小江断裂带晚第四纪活动研究综述1

谭 鑫 梁 宽 马保起

1）中国科学院大学，应急管理科学与工程学院, 北京 100049

2）应急管理部国家自然灾害防治研究院, 北京 100085

引言

印度大陆向欧亚大陆俯冲，使巴颜喀拉块体和川滇菱形块体向东和东南方向移动，并围绕着喜马拉雅构造结顺时针旋转（Molnar 等，1989；England 等，1990；Royden 等，1997；Zhang 等，2004；England 等，2005；Copley，2008；Zhang，2013）。青藏高原东南缘是青藏高原构造活动和地震活动最活跃的地区之一，新生代以来欧亚大陆碰撞不仅使青藏高原平均高度隆升至4 500 m 以上，还发育了具有较高滑动速率和强震能力的活动断层，如阿尔金-海原断裂带、喀喇昆仑山-嘉利断裂带、鲜水河断裂带（Xu 等，1996；邓起东等，2003；张培震等，2003）。近百年来，该地区发生了40 余次M≥6.7 地震（张培震等，2003）。

川滇块体（图1）是由金沙江断裂带、红河断裂带、鲜水河-小江断裂带和甘孜-玉树断裂带围成的菱形区域（李玶等，1975；阚荣举，1977）。川滇块体位于青藏高原向东南挤出的重要部位，其周缘和内部被多条活动断裂带分割，地震活动性强烈，分段明显。小江断裂带位于川滇菱形活动块体南部，北接则木河断裂，向南延伸至云南省，被红河断裂带截断，是川滇菱形块体东南边界的重要组成部分，也是南北地震带重要组成部分（张培震等，2003；徐锡伟等，2003；张培震，2008）。

图1 青藏高原东南缘构造背景与地震分布Fig.1 Tectonic setting and distribution map of the southeast margin of the Tibetan Plateau

由于鲜水河-小江断裂带作为青藏高原东南缘活动构造的变形特征和形成机制研究热点，国内外关于小江断裂带的研究成果较多。小江断裂带是强震活动的高发断层，北段和中段历史地震频发，南段活动性较弱，历史地震较少，无7 级以上大地震发生，无晚第四纪活动的地质证据（云南省地震局，1988；国家地震局震害防御司，1995；宋方敏等，1998；中国地震局震害防御司，1999；李玶，1993；闻学泽，1993；何宏林等，1993；宋方敏等，1998）。近年来，国内学者对小江断裂南段第四纪构造变形、起始时代和滑动速率的研究证明了小江断裂带南段是全新世断裂，且走滑速率为（7.02±0.20） mm/a，与GPS 反演结果一致（韩竹军等，2017；毛泽斌，2017；Shen 等，2005）。已有学者对小江断裂带地震活动特征、活动性、地震危险性等开展了大量研究工作，但对于小江断裂带古地震序列及其对滇东南弧形构造区的影响，小江断裂带南段与3 条北北东向断裂（红河断裂、石屏-建水断裂、曲江断裂）的关系，莲峰-昭通断裂、则木河断裂和小江断裂组成的“Y”字形构造区吸收和调节模式缺乏深入研究。

本文从小江断裂带晚第四纪活动性出发，通过系统总结已有学者关于小江断裂带的研究成果，对小江断裂带空间展布、地震活动特征和强震危险性等方面进行研究，为进一步研究小江断裂带地震地质活动和青藏高原东南缘构造动力学及运动学模型提供依据。

1 小江断裂带空间展布特征

小江断裂带内部断层交错，走向近南北，北起于云南巧家以北，向南经东川、嵩明、宜良、建水，一直向北东方向延伸至红河断裂，全长约400 km，总体呈东向微凸的弧形展布（宋方敏等，1998；闻学泽，1993；闻学泽等，2011；韩竹军等，2017），如图1 所示。闻学泽（1993）根据小江断裂带强震及大震的空间分布，将小江断裂带分为7 个震源段。宋方敏等（1998）按照几何学和运动学特征将小江断裂带自北向南分为3 段：北段自巧家以北至蒙姑，全长约50 km，该段结构简单，地貌现象明显；中段分成东西两支，东支为功山-寻甸断裂，西支为嵩明-沧溪断裂，2 条断裂间距约为15 km，东支从蒙姑西向南东延伸至徐家渡，全长200 km，由一系列次级断裂组成，西支由沧溪开始到澄江终止，全长约为180 km，走向近南北；南段从徐家渡向南延伸至山花，全长约150 km（滕德贞，1978；沈军等，1997；宋方敏等，1998；毛泽斌，2017；郑立龙等，2019；胡萌萌等，2020；常玉巧等，2021）。小江断裂带与北北西向曲江断裂和石屏-建水断裂相交，在其交界处发育了曲江盆地、建水盆地和新寨盆地（闻学泽等，2011；胡萌萌等，2020；陈君贤等，2021）。

总体而言，小江断裂带北段和南段较单一，中段结构复杂，总体呈东向微凸的弧形展布。小江断裂带北段长约50 km，中段长约200 km，南段长约150 km。中段主要由东、西支主要断裂段和与其平行的断裂段组成，呈纺锤状，东、西支主断裂段又由多条更次级断裂段构成。

2 小江断裂带晚第四纪活动特征

2.1 断裂活动性质

小江断裂带是大型左旋走滑断裂带，在遥感影像上通过解译地貌特征，提取出小江断裂带的几何展布特征（李凯等，2020）。小江断裂带沿线发育多种左旋错断的地貌，如河流阶地错断、水系错断、山脊错断和洪积扇错断等，并在断裂带沿线发育拉分盆地、断层陡坎和断层槽谷等构造地貌（滕德贞，1978；宋方敏等，1998；张世民等，2001；毛泽斌，2017；韩竹军等，2017）。

小江断裂带南段沿线串珠状分布着晚第四纪盆地，其中新寨盆地为典型的拉分盆地（韩竹军等，2017），龙潭村两岔河山脊和冲沟同步左旋位错（韩竹军等，2017），放马坪地区的构造地貌同步发生左旋位错（毛泽斌，2017）；小江断裂带中段沧溪盆地冲积扇左旋错动，甸沙盆地数条冲沟明显发生左旋位移（郑立龙等，2019），宜良盆地西缘水系、断层槽谷和断层陡坎同步左旋位错（常玉巧等，2021）；小江断裂带北段水系、冲沟和山脊发生左旋位错（宋方敏等，1998）。以上均证明小江断裂带晚更新世以来以左旋走滑运动为主。根据GPS 数据反演，小江断裂带以左旋走滑运动为主，局部具有挤压性质（Shen 等，2005；王阎昭等，2008；程佳等，2012）。

2.2 断裂滑动速率

滑动速率是判断断裂活动强度的重要参数，是断裂在一定时期内的平均活动水平，是地震危险性评价的重要参数之一（邓起东等，2008）。21 世纪以来，随着测年技术的不断发展和GPS 数据的测量，滑动速率大小越来越精确。

国内外学者采用不同方法对小江断裂带滑动速率进行了研究。何宏林等（2002）研究表明，小江断裂带北段全新世平均滑动速率为（15±2） mm/a，中段西支滑动速率为7.0～9.0 mm/a，中段东支滑动速率为6.0～7.5 mm/a，南段滑动速率为1.66 mm/a；陈睿等（1988）利用各种错断地质地貌现象及被错断体年龄分析，估算出小江断裂带中段西支在全新世以来的滑动速率为6.5～7.4 mm/a；朱成男等（1983）计算出小江断裂带中段东支滑动速率为4.8～9.6 mm/a；宋方敏等（1998）利用地貌学方法计算出小江断裂带中段西支滑动速率为7.5～8.6 mm/a，中段东支滑动速率为4.5～5.1 mm/a，南段滑动速率为2.5～4.8 mm/a；韩竹军等（2017）通过地质和年代学方法相结合获得了小江断裂带南段全新世左旋滑动速率为（7.02±0.2） mm/a；胡萌萌等（2023）通过阶地错断和阶地年龄数据估算出小江断裂带巧家段晚第四纪平均走滑速率为10～13 mm/a（表1）。

表1 小江断裂带晚第四纪各段滑动速率Table 1 List of the Late Quaternary slip rates of each segment of the Xiaojiang fault zone

近年来，随着GPS 数据的兴起，不少学者利用GPS 资料和模型对小江断裂带滑动速率进行了研究。不同模型反演出的小江断裂带滑动速率差异较大，为5.0～12 mm/a。Shen 等（2005）计算得到小江断裂带左旋滑动速率为（7±2） mm/a，无正断分量；王阎昭等（2008）利用最小二乘法反演得到的小江断裂带左旋速率为（10.1±2.0） mm/a，与魏文薪（2012）反演结果相同；闻学泽等（2011）反演得到小江断裂带北段、中段和南段滑动速率分别为10、8～9、4 mm/a（李西，2015）；程佳等（2012）通过弹性位错模型反演出小江断裂带总体左旋走滑速率为10 mm/a；王伶俐等（2016）计算得到的小江断裂带滑动速率总体偏小，为5～7 mm/a（表1）。

综上所述，根据不同方法获得的小江断裂带各段滑动速率可知，小江断裂带整体滑动速率为8～12 mm/a，北段滑动速率为10～15 mm/a，中段东支滑动速率为5～7 mm/a，中段西支滑动速率为7～9 mm/a，中段整体滑动速率为12～16 mm/a。小江断裂带中北段滑动速率与整体滑动速率差别较小，但南段滑动速率骤减，且南段滑动速率存在较大争议，认为其为1.66～11.3 mm/a，但整体来看，南段滑动速率为5～7 mm/a，这可能与小江断裂带空间展布和走滑剪切作用有关。

3 小江断裂带地震活动特征

3.1 地震活动的时空特征

据历史地震记载，小江断裂带沿线发生M≥6 地震17 次，其中M≥7 地震4 次，M8 地震1 次，M≥7地震均位于小江断裂带上，最大震级地震为1833 年崇明8 级地震（云南省地震局，1988；国家地震局震害防御司，1995；宋方敏等，1998；中国地震局震害防御司，1999）。M≥7 的4 次地震全部集中在小江断裂带北段和中段，分别为1500 年宜良7 级地震、1733 年东川7¾级地震、1789 年华宁7 级地震和1833 年崇明8 级地震，小江断裂带南段历史上未发生过M≥7 地震，仅在1606 年发生过建水6¾级地震，这说明小江断裂带中北段断裂活动性明显高于南段（表2）。

表2 小江断裂带沿线及周边主要地震（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）

据历史地震记载，1500-1990 年小江断裂带沿线及周边区域共发生46 次M≥5 地震，地震分布时间不规律，部分时段地震呈丛集性发生，部分时段地震呈孤立性发生。小江断裂带历史地震在时间分布上存在不均匀性，根据小江断裂带地震活动性，将小江断裂带划分为3 个平静期和3 个活跃期。3 个平静期期间虽发生1500 年宜良地震、1506 年寻甸地震、1644 年武定地震和1833 年嵩明地震等，但可看作是零星发生的地震（宋方敏等，1998）。在1599-1644 年、1696-1750 年、1930-1990 年3 个活跃期里，分别发生M≥5 地震5 次、6 次和15 次，其中第3 个活跃期每次地震之间的时间间隔平均为4 年（图2）。

图2 小江断裂带沿线M≥5 地震M-T 关系图（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））

小江断裂带历史地震空间分布存在明显的不均匀性，断裂带部分段落先后发生几次地震，部分段落无历史地震资料。根据历史地震的震中位置可知，小江断裂带沿线地震主要集中在北段和中段，南段历史地震记录少，仅1606 年建水6¾级地震。小江断裂带南段作为地震空区，应加强对大地震危险性的研究与监测（闻学泽等，2011）。

3.2 古地震序列

古地震研究的主要目的是识别或揭露地质地貌记录的大地震变形遗址，确定大地震发生的时间、复发特征和同震位移等参数，认识断裂的长期活动性并估计未来大地震发生的危险性（冉勇康等，2012）。已有学者对小江断裂带的分段和古地震进行了研究（陈睿等，1988；Hu 等，1988；宋方敏等，1998；沈军等，1998；李西，2015；Li 等，2015；毛泽斌，2017；Guo 等，2021）。本研究收集了小江断裂带23 个探槽数据，并将古地震数据汇总。探槽位置如图3（a）所示，图3（b）显示了自22 ka 以来小江断裂带各段的古地震信息。

图3 小江断裂带各段古地震信息Fig.3 Paleoseismic information on various sections of the Xiaojiang fault zone

小江断裂带南段共开挖了3 个探槽，分别为放马坪探槽、东村探槽和落水洞探槽（毛泽斌，2017；Guo 等，2021）。通过分析小江断裂带南段共发生了4 次地表破裂的古地震事件，从老到新分别为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 很可能为1606 年建水地震，且古地震事件无周期性。在小江断裂带中段东支上收集到了10 个探槽（宋方敏等，1998），受当时测年技术的限制，许多探槽虽揭露了多次古地震事件，但无精确的测年结果限定，因此根据已有资料，在小江断裂带中段东支限定了7 次古地震事件，从老到新分别为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 可能为1733 年东川地震。在小江断裂带中段西支上收集到了10 个探槽，其中大坟地探槽、干海子探槽、草海子探槽为最新开挖的探槽（宋方敏等，1998；俞维贤等，2004；李西，2015；Li 等，2015）。在小江断裂带中段西支限定了8 次古地震事件，分别为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 为1833 年嵩明地震。小江断裂带北段由于无探槽资料，所以无法确定其古地震信息。

综上所述，虽然已有学者对小江断裂带的古地震开展了大量研究工作，但对小江断裂带北段和南段古地震的研究还不够充分，不能准确确定断裂的活动习性和未来大地震的复发时间。同时，对于小江断裂带中段的古地震研究虽较多，但局限于当时测年技术，对古地震事件的时代限定不够清楚。因此，加强对小江断裂带各段的古地震研究并确定小江断裂带古地震复发周期是后续研究的重点。

4 强震地表破裂特征

小江断裂带历史上发生过多次大地震，形成了一系列地表破裂带（闻学泽，1993；宋方敏等，1998；闻学泽等，2011；韩竹军等，2017；常玉巧等，2021；Guo 等，2021）。已有研究成果表明，小江断裂带的地表破裂带表现形式主要为地震沟槽、地震陡坎、地裂缝和鼓包、水系位错、断塞塘、地质滑坡和地震崩塌体、眉脊面等（闻学泽，1993；宋方敏等，1998）。然而，历史地震的地表破裂由于时间原因和人工改造，大多地表破裂消失或被破坏。小江断裂带仍保存的地貌有断层槽谷、断错水系、断塞塘、断层陡坎、眉脊面、拉分盆地、断头沟、闸门脊（韩竹军等，2017；毛泽斌，2017；Guo 等，2021；常玉巧等，2021），如图4 所示（韩竹军等，2017；毛泽斌，2017）。

图4 小江断裂带地貌特征Fig.4 Geomorphic features of Xiaojiang fault zone

5 小江断裂带地震危险性评价

小江断裂带作为南北地震带的一部分，地震活动频繁，其强震危险性也受到国内外学者的关注。众多学者基于活动构造、历史地震、小震精定位、库仑应力、GPS 数据与震源机制解等资料，确定了小江断裂带的地震危险性。

b值是表征震级-频度关系的比例系数，因此b值随时间变化可用于预测大地震的发生（Wiemer 等，1997；易桂喜等，2004，2007，2008；孟昭彤等，2021）。易桂喜等（2008）利用31 年的地震资料，根据精细b值结果确定小江断裂带上存在嵩明凹凸体、巧家与东川之间的凹凸体和嵩明北西凹凸体，其中嵩明凹凸体未来发生8 级以上地震的可能性较小，而巧家与东川之间的凹凸体和嵩明北西凹凸体较嵩明凹凸体大，且东川北段存在近300 年强震空区，发生强震的危险性更高。钱晓东等（2008）根据历史地震资料和中小地震观测资料，计算出宜良-嵩明段b值较小，强震复发周期短，是未来发生7 级以上大震的潜在危险区。毛燕等（2016）通过地震数据和b值计算出巧家北至东川南、华宁以南至小江断裂带南段具备发生强震的条件。

断层滑动速率、强震复发周期和断层闭锁深度是判断断层活动性的重要参数，是地震危险性评价的重要参考指标（张效亮，2009；崔笃信等，2009）。程佳等（2011）利用GPS 速度场，根据弹性位错模型反演了年平均滑动速率并归一化，得出蒙姑-东川段、东川-寻甸段和宜良-澄江段地震危险程度较高。赵静等（2015）利用GPS 数据反演小江断裂带在汶川地震前后的断层闭锁程度和滑动亏损空间分布动态变化特征，确定了小江断裂带北段东川段和南段强震危险性高。张赛鹏（2019）通过GPS 速度场，基于块体模型和位错模型对川滇地区断裂带闭锁深度进行反演，得出小江断裂带整体闭锁程度南北差异较大的结论，北段闭锁深度达12 km，向南闭锁深度呈线性增大，在小江断裂带南段闭锁深度达30 km，与李煜航等（2014）、宋剑等（2016）、孙云梅（2018）的反演结果一致。汶川地震后小江断裂带整体闭锁程度增加，北段闭锁深度达18 km，具有较高的地震危险性（张赛鹏，2019）。

研究断裂地震危险性关键是了解断裂活动习性。开展古地震研究可通过长时间的记录，观测断裂在几个重复周期上的活动习性，并估计未来发生大地震的危险性（李西，2015）。小江断裂带在各段的古地震复发周期不同（表3）。整体来说，小江断裂带北段由于古地震研究较少，对古地震复发周期还缺乏认识，但通过b值和断层闭锁深度来看，小江断裂带北段具有较高的地震危险性。小江断裂带中段的古地震复发周期多为2 000 年左右，南段的古地震复发周期较长，为2 000～4 000 年，但南段从有记载以来仅发生过1606 年建水6¾级地震，所以小江断裂带南段具有发生强震的危险性。

表3 小江断裂带各段的古地震复发周期Table 3 Paleoseismic recurrence periods in various sections of the Xiaojiang fault zone

由此可见，由于已有研究数据、研究方法和研究理论的不同，预测小江断裂带地震危险性有很大的不同。但从历史地震资料和已有研究成果来说，小江断裂带未来最有可能发生M≥7 以上地震的地区为北段巧家-东川段和南段。

6 结论与讨论

小江断裂带是大型左旋走滑断裂带，是川滇菱形块体和华南块体的边界断裂之一，也是南北地震带重要组成部分。本文综合分析了关于小江断裂带的已有研究成果，系统阐述了小江断裂带的空间展布、滑动速率、活动特征和地震危险性等。

已有研究表明，川滇块体以3～5 mm/a 的速度向东南运动（Burchfiel 等，2003；中国地震学会地震地质专业委员会，1994；徐锡伟等，2003）。鲜水河-小江断裂带由多条断裂带构成，且每条断裂还存在分支，断裂带的滑动速率差别大（图5）。整体来看，川滇菱形块体各断裂滑动速率差别很大，其中甘孜-玉树断裂滑动速率为4.0～7.0 mm/a，鲜水河断裂带滑动速率为10 mm/a 左右，大凉山断裂滑动速率为2～4 mm/a，安宁河断裂滑动速率为2.6～6.6 mm/a，则木河断裂滑动速率为5.8～8.6 mm/a，莲峰-昭通断裂滑动速率为（6.22 ± 0.1 ）mm/a，丽江-小金河断裂滑动速率为3～4.5 mm/a，红河断裂滑动速率为1.6～3.4 mm/a，小江断裂带各段滑动速率不同，但南段滑动速率明显低于北段和中段滑动速率（Allen 等，1991；He 等，1999；Shen 等，2005；Ren 等，2010；徐锡伟等，2003；何宏林等，2008；王阎昭等，2008；吴中海等，2014；黄学猛等，2015；朱爽等，2017；王虎等，2018；白明坤等，2022）。小江断裂带从北中段到南段滑动速率减小的原因已有学者进行了研究。何宏林等（1993）认为由于滇东南楔形构造区3 条北北西向右旋断裂的阻挡，小江断裂带南段的活动性减弱，滑动速率降低。闻学泽等（2011）认为小江断裂带从北段到南段左旋走滑速率减小是由于曲江断裂和石屏-建水断裂右旋走滑的调节。Wang 等（2014）通过对曲江断裂进行野外填图和晚第四纪活动速率分析，得出曲江断裂是应力释放区域，小江断裂带南段左旋走滑分量分解到了曲江断裂。Guo 等（2021）根据开挖探槽揭露了小江断裂带南段的古地震事件，并提出小江断裂带强震复发周期受南段多条分支断层、北西向石屏-建水断裂和曲江断裂的影响。胡萌萌等（2023）认为小江断裂带从北中段到南段走滑速率的减小是由于走滑剪切作用调节形式变为伸展、旋转和逆冲等多种方式共存。但小震精定位、震源机制解和GPS 反演表明滇东南楔形构造区以正-走滑性质为主，为张-剪性力性环境，表现出一定的伸展分量，这与横向缩短变形相矛盾（Shen 等，2005；呼楠等，2013；谢张迪，2019）。韩竹军等（2017）通过对小江断裂带南段滑动速率的研究，获得小江断裂带南段的滑动速率为7 mm/a 左右，并提出川滇块体向南推移的过程中，小江断裂带滑移速率未被曲江断裂和石屏-建水断裂吸收减小，而是正常衰减。小江断裂带南段处在川滇菱形块体东南部，与曲江断裂、石屏-建水断裂和红河断裂带一起构成了滇东南楔形构造区（何宏林等，1992）。小江断裂带南段空间展布较北段和中段复杂，南段发育多条分支（如李浩寨断裂和建水断裂），且南段穿过红河断裂与奠边府断裂相连，使其滑动速率变化较复杂。小江断裂带南段滑动速率较北段和中段小，但高于北北西向的曲江断裂、石屏-建水断裂和红河断裂（韩新民等，1993）（图5）。作为川滇块体的东边界重要组成部分，小江断裂带一直对川滇块体东南移动起着重要调节作用，左旋的小江断裂带与右旋的曲江断裂、石屏-建水断裂和红河断裂相互调节，并向南跨越红河断裂向右旋的奠边府断裂传递。小江断裂带南段向南延伸模式也存在争议。何宏林等（1993）认为小江断裂带南段并未穿过红河断裂，而是终止于建水县山花区域。有些学者认为小江断裂带被红河断裂截断，并向南分散性地穿过红河断裂，其活动性传递到奠边府断裂和一些北东向次级断裂（Wang 等，1998；Schoenbohm 等，2006）。通过遥感影像解译和小震精定位，毛泽斌（2017）和谢张迪（2019）认为小江断裂带南段并未受到红河断裂的影响，而是穿过红河断裂继续向南延伸，但奠边府断裂是否纳入青藏高原东边界还存在一定争议。GPS 反演结果表明小江断裂带向南延伸的滑动速率为7 mm/a 左右，与韩竹军等（2017）通过地质地貌获得的小江断裂带南段滑动速率相同，可推测小江断裂带南段跨过红河断裂向南延伸（Shen 等，2005；程佳等，2012）。而奠边府断裂滑动速率小于小江断裂带南段，说明小江断裂带南段穿过红河断裂后并不是沿单一断裂延伸，而是向南传递至各分支断裂上（Lai 等，2012）。

红河断裂晚第四纪活动不显著，王洋等（2015）将曲江断裂和石屏-建水断裂一起纳入川滇块体的西南边界。吴中海等（2015）提出了川滇双弧型旋扭活动构造体系，并将奠边府断裂纳入青藏高原东南缘顺时针旋转构造动力学模型的边界断裂（谢张迪，2019）。但红河断裂的晚第四纪活动性还需通过古地震和滑动速率进行进一步研究。巴颜喀拉块体和川滇块体向华南块体挤压，并在凉山次级块体南边界莲峰-昭通断裂带发生挤压作用，调节、吸收块体南东向应变（闻学泽等，2013；常祖峰等，2014；程佳等，2014）。大凉山断裂带在川滇块体南边界的“裁弯取直”可能取代安宁河断裂和则木河断裂在鲜水河-小江断裂带中的地位（何宏林等，2008）。小江断裂带与则木河断裂和莲峰-昭通断裂带形成了与鲜水河断裂带、安宁河断裂和龙门山断裂带相同的“Y”字形构造区。鲜水河断裂带、龙门山断裂带、安宁河断裂组成的“Y”字形构造区是巴颜喀拉块体、川滇块体和大凉山次级块体的边界断裂，在“Y”字形构造区发生过多次地震，如1955年康定7.5 级地震和1786 年泸定7.8 级地震，最近一次地震事件为2022 年泸定6.8 级地震，且在龙门山断裂带上发生过2008 年汶川MS8.0 地震。则木河断裂、小江断裂带和莲峰-昭通断裂带组成的“Y”字形构造区是川滇块体、大凉山次级块体和华南块体的边界断裂，在“Y”字形构造区也曾发生过1930 年巧家6.0 级地震和1733 年东川7.8 级地震，且在昭通-鲁甸断裂上发生过2014 年鲁甸MS6.5 地震。通过构造类比分析莲峰-昭通断裂带活动性应与龙门山断裂带一样，为全新世活动，但与张伟恒等（2018）得出的晚更新世活动有所差异。因此，对于莲峰-昭通断裂带最新活动时间和“Y”字形构造区地震危险性、“Y”字形构造区地震是否相互之间具有联系、“Y”字形构造区滑动速率吸收和调节模式等问题，均需进一步研究和讨论。

此外，闻学泽等（2011）通过应力释放和历史强震研究了小江断裂带和曲江断裂、石屏-建水断裂地震的关系，提出曲江断裂、石屏-建水断裂强震序列滞后于小江断裂带。曲江断裂、石屏-建水断裂古地震研究还处于初级阶段，通过研究曲江断裂古地震事件，结合石屏-建水断裂古地震事件和小江断裂带古地震事件对比结果，分析曲江断裂、石屏-建水断裂古地震事件是否与应力释放和历史强震一样滞后于小江断裂带。

目前，小江断裂带已有190 年未发生过M≥7 地震，因此，需高度重视未来发生大地震的可能性。致谢 本文在撰写过程中得到计昊旻博士的建议和毛泽斌硕士提供的野外照片，在此表示衷心感谢。