小地震精定位與層析成像揭示的邢臺地震區深部構造特征

劉 亢 楊 婷 李紅光 房立華 宋 鍵

1)中國地震應急搜救中心,北京 100049 2)河北省地震動力學重點實驗室,三河 065201 3)中國地震局地球物理研究所,北京 100081 4)中國地震局震源物理重點實驗室,北京 100081 5)防災科技學院,三河 065201 6)魯東大學,煙臺 264025

0 引言

1966年3月8—29日,邢臺地區共發生了5次6.0級以上地震,其中3月8日MS6.8 地震和3月22日MS7.2 地震造成的破壞最為嚴重。邢臺地震導致8000余人死亡,經濟損失高達10億元人民幣(河北省地震局,1986)。邢臺地震真正意義上開啟了中國地震預報的科學實踐,是中國地震事業發展的轉折點和里程碑(侯立臣,1986; 黃輔瓊,2021)。深入開展邢臺地震研究,對于確定華北平原區強震構造判別指標及諸多城市如何有針對性地開展防震減災工作具有重要意義。

地震發生后的57年間,前人圍繞邢臺震區開展了地震反射/折射等多種深部探測工作,取得了豐碩的研究成果。自1967年起,先后完成了跨邢臺震區的元氏—濟南、泰安—隆堯—忻州和任縣—武清3條地震折射探測剖面,揭示了震區地殼結構中存在穿過地殼并延伸至上地幔的斷裂,莫霍界面上拱(滕吉文等,1974,1975),上地殼存在強烈的縱向與橫向非均勻性,中地殼內存在不連續低速體,下地殼頂部存在局部高速體,且下地殼和莫霍面局部上隆(祝治平等,1995; 宋松巖等,1997)。徐杰等(1988)根據地質調查、石油勘探和地震折射資料研究認為邢臺地震的發震斷裂是淺部新河斷裂與深部陡傾斷裂的組合。20世紀90年代初完成的臨城—巨鹿、寧晉—新河和任縣—寧晉3條地震深反射剖面揭示了邢臺震區深部存在一條SE傾向的高角度斷裂,莫霍面被清晰地斷錯(王椿鏞等,1993,1994),低速體和巖漿囊體上隆與區域應力場的聯合作用是邢臺地震的動力來源(Wangetal.,1997)。邵學鐘等(1993)用轉換波探測方法獲得了邢臺震區的地殼結構,揭示出束鹿盆地中、下地殼發育2條高傾角的深斷裂。鄧前輝等(1998)根據電磁陣列剖面揭示了邢臺地震深部存在明顯的電阻率梯級帶,推測為地殼內存在滑脫面的依據。

針對邢臺震區的淺部構造系統,趙成斌等(1999)跨邢臺MS7.2 和MS6.8 地震的震中區完成了2條淺層和1條超淺層地震剖面,揭示了新河斷裂止于上更新統,并非發震斷裂。徐錫偉等(2000)基于深、淺地震剖面,認為邢臺地震無明顯地表破裂帶,震源斷層尚未到達地表,其地震斷層是處于向上擴展過程中的新生斷層。江娃利(2006)則認為地震前后的形變測量存在明顯的同震位移(國家地震局地震測量隊,1975),這與不存在明顯地表地震破裂帶的結論相矛盾,且僅依據淺層地震剖面來確定斷裂的最新活動可能存在精度不足的問題。

關于邢臺地震的發震構造研究,目前主要存在以下幾種模型:1)“硬包體”或“堅固體”模型:地殼內高速層與低速層的相間分布有利于彈性位能在高速體內的集中和突然釋放(梅世蓉,1999; 尹京苑等,1999); 2)“匯而未交”模型:邢臺震區深斷裂與地殼上部的緩傾斷裂上下對應,呈匯而未交的態勢(徐杰等,2012); 3)深部發震構造模型:邢臺地震震源附近存在貫通下地殼直至莫霍面的高傾角深斷裂,邢臺地震的發生由上地幔巖漿上涌造成(王椿鏞等,1993,1994),邢臺地震與淺部的新河斷裂并無直接聯系(Wangetal.,1997); 4)滑脫構造模型:深部斷裂向上破裂時受上部斷裂的影響,導致能量釋放,終止于滑脫構造層(趙成斌等,1999); 5)“新生”破裂模型:邢臺地震的發震斷裂是先存地殼深斷裂向上撕裂狀破裂擴展的新生斷裂,深斷裂間的相互作用導致局部應力遷移和對相鄰斷裂的加載而誘發的三維破裂過程(徐錫偉等,2000)。

綜合前人的研究成果可知,邢臺震區之下存在1條深部斷裂,是地震的能量來源,而淺部則存在一個相對獨立的斷裂系統,這一觀點基本被學者們認可。然而,有關邢臺地震發震構造的分歧或問題主要集中在震區深、淺構造系統耦合關系不明確,深部發震斷裂與淺部新河斷裂系統的構造關系需要新證據來厘定; 此外,“新生斷層”的觀點可以較好地解釋邢臺地震的破裂特征,但仍需要基于三維地殼精細結構的地震破裂過程反演結果來支撐。

邢臺震區小地震不斷,數據量大,利用小地震資源可以獲取深部構造信息,尤其是2009年之后華北地區的地震定位精度顯著提升,使得獲取一些深部構造的新認識成為可能。

1 構造背景

研究區位于太行山隆起和華北坳陷的交界處,大致以貫穿南北的太行山山前斷裂為界,以西為太行山隆起,以東為華北平原斷陷盆地,構造類型以斷裂構造為主,褶皺次之。各構造體系不同規模和次序的構造以復合的方式互相交織,形成復雜的構造輪廓,主要斷裂分為近NNE向與近NWW向2組。其中,太行山山前斷裂不僅是地形地貌的分界線,同時也是華北區域地質構造及中國東部地區地球物理場的一條重要構造帶,由多條規模不等的NE—NNE向斷裂組成,最南段為湯西斷裂與湯東斷裂,往北依次為邯鄲斷裂、元氏斷裂、保定-石家莊斷裂、徐水斷裂和黃莊-高麗營斷裂(江娃利等,1984; 徐杰等,2000; 高戰武等,2014)。研究區歷史上發生過2次7.0級以上地震,分別為1830年磁縣M7地震與1966年邢臺MS7.2 地震,淺表斷裂分別對應磁縣斷裂與新河斷裂(圖1)。

新河斷裂作為束鹿盆地東側的主控邊界斷裂,長約70km,走向NNE,傾向NWW,為正斷傾滑性質,整體表現為“鏟式”形態,上部傾角約為50°,下部約為30°,向上進入第四系內部,向下延伸超過8km,終止于E傾的滑脫面上。

2 研究方法

本文收集整理了研究區(36°～38°N,113°～116°E)范圍內的地震觀測報告,采用雙差相對定位方法進行重新定位?；谥匦露ㄎ缓蟮恼鹪磪蹬c走時數據,使用近震體波層析成像方法反演研究區的三維P波速度結構。

2.1 小地震重新定位

2.1.1 數據資料

本文所采用的數據為1991年以來的震相觀測數據,主要來自:

(1)1991—2001年的《華北遙測地震臺網聯網地震觀測報告》。數據資料來自北京遙測地震臺網、天津遙測地震臺網、邯鄲遙測地震臺網、臨汾遙測地震臺網、太原遙測地震臺網、大同遙測地震臺網和石家莊地震遙測中心。

(2)2002—2008年的《北京數字遙測地震臺網地震觀測報告》。數據資料來自北京數字遙測地震臺網、河北省地震局石家莊數字遙測地震臺網、天津市地震局天津數字遙測地震臺網、北京市地震局數字遙測地震臺網和山西省地震局太原數字遙測地震臺網。

(3)2009—2021年華北地區的地震觀測報告。數據來自北京數字遙測地震臺網、河北省地震局、天津市地震局、北京市地震局和山西省地震局。

2.1.2 小地震重定位方法

常用的地震重定位方法主要有3種:雙差定位法(Waldhauseretal.,2000)、GrowClust方法(Trugmanetal.,2017)及基于Pn波的相對定位方法(Wangetal.,2018)。雙差定位法是一種相對定位方法,已被廣泛應用于地震重新定位中(楊智嫻等,2003; 黃媛等,2008; 刁桂苓等,2010; 房立華等,2011,2013,2018; 李紅光等,2015; 劉亢等,2015,2018),在確定地震的相對位置方面精度較高,是開展特定地區地震活動、斷裂空間展布等研究工作的重要手段。

地震重新定位時使用了P波和S波震相。P波到時的權重設為1.0,S波到時的權重設為0.5; 在進行地震組對時,將最小連接數(MINLNK)和最小觀測數(MINOBS)均設為8,震源間距<12km; 地震定位時分4組、16次迭代。在迭代過程中,采用4倍標準偏差作為截斷值,選用共軛梯度法求解。

2.2 地震走時層析成像

2.2.1 數據資料

本文在走時層析成像研究中除了使用區域臺網的觀測報告外,還補充了華北流動地震臺陣250個臺站的震相數據。所采用的不同觀測時間段的地震數據包括:2008—2021年期間固定臺站記錄到的華北盆地區域(35°～42°N,110°～120°E)的地震觀測數據; 華北流動地震臺陣2006—2008年的地震觀測數據。

為保證層析成像結果的可靠性,根據地震分布情況、震級、觀測臺站數及震相數據質量等標準對數據進行了甄選。數據篩選的原則為:地震震級ML>2.0; 每個地震至少有8個臺站記錄; 根據Pg/Pn波走時擬合Pg/Pn的走時曲線,舍棄觀測走時與計算走時之差>5.0s的數據; 在地震多發區,選擇震級較大、震相可靠的數據,使地震盡可能均勻分布。反演中使用了1546個固定臺站記錄的地震,233個流動臺站記錄的地震,P波到時數據共有38578個。臺站分布如圖2所示,其中紅色方框為研究區范圍。震相數據的走時與震中距的關系見圖3。

圖2 臺站分布圖

圖3 震中距與走時的關系圖

2.2.2 方法和參數設置

本文采用的近震層析成像方法在速度結構模型中引入復雜的間斷面起伏變化,可以更好地反映地下結構(Zhaoetal.,1992,1994)。本文中地震定位與速度結構反演交替進行,即先進行地震定位,然后進行速度結構反演,利用新的速度模型再對地震進行重新定位,如此反復。

根據地震臺站、地震分布和射線覆蓋情況進行多次試驗,選擇最合適的網格劃分間距。水平方向的網格劃分采用0.33°×0.33°為間隔。深度方面充分考慮地震射線與不連續面的空間分布,在1km、5km、10km、15km、25km和45km深度處設置網格點。反演的一維初始速度模型參考深地震測深結果(嘉世旭等,2001),一維初始速度模型如圖4所示。

圖4 P波初始速度模型

3 小地震分布特征

重新定位后,獲得了研究區內9644個地震的震源位置參數(圖5)。震級分布區間為ML0.6～5.4,東西、南北、垂直3個方向的定位誤差平均值分別為236.0m、217.0m、301.0m,平均定位殘差為0.135s。重定位后的震源深度分布如圖6所示,80.5%的地震震源深度位于5～17km范圍內,接近正態分布,與前人的定位結果基本一致(于湘偉等,2010b; 張廣偉等,2012; 趙博等,2013; 陳筱青等,2015)。

圖5 研究區小地震精定位結果

圖6 研究區重定位后的震源深度分布直方圖

定位結果顯示,大部分地震集中分布在束鹿凹陷內部的邢臺震區附近。邯鄲斷裂與磁縣斷裂交會處地震呈條帶狀密集分布,表明磁縣地震和邢臺地震的活動狀態較高。由于2009年之后地震臺網加密,地震監測能力和定位精度得到了顯著提升。從地震的時空演化來看,2009年以來邢臺地震密集帶上的地震更加集中于斷裂附近,而此前的地震則較為分散(圖7)。

圖7 重新定位后邢臺震區的小地震分布圖和縱剖面圖

垂直于邢臺地震密集帶走向截取 8 條震源深度剖面,每條剖面長20km,沿剖面線兩側各1km范圍內選取地震數據(圖7)。8條剖面上的小地震展布形態基本一致,清晰地揭示出深部存在1條小地震密集帶,呈線狀展布,推測為一條SE傾向的高傾角斷裂。剖面Ⅲ和Ⅳ位于小地震最為密集的區域,揭示深部斷裂從25km深度一直向上延伸至淺表。以2009年為界線,將小地震按時間分為1991—2008年和2009—2021年2個部分。通過小地震垂直剖面可以明顯看出,藍色圓點比較分散,震源深度覆蓋范圍較廣,深度>20km的地震均發生于該時段; 黑色圓點則相對更加收斂,震源深度基本<20km。在小地震剖面中選擇2009年之后地震,采用線性擬合與手動測量相結合的方法清晰勾畫出深部的斷裂形態?？梢姅嗔褍A向SE,高傾角,向下延伸超過20km,向上進入上地殼淺部。

前人完成的元氏—濟南地震折射剖面揭示在東汪下方存在穿透地殼并延伸至上地幔的高角度斷裂(滕吉文等,1974),地震轉換波探測結果同樣揭示出該區存在高角度斷裂(邵學鐘等,1993),臨城—巨鹿剖面和寧晉—新河地震深反射剖面也清晰地揭示出震源區之下存在高角度深斷裂(王椿鏞等,1993)。震源機制解統計結果表明邢臺地震為走滑性質,斷層面解節面的走向平均值為24.8°,傾角平均值為79.8°(河北省地震局,1986)。震源機制解與深部探測結果比較一致,均顯示震源區之下存在高角度深斷裂,可能與邢臺地震密切相關。

4 層析成像結果

不同深度的P波速度反演結果表明,研究區的地殼速度結構存在較強的橫向不均勻性(圖8)。

圖8 研究區1～45km深度的P波速度擾動圖像

1km和5km深度的速度分布圖揭示地殼淺部的結構特征與淺表地質構造存在明顯的相關性。太行山山前斷裂西側整體表現為高速異常,東側表現為低速異常,與前人通過體波走時成像(黃金莉等,2005; 于湘偉等,2010a; 楊婷等,2012)、背景噪聲層析成像(房立華等,2009; 唐有彩等,2011)、背景噪聲和遠震面波成像(Fengetal.,2022)及背景噪聲和接收函數聯合反演(姜磊等,2021)得到的結果基本一致。高分辨率成像結果揭示研究區晉縣凹陷、束鹿凹陷、邯鄲凹陷及新河凸起等地質體存在明顯的高、低速度異常區,這主要與沉積層的厚度相關。邯鄲斷裂兩側的速度結構存在較大差異,分別對應古近紀以來的凹陷區及地表基巖區。這種與淺表地質構造的相關性也印證了本文層析成像結果的可靠性。

10km深度的速度分布圖顯示太行山山前斷裂東側依然為低速區,說明凹陷區的沉積較厚,與已有研究結果一致(周俊杰等,2011; 楊婷等,2012; Jiaetal.,2014)。斷裂西側速度變化不明顯,說明隆起區僅為該深度以上的地殼物質向上抬升所致。

15km和25km深度的速度分布特征與1～10km深度的結果具有一定差異。速度分布與淺部斷裂和構造單元的相關性減弱,表明這些斷裂的影響深度主要集中在上地殼。邢臺震區下方以及明化鎮斷裂的東側均出現高速異常,邯鄲凹陷表現為低速異常。太行山西側的低速異常說明在隆起帶的中下地殼存在低速異常體,與姜磊等(2021)的研究結果一致,可能對應了巖漿底侵作用造成的區域部分熔融。

45km深度的速度分布反映了上地幔頂部的結構。邯鄲斷裂東側呈現高速異常,西側為低速異常,推測東、西兩側的速度差異為地殼厚度不同所致(Fengetal.,2022)。太行山東、西兩側的地殼厚度差異非常明顯,東側邢臺地區的地殼厚30～33km。向W進入太行山隆起帶后,地殼厚度增加至約40km(孫武城等,1988; 王椿鏞等,1993; 嘉世旭等,2005)。在45km深度處,太行山東側已經進入上地幔約15km,而西側才剛剛進入上地幔頂部,因此東側速度明顯高于西側。

垂直于邢臺地震密集帶沿圖8a 中的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ剖面截取了3條P波速度垂直剖面(圖9),結合0～10km深度的速度分布圖(圖8a—c)分析可知,該結果清晰地揭示了研究區存在南、北2處較大的低速異常區,位于上地殼10～12km深度以淺區域,推測低速體的底界位置存在滑脫層。北部的低速異常區位于新河斷裂與元氏斷裂之間。新河斷裂是束鹿凹陷的東邊界; 而元氏斷裂是區域性大斷裂——太行山山前斷裂的中段。這2條邊界斷裂均為“鏟式”正斷裂,向下會入滑脫層。根據小地震分布形態勾勒出邢臺深斷裂(Fd),向上切穿新河斷裂,進入地殼上部的低速體內部(圖9)。南部的低速異常區位于邯鄲斷裂的東部,邯鄲斷裂同樣為太行山山前斷裂的一段,為“鏟式”正斷裂,向下會入滑脫層。

圖9 研究區的P波速度擾動垂直剖面圖

P波速度垂直剖面圖(圖9a,b)揭示邢臺震區的中下地殼(約20km深度)存在一個顯著的高速異常體,地震主要發生在該高速異常體的上方。關于邢臺MS7.2 地震的震源深度,根據儀器記錄資料確定為9km(國家地震局地球物理研究所等,1985; 謝毓壽等,1985; 河北省地震局,1986),而根據宏觀資料推算為15km(河北省地震局,1986)。邢臺MS7.2 地震的震中位于高、低速交界處,該區域應力集中且介質相對脆弱,是容易發生破裂、釋放應力的位置。

5 邢臺震區深部構造討論

王椿鏞等(1993)完成的臨城—巨鹿、寧晉—新河地震深反射剖面清晰地揭示出邢臺震區的地殼結構與斷裂形態。寧晉—新河剖面穿過MS7.2 地震的震中,長約40km,剖面位置見圖7。寧晉—新河剖面揭示上地殼下部(雙程走時4s)—下地殼(雙程走時10s)在主震東、西兩側反射事件的能量、傾角及連續性均存在較大差異,從而推斷存在一條陡傾的深大斷裂,貫穿莫霍面(圖10a)(王椿鏞等,2016)。臨城—巨鹿剖面顯示在新河斷裂以西8～12km深度內存在一個滑脫面(圖10b),在邯鄲地區完成的寬頻帶流動臺陣速度界面揭示蓋層和基底巖層之間存在一個解耦面,深度為11km,邊界斷裂會合于該解耦面(滑脫面)(許華明,2008),與本文通過層析成像得到的滑脫構造的認識比較一致。圖9為P波速度擾動垂直剖面,剖面Ⅱ、Ⅲ與臨城—巨鹿地震深反射剖面(圖7中BB′剖面)的位置比較相近,可進行對比分析。P波速度擾動垂直剖面與地震深反射剖面反映的地質構造特征比較相似,均清晰地揭示出滑脫構造特征,滑脫層出現在10～12km深度范圍內,介于新河斷裂與元氏斷裂之間,分別對應低速體的邊界位置。地震深反射剖面清晰地揭示出一條深大斷裂,斷錯了莫霍面。在P波速度擾動垂直剖面Ⅱ、Ⅲ上小地震密集分布,勾畫出SE傾向的高角度斷裂形態,位于新河斷裂西側,這與臨城—巨鹿剖面揭示的深部斷裂形態比較一致。

圖10 邢臺震區的地震深反射剖面

小地震數據揭示邢臺震區深部存在一條深斷裂,從下地殼20km深度一直向上延伸至淺表,整體表現為高傾角,傾向SE,小地震收斂于該斷裂之上(圖7)。然而,作為束鹿凹陷邊界斷裂的新河斷裂上僅有疑似零星小地震分布。由于新河斷裂的活動是古近紀深部動力過程的殘余效應,在現今的區域應力場作用下,先存的低角度鏟式斷裂很難發生走滑運動來調節區域性的地殼應變(徐錫偉等,2000),因此基本可以確定新河斷裂不是邢臺MS7.2 地震的發震斷層。但是,在地震過程中,該斷裂是否受到觸發而發生被動響應,仍需要進一步討論。小地震定位數據說明至少自20世紀90年代以來該斷裂處于靜止狀態,基本沒有發生小地震活動。趙成斌等(1999)跨邢臺MS7.2 和MS6.8 地震震中區完成的淺層地震剖面揭示出新河斷裂止于上更新統,在其西部存在艾辛莊斷裂等多條傾向SE的高傾角正斷層,上斷點進入新近系甚至第四系(趙成斌等,1999; 徐錫偉等,2000),組成了上地殼淺部的新河斷裂系統。國家地震局地震測量隊(1975)通過比較1966年震后與1960年2期三角測量成果,獲得了邢臺地震同震垂直位移的等值線圖,揭示在東汪附近存在明顯的垂直位移梯度帶,該處為地表形變的關鍵位置。邢臺MS7.2 地震烈度圖中的極震區(Ⅹ度)近橢圓形,呈NE向展布,長軸半徑約為9km,短軸約為6km,而東汪則位于極震區的中心位置(河北省地震局,1986)。顯而易見,該梯度帶應該與深部斷裂向上延伸密切相關。地震前后的形變測量存在明顯的同震位移,指示應該存在地震地表破裂帶(江娃利,2006)。淺層地震剖面揭示新河斷裂向W存在一系列傾向SE的正斷層,這與東汪地區垂直位移梯度帶西升東降的地表形變特征比較吻合。2條地震深反射剖面在地殼上部均可解釋出傾向SE的正斷層,為新河斷裂的次級斷裂,向下與深部斷裂呼應,向上延伸對應地表的東汪、牛家橋附近(圖10)?？梢钥闯?在邢臺震區完成的深部、淺部地震探測及地表測量所得的數據比較一致,均揭示在上地殼淺部存在SE傾向的高傾角先存正斷層,位于深部斷裂向上延伸的方向,對應了地表同震垂直形變梯度帶。

P波速度擾動垂直剖面(圖9)揭示邢臺震區10～12km深度以淺存在一個明顯的低速異常體,而15km之下則為高速異常體,MS7.2 地震就發生在高、低速體交界處。該區域小地震總體表現為條帶狀,基本沿著高、低速體的東邊界展布; 在高、低速體交界區域小地震相對密集,向上延伸至低速體的東邊界,直至近地表; 向下小地震逐漸減少,主要分布在高速體的東北邊緣。從垂直剖面圖可以看出,高、低速體東邊界連線與小地震密集帶的總體趨勢比較一致,在剖面上表現為E傾。而W傾的新河斷裂與之相對,向下會入滑脫層,被高、低速體東邊界連線與小地震密集帶所截斷,推測邢臺震區之下沿著高、低速體東邊界展布的深、淺部斷裂已經上下貫通,由于速度體的邊界位置或高、低速體交界區域是速度變化相對強烈的部位,易于發生地震破裂。

綜合小地震定位與層析成像數據及前人探測成果資料,本文在地震深反射解釋的模型上給出修正,即深部斷裂應向上延伸,突破了淺部斷裂系統。推測上地殼淺部先存的SE傾斷裂與深部斷裂貫通,構成了邢臺震區的深部構造模式,即貫通地殼的深大斷裂,而邢臺地震則加速了深淺部先存斷裂的上下貫通過程。

邢臺地震、唐山地震作為中國大陸地區為數不多的2次強震群型地震(梅世蓉,1999),間隔10a相繼發生,二者在深部構造方面較為相似。地震深反射剖面揭示唐山地震的震中之下同樣存在一條錯斷整個地殼的深大斷裂,為上地幔熱物質的上涌和殼內構造變形提供了條件(劉保金等,2011; 劉亢,2011; Liuetal.,2022),說明這2個地震群應該具備相似的孕震環境與發震構造條件,由此推測邢臺地震并非一次特殊的地震事件,可能代表了華北地區一種典型的強震類型。

6 結論

本文基于河北及周邊地震臺網1991—2021年間的地震觀測數據,利用小地震精定位和走時層析成像技術開展了邢臺震區的深部構造研究,獲得了以下認識:

(1)層析成像結果顯示,研究區地殼速度結構存在較強的橫向不均勻性,新河斷裂與元氏斷裂之間的上地殼內存在明顯的低速異常,推測為滑脫構造層。在邢臺震區的中下地殼(約20km深度)存在一處顯著的高速異常,邢臺地震位于高、低速交界處,易于發生破裂、釋放應力。邢臺震區小地震密集帶與高、低速異常體東邊界的總體趨勢比較一致,推測沿著高低速異常體東邊界展布的深、淺部斷裂已經上下貫通。

(2)小地震精定位結果清晰地揭示出邢臺震區之下存在一條傾向SE的高角度斷裂,從20km深度一直向上延伸至淺層。結合層析成像工作及前人的地震深、淺反射剖面、同震垂直位移等值線數據,揭示上地殼淺部存在SE傾向的高角度正斷層,向上對應地表位移梯度帶,向下與深部斷裂呼應。推測地殼淺部先存的SE傾向斷裂與深部斷裂貫通,即貫通整個地殼的深大斷裂,邢臺地震促使深淺部的先存斷裂上下貫通。

致謝本文使用了中國地震臺網中心提供的震相觀測報告數據; 中國地震科學探測臺陣數據中心提供了華北臺陣的觀測數據; 審稿專家提出的意見和建議使本文的質量得到了很大提高。在此一并表示感謝!