位于中国大陆中部的西秦岭造山带，是东西向的中国大陆中央造山系、近南北向的川滇—贺兰构造带和中新生代以来形成的青藏高原之间交接转换的关键构造结(张国伟等，1995，2004；程顺有等，2003)，也是南北向展布的南北地震构造带与青藏高原东北边缘带交汇区，又是中国东部和西部、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).现今GPS速度场显示出西秦岭造山带是青藏高原至鄂尔多斯地块重要的水平速度转换带且表现出明显的南东向顺时针转弯趋势(张培震等，2002；王敏等，2003；Gan et al．，2007)，同时垂直向地壳运动场显示此地区存在着强烈的挤压缩短隆升现象(王双绪等，2013).

西秦岭造山带东、西延展超过数百公里，处于南侧东昆仑断裂和北侧西秦岭北缘断裂围限之中(邓起东等，2003)(图 1)，历史记载西秦岭造山带内部曾发生过多次大中型地震，如1654年天水和1897 年武都南发生的两次8级大地震等，这些中强地震大多分布在西秦岭造山带内部经度约102°以东区域和西秦岭北缘断裂带一线，西秦岭造山带内部中强地震的活动存在明显东西差异(邓起东等，2003；张培震等，2002，2003；郑文俊等，2007).发育在西秦岭造山带核心区域的临潭—宕昌断裂带，历史地震以及近些年的地震活动性也都表现出较为明显的东西差异，在临潭—宕昌断裂带临潭段附近历史记录地震较少，显现出明显的地震空区，而在岷县附近沿该断裂已经发生过多次中型地震，如1573年岷县6.5级地震、1837年岷县6级地震、2003年岷县5.2级地震、2004年岷县5.0级地震(郑文俊等，2007).

图 1

Fig. 1

图 1 西秦岭造山带(中段)地形、区域构造和大地电磁实测点位分布图与WQL-L1剖面分频段相位张量电性走向玫瑰花瓣图主要断裂与地震邓起东等(2003)；F1：东昆仑断裂塔藏段；F2：西秦岭北缘断裂；F3：迭部—白龙江断裂； F4：光盖山—迭山断裂；F5：临潭—宕昌断裂；F6：马衔山断裂；F7：阿坝断裂. Fig. 1 Magnetotelluric measured point and the division of active blocks、the rose diagrams of the geoelectric strike direction using the phase tensor decomposition technique of profile WQL-L1 Major faults and earthquakes and Cenozoic basin cited from Deng Qidong et al.(2003)；F1：East Kunlun Fault；F2：West Qinlin Fault；F3：Diebu-Bailongjiang Fault；F4：Guanggaishan-Dieshan Fault；F5：Lintan-Dangchang Fault；F6：Maxianshan Fault；F7：Aba Fault.

西秦岭造山带特殊的构造位置以及该区中强地震分布差异等特征，吸引了相关学者近些年在该地区及其附近区域开展了一些地球物理探测研究.两条跨过西秦岭造山带的玛沁—兰州—靖边(李松林等，2002)和马尔康—兰州—武威(张先康等，2008)的人工地震宽角折/反射探测剖面揭示了西秦岭造山带存在着明显的东西向不一致性.玛沁—兰州—靖边大地电磁探测剖面(詹艳，2008)揭示了西秦岭 造山带西部的中下地壳的深部结构为近乎完整的高阻结构，而跨过西秦岭造山带东部区域(经度约105°以东区域)(詹艳等，2014)的两条大地电磁探测结果显示西秦岭造山带东部的地壳的深部结构表现为高、低阻块体间相互组合的特征，表现出与玛沁—兰州—靖边剖面截然不同的深部电性结构特征.

结合地震活动性和地球物理研究成果表明西秦岭造山带自西向东，即约102°E以西范围(西段)、102°E到105°E范围(中段)、105°E以东地区(东段)存在明显分段结构特征.2013年7月22日在西秦岭造山带内部的临潭—宕昌断裂带岷县段又发生了一次6.6级地震(郑文俊等，2013)，此次地震震中位于西秦岭造山带中段区域.目前对于西秦岭造山带的深部构造研究特别是大地电磁探测研究多集中于东段和西段，在中段区域研究较少.为此，我们在国家自然科学基金等项目的资助下，展开了对西秦岭造山带(中段)的大地电磁探测研究工作.本文介绍了跨过西秦岭造山带(中段)的大地电磁剖面(图 1中的WQL-L1)的探测结果，并结合2013年7·22岷县漳县地震应急科考项目资助跨过岷县地震区的新近完成的大地电磁探测结果(图 1中的WQL-L6)，共同探讨西秦岭造山带(中段)的深部结构特征，揭示西秦岭造山带(中段)内部的临潭—宕昌断裂带上中强地震东西分布差异、西秦岭造山带(中段)与松潘—甘孜地块的接触关系以及东昆仑断裂带东延段的深部几何结构特征等.

西秦岭造山带(中段)位于南侧的东昆仑(塔藏段)(F1)和北侧的西秦岭北缘(F2)这两条区域大断裂围挡之中(图 1)，其内部自西南到东北发育迭部—白龙江断裂带(F3)、光盖山—迭山断裂带(F4)、临潭—宕昌断裂带(F5)等次一级大断裂(郑文俊等，2013).

大地电磁剖面(WQL-L1)总长480 km，位置西南起四川阿坝县，经红原、若尔盖、临潭至兰州，剖面方向近北东30°(图 1).沿剖面布设了42个测深点，自南西向北东依次穿过松潘—甘孜地块、西秦岭造山带(中段)、陇西盆地等构造单元，跨过的断裂自南西向北东依次为阿坝断裂(F7)、东昆仑断裂塔藏段(F1)、迭部—白龙江断裂(F3)、光盖山—迭山断裂(F4)、临潭—宕昌断裂(F5)、西秦岭北缘断裂(F2)和马衔山断裂(F6).在迭部—白龙江(F3)和西秦岭北缘(F2)断裂带附近测点间距较密(3～10 km)，在地块内部较稀疏(10～20 km).

大地电磁数据野外采集工作在2012年5—6月进行，使用加拿大凤凰公司MTU-5A电磁仪器.为了保证数据质量，所有测点记录时间均超过40 h，并在湖北布置了远参考站与测区进行同步记录，以便对测区数据进行远参考处理.使用远参考技术和“Robust”技术(Gamble et al．，1979；Egbert and Booker，1986；Chave et al．，1987)进行资料处理，获 得大部分测点资料有效周期范围是320 Hz~2000 s，大部分测点的视电阻率和相位曲线较光滑、误差棒较小.图 2给出了松潘—甘孜地块、西秦岭造山带(中段)、陇西盆地内的典型测点的视电阻率和阻抗相位曲线.视电阻率和阻抗相位曲线形态和数值表现出松潘—甘孜地块、西秦岭造山带(中段)、陇西盆地具有明显不同的深部电性结构特征.

图 2

Fig. 2

图 2 WQL-L1剖面测量方向典型测点视电阻率和阻抗相位曲线图 Fig. 2 Typical measurement points of apparent resistivity and phase curves of profile WQL-L1

图 3展示了WQL-L1剖面上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(蔡军涛和陈小斌，2010；陈小斌等，2004a).WQL-L1剖面所经的松潘—甘孜地块中部二维偏离度值基本上处于0~0.1区间，从浅至深均显示出很强的非三维特性，表明此区域电性构造较为简单，剖面所经区域高频到0.1 Hz频段二维偏离度值普遍小于0.1，仅在东昆仑断裂塔藏段和西秦岭北缘断裂附近低频部分出现二维偏离度值大于0.3的情况，这两段分别对应松潘—甘孜地块和陇西盆地与西秦岭造山带(中段)缝合带，电性结构较为复杂；相位张量二维偏离度结果说明电性方向总体上沿该剖面普遍具有二维特性，只是在部分地区较深部的地下电性结构呈现三维特性.

图 3

Fig. 3

图 3 WQL-L1剖面相位张量二维偏离度随频率变化图 Fig. 3 Skewness using the phase tensor decomposition technique of profile WQL-L1

图 1右侧给出了WQL-L1剖面上全部测点分频段(100~10 Hz)(10~1 Hz)(1~0.1 Hz)(0.1~0.01 Hz)(0.01~0.001 Hz)(0.001~0.0005 Hz)和总频段(100~0.0005 Hz)的相位张量电性走向玫瑰花瓣.图中可见WQL-L1分频段电性方向呈现出高频到低频由简单到复杂再到简单的趋势，WQL-L1剖面总频段表现为NW60°或者NE30°，由 于电性走向存在着90°的不确定性，结合此地区构造走向均为北西西—南东东向的地质资料分析，可以判断WQL-L1剖面电性走向为NW60°.野外数据采集时全部测点电、磁场方位布置均为正南北或东西布置，这样NW60°的视电阻率和阻抗相位数据是平行构造方向的TE模式，NE30°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.

目前大地电磁的主流反演技术还是基于二维反演，相位张量二维偏离度结果说明WQL-L1剖面电性方向总体上具有二维特性，可以使用二维反演技术进行数据处理.在进行二维反演之前，对剖面上每个测点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模型理论响应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.

表 1 (Table 1)

表 1 WQL-L1剖面静位移校正因子系数表 Table 1 Static shift correction factors for the profile WQL-L1 WQL-L1点号 TE TM WQL-L1点号 TE TM 1-17 0.72 1-29 2.77 1-06 0.54 1-25 0.42 2-124 0.36 1-24 1.84 2-02 1.54 1-21 3.8 1-35 0.21 1-17 0.5 1-34 1.7 1-09 2.4 1-30 2.86

表 1 WQL-L1剖面静位移校正因子系数表 Table 1 Static shift correction factors for the profile WQL-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，根据蔡军涛等(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底误差，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).我们对该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响应曲线和实测曲线形态和数值拟合程度综合分析后，最后选择了对TM模式视电阻率和阻抗相位都使用5%的本底误差、TE模式的视电阻率和阻抗相位分别使用20%和5%的本底误差的反演方式.

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)下进行的，利用非线性共轭梯度法(NLCG)(Rodi and Mackie，2001)二维反演方法.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(Tau)进行多次反演计算，图 4给出了剖面使用不同正则化因子(Tau)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Tau=10的模型粗糙度和拟合误差处于L曲 线拐点，说明使用Tau=10反演得到的结果综合了拟合误差值和模型光滑程度(Patro and Harinarayana，2009)，最后确定剖面使用Tau=10的反演结果，总体拟合误差RMS为2.4773.图 5给出了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”.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电性结构即为可接受的深部电性结构特征.

图 4

Fig. 4

图 4 WQL-L1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. 4 L-curve of RMS values and roughness for profile WQL-L1 when Tau is changed

图 5

Fig. 5

图 5 WQL-L1剖面实测与2-D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. 5 Comparison of TE and TM apparent resistivity and impedance phase of measured values and calculated values from 2-D theoretical response along the profile WQL-L1

图 6给出了WQL-L1剖面的最终二维反演深部电性结构图.2013年7·22岷县漳县地震发生之后，我们于2013年7—8月在WQL-L1东侧跨过岷县地震区完成了一条总长320 km的大地电磁测深剖面(WQL-L6)，沿剖面布设了45个测深点(图 1)，该剖面西南起四川若尔盖县附近，向东北经迭部、岷县、漳县至定西市(赵凌强等，2015)，WQL-L1和WQL-L6剖面基本平行，相距60 km左右.为了对比研究西秦岭造山带中段的深部结构特征，把该剖面的结果也列入到图 6中.同时将中国地震台网中 心网站(CENC)测定的岷县地震主震震源深度20 km 放置于WQL-L6剖面电性结构图中.人工地震探测结果揭示研究区的莫霍面(Moho)深度自西南到东北在51~48 km范围内变化(张先康等，2008)，在图 6中也绘制了Moho深度.

图 6

Fig. 6

图 6 西秦岭中段两条(WQL-L1和WQL-L6)剖面的二维反演深部电性结构图和磁感应矢量分布图 F1：东昆仑断裂塔藏段； F2：西秦岭北缘断裂； F3：迭部—白龙江断裂； F4：光盖山—迭山断裂；F5：临潭—宕昌断裂； F6：马衔山断裂； F7：阿坝断裂. Fig. 6 2-D inversion electrical structure model and the arrows denote the scale of the Schmucker vector of profile WQL-L1 and WQL-L6

由于磁感应矢量只涉及到大地电磁场的磁场分量，而磁场基本不受浅部局部小异常体引起的局部畸变的影响，因此是用来分析电性结构的一种重要的物理参量，磁感应矢量实部反映地下介质导电性分布的横向不均匀性，矢量大小反映横向导电性差异的大小，矢量方向由高阻指向低阻一方，将深部电性结构图与实磁感应矢量结合，共同探讨西秦岭造山带(中段)构造特征.图 6中也给出了WQL-L1和WQL-L6沿剖面的全频率范围的磁感应矢量实部(陈小斌等，2004b)分布图，依图所示，磁感应矢量实部的大小和指示方向整体分布特征为：在地块表层和地块内部较为简单，幅值较小，在断裂分布区和边界带较为复杂，幅值较大.

WQL-L1剖面跨过区域自西南自东北发育着阿坝弧形断裂带、东昆仑断裂塔藏段、迭部—白龙江断裂、光盖山—迭山断裂、临潭—宕昌断裂、西秦岭北缘断裂以及马衔山断裂，其中东昆仑断裂带和西秦岭北缘断裂带为大型断裂带，南部与东昆仑断裂相邻的迭部—白龙江和光盖山—迭山断裂带构造变形主要受控于东昆仑断裂向东北扩展，而北部的临潭—宕昌断裂先期的形成主要受控于西秦岭北缘断裂带，以两大主要断裂为主发生了复杂的构造变形(郑文俊等，2013).深部电性结构图像以及实磁感应矢量显示与地表地质调查基本一致的断裂体系.

图 6中两条剖面的深部电性结构图揭示东昆仑断裂带塔藏段、迭部—白龙江断裂带和光盖山—迭山断裂带处于统一的深部结构环境中，其中东昆仑断裂带塔藏段为主要电性边界带，中下地壳发育低阻构造层，该层由南西往北东埋深明显变浅，向北东延伸至迭部—白龙江断裂带和光盖山—迭山断裂带附近出露地表，这两条断裂在深部约10 km深度范围有归并到东昆仑断裂带塔藏段上的趋势.图 6中两条剖面实磁感应矢量均显示在东昆仑断裂塔藏段实磁感应矢量箭头由高频指向低频部分，且幅值较大，说明此地区低频部分可能存在着低阻构造，高频到低频部分电阻率值差异较大；在迭部—白龙江断裂带和光盖山—迭山断裂带地区中低频段实感应矢量的指向较为混乱，说明此处电性结构较为复杂，断裂规模较大，属于电性边界带；实磁感应矢量与电性结构图共同印证了地表地质调查研究结果认为的东昆仑断裂带(塔藏段)、迭部—白龙江断裂带和光盖山—迭山断裂带三条断裂共同组成东昆仑断裂系统，形成原因可能为松潘—甘孜地块上下地壳发生解耦作用，上地壳高阻体的北东向推挤作用，此断裂系统为大型岩石圈断层，并表现出高角度南倾和由南往北逆冲推覆特性和向北扩展特征(Tapponnier et al.，2001；郑文俊等，2013).

图 6中WQL-L1和WQL-L6剖面的电性结构均显示出西秦岭北缘断裂带表现为陡立略向西南倾斜的电性边界带，电性差异范围可从浅表延伸到几十公里，穿过了Moho面，为大型岩石圈断裂，与张国伟等(1995，2004)、程顺有等(2003)认为的秦岭北边界表现为巨大反向向外逆冲推覆构造模型相类似.两条剖面上的临潭—宕昌断裂带两侧电性差异和深部延伸状况有所不同，在WQL-L6剖面上临潭—宕昌断裂带南北两侧约十几公里深度都为高阻体，临潭—宕昌断裂带在地表到十几公里深度范围为高角度电性边界带，在十几公里深度左右有向北归并到西秦岭北缘断裂带的趋势(郑文俊等，2013)，而在WQL-L1剖面上临潭—宕昌断裂带的上地壳高阻体延伸深度变浅到深度约5 km，中下地壳出现明显的大面积低阻构造，图 6中WQL-L1剖面实磁感应矢量在此区域10~0.1 Hz频率范围内表现出强烈的中心汇聚趋势，表明此地区介质的差异明显，存在着低阻构造，实磁感应矢量图较好地印证了电性结构图.相类似的低阻构造也同样出现在WQL-L6剖面西秦岭北缘断裂附近区域，磁感应矢量图和电性结构图也得到了很好相互印证.位于两条剖面北东段的马衔山断裂带(F6)处于高、低阻混杂区，其南侧和北侧的上地壳均为高阻体，显示出较为明显的电性间断面特征.WQL-L1剖面深部电性结构揭示松潘—甘孜地块核心区若尔盖盆地电性结构较为完整，位于其西南边界的阿坝弧形断裂下地壳出现明显的低阻体且伴随着电性间断面，与张先康等人(2008)人工地震宽角折/反射剖面在此地区结论相似.

松潘—甘孜块体(北部)：位于东昆仑断裂带塔藏段以南区域，从深部电性结构上来看，此地块上地壳电性连片成层性较好，整体表现为完整的高阻结构，不存在明显的岩石圈断裂和基底断裂，显示了相对完整的或者说地块内部构造变形不严重的电性结构，深度约20 km之下存在中下地壳低阻层，低阻层之下出现了较为明显的高阻构造趋势，表明松潘—甘孜地块北部呈现为高-低-次高电阻的三层结构样式，与在松潘—甘孜地块中部区域的电磁探测成果一致(Bai et al．，2010；Zhao et al．，2012；王绪本等，2009；詹艳等，2013).图 3所示此地区二维偏离度值基本上处于0~0.1区间，从浅至深均显示出很强的一维或二维特性，图 6中两条剖面实磁感应矢量在松潘—甘孜地块部分实磁感应矢量自高频到低频均表现出幅度值较小的特性，幅度值变化不大，说明此地块电性结构稳定，横向不均匀性较弱，表明此区域电性构造较为简单.松潘—甘孜块体北部上地壳高阻层与中下地壳低阻层均表现为西南深、东北浅的趋势，显示出青藏高原向北东方向挤压运动的趋势(张培震等，2009；闻学泽等，2011).

>西秦岭造山带(中段)：位于东昆仑断裂带塔藏段和西秦岭北缘断裂带之间区域，实磁感应矢量图显示此地区构造较为复杂，电性结构图总体来看：西秦岭造山带(中段)从地表到深度约20 km范围深部电性结构呈现高阻特征，高阻层的埋深表现为东北和西南浅、中部深的倒“梯形”样式.并且这样的倒“梯形”高阻层在两条剖面上的规模上表现出东西差异，在西侧的WQL-L1剖面上规模较小、在东侧的WQL-L6剖面上规模较大(赵凌强等，2015).临潭—宕昌断裂带正位于倒“梯形”高阻层的中心部位，电性结构显示有高角度陡立状电性间断面存在.在高阻层之下的中下地壳出现了分布广泛的低阻层，低阻层与高阻层相互契合，呈现相互堆积的式样，该低阻层在倒“梯形”的高阻体下方的深度较大，在南北两侧深度较小.

陇西盆地：秦岭北缘断裂带以北区域.陇西盆地靠近西秦岭断裂带附近，电性结构自地表到几公里范围为低电阻，表现新生代盆地样式，到十几公里几百欧姆米的次高阻层，次高阻层之下电阻率降低到几欧姆米；在陇西盆地内自地表到中下地壳呈现高、低、次高阻的三层结构，低阻层范围在10~100 Ωm之间，类似于其北侧的鄂尔多斯地块，显示出较完整的地壳结构(詹艳等，2005；赵国泽等，2010).在陇西盆地腹地实磁感应矢量图显示出较西秦岭地区简单的构造特性，与此地区电性结构图显示的中地壳存在的次低阻层也得到了较好的印证.

2013年甘肃岷县漳县6.6级地震震源深度约为20 km，地质调查发现临潭—宕昌断裂带是该次 地震的发震构造(郑文俊等，2013).从图 6中可以看出该次地震的震源区处于呈现倒“梯形”的高阻体的 西秦岭造山带(中段)的核部，亦处于上地壳的高电阻体和中下地壳低电阻体的接触区，同时发生在切割了地壳表层表现为低阻破碎带的临潭—宕昌断裂带附近.

WQL-L1剖面西南段跨入了松潘—甘孜地块北部，深部电性结构图像揭示在松潘—甘孜地块北部中下地壳存在的低阻层与中部区域电磁探测成果一致(Bai et al．，2010；Zhao et al．，2012；王绪本等，2013；詹艳等，2013)，在松潘—甘孜地块中下地壳广泛存在的低阻层提供了青藏高原东缘物质东流和东北流通道的电磁学证据.本剖面揭示松潘—甘孜地块北部的中下地壳低阻层呈现西南深、东北浅的形态，表明青藏高原东缘地区的物质正在向东北推挤西秦岭造山带(张培震等，2009；闻学泽等，2011).WQL-L1和WQL-L6剖面东北段跨入陇西盆地，深部电性结构揭示了陇西盆地具有稳定的成层性结构，西秦岭北缘断裂带为陡立略倾向西南的电性边界带，说明西秦岭造山带现今正处于东北侧稳定的陇西盆地阻挡中(程顺胡等，2003)，西秦岭造山带(中段)上地壳处于松潘—甘孜地块的挤压作用下，再加之北侧阿拉善地块的阻挡挤压作用，造就了该区东昆仑断裂、临潭—宕昌断裂、西秦岭北缘断裂等一系列逆冲趋势的走滑断裂(郑文俊等，2013)，这种西南向东北推挤、东北侧相对阻挡的相互作用正是岷县漳县6.6级地震发生的外部动力学机制.

图 6中的WQL-L6剖面的深部电性结构图像显示2013年岷县漳县地震震源区上部为高电阻体，其下存在低阻层，且发生在切割了地壳表层表现为低阻体的临潭—宕昌断裂带附近.松潘—甘孜地块和陇西盆地对西秦岭造山带(中段)形成挤压、阻挡作用，其能量可能被高阻特性的西秦岭造山带中上地壳区域所吸收，当这种从南、北挤压和阻挡持续作用超过该地区介质的应力临界值时，该区临潭—宕昌低阻破碎带显示出了不稳定性而发生形变，导致该区附近的高电阻特性的岩石产生破裂或层间滑动进而发生了岷县漳县地震，因此岷县漳县地震震源区特殊的介质属性是该次地震发生的内部因素.

除了发生了本次地震，历史记载中沿临潭—宕昌断裂的位置曾经发生过多次中型地震，如1573年岷县6.5级地震、1837年岷县6级地震、2003年岷县5.2级地震、2004年岷县5.0级地震，而沿该断裂其他地段特别是岷县地震以西地区(即临潭段)历史记录地震较少，显现出明显的地震空区现象(郑文俊等，2013)，WQL-L1剖面经过了这个地震空区.WQL-L1和WQL-L6剖面的深部电性结构图像揭示了西秦岭造山带(中段)以及临潭—宕昌断裂带具有明显的东西分段结构特征.在 WQL-L1剖面上西秦岭造山带(中段)的中上地壳的电性结构虽然也表现为倒“梯形”高阻体的结构样式，但是其埋深和宽度明显小于其东侧的WQL-L6剖面(赵凌强等，2015)，特别是在临潭—宕昌断裂带临潭段，高阻层埋深仅几公里，低阻性质的物质较软弱，不利于应力积累，这可能是造成临潭—宕昌断裂临潭段历史地震较少的深层次原因.

西秦岭造山带位于由鄂尔多斯盆地、陇西盆地(阿拉善盆地)、松潘—甘孜地块(青藏高原东北缘)和四川盆地围限的“菱形块体”南端(邓起东等，2003)，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.最新的GPS速度场(张培震等，2002；王敏等，2003；王双绪等，2013)表明，青藏高原东北缘地区的松潘—甘孜地块总体向北东向运动，在西秦岭造山带逐渐缩短的基础上按照顺时针方向旋转为正东西向和南东向，同时垂直向地壳运动场显示此地区存在着强烈的挤压缩短隆升现象(王双绪等，2013).

WQL-L1、WQL-L6剖面深部电性结构图像揭示了西秦岭造山带(中段)内部的电性结构显示为东北和西南浅、中部深的倒“梯形”样式，上地壳高阻层展现出向下嵌入下地壳低阻层的根状构造和相互堆积样式.大地电磁探测结果揭示西秦岭造山带(中段)以及松潘—甘孜地块和陇西盆地的深部电性结构组合样式说明了西秦岭造山带(中段)正受到南部松潘—甘孜地块向东北推挤、北部陇西盆地向南推档的南北向作用下，使西秦岭造山带(中段)地壳表现出因承受巨大挤压应力而出现的水平向缩短和垂直变形趋势，电性结构呈现出高低电阻相互契合和相互堆积的直立状样式，显示出西秦岭造山带(中段)的隆升趋势主要以地壳缩短的形式实现，同时推挤阻挡作用也使西秦岭造山带(中段)中下地壳软弱低阻物质发生了由西往东伸展流动，导致该区在造山作用之后经历了强烈的东西向伸展作用，这种强烈的伸展作用造就了西秦岭地区以及邻近区域的一系列平行的东西向走滑断裂，在一定程度上释放了青藏高原北东向的挤压应力.西秦岭造山带所处的挤压阻挡环境以及其内部特殊的构造特征可能是三维地壳场(张培震等，2002；王敏等，2003；王双绪等，2013)在西秦岭地区表现为水平向逐渐缩短和南东向顺时针转弯趋势、以及垂直向强烈隆升现象共存的特征的深层原因.

东昆仑断裂带是青藏高原北部一条近东西向大型左旋断裂(邓起东等，2003)，地质调查研究发现西秦岭造山带南边界的东昆仑断裂走滑速率存在着由西向东逐渐减弱的趋势，延伸至其东部塔藏段时走 滑速率由西段玛沁附近的11 mm/a减小到约2 mm/a(Kirby et al.，2007；李陈侠等，2011；任俊杰，2013；郑文俊等，2013)，并认为塔藏段 不是其主断裂的地表东沿部分(Kirby et al.，2007).

跨过东昆仑断裂带玛沁段的大地电磁探测剖面结果揭示了该断裂玛沁段在深度约20 km以上范围表现为非常陡立明显的电性边界带，在其北侧的秦祁地块为具有一定厚度的高阻块体(詹艳，2008).本文给出的跨过了东昆仑断裂带塔藏段两条大地电磁探测结果显示了与玛沁段不同的深部延伸情况，东昆仑断裂带塔藏段中上地壳较为完整的高阻构造，没有出现明显陡立的电性边界带，仅在塔藏段西南侧的松潘—甘孜地块下存在埋深约为20 km的低阻层、该低阻层的埋深显示出向北愈来愈浅的趋势，在塔藏段北侧的迭部—白龙江断裂和光盖山—迭山断裂带显示为出露地表电性边界带，这两条断裂在深部约10 km深度范围有归并到东昆仑断裂带塔藏段上的趋势，三条断裂共同组成东昆仑断裂系统(郑文俊等，2013)，分隔了松潘—甘孜地块和西秦岭造山带(中段).从电性结构图中还看出东昆仑断裂带塔藏段到光盖山—迭山断裂带区间自浅部到地下几十公里表现为较宽的低电阻带，结合深部电性构造图以及上述断裂的滑动速率，推测东昆仑断裂带在尾端发生了构造转换，东昆仑断裂带塔藏段、以及北侧迭部—白龙江断裂和光盖山—迭山断裂可能共同形成了帚状撒开的东昆仑断裂带尾端破碎收缩构造，共同承担和分解了东昆仑断裂东向的走滑 速率.该区段存在较宽的低阻带正是东昆仑断裂带 自西向东到塔藏段的走滑速率减小到最小的深部原因.

本文详细地对跨过西秦岭造山带(中段)的阿坝—若尔盖—临潭—兰州大地电磁剖面(WQL-L1)数据进行了处理反演，结合跨过2013年岷县漳县地震区的WQL-L6剖面大地电磁探测结果(赵凌强等，2015)，对西秦岭造山带(中段)的深部电性结构、主要断裂带延伸状况以及与南北两侧地块的接触关系进行了分析研究，并对2013年岷县漳县6.6级地震的深部孕震环境和西秦岭造山带(中段)的地震活动和地壳变形进行了探讨.获得如下认识：

(1)深部电性结构图像揭示了东昆仑断裂带塔藏段、迭部—白龙江断裂和光盖山—迭山断裂带共同组成了东昆仑断裂系统，分隔了松潘—甘孜地块和西秦岭造山带(中段)；西秦岭北缘断裂带为主要陡立的大型电性边界带，延伸深度穿过莫霍面；临潭—宕昌断裂带具有电性边界带特征，其延伸情况具有东、西差异.

(2)西秦岭造山带(中段)自地表到深度约20 km 范围表现为东北和西南浅、中部深的倒“梯形”高阻体，在高阻体之下为低阻层，低阻层与高阻层相互契合，呈现相互堆积的式样，其西南侧的松潘—甘孜地块(北部)中下地壳存在西南深、东北浅低阻层，其东北侧的陇西盆地具有稳定的成层性结构，显示出西秦岭造山带(西段)正处于松潘—甘孜地块向北挤压和陇西盆地向南的阻挡作用中，西秦岭造山带所处的挤压阻挡环境以及其内部特殊的构造特征可能是三维地壳场在西秦岭地区表现为水平向逐渐缩短和南东向顺时针转弯趋势、以及垂直向强烈隆升现象共存的特征的深层原因.

(3)2013年甘肃岷县漳县6.6级地震震源区处于倒“梯形”的高阻体的西秦岭造山带(西段)的核部，即位于上地壳的高电阻体和中下地壳低电阻体的接触区，同时发生在切割了地壳表层表现为低阻带的临潭—宕昌断裂带附近.松潘—甘孜地块从西南向东北推挤、东北侧陇西盆地相对阻挡的相互作用是岷县漳县6.6级地震发生的外部动力学机制，同时2013年岷县漳县地震震源区特殊介质属性是该次地震发生的内部因素.西秦岭造山带(中段)中上地壳倒“梯形”高阻体埋深西薄、东厚的分段差异与该段内部中强地震分布差异有关.

(4)本文对比了东昆仑断裂带在玛沁段和塔藏段的深部电性结构特征，玛沁段和塔藏段的内部深部电性结构和延伸状况差异与该断裂自西向东走滑速率减小有内在联系.

WQL-L1剖面所经区域东昆仑断裂带和西秦岭北缘断裂带附近低频部分出现二维偏离度值大于0.3的情况，显示出深部具有三维特性，这两段分别对应松潘—甘孜地块和陇西盆地与西秦岭造山带(中段)缝合带深部，电性结构较为复杂，使用二维反演结果，在此地区具有一定的局限性，对于这样复杂的构造地区，未来需要进行更为详近的三维反演工作，以便获得更为准确完善的结论.

致谢 感谢中石化江汉物探公司711电法队在野外 数据采集过程中提供的协助，两位匿名审稿专家提 出了宝贵的意见，为本文增色不少，在此一并表示感谢.