, 赵海玲, 莫宣学, 等. 1996. 中国大陆根-柱构造:大陆动力学的钥匙. 北京: 地质出版社: 59-64.
|
邓前辉, 张木生, 詹艳, 等. 1997. 邢台震区地壳上地幔电性结构及其构造意义. 地震地质, 19(2): 153-163. |
傅承义, 陈运泰, 祁贵仲. 1985. 地球物理学基础. 北京: 科学出版社: 1-3, 116-127.
|
傅良魁. 1986. 岩性电测深法及其在我国的试用效果. 物探与化探, 10(3): 183-192. |
黄怀曾, 吴功建, 朱英, 等. 1994. 岩石圈动力学研究. 北京: 地质出版社: 3-5.
|
金胜, 魏文博, 汪硕, 等. 2010. 青藏高原地壳高导层的成因及动力学意义探讨——大地电磁探测提供的证据. 地球物理学报, 53(10): 2376-2385. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.10.011 |
金胜, 魏文博, 叶高峰, 等. 2009. 班公-怒江构造带的电性结构特征——大地电磁探测结果. 地球物理学报, 52(10): 2666-2675. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.10.027 |
金胜, 叶高峰, 魏文博, 等. 2006. 青藏高原东南部地壳导电性结构与断裂构造特征——下察隅-昌都剖面大地电磁探测结果. 地学前缘, 13(5): 408-415. |
金胜, 叶高峰, 魏文博, 等. 2007. 青藏高原西缘壳幔电性结构与断裂构造:札达-泉水湖剖面大地电磁探测提供的依据. 地球科学-中国地质大学学报, 32(4): 474-480. |
秦馨菱, PedersenL B, 赵玉林, 等. 1991. 唐山地震区地壳电性结构及MT探索潜在震源的可能性. 地震学报, 13(3): 354-363. |
石应骏, 刘国栋, 吴广耀, 等. 1985. 大地电磁测深法教程. 北京: 地震出版社: 23-34.
|
魏文博, 金胜, 叶高峰, 等. 2003. 大陆岩石圈导电性的研究方法. 地学前缘, 10(1): 15-23. |
魏文博, 金胜, 叶高峰, 等. 2006a. 藏北高原地壳及上地幔导电性结构——超宽频带大地电磁测深研究结果. 地球物理学报, 49(4): 1215-1225. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2006.04.038 |
魏文博, 金胜, 叶高峰, 等. 2006b. 西藏高原中、北部断裂构造特征:INDEPTH(Ⅲ)-MT观测提供的依据. 地球科学——中国地质大学学报, 31(2): 257-265. |
魏文博, 金胜, 叶高峰, 等. 2009. 藏南岩石圈导电性结构与流变性-超宽频带大地电磁测深研究结果. 中国科学D辑:地球科学, 39(11): 1591-1601. |
魏文博, 谭捍东, 邓明等. 2002. 西藏高原地壳的导电性-大地电磁深探测发现西藏的地壳普遍存在流体. //陈毓川. 中国地质学会80周年学术文集. 北京: 地质出版社, 487-493.
|
魏文博, 叶高峰, 金胜, 等. 2007. 华北地区地壳P波三维速度结构. 地球科学——中国地质大学学报, 32(4): 441-452. |
吴昌华, 钟长汀. 1998. 华北陆台中段吕梁期SW-NE向碰撞——晋蒙高级区孔兹岩系进入下地壳的构造机制. 前寒武纪研究进展, 21(3): 28-50. |
吴福元, 葛文春, 孙德有, 等. 2003. 中国东部岩石圈减薄研究中的几个问题. 地学前缘, 10(3): 51-60. |
叶高峰, 金胜, 魏文博, 等. 2007. 西藏高原中南部地壳与上地幔导电性结构. 地球科学——中国地质大学学报, 32(4): 491-498. |
翟明国, 卞爱国. 2000. 华北克拉通新太古代末超大陆拼合及古元古代末-中元古代裂解. 中国科学:地球科学, 30(s1): 129-137. |
张福勤, 刘建忠, 欧阳自远. 1998. 华北克拉通基底绿岩的岩石大地构造学研究. 地球物理学报, (s1): 99-107. |
赵国泽, 刘铁胜, 江钊, 等. 1997. 山西阳高-河北容城剖面大地电磁资料的二维反演解释. 地球物理学报, 40(1): 38-46. |