华北地区上地幔及过渡带电性结构研究

2015-12-12徐光晶汤吉黄清华上嶋诚

地球物理学报 2015年2期

关键词：岩石圈克拉通华北地区

徐光晶，汤吉，黄清华＊，上嶋诚

1北京大学地球与空间科学学院地球物理学系，北京 100871

2中国地震局地质研究所，北京 100029

3日本东京大学地震研究所，东京 113－0032

1 引言

华北克拉通是世界上最著名的古老陆块之一，是典型的克拉通块体.华北克拉通与其他克拉通相比，有着更为复杂、多阶段的构造演化.它记录了几乎所有的地球早期发展的重大构造事件，并在中生代发生了减薄与改造（翟明国，2011）.华北克拉通破坏所蕴含的丰富地质内涵使它成为探索大陆动力学的极佳场所（朱日祥等，2011），从20世纪90年代至今，国内外地球物理、地球化学以及地质学家针对华北克拉通破坏的相关问题开展了大量的研究工作（邓晋福等，1994；刘庆生等，2000；魏文博等，2008；何丽娟，2014），使得我们对华北克拉通的深部结构、形成及演化有了更清晰的认识.然而，由于学科背景的差异和研究思路的不同，目前对华北克拉通的时空分布，破坏机制和地球动力学原因等问题尚存在争议（吴福元等，2008；朱日祥和郑天愉，2009；陈凌等，2010；林伟等，2013）.

地球表面所见到的一系列地球物理场异常、地质构造格局、地球化学组分变异，无一不受到地球内部物质与能量交换的制约，而这些现象和深层动力学过程密不可分（滕吉文，2003）.近20年来，国际上对地球内部，特别是地球内部不同圈层间的相互联系与制约关系的研究日益重视，我国也在开展以板块会聚边界为代表的精细结构深入研究的同时，将研究的视角投向深部地核和地幔的物质、结构及其不均匀性，以及圈层地球的形成演化（朱日祥，2007）.越来越多的研究表明，在研究大陆动力学乃至全球动力学中，对岩石圈、软流圈和地幔过渡带结构以及它们之间的相互作用和耦合关系的认识是非常必要的（赵国泽等，2001；魏文博等，2003；朱日祥，2007）.和地震学关注岩石的弹性性质不同，地球电磁学主要关注的主要是岩石电导率的变化.地下岩石电导率（或电阻率）是揭示地球内部状态的重要物理参数之一，它对于地球内部温度、流体、熔融和挥发分的存在以及它们的体积、含量等比较灵敏（Karato，1990；Bai and Kohlstedt，1992；赵国泽等，2001）.获取岩石圈以下部分的电性结构对于探索地幔的物理、化学状态、物质组成和结构转变，及相关的地球动力学过程意义重大.

大地电磁测深法（MT）和地磁测深法（GDS）是地球电磁学常用的两种探测地下电性结构的方法.而常规的大地电磁测深，磁场观测采用的是感应式磁力仪，结合电场的观测，通常获得最大周期约10000s的电磁响应.近年来，长周期MT将周期进一步扩展到数万秒，但仍难以获取地幔过渡带附近的电性结构.而地磁测深利用地磁台站的长期连续观测资料，采用磁通门磁力仪，只观测磁场，记录稳定，获得的地磁响应周期可达数百万秒，可以获取深达上千千米的电性结构.等效MT标量阻抗的GDS方法（Schultz and Larsen，1987；Neal et al.，2000；Ichiki et al.，2001；Utada et al.，2003）是将地磁测深与大地电磁测深结合的一种方法，通过场源近似得到GDS响应函数和MT响应函数之间的转换关系，并将MT的相关方法应用到GDS中以获取地下电性结构.本文利用华北地区14个地磁台站记录的资料，得到了300～1000km范围的地幔电性结构，对其特征进行了分析，初步探讨了华北克拉通的深部动力学过程.

2 观测资料和数据处理

2.1 数据来源

本文收集了中国地磁台网地磁基准台和基本台站的资料，包括中国地震局“九五”首都圈重点防御工程数据改造的地磁台站数据，选择了华北地区14个台站的地磁台观测数据（见表1），部分台站利用了9—10年长期连续记录数据.将各个台站资料从原始时间序列出发，使用统一流程挑选连续性好且信噪比高的数据进行处理.图1为本文使用的华北地区地磁台站及主要断裂分布图.

表1 本研究使用的华北地区地磁台的资料信息Table 1 Information of the geomagnetic stations in North China

2.2 方法和原理

MT和GDS的响应函数定义如公式（1）所示：

其中，Ei（ω）（i＝x，y），Hj（ω）（j＝x，y，z）分别表示频率域的电场分量和磁场分量，x，y代表水平方向，一般定义x为正南北，y为正东西，z代表垂直方向，ω代表角频率.Zij（ω）（i＝x，y；j＝x，y）表示 MT响应函数ZMT，A（ω）和B（ω）表示GDS响应函数TGDS的两个分量.

MT需要对地表观测的电场和磁场进行同步，对于长周期，由于受场源限制，一般只能得到周期105s以内的MT响应，这阻碍了MT对中上地幔电导率结构问题的应用.实际上，在中、低纬度地区，场源是位于地磁赤道上方数个地球半径远处的电流环，地球表面的磁场可用奇数阶的带谐函数表示（Banks，1969；Schultz and Larsen，1987），P01项（周期约2.5—125天，场源对应在赤道数个半径处的电流环）为主要项，次强项P03往往比P01小得多，并且它反映的是较高频的信息，因此可以忽略其他高阶项，用P01项来近似场源.Schultz和Larsen（1987）首先计算出了基于P01场源近似的GDS响应，同时给出一维地球介质的MT和GDS响应函数之间的转换公式如下：

图1 本文利用的华北地区地磁台站及主要断裂分布Fig.1 Distribution of the geomagnetic stations and main faults in North China

式中，α10为转换系数，i为虚数，R为地球半径，θ为地磁余纬.通过上述公式，可以计算得到等效MT标量阻抗.

从等效MT标量阻抗出发，计算得到视电阻率和相位，对比分析后进行反演.在本研究中，用ρ＋理论（Weidelt，1972；Parker，1980；Parker and Booker，1996）分析数据一维近似的合理性，同时用ρ＋和Occam（Constable et al.，1987）两种方法对数据进行反演.ρ＋理论是指对于一维地电断面，大地电磁响应的视电阻率和相位，总可以用一个由一系列δ函数组成的数学模型与之对应.ρ＋分析是寻找这由一系列δ函数组成的数学模型来拟合实测视电阻率和相位，检测他们是否一致的过程.Occam反演是由Constable等（1987）提出的，它是寻找在有极小可能构造意义下符合数据的模型.此方法不只是从拟合差最小值出发，而且还注重地层电性参数分布的实际情况，在一定的拟合差范围内，求解粗糙度最小值所对应的模型.

2.3 数据处理与分析

MT中，阻抗的求取一般采用最小二乘法.然而最小二乘解的稳定性和适应性差，对于局部相关噪声强的电磁观测资料，容易出现结果的分散或者偏离.为了解决这个问题，远参考技术（Gamble et al.，1979）和Robust技术（Chave et al.，1987）被提出.

远参考技术采用先设置一个与原信号场源相关而噪声不相关的远参考信号，然后将此参考信号与实测点数据进行相关处理，使得关系式中不再出现自相关项，从而有效地降低不相关噪声的影响.Robust技术则通过降低残差大的数据点的权重，降低异常数据带来的影响.本文采用集成了远参考和Robust处理于一体的RRRMT（Remote Reference Robust MT）资料处理软件（Chave et al.，1987），选取数据稳定，信噪比高的满洲里台为参考台，对华北14个地磁台站的资料进行了处理，得到了高置信度的地磁响应函数.

图2给出了北京台经过远参考和Robust处理的磁场水平分量Hx和垂直分量Hz之间的资料相干度，其中实线代表用1999—2006年的数据进行计算，虚线表示采用1999—2004年的数据进行计算，从图上可以看出，资料相干度都在0.8以上，周期小于106s的资料相干度超过了0.95，这说明数据质量很高，具有极高的可信度.另外，对比两条曲线可以发现，使用更长时间的数据，得到的长周期部分的资料相干度会有所改善.因此尽可能选取长时间的数据进行计算，大部分台站资料的长度都在5年以上.

图2 北京台的资料相干度Fig.2 The coherence of the data collected at BMT

图3 不同台站的视电阻率（a）和相位（b）曲线Fig.3 Apparent resistivity（a）and phase（b）responses of different stations

考虑到等效场源P01假设，对地磁响应函数基于周期在105～107s范围内信号源进行了球谐分析.利用公式（2）、（3），得到了华北地区地磁台站的视电阻率和相位的曲线.用ρ＋理论分析崇明（COM）和泰安（TAA）的视电阻率和相位资料表明，没有合适的δ函数来合理地拟合这两个台站数据.可能的原因是这两个台站的视电阻率和相位资料互相冲突，不满足一维近似条件.而其余的台站资料则通过了ρ＋检验.图3给出了除了崇明（COM）和泰安（TAA）以外的12个台站的视电阻率和相位图.其中绿色的代表华北地区东部的台站：北京（BMT）、昌黎（CHL）、大连（DLG）、静海（JIH）、杭州（HZH）和南京（NAJ）；红色的代表华北地区中部靠近太行山重力梯度带的太原（TAY）、郑州（ZZH）和红山（LYH）；蓝色的代表华北地区西部的鄂尔多斯块体周边的乾陵（QIX）、天水（TSY）和银川（YCB）.从图上可以看出所有台站的视电阻率基本分布在1～100Ωm，每个台站的视电阻率随着周期的增大而降低，这和地球内部温度随着深度的增大而增加有关（Neal et al.，2000）.同一构造单元相邻的几个台站过渡平缓，数值和形态比较接近，比如环渤海地区的4个台站（北京（BMT）、昌黎（CHL）、大连（DLG）和静海（JIH））水平方向不存在突变，它们在深部可能也有相似的构造背景；在105～106s周期，东部地区有较低的电阻率，中部地区其次，西部地区最高，到106s周期附近，所有的视电阻率基本集中在10Ωm附近；在106～107s周期，视电阻率曲线的形态变得复杂.图上还可以看出，乾陵（QIX）的视电阻率显著高于其他地区，这可能是由于其下方存在相对冷的下沉地幔流，和亚洲地幔冷柱有关（Fukao et al.，1994）.相位曲线的特征和视电阻率类似，在105～106s周期，东部地区的相位普遍较低，但最大相位主要出现在郑州（ZZH），随着周期增大，相位的波动也有所增大，但大部分的相位都分布在60°～90°之间.

3 数据反演与讨论

基于一维最光滑模型对地磁台的数据处理得到的资料进行了Occam反演，得到了1000km以上的地幔电性结构.考虑到等效MT标量阻抗的GDS方法是基于P01假设，其P01周期范围为2.5—125天（约2×105～1×107s）（Banks，1969；Schultz and Larsen，1987），因此，只选用了105s以上周期的数据进行反演，反演初始模型为50Ωm电阻率的均匀半空间.然而，105s以上的观测周期难以准确反映浅部结构的情况，所以文中给出的是300km以下的地幔电性结构.如果需要岩石圈部分的结构信息，可以采用长周期MT来补充周期少于105s的资料.

图4a给出了昌黎台（CHL）的ρ＋和Occam结果对比，δ函数对应的深度在417km，850km附近；图4b给出了Occam反演得到的电阻率随深度变化的梯度图，可以看出梯度图的拐点恰巧出现在δ函数所出现的深度附近.δ函数对应的深度往往在物理不连续面附近（Schultz et al.，1993），在其余台站也得到和图4类似的结果，417km和850km对应的间断面深度和前人（Neal et al.，2000；Ichiki et al.，2001）得到的δ函数对应的深度变化范围相符合.

图5给出了华北地区除了不满足一维近似的崇明（COM）和泰安（TAA）台之外的12个台站（昌黎（CHL）、杭州（HZH）、南京（NAJ）、大连（DLG）、静海（JIH）、北京（BMT）、红山（LYH）、郑州（ZZH）、太原（TAY）、天水（TSY）、银川（YCB）和乾陵（QIX））和 Neal等（2000）得到的CLC（Carty Lake in the Canadian Shield）和 TUC（Tucson in the southwestern United States）的结果对比.其中，CLC台位于加拿大稳定的克拉通，具有低热流密度和亏损的上地幔（Stott，1997）；TUC台位于一个典型的活跃扩张带，具有高热流密度且上地幔可能含有部分熔融（Lachenbruch and Sass，1978）.这两个台站具有典型的构造环境和鲜明的地球物理学特征.

图4 （a）昌黎台的ρ＋和Occam反演结果，水平虚线代表ρ＋得到的δ函数，对应于上坐标轴电导的值，实线代表Occam反演结果，对应于下坐标轴电阻率的值；（b）Occam反演结果的梯度和拐点位置图Fig.4 （a）1－D models inferred by the Occam andρ＋inversion at CHL（The delta function model byρ＋is shown by horizontal dash lines according to the upper coordinate axis and the Occam inversion is presented by curve according the lower coordinate axis；（b）The gradient of the Occam inversion result and the knee point of the curve

图5中，绿色的线条给出的是太行山重力梯度带以东的台站，分别是昌黎（CHL）、杭州（HZH）、南京（NAJ）、大连（DLG）、静海（JIH）.容易看出这些台站在地幔过渡带660km间断面上方，和典型的克拉通CLC相比，电导率要比他们要高3～10倍，同时也高于活跃的构造TUC地区.这个结果和Ichiki等（2001）在中国东北地区得到的电导率相当；在660～1000km，电导率逐渐收敛到1～2S·m－1附近.几个台站的电导率曲线随深度的变化趋势比较一致，这可能和他们在受到太平洋俯冲的影响的大背景有关.还可以看出，昌黎（CHL）和大连（DLG）的电导率相对较高，这可能和他们处在新生构造区域有关；红色的线条主要是指靠近太行山重力梯度带的几个台站，分别是北京（BMT）、红山（LYH）和郑州（ZZH）台，这3个台站在300～660km的范围，电导率都低于华北地区东部的台站，其中，郑州（ZZH）和另外两个台站相比，有更低的电导率，其在300～400km的范围和CLC台曲线比较相似.随着深度的增加，电导率逐步收敛到2S·m－1附近；粉色的曲线是处在山西断陷带的太原（TAY），其300～400km的曲线形态接近活跃的构造TUC，随着深度的增加，迅速减弱，电导率趋向于稳定的CLC；蓝色的线条表征的是鄂尔多斯块体周边的3个台站，分别是天水（TSY）、银川（YCB）和乾陵（QIX）.中央造山带西部的乾陵（QIX）的电导率随深度的变化的梯度从浅到深基本一致，并且电导率值比其他地区低近一个量级，这可能是一个冷的地幔通道（徐光晶，2009），是否与冷地幔柱有直接联系，还需要进一步研究.银川（YCB）和天水（TSY）的地幔过渡带的电导率和太行山梯度带附近的（北京（BMT）、郑州（ZZH）和红山（LYH））的相当.在400km以上部分，银川（YCB）和天水（TSY）的电导率比华北中部地区和TUC稍低，这可能主要受到岩石圈厚度的影响.华北地区西部相对稳定，岩石圈厚度约150km，而东部的岩石圈厚度小于100km（吴福元等，2008），一般而言，稳定的岩石圈热流密度更低，具有更低的电导率（Neal et al.，2000）.在过渡带部分，银川（YCB）和天水（TSY）和稳定的克拉通CLC相比，具有较高的电导率，这一方面可能是由于这几个台站都处在稳定克拉通的周围，而不是稳定克拉通的正下方，另一方面也可能是华北地区整体的地幔过渡带和CLC相比都具有更高的电导率.在660～1000km，几个台站的电导率曲线相差较大，它们深部的构造环境可能比较复杂.

对上地幔中水的研究表明（Thompson，1992），对于像西太平洋这样的成熟（或冷）的俯冲板条，通常的含水矿物主要表现为致密含水的镁－硅酸盐（DHMS），它们携带的水至少可以到达660km的地震波速不连续面，而在这种深度上，水是以熔体和矿物组分存在，并且熔体可以上升到岩石圈地幔.深部地球物理探测揭示了俯冲的太平洋板片滞留在地幔过渡带的现象（Fukao，et al.，1992；Huang and Zhao，2006；Li and Van der Hilst，2010；许卫卫等，2011），表明向西俯冲的太平洋板块下插在太行山以东的华北克拉通东部之下，使后者位于俯冲大洋板片之上.西太平洋板舌俯冲到地幔过渡带后，660km的地幔不连续面阻止了板舌的继续向下俯冲，使得俯冲板舌被压扁并沿着水平方向继续向前运动（汤吉等，2006）.Maruyama等（2009）的地震学研究表明在华北地区，西太平洋俯冲板舌一直前进到118°E附近，而停滞板舌含有较高的水分，这往往和高电导率相对应.在图5中，基本以静海（117°E）为界，静海两侧的台站有明显的电导率差异，特别是在660km上方，东部呈现明显的高导异常，这和地震学的结果具有良好的对应关系.

图5 反演结果对比图CLC（Carty Lake）、TUC（Tucson）、昌黎（CHL）、杭州（HZH）、南京（NAJ）、大连（DLG）、静海（JIH）、北京（BMT）、红山（LYH）、郑州（ZZH）、太原（TAY）、天水（TSY）、银川（YCB）和乾陵（QIX），410km和660km为地幔过渡带的速度间断面.Fig.5 Comparison of conductivity profiles from different stations

图6 反演结果的东西向差异CLC（Carty Lake）、TUC（Tucson）、昌黎（CHL）、静海（JIH）、红山（LYH）、银川（YCB）.Fig.6 Comparison of conductivity profiles from CLC，TUC，CHL，JIH，LYH，YCB

图7 华北地区地磁感应矢量图（a）为实感应矢量；（b）为虚感应矢量图.Fig.7 Observed geomagnetic induction vectors of period 230400sin North China.（a）Real part；（b）Imaginary part.

为了更清楚的比较华北地区电导率在东西方向的差异，我们给出了从东向西分布的4个台站昌黎（CHL）、静海（JIH）、红山（LYH）和银川（YCB）的电导率结构和Neal等（2000）得到的CLC和TUC的结果对比，如图6所示.从图6可以比较容易地看出，从300km一直到地幔过渡带下方，越靠近东方，其电导率越高，而鄂尔多斯周边和太行山重力梯度带附近的台站在地幔过渡带附近，差别不大.

另外，地磁感应矢量的实部和虚部具有明确的物理含义，感应矢量的实部指向电流集中的方向，一般由高阻指向低阻，而虚感应矢量一般平行于异常体的边界，指向构造的走向（Schmucker，1970；陈小斌等，2004）.文中给出了华北地区230400s（这一周期主要对应400km深度附近）对应的实、虚感应矢量的分布图，从图7上可以直观的看出华北地区东部存在一个低阻异常，而且这个异常体的边界大体呈南北方向分布，与太行山重力梯度带的分布基本一致.

4 结论

（1）所获得的300～1000km范围的深部电导率结构在大兴安岭—太行山重力梯度带东西两侧的表现不同.东部的华北平原块体下方，电导率要比西部地区更高，地幔过渡带的电导率高出西部地区2～5倍，而西部地区及太行山重力梯度带附近台站所得到的地幔过渡带的电导率和北美的Tucson地区相当.这种东西向的显著区别和太平洋的俯冲方向相协调，太平洋板块的俯冲，携带了岩石圈的水到地球深部环境，深部物质脱水后上涌使大量水进入俯冲带上盘的地幔楔，使得上地幔具有较高的含水量（朱日祥等，2012），这可能是导致华北地区电导率较高的原因.

（2）电导率在东西向的差异与Zhao和Ohtani（2009）用地震方法得到的华北地区太平洋俯冲带的俯冲板条停滞的位置存在对应关系，这从电磁学的角度印证了太平洋板块俯冲是华北地区首要的动力学背景.

（3）本文首次利用地磁台站资料得到了华北地区大范围的300～1000km深度的中上地幔电性结构，和典型的加拿大克拉通CLC台相比，华北地区整体具有更高的电导率.我们关注的的是300km以下部分，对浅部的约束不够，要想充分的认识华北地区的构造背景，还需要将从地壳岩石圈一直到地幔过渡带统一起来，这需要利用长周期MT的资料来进一步补充壳幔岩石圈的数据，相关结果和论证工作，还需要进一步研究.

致谢感谢中国地磁台网提供本研究使用的数据，感谢匿名评审提供的宝贵的修改意见.感谢A D Chave，R L Parker和S C Constable分别提供了他们的RRRMT数据处理程序、ρ＋反演和Occam反演程序.感谢贾科博士在绘图方面提供的帮助.

Bai Q，Kohlstedt D L.1992.Substantial hydrogen solubility in olivine and implications for water storage in the mantle.Nature，357（6380）：672－674，doi：10.1038／357672a0.

Banks R J.1969.Geomagnetic variations and the electrical conductivity of the upper mantle.GeophysicalJournalofthe RoyalAstronomicalSociety，17（5）：457－487，doi：10.1111／j.1365－246X.1969.tb00252.x.

Chave A D，Thomson D J，Ander M E.1987.On the robust estimation of power spectra，coherences，and transfer functions.JournalofGeophysicalResearch，92（B1）：633－648，doi：10.1029／JB092iB01p00633.

Chen X B，Zhao G Z，Zhan Y，et al.2004，Analysis of tipper visual vectors and its application.EarthScienceFrontiers（in Chinese），11（4）：626－636.

Chen L，Wei Z G，Cheng C.2010.Significant structural variations in the Central and Western North China craton and its implications for the craton destruction.EarthScienceFrontiers（in Chinese），17（1）：212－228.

Constable S C，Parker R L，Constable C G.1987.Occam＇s inversion：A practical algorithm for generating smooth models from electromagnetic sounding data.Geophysics，52（3）：289－300，doi：10.1190／1.1442303.

Deng J F，Mo X X，Zhao H L，et al.1994.Lithosphere root／derooting and activation of the East China Continent.Geoscience（in Chinese），8（3）：349－356.

Fukao Y，Obayashi M，Inoue H，et al.1992.Subducting slabs stagnant in the mantle transition zone.JournalofGeophysical Research，97（B4）：4809－4822，doi：10.1029／91JB02749.

Fukao Y，Maruyama S.，Obayashi M.，et al.1994.Geologic implication of the whole mantle P－wave tomography.JournaloftheGeologicalSocietyofJapan，100：4－23.

Gamble T，Goubau W M，Clarke J.1979.Magnetotellurics with a remote magnetic reference.Geophysics，44（1）：53－68，doi：10.1190／1.1440923.

He L J.2014.The Rheological boundary layer and its implications for the difference between the thermal and seismic lithospheric bases of the North China Craton.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），57（1）：53－55.doi：10.6038／cjg20140106.

Huang J，Zhao D.2006.High－resolution mantle tomography of China and surrounding regions.JournalofGeophysicalResearch，111（B9），doi：10.1029／2005JB004066.

Ichiki M，Uyeshima M，Utada H，et al.2001.Upper mantle conductivity structure of the back－arc region beneath northeastern China.GeophysicalResearchLetters，28（19）：3773－3776，doi：10.1029／2001GL012983.

Karato S.1990.The role of hydrogen in the electrical conductivity of the upper mantle.Nature，347：272－273，doi：10.1038／347272a0.

Lachenbruch，AH，Sass JH.1978.Models of an extending lithos phere and heat flow in the Basin and Rangeprovince，in Cenozoic Tectonics and Regional Geophysicsof the Western Cordillera.GeologicalSocietyofAmerica，152：209－250，doi：10.1130／MEM152－p209.

Li C，Van der Hilst R D.2010.Structure of the upper mantle and transition zone beneath Southeast Asia from traveltime tomography.JournalofGeophysicalResearch，115，B07308，doi：10.1029／2009JB006882.

Lin W，Wang J，Liu F，et al.2013.Late Mesozoic extension structures on the North China Craton and adjacent regions and its geodynamics.ActaPetrologicaSinica.（in Chinese），29（5）：1791－1810.

Liu Q S，Gao S，Liu Y S.2000.Magnetic structure of the continental crustal cross－section in the central North China craton：implications for deep geological structure and geodynamical processes.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），43（1）：64－73.

Maruyama S，Hasegawa A，Santosh M，et al.2009.The dynamics of big mantle wedge， magma factory，and metamorphicmetasomatic factory in subduction zones.GondwanaResearch，16（3）：414－430，doi：10.1016／j.gr.2009.07.002.

Neal S L，Mackie R L，Larsen J C，et al.2000.Variations in the electrical conductivity of the upper mantle beneath North America and the Pacific Ocean.JournalofGeophysical Research，105（B4）：8229－8242，doi：10.1029／1999JB900447.

Parker R L.1980.The inverse problem of electromagnetic induction：existence and construction of solutions based on incomplete data.JournalofGeophysicalResearch，85（B8）：4421－4428，doi：10.1029／JB085iB08p04421.

Parker R L，Booker J R.1993.Optimal one－dimensional inversion and bounding of magnetotelluric apparent resistivity and phase measurements.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors，98：269－282.

Schultz A，Kurtz R D，Chave A D，et al.1993.Conductivity discontinuities in the upper mantle beneath a stable craton.GeophysicalResearchLetters，20（24）：2941－2944，doi：10.1029／93GL02833.

Schultz A，Larsen J C.1987.On the electrical conductivity of the mid－mantle－I.Calculation of equivalent scalar magnetotelluric response functions.GeophysicalJournalInternational，88（3）：733－761，doi：10.1111／j.1365－246X.1987.tb01654.x.

Schmucker U，1970.Anomalies of geomagnetic variations in the southwest United States.University of California Press.

Stott，GM.1997.The Superior Province，Canada，in Greenstone Belts，480－507，Oxford Univ.Press，New York.

Tang J，Zhao G Z，Wang J J，et al.2006.Study of the formation mechanism for volcanism in Northeast China based on deep electric structure.ActaPetrologicaSinica（in Chinese），22（6）：1503－1510.

Teng J W.2003.Dynamic process of substance and energy exchanges in depths of the Earth and formation of mineral resources.GeotectonicaetMetallogenia（in Chinese），27（1）：3－21.

Thompson A B.1992.Water in the Earth＇s upper mantle.Nature，358（6384）：295－302.doi：10.1038／358295a0.

Utada H，Koyama T，Shimizu H，et al.2003.A semi－global reference model for electrical conductivity in the mid－mantle beneath the north Pacific region.GeophysicalResearchLetters，30（4）：1194－1198，doi：10.1029／2002GL016092.

Wei W B，Jin S，Ye G F，et al.2003.Methods to study electrical conductivity of continental lithosphere.EarthScienceFrontiers（in Chinese），10（1）：15－22.

Wei W B，Ye G F，Jin S，et al.2008.Geoelectric structure of lithosphere beneath eastern North China：features of a thinned lithosphere from magnetotelluric soundings.EarthScience Frontiers（in Chinese），15（4）：2042216.

Weidelt P.1972.The Inverse Problem of Geomagnetic Induction.J.Geophys.（Z.Geophysik），38：257－289.

Wu F Y，X u Y G，G a o S，et al.2008.Lithospheric thinning and destruction of the North China Craton.ActaPetrologicaSinica（in Chincese），24（6）：1145－1174.

XU G J.2009.Application of Geomagnetic Observatory Data for Studying Electrical Conductivity Structure in North China［Master′s thesis］.Beijing：Institute of Geology，China Earthquake Administration.

Xu W W，Zheng T Y，Zhao L.2011.Mantle dynamics of the reactivating North China Craton：Constraints from the topographies of the 410km and 660km discontinuities.SciChinaEarthSci（in Chinese），41（5）：678－685.doi：10.1007／s11430－010－4163－0.

Zhai M G.2011.Cratonization and the ancient North China Continent：a summary and review.SciChinaEarthSci（in Chinese），41（8）：1037－1046.

Zhao D，Ohtani E.2009.Deep slab subduction and dehydration and their geodynamic consequences：evidence from seismology and mineral physics.GondwanaResearch，16（3）：401－413，doi：10.1016／j.gr.2009.01.005.

Zhao G Z，Tang J，Liang J G，et al.2001.Measurement of Network－MT in two areas of Northeast China for study of upper mantle conductivity structure of the back－arc region.Seismology andGeology（in Chinese），23（2）：143－152.

Zhu R X.2007.Deep Earth exploration—A case study from the North China Craton.ProgressinGeophysics（in Chinese），22（4）：1090－1100.

Zhu R X，Chen L，Wu F Y，et al.2011.Timing，scale and mechanism of the destruction of the North China Craton.Sci ChinaEarthSci（in Chinese），41（5）：583－592.

Zhu R X，Xu Y G，Zhu G，et al.2012.Destruction of the North China Craton.SciChinaEarthSci（in Chinese），42（8）：1135－1159.doi：10.1007／s11430－012－4516－y.

Zhu R X，Zheng T Y.2009.Destruction geodynamics of the North China Craton and its Paleoproterozoic plate tectonics.Chinese SciBull（in Chinese），54（14）：1950－1961.doi：10.1007／s11434－009－0451－5.

附中文参考文献

陈凌，危自根，程骋.2010.从华北克拉通中、西部结构的区域差异性探讨克拉通破坏.地学前缘，17（1）：212－228.

陈小斌，赵国泽，詹艳等.2004.磁倾子矢量的图示分析及其应用研究.地学前缘，11（4）：626－636.

邓晋福，莫宣学，赵海玲等.1994.中国东部岩石圈根／去根作用与大陆“活化”──东亚型大陆动力学模式研究计划.现代地质，8（3）：349－356.

何丽娟.2014.流变边界层及其对华北克拉通热／地震岩石圈底界差异的意义.地球物理学报，57（1）：53－55.doi：10.6038／cjg20140106.

林伟，王军，刘飞等.2013.华北克拉通及邻区晚中生代伸展构造及其动力学背景的讨论.岩石学报，29（5）：1791－1810.

刘庆生，高山，刘勇胜.2000.华北克拉通中部大陆地壳断面磁性结构研究及意义.地球物理学报，43（1）：64－73.

汤吉，赵国泽，王继军等.2006.基于地下电性结构探讨中国东北活动火山形成机制.岩石学报，22（6）：1503－1510.

滕吉文.2003.地球深部物质和能量交换的动力过程与矿产资源的形成.大地构造与成矿学，27（1）：3－21.

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）：15－22.

魏文博，叶高峰，金胜等.2008.华北地区东部岩石圈导电性结构研究——减薄的华北岩石圈特点.地学前缘，15（4）：204－216.

吴福元，徐义刚，高山等.2008.华北岩石圈减薄与克拉通破坏研究的主要学术争论.岩石学报，24（6）：1145－1174.