小江斷裂帶晚第四紀活動研究綜述1

譚 鑫 梁 寬 馬保起

1）中國科學院大學，應急管理科學與工程學院, 北京 100049

2）應急管理部國家自然災害防治研究院, 北京 100085

引言

印度大陸向歐亞大陸俯沖，使巴顏喀拉塊體和川滇菱形塊體向東和東南方向移動，并圍繞著喜馬拉雅構造結順時針旋轉（Molnar 等，1989；England 等，1990；Royden 等，1997；Zhang 等，2004；England 等，2005；Copley，2008；Zhang，2013）。青藏高原東南緣是青藏高原構造活動和地震活動最活躍的地區之一，新生代以來歐亞大陸碰撞不僅使青藏高原平均高度隆升至4 500 m 以上，還發育了具有較高滑動速率和強震能力的活動斷層，如阿爾金-海原斷裂帶、喀喇昆侖山-嘉利斷裂帶、鮮水河斷裂帶（Xu 等，1996；鄧起東等，2003；張培震等，2003）。近百年來，該地區發生了40 余次M≥6.7 地震（張培震等，2003）。

川滇塊體（圖1）是由金沙江斷裂帶、紅河斷裂帶、鮮水河-小江斷裂帶和甘孜-玉樹斷裂帶圍成的菱形區域（李玶等，1975；闞榮舉，1977）。川滇塊體位于青藏高原向東南擠出的重要部位，其周緣和內部被多條活動斷裂帶分割，地震活動性強烈，分段明顯。小江斷裂帶位于川滇菱形活動塊體南部，北接則木河斷裂，向南延伸至云南省，被紅河斷裂帶截斷，是川滇菱形塊體東南邊界的重要組成部分，也是南北地震帶重要組成部分（張培震等，2003；徐錫偉等，2003；張培震，2008）。

圖1 青藏高原東南緣構造背景與地震分布Fig.1 Tectonic setting and distribution map of the southeast margin of the Tibetan Plateau

由于鮮水河-小江斷裂帶作為青藏高原東南緣活動構造的變形特征和形成機制研究熱點，國內外關于小江斷裂帶的研究成果較多。小江斷裂帶是強震活動的高發斷層，北段和中段歷史地震頻發，南段活動性較弱，歷史地震較少，無7 級以上大地震發生，無晚第四紀活動的地質證據（云南省地震局，1988；國家地震局震害防御司，1995；宋方敏等，1998；中國地震局震害防御司，1999；李玶，1993；聞學澤，1993；何宏林等，1993；宋方敏等，1998）。近年來，國內學者對小江斷裂南段第四紀構造變形、起始時代和滑動速率的研究證明了小江斷裂帶南段是全新世斷裂，且走滑速率為（7.02±0.20） mm/a，與GPS 反演結果一致（韓竹軍等，2017；毛澤斌，2017；Shen 等，2005）。已有學者對小江斷裂帶地震活動特征、活動性、地震危險性等開展了大量研究工作，但對于小江斷裂帶古地震序列及其對滇東南弧形構造區的影響，小江斷裂帶南段與3 條北北東向斷裂（紅河斷裂、石屏-建水斷裂、曲江斷裂）的關系，蓮峰-昭通斷裂、則木河斷裂和小江斷裂組成的“Y”字形構造區吸收和調節模式缺乏深入研究。

本文從小江斷裂帶晚第四紀活動性出發，通過系統總結已有學者關于小江斷裂帶的研究成果，對小江斷裂帶空間展布、地震活動特征和強震危險性等方面進行研究，為進一步研究小江斷裂帶地震地質活動和青藏高原東南緣構造動力學及運動學模型提供依據。

1 小江斷裂帶空間展布特征

小江斷裂帶內部斷層交錯，走向近南北，北起于云南巧家以北，向南經東川、嵩明、宜良、建水，一直向北東方向延伸至紅河斷裂，全長約400 km，總體呈東向微凸的弧形展布（宋方敏等，1998；聞學澤，1993；聞學澤等，2011；韓竹軍等，2017），如圖1 所示。聞學澤（1993）根據小江斷裂帶強震及大震的空間分布，將小江斷裂帶分為7 個震源段。宋方敏等（1998）按照幾何學和運動學特征將小江斷裂帶自北向南分為3 段：北段自巧家以北至蒙姑，全長約50 km，該段結構簡單，地貌現象明顯；中段分成東西兩支，東支為功山-尋甸斷裂，西支為嵩明-滄溪斷裂，2 條斷裂間距約為15 km，東支從蒙姑西向南東延伸至徐家渡，全長200 km，由一系列次級斷裂組成，西支由滄溪開始到澄江終止，全長約為180 km，走向近南北；南段從徐家渡向南延伸至山花，全長約150 km（滕德貞，1978；沈軍等，1997；宋方敏等，1998；毛澤斌，2017；鄭立龍等，2019；胡萌萌等，2020；常玉巧等，2021）。小江斷裂帶與北北西向曲江斷裂和石屏-建水斷裂相交，在其交界處發育了曲江盆地、建水盆地和新寨盆地（聞學澤等，2011；胡萌萌等，2020；陳君賢等，2021）。

總體而言，小江斷裂帶北段和南段較單一，中段結構復雜，總體呈東向微凸的弧形展布。小江斷裂帶北段長約50 km，中段長約200 km，南段長約150 km。中段主要由東、西支主要斷裂段和與其平行的斷裂段組成，呈紡錘狀，東、西支主斷裂段又由多條更次級斷裂段構成。

2 小江斷裂帶晚第四紀活動特征

2.1 斷裂活動性質

小江斷裂帶是大型左旋走滑斷裂帶，在遙感影像上通過解譯地貌特征，提取出小江斷裂帶的幾何展布特征（李凱等，2020）。小江斷裂帶沿線發育多種左旋錯斷的地貌，如河流階地錯斷、水系錯斷、山脊錯斷和洪積扇錯斷等，并在斷裂帶沿線發育拉分盆地、斷層陡坎和斷層槽谷等構造地貌（滕德貞，1978；宋方敏等，1998；張世民等，2001；毛澤斌，2017；韓竹軍等，2017）。

小江斷裂帶南段沿線串珠狀分布著晚第四紀盆地，其中新寨盆地為典型的拉分盆地（韓竹軍等，2017），龍潭村兩岔河山脊和沖溝同步左旋位錯（韓竹軍等，2017），放馬坪地區的構造地貌同步發生左旋位錯（毛澤斌，2017）；小江斷裂帶中段滄溪盆地沖積扇左旋錯動，甸沙盆地數條沖溝明顯發生左旋位移（鄭立龍等，2019），宜良盆地西緣水系、斷層槽谷和斷層陡坎同步左旋位錯（常玉巧等，2021）；小江斷裂帶北段水系、沖溝和山脊發生左旋位錯（宋方敏等，1998）。以上均證明小江斷裂帶晚更新世以來以左旋走滑運動為主。根據GPS 數據反演，小江斷裂帶以左旋走滑運動為主，局部具有擠壓性質（Shen 等，2005；王閻昭等，2008；程佳等，2012）。

2.2 斷裂滑動速率

滑動速率是判斷斷裂活動強度的重要參數，是斷裂在一定時期內的平均活動水平，是地震危險性評價的重要參數之一（鄧起東等，2008）。21 世紀以來，隨著測年技術的不斷發展和GPS 數據的測量，滑動速率大小越來越精確。

國內外學者采用不同方法對小江斷裂帶滑動速率進行了研究。何宏林等（2002）研究表明，小江斷裂帶北段全新世平均滑動速率為（15±2） mm/a，中段西支滑動速率為7.0～9.0 mm/a，中段東支滑動速率為6.0～7.5 mm/a，南段滑動速率為1.66 mm/a；陳睿等（1988）利用各種錯斷地質地貌現象及被錯斷體年齡分析，估算出小江斷裂帶中段西支在全新世以來的滑動速率為6.5～7.4 mm/a；朱成男等（1983）計算出小江斷裂帶中段東支滑動速率為4.8～9.6 mm/a；宋方敏等（1998）利用地貌學方法計算出小江斷裂帶中段西支滑動速率為7.5～8.6 mm/a，中段東支滑動速率為4.5～5.1 mm/a，南段滑動速率為2.5～4.8 mm/a；韓竹軍等（2017）通過地質和年代學方法相結合獲得了小江斷裂帶南段全新世左旋滑動速率為（7.02±0.2） mm/a；胡萌萌等（2023）通過階地錯斷和階地年齡數據估算出小江斷裂帶巧家段晚第四紀平均走滑速率為10～13 mm/a（表1）。

表1 小江斷裂帶晚第四紀各段滑動速率Table 1 List of the Late Quaternary slip rates of each segment of the Xiaojiang fault zone

近年來，隨著GPS 數據的興起，不少學者利用GPS 資料和模型對小江斷裂帶滑動速率進行了研究。不同模型反演出的小江斷裂帶滑動速率差異較大，為5.0～12 mm/a。Shen 等（2005）計算得到小江斷裂帶左旋滑動速率為（7±2） mm/a，無正斷分量；王閻昭等（2008）利用最小二乘法反演得到的小江斷裂帶左旋速率為（10.1±2.0） mm/a，與魏文薪（2012）反演結果相同；聞學澤等（2011）反演得到小江斷裂帶北段、中段和南段滑動速率分別為10、8～9、4 mm/a（李西，2015）；程佳等（2012）通過彈性位錯模型反演出小江斷裂帶總體左旋走滑速率為10 mm/a；王伶俐等（2016）計算得到的小江斷裂帶滑動速率總體偏小，為5～7 mm/a（表1）。

綜上所述，根據不同方法獲得的小江斷裂帶各段滑動速率可知，小江斷裂帶整體滑動速率為8～12 mm/a，北段滑動速率為10～15 mm/a，中段東支滑動速率為5～7 mm/a，中段西支滑動速率為7～9 mm/a，中段整體滑動速率為12～16 mm/a。小江斷裂帶中北段滑動速率與整體滑動速率差別較小，但南段滑動速率驟減，且南段滑動速率存在較大爭議，認為其為1.66～11.3 mm/a，但整體來看，南段滑動速率為5～7 mm/a，這可能與小江斷裂帶空間展布和走滑剪切作用有關。

3 小江斷裂帶地震活動特征

3.1 地震活動的時空特征

據歷史地震記載，小江斷裂帶沿線發生M≥6 地震17 次，其中M≥7 地震4 次，M8 地震1 次，M≥7地震均位于小江斷裂帶上，最大震級地震為1833 年崇明8 級地震（云南省地震局，1988；國家地震局震害防御司，1995；宋方敏等，1998；中國地震局震害防御司，1999）。M≥7 的4 次地震全部集中在小江斷裂帶北段和中段，分別為1500 年宜良7 級地震、1733 年東川7?級地震、1789 年華寧7 級地震和1833 年崇明8 級地震，小江斷裂帶南段歷史上未發生過M≥7 地震，僅在1606 年發生過建水6?級地震，這說明小江斷裂帶中北段斷裂活動性明顯高于南段（表2）。

表2 小江斷裂帶沿線及周邊主要地震（M≥6）事件（1 500-1990 年）Table 2 Major earthquake events （M≥6） along and around the Xiaojiang fault zone （From AD1500 to AD1990）

據歷史地震記載，1500-1990 年小江斷裂帶沿線及周邊區域共發生46 次M≥5 地震，地震分布時間不規律，部分時段地震呈叢集性發生，部分時段地震呈孤立性發生。小江斷裂帶歷史地震在時間分布上存在不均勻性，根據小江斷裂帶地震活動性，將小江斷裂帶劃分為3 個平靜期和3 個活躍期。3 個平靜期期間雖發生1500 年宜良地震、1506 年尋甸地震、1644 年武定地震和1833 年嵩明地震等，但可看作是零星發生的地震（宋方敏等，1998）。在1599-1644 年、1696-1750 年、1930-1990 年3 個活躍期里，分別發生M≥5 地震5 次、6 次和15 次，其中第3 個活躍期每次地震之間的時間間隔平均為4 年（圖2）。

圖2 小江斷裂帶沿線M≥5 地震M-T 關系圖（修改自宋方敏等（1998））Fig.2 M-T map of M≥5 earthquakes along the Xiaojiang fault zone （According to Song et al（1998））

小江斷裂帶歷史地震空間分布存在明顯的不均勻性，斷裂帶部分段落先后發生幾次地震，部分段落無歷史地震資料。根據歷史地震的震中位置可知，小江斷裂帶沿線地震主要集中在北段和中段，南段歷史地震記錄少，僅1606 年建水6?級地震。小江斷裂帶南段作為地震空區，應加強對大地震危險性的研究與監測（聞學澤等，2011）。

3.2 古地震序列

古地震研究的主要目的是識別或揭露地質地貌記錄的大地震變形遺址，確定大地震發生的時間、復發特征和同震位移等參數，認識斷裂的長期活動性并估計未來大地震發生的危險性（冉勇康等，2012）。已有學者對小江斷裂帶的分段和古地震進行了研究（陳睿等，1988；Hu 等，1988；宋方敏等，1998；沈軍等，1998；李西，2015；Li 等，2015；毛澤斌，2017；Guo 等，2021）。本研究收集了小江斷裂帶23 個探槽數據，并將古地震數據匯總。探槽位置如圖3（a）所示，圖3（b）顯示了自22 ka 以來小江斷裂帶各段的古地震信息。

圖3 小江斷裂帶各段古地震信息Fig.3 Paleoseismic information on various sections of the Xiaojiang fault zone

小江斷裂帶南段共開挖了3 個探槽，分別為放馬坪探槽、東村探槽和落水洞探槽（毛澤斌，2017；Guo 等，2021）。通過分析小江斷裂帶南段共發生了4 次地表破裂的古地震事件，從老到新分別為EW4（12 755-15 360 BP）、EW3（6 900-10 845 BP）、EW2（670-1 455 BP）、EW1（145-635 BP），最新的EW1 很可能為1606 年建水地震，且古地震事件無周期性。在小江斷裂帶中段東支上收集到了10 個探槽（宋方敏等，1998），受當時測年技術的限制，許多探槽雖揭露了多次古地震事件，但無精確的測年結果限定，因此根據已有資料，在小江斷裂帶中段東支限定了7 次古地震事件，從老到新分別為EME1（217-450 BP）、EME2（2 500±80-2 905±95 BP）、EME3（～5 200±105 BP）、EME4（7 200±155-7 240±85 BP）、EME5（～9 000±400 BP）、EME6（～13 000±150 BP）、EME7（19 580±1 100 BP），其中EME1 可能為1733 年東川地震。在小江斷裂帶中段西支上收集到了10 個探槽，其中大墳地探槽、干海子探槽、草海子探槽為最新開挖的探槽（宋方敏等，1998；俞維賢等，2004；李西，2015；Li 等，2015）。在小江斷裂帶中段西支限定了8 次古地震事件，分別為EMW1（117 BP）、EMW2（445±95-830 BP）、EMW3（1 347±213-2 239±213 BP）、EMW4（4 000-5 250 BP）、EMW5（～8 000±360 BP）、EMW6（～12 000 BP）、EMW7（～15 000 BP）、EMW8（20 350-20 770 BP），其中EMW1 為1833 年嵩明地震。小江斷裂帶北段由于無探槽資料，所以無法確定其古地震信息。

綜上所述，雖然已有學者對小江斷裂帶的古地震開展了大量研究工作，但對小江斷裂帶北段和南段古地震的研究還不夠充分，不能準確確定斷裂的活動習性和未來大地震的復發時間。同時，對于小江斷裂帶中段的古地震研究雖較多，但局限于當時測年技術，對古地震事件的時代限定不夠清楚。因此，加強對小江斷裂帶各段的古地震研究并確定小江斷裂帶古地震復發周期是后續研究的重點。

4 強震地表破裂特征

小江斷裂帶歷史上發生過多次大地震，形成了一系列地表破裂帶（聞學澤，1993；宋方敏等，1998；聞學澤等，2011；韓竹軍等，2017；常玉巧等，2021；Guo 等，2021）。已有研究成果表明，小江斷裂帶的地表破裂帶表現形式主要為地震溝槽、地震陡坎、地裂縫和鼓包、水系位錯、斷塞塘、地質滑坡和地震崩塌體、眉脊面等（聞學澤，1993；宋方敏等，1998）。然而，歷史地震的地表破裂由于時間原因和人工改造，大多地表破裂消失或被破壞。小江斷裂帶仍保存的地貌有斷層槽谷、斷錯水系、斷塞塘、斷層陡坎、眉脊面、拉分盆地、斷頭溝、閘門脊（韓竹軍等，2017；毛澤斌，2017；Guo 等，2021；常玉巧等，2021），如圖4 所示（韓竹軍等，2017；毛澤斌，2017）。

圖4 小江斷裂帶地貌特征Fig.4 Geomorphic features of Xiaojiang fault zone

5 小江斷裂帶地震危險性評價

小江斷裂帶作為南北地震帶的一部分，地震活動頻繁，其強震危險性也受到國內外學者的關注。眾多學者基于活動構造、歷史地震、小震精定位、庫侖應力、GPS 數據與震源機制解等資料，確定了小江斷裂帶的地震危險性。

b值是表征震級-頻度關系的比例系數，因此b值隨時間變化可用于預測大地震的發生（Wiemer 等，1997；易桂喜等，2004，2007，2008；孟昭彤等，2021）。易桂喜等（2008）利用31 年的地震資料，根據精細b值結果確定小江斷裂帶上存在嵩明凹凸體、巧家與東川之間的凹凸體和嵩明北西凹凸體，其中嵩明凹凸體未來發生8 級以上地震的可能性較小，而巧家與東川之間的凹凸體和嵩明北西凹凸體較嵩明凹凸體大，且東川北段存在近300 年強震空區，發生強震的危險性更高。錢曉東等（2008）根據歷史地震資料和中小地震觀測資料，計算出宜良-嵩明段b值較小，強震復發周期短，是未來發生7 級以上大震的潛在危險區。毛燕等（2016）通過地震數據和b值計算出巧家北至東川南、華寧以南至小江斷裂帶南段具備發生強震的條件。

斷層滑動速率、強震復發周期和斷層閉鎖深度是判斷斷層活動性的重要參數，是地震危險性評價的重要參考指標（張效亮，2009；崔篤信等，2009）。程佳等（2011）利用GPS 速度場，根據彈性位錯模型反演了年平均滑動速率并歸一化，得出蒙姑-東川段、東川-尋甸段和宜良-澄江段地震危險程度較高。趙靜等（2015）利用GPS 數據反演小江斷裂帶在汶川地震前后的斷層閉鎖程度和滑動虧損空間分布動態變化特征，確定了小江斷裂帶北段東川段和南段強震危險性高。張賽鵬（2019）通過GPS 速度場，基于塊體模型和位錯模型對川滇地區斷裂帶閉鎖深度進行反演，得出小江斷裂帶整體閉鎖程度南北差異較大的結論，北段閉鎖深度達12 km，向南閉鎖深度呈線性增大，在小江斷裂帶南段閉鎖深度達30 km，與李煜航等（2014）、宋劍等（2016）、孫云梅（2018）的反演結果一致。汶川地震后小江斷裂帶整體閉鎖程度增加，北段閉鎖深度達18 km，具有較高的地震危險性（張賽鵬，2019）。

研究斷裂地震危險性關鍵是了解斷裂活動習性。開展古地震研究可通過長時間的記錄，觀測斷裂在幾個重復周期上的活動習性，并估計未來發生大地震的危險性（李西，2015）。小江斷裂帶在各段的古地震復發周期不同（表3）。整體來說，小江斷裂帶北段由于古地震研究較少，對古地震復發周期還缺乏認識，但通過b值和斷層閉鎖深度來看，小江斷裂帶北段具有較高的地震危險性。小江斷裂帶中段的古地震復發周期多為2 000 年左右，南段的古地震復發周期較長，為2 000～4 000 年，但南段從有記載以來僅發生過1606 年建水6?級地震，所以小江斷裂帶南段具有發生強震的危險性。

表3 小江斷裂帶各段的古地震復發周期Table 3 Paleoseismic recurrence periods in various sections of the Xiaojiang fault zone

由此可見，由于已有研究數據、研究方法和研究理論的不同，預測小江斷裂帶地震危險性有很大的不同。但從歷史地震資料和已有研究成果來說，小江斷裂帶未來最有可能發生M≥7 以上地震的地區為北段巧家-東川段和南段。

6 結論與討論

小江斷裂帶是大型左旋走滑斷裂帶，是川滇菱形塊體和華南塊體的邊界斷裂之一，也是南北地震帶重要組成部分。本文綜合分析了關于小江斷裂帶的已有研究成果，系統闡述了小江斷裂帶的空間展布、滑動速率、活動特征和地震危險性等。

已有研究表明，川滇塊體以3～5 mm/a 的速度向東南運動（Burchfiel 等，2003；中國地震學會地震地質專業委員會，1994；徐錫偉等，2003）。鮮水河-小江斷裂帶由多條斷裂帶構成，且每條斷裂還存在分支，斷裂帶的滑動速率差別大（圖5）。整體來看，川滇菱形塊體各斷裂滑動速率差別很大，其中甘孜-玉樹斷裂滑動速率為4.0～7.0 mm/a，鮮水河斷裂帶滑動速率為10 mm/a 左右，大涼山斷裂滑動速率為2～4 mm/a，安寧河斷裂滑動速率為2.6～6.6 mm/a，則木河斷裂滑動速率為5.8～8.6 mm/a，蓮峰-昭通斷裂滑動速率為（6.22 ± 0.1 ）mm/a，麗江-小金河斷裂滑動速率為3～4.5 mm/a，紅河斷裂滑動速率為1.6～3.4 mm/a，小江斷裂帶各段滑動速率不同，但南段滑動速率明顯低于北段和中段滑動速率（Allen 等，1991；He 等，1999；Shen 等，2005；Ren 等，2010；徐錫偉等，2003；何宏林等，2008；王閻昭等，2008；吳中海等，2014；黃學猛等，2015；朱爽等，2017；王虎等，2018；白明坤等，2022）。小江斷裂帶從北中段到南段滑動速率減小的原因已有學者進行了研究。何宏林等（1993）認為由于滇東南楔形構造區3 條北北西向右旋斷裂的阻擋，小江斷裂帶南段的活動性減弱，滑動速率降低。聞學澤等（2011）認為小江斷裂帶從北段到南段左旋走滑速率減小是由于曲江斷裂和石屏-建水斷裂右旋走滑的調節。Wang 等（2014）通過對曲江斷裂進行野外填圖和晚第四紀活動速率分析，得出曲江斷裂是應力釋放區域，小江斷裂帶南段左旋走滑分量分解到了曲江斷裂。Guo 等（2021）根據開挖探槽揭露了小江斷裂帶南段的古地震事件，并提出小江斷裂帶強震復發周期受南段多條分支斷層、北西向石屏-建水斷裂和曲江斷裂的影響。胡萌萌等（2023）認為小江斷裂帶從北中段到南段走滑速率的減小是由于走滑剪切作用調節形式變為伸展、旋轉和逆沖等多種方式共存。但小震精定位、震源機制解和GPS 反演表明滇東南楔形構造區以正-走滑性質為主，為張-剪性力性環境，表現出一定的伸展分量，這與橫向縮短變形相矛盾（Shen 等，2005；呼楠等，2013；謝張迪，2019）。韓竹軍等（2017）通過對小江斷裂帶南段滑動速率的研究，獲得小江斷裂帶南段的滑動速率為7 mm/a 左右，并提出川滇塊體向南推移的過程中，小江斷裂帶滑移速率未被曲江斷裂和石屏-建水斷裂吸收減小，而是正常衰減。小江斷裂帶南段處在川滇菱形塊體東南部，與曲江斷裂、石屏-建水斷裂和紅河斷裂帶一起構成了滇東南楔形構造區（何宏林等，1992）。小江斷裂帶南段空間展布較北段和中段復雜，南段發育多條分支（如李浩寨斷裂和建水斷裂），且南段穿過紅河斷裂與奠邊府斷裂相連，使其滑動速率變化較復雜。小江斷裂帶南段滑動速率較北段和中段小，但高于北北西向的曲江斷裂、石屏-建水斷裂和紅河斷裂（韓新民等，1993）（圖5）。作為川滇塊體的東邊界重要組成部分，小江斷裂帶一直對川滇塊體東南移動起著重要調節作用，左旋的小江斷裂帶與右旋的曲江斷裂、石屏-建水斷裂和紅河斷裂相互調節，并向南跨越紅河斷裂向右旋的奠邊府斷裂傳遞。小江斷裂帶南段向南延伸模式也存在爭議。何宏林等（1993）認為小江斷裂帶南段并未穿過紅河斷裂，而是終止于建水縣山花區域。有些學者認為小江斷裂帶被紅河斷裂截斷，并向南分散性地穿過紅河斷裂，其活動性傳遞到奠邊府斷裂和一些北東向次級斷裂（Wang 等，1998；Schoenbohm 等，2006）。通過遙感影像解譯和小震精定位，毛澤斌（2017）和謝張迪（2019）認為小江斷裂帶南段并未受到紅河斷裂的影響，而是穿過紅河斷裂繼續向南延伸，但奠邊府斷裂是否納入青藏高原東邊界還存在一定爭議。GPS 反演結果表明小江斷裂帶向南延伸的滑動速率為7 mm/a 左右，與韓竹軍等（2017）通過地質地貌獲得的小江斷裂帶南段滑動速率相同，可推測小江斷裂帶南段跨過紅河斷裂向南延伸（Shen 等，2005；程佳等，2012）。而奠邊府斷裂滑動速率小于小江斷裂帶南段，說明小江斷裂帶南段穿過紅河斷裂后并不是沿單一斷裂延伸，而是向南傳遞至各分支斷裂上（Lai 等，2012）。

紅河斷裂晚第四紀活動不顯著，王洋等（2015）將曲江斷裂和石屏-建水斷裂一起納入川滇塊體的西南邊界。吳中海等（2015）提出了川滇雙弧型旋扭活動構造體系，并將奠邊府斷裂納入青藏高原東南緣順時針旋轉構造動力學模型的邊界斷裂（謝張迪，2019）。但紅河斷裂的晚第四紀活動性還需通過古地震和滑動速率進行進一步研究。巴顏喀拉塊體和川滇塊體向華南塊體擠壓，并在涼山次級塊體南邊界蓮峰-昭通斷裂帶發生擠壓作用，調節、吸收塊體南東向應變（聞學澤等，2013；常祖峰等，2014；程佳等，2014）。大涼山斷裂帶在川滇塊體南邊界的“裁彎取直”可能取代安寧河斷裂和則木河斷裂在鮮水河-小江斷裂帶中的地位（何宏林等，2008）。小江斷裂帶與則木河斷裂和蓮峰-昭通斷裂帶形成了與鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂和龍門山斷裂帶相同的“Y”字形構造區。鮮水河斷裂帶、龍門山斷裂帶、安寧河斷裂組成的“Y”字形構造區是巴顏喀拉塊體、川滇塊體和大涼山次級塊體的邊界斷裂，在“Y”字形構造區發生過多次地震，如1955年康定7.5 級地震和1786 年瀘定7.8 級地震，最近一次地震事件為2022 年瀘定6.8 級地震，且在龍門山斷裂帶上發生過2008 年汶川MS8.0 地震。則木河斷裂、小江斷裂帶和蓮峰-昭通斷裂帶組成的“Y”字形構造區是川滇塊體、大涼山次級塊體和華南塊體的邊界斷裂，在“Y”字形構造區也曾發生過1930 年巧家6.0 級地震和1733 年東川7.8 級地震，且在昭通-魯甸斷裂上發生過2014 年魯甸MS6.5 地震。通過構造類比分析蓮峰-昭通斷裂帶活動性應與龍門山斷裂帶一樣，為全新世活動，但與張偉恒等（2018）得出的晚更新世活動有所差異。因此，對于蓮峰-昭通斷裂帶最新活動時間和“Y”字形構造區地震危險性、“Y”字形構造區地震是否相互之間具有聯系、“Y”字形構造區滑動速率吸收和調節模式等問題，均需進一步研究和討論。

此外，聞學澤等（2011）通過應力釋放和歷史強震研究了小江斷裂帶和曲江斷裂、石屏-建水斷裂地震的關系，提出曲江斷裂、石屏-建水斷裂強震序列滯后于小江斷裂帶。曲江斷裂、石屏-建水斷裂古地震研究還處于初級階段，通過研究曲江斷裂古地震事件，結合石屏-建水斷裂古地震事件和小江斷裂帶古地震事件對比結果，分析曲江斷裂、石屏-建水斷裂古地震事件是否與應力釋放和歷史強震一樣滯后于小江斷裂帶。

目前，小江斷裂帶已有190 年未發生過M≥7 地震，因此，需高度重視未來發生大地震的可能性。致謝 本文在撰寫過程中得到計昊旻博士的建議和毛澤斌碩士提供的野外照片，在此表示衷心感謝。