2014, Vol. 57
横贯中国大陆的近东西向祁连—秦岭—大别—苏鲁造山系的中部，与南北向展布的南北地震构造带在青藏高原东北缘相交，形成西秦岭与南北地震构造带交汇的巨型“十字”构造区(在31°N—36°N；104°E—108°E附近区域)(张国伟等，2004a).该区位于三个大陆地块的交汇部位，东北侧与鄂尔多斯盆地(ODB)相邻，东南侧为四川盆地(SCB)，西南侧为松潘—甘孜盆地(SGB)，其深部结构对于研究三个区乃至中国大陆的岩石圈动力学演化过程具有重要的意义，引起地质学家和地球物理学家的重视(任纪舜等，1980；邓起东等，2002；Burchfiel et al., 1995；冯益民等，2003；裴先治等，2002).该区也是中国东部和西部、南部和北部地壳结构、地壳厚度和地球物理场发生变化的转折带或重要梯级带(张季生等，2007).历史记载的中强地震的分布大约沿经度106°E为界，存在明显的东西差异，其西侧地震活动比东侧频繁而强烈(邓起东等， 2002，2003；张培震等，2003).交汇区内现今GPS速度场在经度106°两侧也存在明显突变，其西侧的GPS速度场远大于东侧(王敏等，2003；Gan et al., 2007).如何解释交汇区内构造和断裂大体沿东西走向展布，而中强地震和GPS速度场分布则存在明显的东西差异，是值得研究的重要课题.此外，区内不同构造块体之间深部接触关系、各块体边界或断裂带的深部形态和性质等也都是需要进一步研究的课题(Gan et al., 2007；许志琴等，1992；袁学诚，1997；张国伟等，1996；张国伟等，2004b).
该交汇区内部构造复杂，断裂发育(图 1).其主体为近东西向的西秦岭造山带(WQLOZ)，其中北部为陇西盆地(LXB)，南部为碧口地块(BKB).主要断裂带包括西秦岭北缘断裂带(F1)、商丹断裂带的西延断裂或称为成县盆地北缘断裂(F3)，西秦岭南边界的勉略断裂带向西分别与康县断裂带(F5)和平武—青川断裂(F7)相接等.陇西盆地(LXB)位于西秦岭北缘断裂带(F1)北侧，碧口地块位于康县断裂带(F5)和平武—青川断裂(F7)之间.
2008年的汶川大地震发生于西秦岭与南北地震构造带交汇区的西南侧，汶川地震破裂自主震区映秀开始，余震沿着龙门山构造带向北东方向发展，终止于龙门山构造带的东北段的青木川附近，即在交汇区碧口地块的南侧消失(张培震等，2008；朱艾斓等，2008；Xu et al., 2009).地球物理探测(赵翠萍等，2009；刘启元等，2009；胥颐等，2009；Chen et al., 2010；Wang et al., 2010；Zhang Z J et al., 2010；Xu and Song， 2010；Robert et al., 2010；赵国泽等，2009；王绪本等，2009；楼海等，2010；Shen et al., 2009)、数字模拟(Zhu and Zhang， 2010)等研究结果认为，青藏高原地壳物质东流和四川盆地龙门山造山带的阻挡，以及变质杂岩体存贮高密度弹性应变能及其在龙门山构造带的囤积等是汶川地震孕育发生的主要因素(Burchfiel et al., 2008；Hubbard and Shaw， 2009；Zhang P Z et al., 2010；Deng et al., 2011).然而，这些研究多集中在龙门山构造带中部或其南侧，其东北段研究较少.
为了进一步研究西秦岭和南北地震构造带交汇区的深部结构，研究汶川地震余震沿龙门山向东北方向发展并终止于青木川附近的深部因素等科学问题，我们利用大地电磁探测技术，在交汇区穿过西秦岭主体构造沿两条剖面进行了研究(图 1).在资料分析解释中，对可能出现的静位移进行了校正，分析了资料所反映的构造维数和走向，利用先进的二维反演技术对两条剖面资料进行了反演，通过L曲线 分析选取最佳反演二维深部电性结构图像等，以确保解释结果的高可信度.
 | 图 1 西秦岭与南北地震构造带交汇区地形、构造和大地电磁测点位置图 ODB：鄂尔多斯盆地；LXB：陇西盆地；SCB：四川盆地；SGB：松潘—甘孜地块；WQLOZ：西秦岭造山带；BKB：碧口地块；LMSFZ：龙门山构 造带.F1：西秦岭北缘断裂；F2：礼县—罗家堡断裂；F3：成县盆地北缘断裂；F4：徽县—江口断裂；F5：康县断裂；F6：文县断裂；F7：平武— 青川断裂；F8：茶坝—林庵寺断裂；F9：江油断裂. Fig. 1 Topographic and tectonics map of the intersection area of West Qinling orogenic zone with North-South Seismic tectonic zone ODB：Ordos Basin；LXB：Longxi Basin；SCB：Sichuan Basin；SGB：Songpan-Ganzi Block；WQLOZ：West-Qinling Orogenic Zone；BKB：Bikou Block；LMSFZ：Longmenshan Fault Zone.F1：West Qinling northern fault；F2：Lixian-Luojiabao fault；F3：Chengxian basin northern fault； F4：Huixian-Jiangkou fault；F5：Kangxian fault；F6：Wenxian fault；F7：Pingwu-Qingchuan fault；F8：Chaba-Lin′ansi fault；F9：Jiangyou fault. |
图 1显示该区主要发育近东西走向的西秦岭北缘断裂(F1)、成县盆地北缘断裂(F3)、徽县—江口断裂(F4)、文县断裂(F6)以及北东走向的平武—青川断裂(F6)等(冯益民等，2003；裴先治等，2002；四川省地质矿产局，1982；Li et al., 2012).跨过西秦岭和南北地震构造带交汇区的两条大地电磁测深剖面分别命名为LMS-L3和DBS-L1.
LMS-L3剖面位于经度106°E以西，剖面全长约400 km，共32个测点；考虑到该剖面将跨过研究区内东西走向和东北走向两组断裂体系，该剖面自北向南分成北、南两段，北段剖面方位基本为南北方向布置，基本垂直近东西走向的西秦岭北缘断裂(F1)、礼县—罗家堡断裂(F2)、成县盆地北缘断裂(F3)、康县断裂(F5)、文县断裂(F6)，北起于甘肃通渭县以北，向南经西和、红卫、南到甘肃的麻崖子，布置了11个测点；从麻崖子往东南为南段，基本垂直于平武—青川断裂(F7)、茶坝—林庵寺断裂(F8)、江油断裂(F9)，经过沙洲、宝轮镇，止于四川茶店，布置21个 测点.剖面自祁连—六盘山构造带的陇西盆地(LXB)，向南跨过西秦岭造山带(WQLOZ)、碧口地块(BKB)、龙门山构造带(东北段)(LMSFZ)，止于四川盆地(SCB).
DBS-L1剖面位于经度106°E以东区域，剖面方位基本为北东方向展布，与西秦岭北缘断裂(F1)、成县盆地北缘断裂(F3)、徽县—江口断裂(F4)、文县断裂(F6)近垂直，剖面北东起于陕西平阳以北，向南经宝鸡、留坝、勉县、宁强，南东止于广元东南.剖面全长约320 km，布置22个测点.剖面北东端自鄂尔多斯盆地(ODB)起，向南西跨过西秦岭造山带(WQLOZ)、龙门山构造带(东北段)(LMSFZ)，止于四川盆地(SCB).在图 1中两条剖面经过的区域内的断裂带显示为红色实线.
历史记载中强地震震中位置(图 1)显示(邓起东等，1994；闻学泽等，2011)，LMS-L3剖面经过的天水—甘谷一带及其附近区域的中强地震频发，沿西秦岭北缘断裂(F1)和礼县—罗家堡断裂带(F2)发生过6～6.9级地震11次，7～7.9级地震5次，8级地震1次，而DBS-L1剖面经过的区域中强地震发生甚少.
LMS-L3剖面大部分测点的野外数据采集工作在2009年3月到4月进行，2009年10月在剖面的关键位置加密了测点，最后共获得32个测点的原始数据.DBS-L1剖面的数据采集是2006年实施，共获得22个测点的数据.两条剖面的野外资料采集都使用了加拿大Phoenix公司的V5-2000仪器，使用远参考技术和“Robust”技术进行资料处理(Egbert and Booker， 1986；Chave et al., 1987)，得到的大部分测点资料的有效周期范围是320 Hz~1000 s.研究区地形恶劣，交通发达，电网密集，有较多矿区和小水电发电站，使得某些地段上测点的数据误差在某些频段较大，但是大部分测点的视电阻率和相位曲线较光滑、误差棒较小. 3 区域电性结构维数特征和走向分析
大地电磁方法目前的反演技术主要还是基于二维反演，但研究区内北东走向的龙门山构造带与近东西走向的西秦岭造山带拼接.对于这样构造复杂的区域，需要详细分析沿剖面的二维性和电性走向(陈乐寿和王光锷，1990).运用大地电磁资料处理系统(陈小斌等，2004)对LMS-L3和DBS-L1剖面各测点的数据进行计算，得到各测点的相位张量二维偏离度值(Skewness)和最佳主轴方向角.
图 2给出了LMS-L3和DBS-L1剖面全部测点相位张量二维偏离度随频率变化的立体等值线图. 图中可见两条剖面上大部分测点上自高频到0.01 Hz 频段的二维偏离度值普遍小于0.2，仅在部分地段某些测点小于0.01 Hz的低频段二维偏离度值大于0.3，说明沿LMS-L3和DBS-L1剖面主体部分具有二维特性，只是在较深部的地下电性结构可能具有三维特性(Caldwel et al., 2004；蔡军涛等，2010).
 | 图 2 DBS-L1和LMS-L3剖面相位张量二维偏离度张量(S)随频率变换的立体等值线图 Fig. 2 Skewness using the phase tensor decomposition technique alone profile DBS-L1 and LMS-L3 |
图 3给出了两条剖面上不同构造单元内部分测点的相位张量电性走向玫瑰花瓣图和研究区地质构造图.图中可见沿LMS-L3剖面在康县断裂(F5)以北测点的电性走向指向近东西向，说明这一段南北方向布置的测线方位基本垂直东西走向的构造方向；在康县断裂(F5)以南区域电性走向指向北东或北东东方向，北西方向布置的测线方位基本垂直构造走向.DBS-L1剖面在康县断裂(F5)以北区域的电性走向指向北西西向，北东方向布置的测线方位基本垂直构造走向.在康县断裂(F5)以南区域的5个测点的电性走向指向北东东向，与构造走向近似，但是与剖面线夹角较小，在进行二维反演解释时需要注意.
 | 图 3 LMS-L3和DBS-L1剖面部分测点相位最佳主轴方位玫瑰花瓣指向图 Fig. 3 The rose diagrams of the geoelectric strike technique alone profile DBS-L1 and LMS-L3 direction using the phase tensor decomposition |
对于LMS-L3和DBS-L1剖面上全部测点，野外测量的电、磁场方位布置都为正南北或东西.LMS-L3剖面在康县断裂(F5)以北区域剖面方位为南北向，基本垂直于近东西走向，这一段11个测点的东西方向视电阻率和阻抗相位数据是平行构造方向的TE模式，南北方向的视电阻率和阻抗相位数据是垂直构造走向的TM模式；在康县断裂(F5)以南区域测线方位约为北西30°，垂直于构造走向，这一段22个测点按照测量方位向东旋转60°，获得的NE60°方向的视电阻率和阻抗相位数据为平行北东东构造走向的TE模式，NW30°的视电阻率和阻抗相位数据是垂直北东东构造走向的TM模式.
对于DBS-L1剖面在康县断裂(F5)以北区域，剖面方位为北北东向布置，基本垂直于北西西构造走向，该段17个测点按照测量方位向东旋转25°，获得的NE25°方向的视电阻率和阻抗相位数据为垂直构造方向的TM模式，垂直测线方向上NW75°的视电阻率和阻抗相位数据是平行构造方向的TE模式；DBS-L1剖面在康县断裂(F5)以南地区有5个测点，位于龙门山构造带东北段和四川盆地内，这5个测点参照LMS-L3剖面南段的旋转角度，按照测量方位向东旋转60°的视电阻率和阻抗相位为TE模式，NW30°的视电阻率和阻抗相位是TM模式. 4 二维反演和电性结构 4.1 视电阻率曲线特征
在进行二维反演之前，对LMS-L3和DBS-L1剖面上每个测点TE和TM模式的视电阻率曲线和阻抗相位曲线形态和数值进行整体分析和比较，图 4中给出了LMS-L3和DBS-L1剖面上位于不同构造单元的几个典型测点的视电阻率和阻抗相位曲线.在陇西盆地、鄂尔多斯盆地、西秦岭造山带、碧口地块、龙门山构造带东北段和四川盆地内测点的视电阻率和阻抗相位曲线形态和数值明显不同.陇西盆地内测点(302)的视电阻率曲线数值自高频到低频视电阻率值呈低、高、低的变化，鄂尔多斯盆地内测点(122和119测点)视电阻率曲线总体较低，显示出低电阻特征.西秦岭造山带分别在LMS-L1和DBS-L1剖面上测点(307、310、116和110测点)的视电阻率曲线形态有明显差异，反映出西秦岭造山带东西两侧的深部电性结构不同；碧口地块内测点(314 a和106测点)视电阻率值都在上千欧姆米以 上，说明地下电性自地表到地下一定深度为高阻；龙门山构造带(东北段)内测点(320测点)视电阻率曲线高频端首支重合、视电阻率约100 Ωm，在1 s左右两个极化方向的视电阻率曲线分开. 四川盆地内各测点(329和101测点)的视电阻率曲线形态稳定而且相似，总体电阻率值从高频到低频都小于100 Ωm.
 | 图 4 DBS-L1和LMS-L3剖面上典型测点的视电阻率、阻抗相位曲线图 Fig. 4 Typical apparent resistivity(ρ) and phase(φ)curves along profile DBS-L1 and LMS-L3 |
在进行二维反演之前，对两条剖面上每个测点TE和TM模式的视电阻率曲线和阻抗相位曲线进行了静位移分析和辨别，首先对每条剖面上位于出露同一地层区的各测点高频段视电阻率数值进行了统计分析和比较，辨别发生静位移的测点并进行校正.校正后的视电阻率和阻抗相位数据作为二维反演计算的输入数据，在反演中还需要多次反复比较反演得到的理论相位和实测数据的拟合等，再对部分测点静位移系数进行适当调整，最后确定静位移的测点和具体校正因子，表 1中给出了最后进行静位移校正的测点和校正系数.
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表 1 静位移校正因子系数表 Table 1 Static shift correction factors for LMS-L3 and DBS-L1 |
在对视电阻率曲线静位移校正后，对各测点视电阻率、阻抗相位曲线上偏离的“飞点”予以剔除，减少这些“飞点”在反演计算中的影响.研究区地质构造和地形都较为复杂，从两条剖面的二维偏离度参数来看，沿剖面有些测点较低频率还是存在三维性，根据蔡军涛和陈小斌(2010)对大地电磁二、三维结构的理论反演结果对比研究认为在三维结构下，使用TM模式进行二维反演得到的结果更接近实际的三维模型，TE模式的视电阻率曲线容易受到三维畸变影响，因此本文对这两条剖面二维反演时，对TE模式的视电阻率数据加大本地误差，使TE模式的视电阻率在反演过程中权重减小，主要依靠TE模式阻抗相位和TM模式视电阻率、阻抗相位进行二维反演.在二维反演过程中，原始数据误差的限定对反演结果有一定影响(李墩柱等，2009)，我们对两条剖面的数据采用不同误差进行了二维反演，并对反演模型、拟合误差、模型粗糙度以及二维理论相应曲线和实测曲线形态和数值拟合程度综合分后，最后选择了对TM模式视电阻率和阻抗相位分别使用10%和10%的本底误差、TE模式的视电阻率和阻抗相位分别使用50%和10%的本底误差的反演结果.
二维反演计算过程在“MTDATABASE”大地电磁数据处理反演集成系统(肖骑彬，2005)下进行，利用NLCG(Rodi and Mackie， 2001)二维反演方法，对各测点的TE和TM两种极化方式的视电阻率和阻抗相位数据进行带地形二维联合反演计算.初始模型为100 Ωm电阻率的均匀半空间，并使用多个正则化因子(τ)进行多次反演计算，图 5给出了LMS-L3剖面不同正则化因子(τ)反演得到的模型粗糙度(Roughness)和拟合误差(RMS)的L曲线图，图中可见τ=10的模型粗糙度和拟合误差处于 L曲线拐点，说明使用τ=10反演得到的结果综 合了拟合误差值和模型光滑程度(Prasanta and Harinarayana， 2009)，最后确定LMS-L3剖面使用τ=10的反演结果，总体拟合误差RMS为1.90.DBS-L1剖面τ=10的模型粗糙度和拟合误差也处于L曲线拐点，也选择τ=10的反演结果，总体拟合误差RMS是1.59.
 | 图 5 LMS-L3剖面不同正则化因子反演得到的模型粗糙度、拟合误差曲线图 Fig. 5 L-curve of RMS values and Roughness for profile LMS-L3 when τ is changed |
图 6给出了两条剖面二维反演得到的理论响应和实测的视电阻率和阻抗相位数据对比图，图中空白部分为不参加反演的“飞点”.图 4中也给出两条剖面不同构造单元上典型测点二维反演理论响应曲线.可见实测的视电阻率和阻抗相位曲线与二维反演得到的理论响应拟合较好，沿剖面二维反演得到的二维电性结构图像可用于构造解释.
 | 图 6 DBS-L1(上)和LMS-L3(下)剖面实测与2D模型理论计算的TE和TM极化模式的视电阻率和阻抗相位柱状图 (a1)观测的TM视电阻率;(a2)观测的TM阻抗相位;(a3)观测的TE视电阻率;(a4)观测的TE阻抗相位；(b1)计算的TM视电阻率; (b2)计算的TM阻抗相位;(b3)计算的TE视电阻率;(b4)计算的TE阻抗相位. Fig. 6 Comparison of TE and TM apparent resistivity and impedance phase of measured values and calculated values from 2-D theoretical response along the profiles DBS-L1(up) and LMS-L3(down) The comparison of pseudosections are shown on the middle eight panels.Four panels(a1)，(a2)，(a3) and (a4)show the measured TM apparent resistivity，TM phase data，TE apparent resistivity and TE phase data respectively on profiles DBS-L1 and LMS-L3. Four panels(b1)，(b2)，(b3) and (b4)show the model response data corresponding to the pales(a1)，(a2)，(a3) and (a4)respectively. |
图 7给出了LMS-L3和DBS-L1剖面二维反演得到的深部电性结构图像.LMS-L3剖面穿过了汶川地震余震带东北端部附近即青川余震区附近，图中的震源位置选自剖面两侧约0.5°范围的、经过精定位后的汶川大地震强余震(朱艾斓等，2008).参照该区的地质(裴先治等，2002；Burchfiel et al., 1995)和人工地震测深(Jia et al., 2010)等资料，在深部电性结构图中对剖面跨过的几个主要断裂带深部延展情况进行了解译(见图 7).该区的莫霍面(M)深度约为50 km(张季生等，2007)，也绘制在图 6中.
 | 图 7 DBS-L1(上)和LMS-L3(下)剖面二维电性结构图 ODB：鄂尔多斯盆地；LXB：陇西盆地；SCB：四川盆地；SGB：松潘—甘孜地块；WQLOZ：西秦岭造山带；BKB：碧口地块；LMSFZ：龙门山构 造带；F1：西秦岭北缘断裂；F2：礼县—罗家堡断裂；F3：成县盆地北缘断裂； F4：徽县—江口断裂；F5：康县断裂；F7：平武—青川断裂；F8：茶坝 —林庵寺断裂；F10：隐伏断裂. Fig. 7 Electrical resistivity models derived by 2D inversion of the MT data along the profiles DBS-L1(up) and LMS-L3(down) ODB：Ordos Basin；LXB：Longxi Basin；SCB：Sichuan Basin；SGB：Songpan-Ganzi Block；WQLOZ：West-Qinling Orogenic Zone；BKB：Bikou Block； LMSFZ：Longmenshan Fault Zone.F1：West Qinling northern fault；F2：Lixian-Luojiabao fault；F3：Chengxian basin northern fault； F4：Huixian-Jiangkou fault；F5：Kangxian fault；F7：Pingwu-Qingchuan fault；F8：Chaba-Lin′ansi fault；F10：Blind fault. |
断裂带电性特征 ：从图 7中可以看出西秦岭北缘断裂带(F1)和康县断裂(F5)在两条剖面上都是明显的电性梯度带或边界带.F1自浅到深部都较直立，深部延伸可达到几十公里，该断裂南北两侧的深部电性结构特征在两条剖面上有所差异，DBS-L1剖面上断裂北侧为高阻、南侧为低阻，LMS-L3剖面上北侧为低阻、南侧为高阻.推测F1断裂分别在DBS-L1、LMS-L3剖面位置的发育状况有所差异.
F5断裂的电性对两条剖面也有明显差异，在DBS-L1剖面表现为北低南高电阻率的梯度带或边界带，在LMS-L3剖面上表现为具有一定宽度的低阻带，其两侧地块为高阻特征.
成县盆地北缘断裂(F3)和平武—青川断裂带(F7)在两条剖面上的电性表现也有明显差异，对DBS-L1剖面，两条断裂都显示为被高阻包围的局部低阻状况，在LMS-L3剖面上，F3为北低南高的梯度带，F7向北西倾斜具有一定宽度的低阻带.茶坝—林庵寺断裂带(F8)在LMS-L3剖面上表现为较浅层的电性差异带，在DBS-L1剖面上几乎无电性差异.江油断裂带(F9)在两条剖面上几乎都无电性差异.
LMS-L3剖面的深部电性结构很清楚显示326测点两侧深部电性差异较大，电性边界可延伸到约5 km，其西北侧为高阻，东南侧地壳电性结构表现为低—高—低三层结构.在DBS-L1剖面上102和101测点之间也具有相似的电性结构特征.区域地质图显示(裴先治等，2002)该地段是侏罗和三叠纪地层出露区的分界位置，它们位于四川盆地(SCB)的边界附近，推测有隐伏断裂或边界(F10)存在.
构造区电性特征 ：LMS-L3剖面北段进入祁连—六盘山构造带陇西盆地(LXB)，DBS-L1剖面伸入到鄂尔多斯盆地(ODB)，两条剖面向南都跨过西秦岭造山带(WQLOZ)、碧口地块(BKB)、龙门山构造带(东北段)(LMSFZ)和四川盆地(SCB).
陇西盆地内浅表层为低阻，在低阻层之下直至深度40 km左右为上千欧姆米的高电阻层，在高阻层下存在低阻层，与其西北侧区域探测得到的深部电性结构特征一致(赵国泽等，2004).
鄂尔多斯盆地内电性结构与陇西盆地明显不 同，在浅表层低阻到之下的高阻层底界深度为10 km 左右，再往下为低阻层，与在鄂尔多斯盆地区域探测得到深部电性结构特征一致(赵国泽等，2010；王鑫等，2010).
西秦岭造山带在LMS-L3和DBS-L1剖面上的深部电性结构特征不同.在LMS-L3剖面上以成县盆地北缘断裂(F3)为界，西秦岭造山带被分为南、北两段，北段地壳整体电阻率较低，且在浅层有厚约几公里的电阻层，之下为低电阻层，在深度30 km左右电阻率又升高，这一特征与早期电磁探测成果一致(林长佑等，1995)；南段整体表现为高电阻，且横向宽度随深度增加而增大.
在DBS-L1剖面上西秦岭造山带地壳电性结构具有三分性.以徽县—江口断裂(F4)为界，北侧自浅表到深度几十公里整体都为高电阻体，但被成县盆地北缘断裂(F3)分成南北两块.F4断裂南侧自地表到60 km深度范围整体电阻率较低，但是显示出复杂性，约10 km以上有薄高阻层覆盖薄低阻层，在约20 km以下为低阻体，直到约40 km深度电阻率又升高.
碧口地块(BKB)在LMS-L3剖面上康县断裂(F5)到平武—青川断裂带(F7)之间，其深部整体为高电阻特征.平武—青川断裂带(F7)东南区域到茶坝—林庵寺(F8)之间为龙门山构造带东北段(LMSFZ)，在浅层几公里以上高、低阻相间，其下为高电阻体，延伸可达50 km左右；在DBS-L1剖面上碧口地块(BKB)和龙门山构造带东北段合为一体，呈高阻特性.
四川盆地(SCB)大体在茶坝—林庵寺(F8)断裂东南，在这两条剖面上的四川盆地总体深部电性结构表现为浅表层为次高阻，之下到7 km左右电阻率较低，以下到深部十公里左右为近水平层状低阻层，再往深部电阻率升高.在深部电性结构图中显示四川盆地内部靠近龙门山构造带的区域在深部存在电性边界带(即F10)，这是四川盆地内部的隐伏电性边界带. 5 讨论 5.1 地块边界
在交汇区自北向南显示(图 6)，西秦岭北缘断裂(F1)、康县断裂(F5)、平武—青川断裂(F7)、江油断裂及其向北东的延伸(F8)分别是祁连—六盘山构造带的陇西盆地和鄂尔多斯地块、西秦岭、碧口地块、龙门山构造带和四川盆地之间的边界.F1和F5之间的西秦岭造山带南北方向的宽度和深部电性结构特征在两条剖面经过的区域存在明显差异，DBS-L1剖面上西秦岭造山带的宽度小于LMS-L3剖面上的，DBS-L1剖面上西秦岭造山带北部为高阻、南部为低阻，LMS-L3剖面上北部为低阻、南部为高阻；区分北秦岭和南秦岭的F3在两条剖面上电性特征也不同，在DBS-L1剖面上表现为低阻带，在LMS-L3剖面上表现为电性梯度带或边界带，显示了西秦岭造山带的复杂性.
F1、F3和F5显示为地壳内电性边界，延伸深度到莫霍面(M)附近，F7深部对应高阻壳内的相对低阻带，尽管低阻带的范围在两个剖面之间有差异.F8延伸到上地壳附近.此外，在326测点到101测点北侧一线在深部存在电性边界F10，属于四川盆地内部的隐伏断裂.各断裂的深部倾向在两个剖面基本一致，只是F1在LMS-L3剖面倾向北，而在DBS-L1剖面深部倾向南. 5.2 地壳电性结构东西横向差异
LMS-L3剖面穿过交汇区的中心部位，DBS-L1剖面位于交汇区的东边界附近.两条剖面的深部电性结构具有明显的差异，最明显的差异出现在F5(勉略断裂)以北，即西秦岭造山带.
陇西盆地和鄂尔多斯盆地(华北地块南边缘带)：F1(西西秦岭北缘断裂)北侧为华北地块南边缘带，DBS-L1剖面和LMS-L3剖面分别进入鄂尔多斯盆地和陇西盆地，它们的地壳电性有很大差异.在DBS-L1剖面的F1北侧，对应鄂尔多斯盆地，地壳表层的相对低阻层之下为高阻层，在约10 km以下为地壳内的低阻层，由于观测资料的有效最长周期为1000 s，对低阻层底界深部不能很好确定，该结果与赵国泽等(2010)和王鑫等(2010)的结果一致.LMS-L3剖面的F1北侧的陇西盆地则为高阻地壳.
西秦岭造山带 ：自F1到F5之间的西秦岭造山带，都被F3区分为北秦岭和南秦岭.且北秦岭和南秦岭的地壳电性差别很大.在DBS-L1剖面，F1和F3之间的北秦岭的地壳为高阻.F3和F5之间的南秦岭，被F4断裂分成南北两部分，北部为高阻地壳，南部在十几公里以下出现低阻体，该低阻体可能与破碎带充水有关.在LMS-L3剖面，F1和F3之间的北秦岭，在地壳表层断续出现的高、低阻层之下，为较大范围的低阻层.该区的面波速度三维成像结果显示了在106°E两侧的北秦岭地区的速度结构完全不同，西侧为低速、东侧为高速(Zhang et al., 2011)，与电磁探测结果显示的西侧为低阻、东侧为高阻对应.该区也位于其东、西两侧走向差别较大的构造交接区，东侧显示为由东西到南西的走向，西侧为北西走向，北秦岭南北向宽度在这里变大，它们与F1之间形成一个平面上的“倒三角”构造格局.GPS速度显示(图 1)，这里是位移速度发生明显变化的边界，在其西侧为几mm/a的北东向运动，而东侧速 度明显减小(王敏等，2003).因此推测，由于在106°E 西侧存在的低阻低速层，它易于变形，吸收或“消化”了上地壳的位移变形，使这里的GPS速度明显减小.
碧口地块 ：F5断裂南侧到F7断裂为碧口地块，LMS-L3剖面从其中部穿过，DBS-L1剖面切过其东边界，宽度较小.尽管两个剖面穿过碧口地块的宽度不同，但是两条剖面揭示的地壳电性结构相似，地壳为高阻特征，地块两侧发育有低阻带或者低阻块体.
龙门山构造带和四川盆地 ：F7南侧到F8之间称为龙门山构造带，其宽度仅30 km左右，两条剖面都穿过该带，地壳范围都显示为高阻特点，与在龙门山构造带西南段的电磁探测结果一致.F8以南即进入四川地块，两条剖面显示的地壳结构基本一致，在表层发育有近十km厚度的相对低阻层，推测与中新生代以来的地层有关，在其下方为高阻地壳(Zhao et al., 2012). 5.3 地壳变形
本文研究区位于由鄂尔多斯、阿拉善、青藏和四川块体围限的“菱形块体”(邓起东等，2003)南端.其地壳变形既受到中国大陆区域构造运动的影响，更受到菱形块体南部局部构造的影响.由于鄂尔多斯地块和四川地块南北对冲，在交汇区东部呈现近东西向的线性构造，使东西向延伸的西秦岭造山带在这里变得很窄.DBS-L1剖面即穿过该窄带的西端，北秦岭为宽度很窄的高阻带，而南秦岭南半部中下地壳出现由于破碎充水产生的低阻体，呈现挤压构造特点，在岩石可承受的破裂强度范围内，表现为相对稳定的结构，地震活动较弱.
穿过交汇区中部的LMS-L3剖面揭示，青藏高原及其所属的松潘—甘孜地块向北东方向的运动，在交汇区几乎消失，GPS速度由较大变得很小(王敏等，2003)，在交汇区地壳出现的低阻带，既可能是由于松潘地块向北东推挤受到鄂尔多斯地块阻挡相互作用的结果，也可能是GPS速度在这里突然变小的原因.
F1断裂北侧的地壳电性结构在两个剖面上存在巨大反差，可能说明鄂尔多斯西边界固原断裂带把其东西两侧地壳分成截然不同的电性特点.而位 于西侧的LMS-L3剖面经过的陇西地块构造更复杂.
关于碧口地块的形成，仍然存在较大的争论.根据两个剖面显示，碧口地块内部地壳为高阻特点，而其南北两侧分别存在地壳低阻带，特别是从碧口地块中部穿过的LMS-L3剖面显示，碧口地块两侧为近垂直的低阻条带.GPS数据指示该区地壳运动方向由北东向向近东西方向改变，位移速率有自西向东明显减小的趋势(图 1).所以推测，不论碧口地块是原位生成，还是来自于松潘地块或秦岭构造带(张国伟等，2004b)，现代它基本上是作为整体在缓慢运动，内部变形不严重. 5.4 地震活动性及汶川余震北东发展
交汇区及其邻区中强地震分布明显具有东西差异，在106°E以西中强地震频发，西侧地震活动频繁且强度较大，东侧相对平静.本文给出的位于106°E东西两侧的两条电磁探测结果以及该区速度成像结果(Zhang et al., 2011)，揭示了交汇区地壳结构存在明显的东、西分布差异，说明而该区域及其附近的地震分布差异与深部结构差异密切相关.
2008年5月12日发生在龙门山中部的汶川地震，其深部孕震环境在文献(Zhao et al., 2012)中已有详细讨论，而汶川地震余震向东北发展到青木川附近截止的原因未提及.本文中的图 1显示，青木川位于碧口地块的南边界附近，而碧口地块以较小速率向东运动，与龙门山断裂构造带北部向北东方向的运动有一定的夹角.本文列举的两条电磁剖面探测结果都显示碧口地块的地壳为高阻特点，不易发生变形.因此推测，当汶川地震余震向北东方向发展中，遇到碧口地块，受到阻挡，并且碧口地块南侧的平武—青川(F7)断裂近直立的低阻带作为缓冲带，起到了对应力和变形的缓冲作用，导致汶川地震余震不再沿龙门山断裂构造带向北东发展，而终止于青木川附近.
2013年7月22日发生在甘肃岷县的地震，位于测区西侧的西秦岭造山带北部，属于西秦岭造山带地震，它与本文揭示的西秦岭造山带的复杂性及所处的变形环境有关，对其将另文讨论. 6 结论
对跨过西秦岭造山带和龙门山构造带东北段接触区的LMS-L3和DBS-L1大地电磁剖面数据进行了详细处理分析和二维反演，获得的深部电性结构图像揭示了沿剖面各主要断裂带深部延展特征.龙门山构造带东北段汶川余震区(青川段)和余震空区(宁强段)具有明显不同的深部电性结构特征，在青川段平武—青川断裂带(F7)为明显的陡立的高、低阻差异带，在宁强段平武—青川断裂带(F7)不再表现为高、低阻差异带，该段深部构造为完整的高电阻块体，汶川强余震向东北发展止于青木川镇附近，与平武—青川断裂带(F7)向深部的延伸深度和向东北延伸长度有密切关系.在四川盆地和龙门山构造带东北段接触区，发现一深部电性异常边界带(F10).
在约106°E西侧LMS-L3剖面的深部电性结构揭示西秦岭造山带内的成县盆地北缘断裂(F3)和康县断裂(F5)的深部延伸可达几十公里；西秦岭造山带(南段)、碧口地块与龙门山构造带(东北段)整体表现为高电阻体并相互拼接在一起，且往南拼接的角度逐渐变陡，拼接区域表现为低阻带.西秦岭造山 带在深部存在明显的东西分段结构特征，在约106°E 西侧壳内广泛存在低阻层，而东侧区域则显示为高电阻体，东、西两侧深部结构差异是该区中强地震分布差异的深层原因.
本文跨过西秦岭造山带和龙门山构造带东北段接触区106°E东、西两侧的两条大地电磁剖面探测结果，在一定程度上揭示了西秦岭造山带和龙门山造山带东北段接触区的深部电性结构特征，但是该区域是中国大陆特殊的南北和东西构造转化的接合部位，构造非常复杂，在该区多个地段加强探测并进行三维反演研究，才能更详细准确地揭示出该区三维深部结构特征，从而更进一步对该区南北地震构造带的“立交”结构的模式、南北地震构造带和西秦岭造山带的深部接触关系以及该区深部强地震活动东西差异等问题进行深入研究.
致谢 野外数据采集得到江汉石油管理局物探公司711电法队大力协助，王敏研究员和王阎昭博士提供了GPS数据，匿名审稿人提出了宝贵意见，在此一并表示感谢.| [1] | Burchfiel B C, Chen Z, Liu Y, et a1. 1995. Tectonics of the Longmen Shan and adjacent regions, central China. Int. Geol. Rev., 37(8): 661-735. |
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