2019, Vol. 62
2. 中国地震局地质研究所, 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029;
3. 中国地震局地震预测研究所, 北京 100036
2. State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China;
3. Institute of Earthquake Forecasting, China Earthquake Administration, Beijing 100036, China
在印度板块和欧亚板块碰撞作用下，青藏高原隆升过程中，青藏高原向东挤出，受到华南块体的阻挡，位于青藏高原东南缘的川滇菱形块体向南南东向总体运动和顺时针旋转，作为川滇菱形块体与巴颜喀拉块体和华南块体的分界带的川滇菱形块体东边界表现为高速的左旋走滑运动(张培震等，2003；徐锡伟等，2003).长达1100余公里的川滇菱形块体东边界主要由鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河断裂带、小江断裂带组成(李玶, 1993; Tapponnier et al., 2001; Wen et al., 2008).各断裂相对较高的左旋走滑速率使其成为中国大陆地震活动最频繁和强烈的地区之一，控制了该区域的强震或大地震的发生(Allen et al., 1991; King et al., 1997; Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008)，1327年以来发生了包括4次8级左右地震在内的至少16次7级以上地震(Wen et al., 2008)(图 1).川滇菱形块体东边界历史强震或大地震频繁且记录相对完整(Allen et al., 1991; Wen et al., 2008)，构造环境特殊(徐锡伟等，2003)，地震地质、大地测量和地球物理等相关研究较为丰富，是中国大陆内部研究地震迁移和静应力触发、探讨大型断裂带强震危险性的理想研究区.
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图 1 川滇菱形块体及其周边强震及断裂分布 蓝色空心圈表示川滇菱形块体东边界内部发生的强震(包括鲜水河、安宁河、则木河断裂带6.5级以上地震以及小江断裂带6¼级以上地震)，黑色空心圈表示周边发生的7级以上大地震. Fig. 1 Tectonic blocks, active faults and history earthquakes in the area surrounding the Sichuan-Yunnan block The blue circles indicate the epicenters on the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block (the M≥6.5 earthquakes of the Xianshuihe fault zone, the Anninghe fault zone, and the Zemuhe fault zone, and the M≥6¼ earthquakes of the Xiaojiang fault zone). The black circles indicate the M≥7 earthquakes in the study area. |
早在20世纪中后期，地震学家们就通过考察地震引起的应力应变调整来研究地震之间的关系(Smith and van de Lindt, 1969; Das and Scholz, 1981)，众多研究利用库仑破裂应力动态演化分析断裂带上地震活动时空变化过程(Deng and Sykes, 1997; Harris, 1998).在针对1992年Landers地震对其余震触发的研究中，认为静态库仑应力改变量超过0.01MPa(0.1bar)可能影响余震的分布(King et al., 1994).而强震或大地震引起的库仑应力变化还可能影响周边断层上强震的发生，例如1976年唐山7.8级地震触发了15h后的滦县7.1级地震(Robinson and Zhou, 2005)，1992年Landers地震延迟触发了1999年Hector Mine地震(Freed and Lin, 2001)，2008年汶川8.0级地震触发了2013年芦山7.0级地震等(徐晶等，2014).静态库仑应力变化不仅可以很好地解释余震分布、强震序列等现象(King et al., 1994)，大型断裂带上的库仑应力变化还和强震时空演化相关，并可以给出与时间无关的强震危险地点预测(Ali et al., 2008; 徐晶等，2013; Shao et al., 2016; Xiong et al., 2017).其中，最引人关注的是，1999年Izmit M7.4地震发生前，Stein等(1997)和Nalbant等(1998)分析了North Anatolian断层上多次强震引起的断层上的库仑应力变化，明确指出Izmit地区地震危险性高，这一推断被随后该地区发生的7.4级大地震所印证.由于地震过程中的同震、震后、震间各阶段均可引起断层上的应力应变调整(Scholz, 1998)，一些学者在考虑强震同震位错和震后黏滞松弛效应的同时，基于负位错模型(Savage and Burford, 1973; Savage, 1983; Matsu'ura et al., 1986)考虑震间长时间的构造加载作用，研究大型断裂带三方面效应引起的库仑应力演化过程(Ali et al., 2008; Shao et al., 2016).
然而基于断层面上库仑应力演化，仅能定性地给出与时间无关的危险地点预测，且未能考虑区域背景地震活动情况与地震发生概率的关系.虽然20世纪80年代，以“弹性回跳理论”(Reid, 1911)为基本物理假定，在强震原地复发的有关物理模型基础上，发展了基于强震复发间隔资料定量评估活动断裂地震危险性的时间相依地震危险性评估方法(Nishenko and Buland, 1987; Working Group on California Earthquake Probabilities, 1988, 1990, 1995, 1999, 2003, 2008; 闻学泽, 1990, 1995, 1999; 闻学泽等, 2011).采用该方法，地震学家们定量评估了川滇菱形块体东边界的未来强震发震概率(闻学泽, 1990, 1993；冉洪流，2006；闻学泽等，2017)，但是这种方法未能考虑周边强震或大地震的发生对断裂带发震概率的影响.随着实验室技术的发展，更符合于实验室观测的摩擦本构律被应用到地震间相互关系及地震发生率的研究中(Dieterich, 1994; Dieterich and Kilgore, 1996).基于Dieterich(1994)模型，可以综合考虑区域背景强震发生率，并以周边强震引起的库仑应力变化为应力扰动，修正区域地震发生概率(Toda et al., 2008; Catalli et al., 2008; 邵志刚等, 2010; Shao et al., 2016).
本文计算了川滇菱形块体东边界各断裂带上强震同震位错、震后黏滞松弛、以及长期构造加载三方面效应引起的库仑应力变化，分析了各断裂带上强震间相互关系和强震发生的应力累积背景，基于断层上库仑应力演化结果定性分析区域强震危险性.并分别基于川滇菱形块体东边界各断层段背景小震活动和强震复发资料给出强震背景发生率，基于摩擦本构律理论，将周边强震引起的库仑应力变化量作为应力扰动，定量给出修正后的强震发生概率计算结果.
1 断层分段及强震模型川滇菱形块体东边界主要由北段的北西向鲜水河断裂带、中段的近南北向安宁河断裂带和北西向的则木河断裂带、南段的近南北向的小江断裂带组成(李玶，1993；Wen et al., 2008).近540年来的强震或大地震几乎破裂了整个川滇菱形块体东边界，各断裂带各断层段上绝大多数发生过两次以上强震或大地震(图 2).根据断裂带几何结构和活动习性、历史强震和大地震破裂的时空分布、历史上断层重复破裂情况、地球物理背景、现今小震分布以及地壳变形等方面的资料(闻学泽，1995；Papadimitriou et al., 2004；Wen et al., 2008；闻学泽等，2017；本文)，本研究计算模型中将川滇块体东边界主断裂划分为20个潜在的大地震破裂段(图 2b，表 1).
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图 2 川滇菱形块体东边界历史地震分布及模型中断层分段方案 (a)川滇菱形块体东边界1480年以来强震破裂分布图(据Wen等(2008)部分数据改绘)；(b)计算模型中川滇菱形块体东边界断层分段、强震时间及断层面参数(参考Papadimitriou等(2004)、Wen等(2008)、闻学泽等(2017)综合给出). Fig. 2 Segmentation of faults and distribution of history earthquakes of the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block (a) Distribution of earthquake rupture of strong earthquakes since 1480 along the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block (Depends on Wen et al. (2008)); (b) Segmentation of the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block and receiving fault parameters in the model (Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008, 2017). |
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表 1 川滇菱形块体东边界分段方案及模型中的各断层段参数设置 Table 1 Parameters setting of major fault segments of the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block |
其中，作为川西块体北边界的鲜水河断裂带整体呈现为左旋走滑运动性质，断裂带上自西向东分布多处大尺度几何障碍体(闻学泽，2000)，鲜水河断裂带依次可分为侏倭(S1)、炉霍(S2)、恰叫(S3)、道孚(S4)、八美(S5)、雅拉河(S6)、色拉哈(S7)、康定(S8)、折多塘(S9)、磨西(S10)共10段(图 2b，表 1).侏倭段(S1)是位于甘孜玉树断裂带和鲜水河断裂带之间拉分区的正断裂，为1811年6¾级和1967年6.8级地震事件的发震构造；炉霍段(S2)是1816年炉霍7.5级和1973年炉霍7.6级地震的破裂段，全长90 km；恰叫段(S3)是1747年6¾级和1923年7.3级地震的破裂段；道孚段(S4)是1792年6¾级、1904年7级和1981年6.9级地震的破裂段；八美段(S5)是1793年和1893年7级地震的破裂段.雅拉河段(S6)、色拉哈段(S7)为两条平行分支断裂，分别发生1700年6.5以上地震和1748年6.5级地震；康定段(S8)和折多塘段(S9)为两条平行分支断裂，分别发生1725年7级和1955年7.5级地震；磨西段(S10)是1786年7¾级地震的破裂段.其中1923年地震事件可能同时破裂了S2和S3段，但由于两段滑动速率一致，分段并不影响最终计算结果(图 2，表 2a；Allen et al., 1991; Wen et al., 2008).整体来讲，鲜水河断裂带左旋走滑速率由北西段的13 mm·a-1减小到南东段的10 mm·a-1左右(Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008).其中，侏倭段(S1)的滑动速率根据历史地震复发间隔和同震滑动估计约为4 mm·a-1(Papadimitriou et al., 2004).对于鲜水河断裂带北西段(S2到S5段)的滑动速率，不同研究给出的结果有差异，综合各研究结果并考虑1 mm·a-1的蠕滑速率，设置炉霍段(S2)、恰叫段(S3)、道孚段(S4)的平均左旋走滑速率为13 mm·a-1(Allen et al., 1991; 徐锡伟等，2003; Papadimitriou et al., 2004)，八美段(S5)的滑动速率为12 mm·a-1(Allen et al., 1991; 徐锡伟等，2003; Papadimitriou et al., 2004).鲜水河断裂带中段包括多条分支断裂，雅拉河段(S6)和色拉哈段(S7)为两条分支断裂，其滑动速率之和与鲜水河断裂带北西段滑动速率相当，本文计算中参考已有研究结果将这两段滑动速率分别设置为4.0 mm·a-1、7.0 mm·a-1(闻学泽，2000；徐锡伟等，2003；Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008; Zhang et al., 2016).其中，雅拉河段(S6)活动性尚未有定论(Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008; Zhang et al., 2016; Chen et al., 2016; Bai et al., 2018)，本文将在后续讨论一节中分析滑动速率不确定性及其对计算结果的影响.平行分支断裂康定段(S8)和折多塘段(S9)的滑动速率分别设置为6.5 mm·a-1、3.5 mm·a-1(闻学泽，2000；徐锡伟等，2003；Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008).磨西段(S10)滑动速率取9.5 mm·a-1(闻学泽，2000；徐锡伟等，2003；Papadimitriou et al., 2004).强震平均复发周期为200年左右，北西段复发周期较南东段短(Kato et al., 2007)(表 1).
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表 2a 川滇菱形块体东边界各断裂带强震破裂模型 Table 2a Source parameters of the great earthquakes that have occurred along the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block |
安宁河断裂带分为石棉—冕宁(S11)和冕宁—西昌(S12)两段，左旋走滑速率分别约为5 mm·a-1和6.5 mm·a-1(表 1；闻学泽，2000；徐锡伟等，2003；闻学泽等，2008)，石棉—冕宁段1480年发生过一次7.5级大地震，冕宁—西昌段曾发生1489年6¾级、1536年7.5级和1952年6¾级三次强震或大地震(图 2，表 1，表 2；闻学泽，2000；徐锡伟等，2003；闻学泽等，2008).安宁河断裂带两个断层段7级以上大地震离逝时间较长，且中小地震活动图像也反映该断裂带存在地震空区并趋于“成熟”，很可能存在发生大地震的中-长期危险(闻学泽等，2008).与其相连的则木河断裂带(S13)平均左旋走滑速率为6.5 mm·a-1(表 1；徐锡伟等，2003)，历史上曾发生1732年6¾级、1850年7.5级两次地震(图 2，表 2a).小江断裂带在巧家附近与则木河断裂带和大凉山断裂带相连，巧家—东川段(S14)结构较为简单，发生的最大历史地震为1733年7¾级地震；从东川向南分成东、西两个分支，西支嵩明段(S15)发生的最大历史地震为1833年8级大地震，东支北段寻甸段(S16)是1713年6¾级地震的破裂段，东支南段宜良段(S17)是1500年7级以上地震的破裂段；小江断裂带中南段江川—通海段(S18)是1763年6.5级地震的破裂段，华宁—弥勒段(S19)发生的最大历史地震为1789年7级地震；小江断裂带南段建水段(S20)于1606年发生一次6¾级地震(图 2b，表 1，宋方敏等，1998；Wen et al., 2008；闻学泽等，2017；李西等，2018).综合考虑近年来采用活动构造与地震滑动方法获得滑动速率的研究结果，跨断裂段GPS速度剖面结果，结合古地震历史地震给出的复发间隔资料和破裂尺度估计的滑动速率结果，选取小江断裂带各断层段的滑动速率，见表 1(宋方敏等，1998；Wen et al., 2008；闻学泽等, 2011, 2017；李西等，2018).较高的滑动速率使得小江断裂带成为云南地区最强烈的地震带之一.强震以左旋走滑为主，近500多年来已发生M≥6地震16次，M≥7地震4次，其中M8地震1次(Wen et al., 2008；闻学泽等，2017)，且已完全破裂整个小江断裂带(图 2，表 2).自1833年嵩明8级大地震后，小江断裂带未发生过7级以上大地震，中-长期大地震潜势值得关注.
本文分析川滇菱形块体东边界20个断层段库仑应力演化过程并给出各断层段修正的强震发生概率结果.库仑应力演化模型中，考虑各断层段历史地震记录时间、震级完整性的差异，各断层段库仑应力演化计算的起始时间有所不同.安宁河断裂带历史地震记录时间较远，以该断裂带第一次历史地震记录时间1480年作为库仑应力演化的起始时间；小江断裂带建水段以有强震记录的1606年作为其库仑应力演化计算的起始时间；鲜水河断裂带1700年以来经历了两个活跃期，且其余段落较可靠的历史地震记录均发生在1700年以后，故以1700年作为演化计算的起始时间.演化模型包括鲜水河断裂带1700年以来16次6.5级以上地震，安宁河断裂带1480年以来4次6¾级以上地震，则木河断裂带1700年以来2次6¾级以上地震，小江断裂带建水段1606年6¾级地震，以及小江断裂带其它段落1700年以来11次6¾级以上地震(表 2a).同时，考虑到研究区地处川滇菱形块体、巴颜喀拉块体、华南块体交界部位，周边大地震活跃，库仑应力演化计算还考虑邻区24个7级以上大地震的同震位错和震后黏滞松弛效应(表 2b).地震位错模型参数参考已有地震地质、历史地震、地球物理、经验公式等研究结果综合给出(表 2).
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表 2b 川滇菱形块体东边界周边7级以上大地震破裂模型 Table 2b Source parameters of the great earthquakes that have occurred around the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block |
地震过程中的同震、震后、震间各阶段均可引起断层面上的库仑破裂应力变化，进而影响后续地震的时空分布，库仑应力的增加或减少可能促进或延缓后续地震的发生(Harris, 1998).基于库仑破裂假设(Jaeger and Cook, 1969)，经过一系列假设、简化，得到研究中常用的库仑应力变化近似表达式：
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其中，破裂面上的剪切应力大小|τ|，Δ|τ|为正时表示沿断层的破裂方向，破裂面上正应力的大小σn(拉张为正)，Δσn为正时表示张应力增加(King et al., 1994; Harris, 1998).有效摩擦系数μ′=μ(1+β′)，在不同研究中取值有所差异，本文参考研究区应力触发相关研究(Papadimitriou et al., 2004；王辉等，2008)，取值为0.4.本文采用弹性位错模型(Okada, 1985, 1992)计算同震库仑应力变化；采用能更好模拟震后短期和长期观测的Burgers体模型(邵志刚等, 2007, 2010)来模拟震后黏滞松弛效应；基于负位错理论，考虑走滑断层的情况(Matsu′ura et al., 1986)计算震间应力积累，进一步计算三方面效应引起的各断层面累积库仑应力演化.
库仑应力演化计算中，采用穿过鲜水河断裂带道孚附近的奔子栏—唐克人工地震剖面(王椿镛等，2003)揭示的速度和密度结构(表 3).基于人工地震剖面和大地电磁测深结果(Bai et al., 2010)，认为鲜水河断裂带孕震层可达25 km.川滇菱形块体东边界及其邻区的强震多发生在10~15 km左右深度(王椿镛等，2003)，且地震滑动量的峰值常集中在孕震层中间深度附近(King et al., 1994)，故本文以10 km作为研究断层面库仑应力演化的计算深度.参考该区域相关黏滞系数研究结果，给出中下地壳及地幔黏滞系数(Deng et al., 1998; 沈正康等, 2003; Sheu and Shieh, 2004; 邵志刚等, 2008)，建立分层黏弹介质模型(表 3).
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表 3 库仑应力演化计算中介质模型(沈正康等，2003；王椿镛等，2003；邵志刚等，2008) Table 3 The medium parameters in modeling (Shen et al., 2003; Wang et al., 2003; Shao et al., 2008) |
计算中采用Wang等(2006)给出的PSGRN/PSCMP程序，考虑到川滇菱形块体东边界周边大地震(如汶川地震等)的发生可能引起川滇菱形块体东边界显著的库仑应力变化，故考虑了川滇菱形块体东边界34次强震或大地震的同震和震后效应(表 2a)以及各主断层段震间长期构造加载效应(表 1)，同时还考虑了周边24次7级以上大地震的同震和震后效应(表 2b)，计算川滇菱形块体东边界20个断层段的库仑应力变化随时间的演化.
2.2 同震位错和震后黏滞松弛效应引起的库仑应力变化时空演化本文考虑川滇菱形块体东边界及其周边各次强震或大地震的同震位错和震后黏滞松弛效应，给出了沿断裂带自北向南各主断层段库仑应力变化随时间的演化结果(图 3).结果显示，强震或大地震同震位错效应对发震断层段起到瞬间卸载作用，使发震断层库仑应力显著降低，如1786年磨西7¾级、1850年则木河7.5级、1893年八美7级地震的同震位错效应使整个发震断层段处于应力影区.而对于以走滑为主的川滇菱形块体东边界来说，同震位错效应可能引起邻近区域或断层段的库仑应力增加，如1747年恰叫6¾级地震引起了1792年道孚6¾级地震库仑应力升高；1792年道孚地震、1793年八美地震使位于其之间的八美段北部库仑应力增加，并于1893年发生八美7级大地震，而1893年八美7级地震的同震引起了1904年道孚7级地震破裂段的库仑应力升高；则木河断裂带1732年6¾级地震使则木河段南部库仑应力增加，并于1850年发生则木河7.5级地震.震后黏滞松弛效应对某些断层段起显著加载作用，如各地震的震后效应使1952年冕宁—西昌6¾级地震破裂段的库仑应力逐渐升高，消弱了1536年冕宁—西昌7.5级地震同震滑动的影响，在1850年则木河7.5级地震发生后库仑应力变化转为正值，并于1952年发生冕宁—西昌6¾级地震；1833年嵩明8级、1973年炉霍7.6级地震前，均存在库仑应力变化由负向正逐渐增加的现象.地震引起的各断层段库仑应力演化结果显示，同一断裂带内发生的强震或大地震可能会引起周边断层段库仑应力增加而触发后续地震，不同的断裂带之间也可能互相影响，使周边断裂带上的大地震提前发生.
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图 3 强震(同震+震后)引起的川滇菱形块体东边界各断层段库仑应力变化随时间的演化 纵坐标表示自北向南沿断层的距离，各断层段位置如图所示；横坐标表示演化时间，安宁河断裂带(S11、S12)1480—2030年，小江断裂带建水段(S20)1606—2030年，其余断层段1700—2030年；黑色粗线表示强震发生位置. Fig. 3 Evolution of Coulomb stress changes associated with strong earthquakes (coseismic + postseismic) along the strike direction of the main fault segments of the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block The vertical axis is the distance along the fault from north to south, whereas the horizontal axis represents the evolution time. The thick black lines indicate where the strong earthquake occurred. |
强震引起的库仑应力演化结果显示，多数地震发生在周边强震或大地震引起的库仑应力变化升高的时间段，然而对于像鲜水河断裂带NW段、小江断裂带中段这些有多次地震重复破裂的断层段，大部分时间处于同震效应引起的应力影区中.而若进一步考虑震间长期构造加载效应，给出同震位错、震后黏滞松弛、震间构造加载三方面效应引起的库仑应力演化(图 4)，结果显示，几乎所有地震均发生在三方面效应引起的累积库仑应力变化显著增加的时间段和断层段.震间构造加载作用长时间影响断层段的应力积累，一些长期处于地震引起的应力影区的段落，构造应力的加载抵消了同震滑动的卸载，使库仑应力显著升高，如1909年江川—华宁6.5级、1923年炉霍—恰叫7.3级地震受震间构造加载作用影响，震前库仑应力增加显著.1981年道孚6.9级地震后，川滇菱形块体东边界至今未有6.7级以上地震发生，截至2030年，考虑三方面效应影响，不考虑发生最近一次地震的道孚段，川滇菱形块体东边界各断层段累积库仑应力增加显著的段落为鲜水河断裂带八美段、色拉哈段、磨西段、安宁河断裂带冕宁—西昌段、小江断裂带北部巧家—东川段和南部建水段.而鲜水河断裂带雅拉河段和康定段、安宁河断裂带石棉—冕宁段受长期构造加载作用，累积库仑应力变化也有所升高，则木河断裂带和小江断裂带嵩明段和宜良段应力状态在大地震后渐渐有所恢复.尽管安宁河断裂带冕宁—西昌段和小江断裂带巧家—东川段近几十年分别发生了6.5级以上强震，但该段落的应力状态并未因此而完全卸载，且仍处于较高水平，而这两段历史上曾发生过7.5级以上大地震，近年来发生的强震可能并非特征大小的地震.基于库仑应力演化计算结果，综合分析认为库仑应力显著增加的八美段(S5)、色拉哈段(S7)、磨西段(S10)、冕宁—西昌段(S12)、巧家—东川段(S14)、建水段(S20)的强震危险性值得关注.
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图 4 三方面效应(同震+震后+震间)引起的各断层段累积库仑应力变化随时间的演化 同图 3，纵坐标表示自北向南沿断层的距离，各断层段位置如图所示；横坐标表示演化时间，安宁河断裂带(S11、S12)1480—2030年，小江断裂带建水段(S20)1606—2030年，其余断层段1700—2030年；黑色粗线表示强震发生位置. Fig. 4 Evolution of Coulomb stress changes associated with all three effects (coseismic, postseismic, and interseismic) along the strike direction of the main fault segments of the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block The vertical axis is the distance along the fault from north to south, whereas the horizontal axis represents the evolution time. The thick black lines indicate where the strong earthquake occurred. |
考虑到背景地震活跃的地区地震发生概率更大，我们将强震引起的库仑应力变化作为应力扰动，分别基于地震目录和强震复发资料获得背景地震发生率，并基于摩擦本构理论，修正地震发生概率，定量分析地震危险性.
3.1 强震危险性估计方法随着实验室技术的发展，弹簧-滑块模型很好地解释了岩石摩擦实验观测，发展为与实验数据一致性较好的速度-状态依从的摩擦本构律(Dieterich, 1979)，即
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其中，A、B为摩擦本构状态参数，代表了滑动速率变化对摩擦系数的短期直接影响和长期渐进影响.τ、σ分别为剪切应力和有效正应力.V为滑动速率，V0为参考滑动速率；μ0为V=V0时的稳态摩擦系数，与岩石类型和温度无关；Dc是在经历速率变化后，界面内颗粒重新接触而达到稳定状态所需的临界滑动距离.
Dieterich(1994)基于摩擦本构方程推导出应力扰动对区域地震活动的影响，并分析各相关参数所起的作用，后文简称该地震发生率计算模型为Dieterich(1994)模型.
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其中，公式(3)是对时间分布积分获得的地震发生率的一般结果，公式(4)表示应力扰动后地震发生率随时间的变化.r表示研究区背景地震发生率，γ表示随时间和应力历史变化的状态参数，τ表示剪切应力变化率.ta为应力扰动持续时间，即为扰动后地震活动恢复到背景地震水平的持续时间，强震引起的应力扰动持续时间也可以用余震持续时间来表示.
Catalli等(2008)基于Dieterich(1994)模型，以库仑应力变化为扰动，讨论意大利中部强震对区域地震活动的影响，其地震发生率的计算公式为
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状态参数A通常由实验给出，Aσ常在0.0012~0.6 MPa之间，不同研究取值有所不同(Dieterich and Kilgore, 1996).Catalli等(2008)通过最大相似度方法寻找最佳的Aσ，一些学者采用不同地震序列的活动图像推测出此参数.本文参考已有研究中Aσ的常用取值(Toda et al., 2005；邵志刚等，2010)，取0.04 MPa.
各断层段地震累计率为
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(7) |
断层段最近一次地震发生后一年的时间点为te.R(k－i)可由(6)式计算得到.最后将其转换为标准泊松概率P：
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(8) |
由式(6)，应用该模型进行地震发生概率计算时，需要给出库仑应力变化ΔCFF和背景地震发生率r.ΔCFF为主事件引起的库仑应力变化，本文采用强震同震和震后黏滞松弛效应引起的库仑应力年变化作为应力扰动，分别基于地震目录和强震轮回资料确定强震背景发生率r.
3.2 基于现今台网地震目录分析强震危险性基于现今台网记录的中、小地震活动分析强震危险性时，对强震危险性的概率计算往往受到最小完整性震级(Mc)附近中小地震自身分布特征的影响.因此，为保证地震危险性研究结果的可靠性，本文采用基于G-R关系的统计地震学方法定量计算Mc，在确定最小起始震级时采用“最大曲率”MAXC方法和拟合度分别为90%和95%的GFT方法(Wiemer and Wyss, 2000).计算中使用固定地震事件数目的窗口选取数据，并进行滑动计算；按照GFT-95%优于GFT-90%优于MAXC的优先级顺序，选择每次滑动的计算结果，选择后的Mc结果重新连接成Mc-Best曲线，如图 5a所示.图 5a给出了川滇菱形块体东边界及其邻区1970年以来最小完整性震级Mc，时序曲线最大为3级，故本文分析地震发生率时采用最小完整性震级为ML3.0.1970—2016年期间，川滇菱形块体东边界地震活动水平较周边区域高，尤其是小江断裂带南段(图 5b).此外受大地震的影响，地震活动有可能增强.
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图 5 (a) 川滇菱形块体东边界及邻区完整震级随时间变化；(b) 1970—2016年川滇菱形块体周边ML≥3.0地震发生率 地震发生率计算中采用50 km为窗口，黑线表示川滇菱形块体东边界(Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008)，灰线表示活动断裂(邓起东等，2002)，色标颜色为地震发生率. Fig. 5 (a) Value of complete magnitude Mc versus time for the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block; (b) Rate of ML≥3.0 seismicity around the Sichuan-Yunnan block for the period of 1970—2016. The radius used in calculation is 50km. Black lines indicate the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block (Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008) and gray lines indicate active fault (Deng et al., 2002). The color code represents rate of seismicity. |
由式(5)，应力扰动持续时间由剪切应力变化率
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(9) |
其中，Mmin和Mmax分别为最小和最大震级，M0*为Mmin震级的地震矩.本研究取孕震层厚度Wseism为25 km.b为G-R关系中的b值.地震震级M和频度N有如下关系(Gutenberg and Richter, 1944)：
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(10) |
研究中与背景地震发生率一致，采用50 km的扫描窗口.采用最大似然法，利用区域地震平均震级计算b值，表达式为
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(11) |
基于地震目录给出川滇菱形块体东边界背景地震发生率，并通过G-R关系转化为6.7级强震背景发生率，以库仑应力年变化为扰动，利用摩擦本构律模型最终得到沿川滇菱形块体东边界20个断层段的最近一次地震发生后到2030年的地震发生概率分布情况(图 6a，图 7，表 4第5列).截至2030年，雅拉河段(S6)、色拉哈段(S7)、建水段(S20)地震发生概率均已达到70%左右，江川—通海段(S18)地震发生概率接近60%，八美段(S5)地震发生概率近45%.
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图 6 川滇菱形块体东边界各断层段强震发生概率演化 (a)基于1970年以来现今地震台网目录计算的川滇菱形块体东边界各断层段强震发生概率演化；(b)基于强震轮回资料计算的川滇菱形块体东边界各断层段强震发生概率演化.纵坐标表示自北向南沿断层的距离，各断层段位置如图所示；横坐标表示演化时间，各段的起算时间为该段最近一次强震发生的时间，标于各断层段左侧；虚线框表示巧家—东川段(S14)取1733年大地震事件为其最近一次地震事件的情况. Fig. 6 Evolution of the occurring probability of strong earthquake on each fault segment along the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block (a) Evolution of the probability of occurrence of strong earthquake on each fault segment, calculated using the earthquake catalog and Coulomb stress changes. (b) is the same as (a), but evolution of the probability of occurrence was calculated using strong earthquake recurrence data and Coulomb stress changes. The vertical axis is the distance along the fault from north to south, whereas the horizontal axis represents the evolution time. The starting time is the date when the last strong earthquake occurred and is marked to the left of each fault segment. The dotted box shows the situation that the last earthquake of Qiaojia-Dongchuan segment (S14) is the 1733 great event. |
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图 7 川滇菱形块体东边界各断层段2030年，基于现今台网地震目录和历史强震复发资料的强震发生概率均值及其应力修正结果 Fig. 7 The average probability of strong earthquake on each segment of the eastern boundary of the Sichuan-Yunnan block, based on the seismic catalog of present network and the recurrence data of history great earthquake, respectively, in 2030 (%) |
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表 4 基于多种方法得到的川滇菱形块体东边界各断层段2030年强震发生概率均值(%) Table 4 The average probability of strong earthquake on each segment of the eastern boundary, Sichuan-Yunnan block, in 2030 (%) |
由计算结果分析，雅拉河段(S6)、色拉哈段(S7)、建水段(S20)地震发生概率增量已经达到较高水平，且考虑到这三段的前一次地震发生时间距今较远，这三段的地震危险性值得关注；八美段(S5)、江川—通海段(S18)的危险性亦不容忽视.八美(S5)、雅拉河(S6)、色拉哈(S7)、江川—通海(S18)、建水(S20)五段的滑动速率分别为12 mm·a-1、4 mm·a-1、7 mm·a-1、2 mm·a-1、4 mm·a-1(Papadimitriou et al., 2004; 闻学泽等，2017)，最近一次地震分别发生于1893年、1700年、1748年、1763年、1606年.通过滑动速率及离逝时间估计平均位错量，基于平均位错及断裂面积估算地震矩(式(12))，并通过转换给出可能的矩震级(式(13))(Hanks and Kanamori, 1979)：
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(12) |
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(13) |
其中，地震矩M0常用单位是N·m，公式(13)中单位为dyn·cm；μ为剪切模量，本文参考研究区相关研究，取33 GPa(Papadimitriou et al., 2004)；D为震源断层面积上的平均位错量；S表示断裂面积；MW为矩震级.结果显示，如果八美(S5)、雅拉河(S6)、色拉哈(S7)、江川—通海(S18)、建水(S20)五段于2030年发生地震，震级分别可能达到MW7.1、MW7.0、MW7.0、MW6.8、MW7.2.
3.3 基于历史强震复发资料分析强震危险性以“弹性回跳理论”(Reid, 1911)为基本物理假定，时间相依的地震潜势评估方法以强震原地复发的有关物理模型为基础，基于强震复发间隔资料定量评估活动断裂地震危险性(Working Group on California Earthquake Probabilities, 1988, 1990, 1995, 1999, 2003, 2008; 闻学泽, 1990, 1995, 1999; 闻学泽等，2017).地震学家们基于历史地震复发间隔资料建立了多种概率模型，如基于环太平洋地震复发资料建立的通用模型(Nishenko and Buland, 1987)、基于中国大陆和环太平洋地震复发资料拟合得到的复发间隔经验概率分布(闻学泽, 1999)、以及BPT模型等(Ellsworth et al., 1999; Matthews et al., 2002).然而该地震潜势评估方法未能考虑周边强震或大地震的发生对断裂带发震概率的影响.而从库仑应力变化的结果来看，大地震可能会促进或延缓各断裂带地震的发生，周边地震对活动断裂地震复发的影响不可忽略(Toda et al., 2008; Catalli et al., 2008; 邵志刚等, 2010; Shao et al., 2016).因此，本文基于Dieterich(1994)模型，考虑周边强震引起的库仑应力变化对地震发生概率的应力扰动，计算修正的区域地震发生概率.
(1) 基于历史强震复发资料的强震发生概率
依据历史地震资料或地质方法确定的强震复发周期以及最近强震离逝时间(表 1)，利用NB通用模型(Nishenko and Buland, 1987)与中国大陆复发资料合并建立的更加稳定的复发概率预测模型(闻学泽，1999)计算川滇菱形块体东边界各断层段2030年地震复发概率.随上次地震以来的离逝时间Te增加的发震条件概率Pc(Nishenko and Buland, 1987; 闻学泽, 1995, 1999)：
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(14) |
f(T)和F(T)分别为复发概率的密度函数和分布函数.本文采用闻学泽(1999)针对中国大陆活动断裂带的段破裂地震的两种主要复发行为，由中国大陆的历史地震资料初步建立的复发间隔经验分布.归一化复发间隔T/T服从对数正态分布，对于时间可预报复发行为的断层段，该分布参数为μt=0.00，σt=0.15；对于准周期复发行为，分布参数为μq=0.00，σq=0.22.地震平均的(中位数的)复发时间间隔T、最晚地震离逝时间Te、预测时间窗ΔT为计算条件概率时需输入的参数(表 1).结果显示(表 4第6列)，鲜水河断裂带中段、安宁河断裂带冕宁—西昌段、小江断裂带南段地震发生概率较高.详细论述见附录.
(2) 强震发生概率的应力修正结果
将川滇菱形块体东边界各断层段的强震或大地震的复发概率值作为强震背景地震发生率r.应力扰动持续时间ta可大致相当于余震持续时间，即余震发生率恢复到主震前区域背景地震发生率所需要的时间(Toda et al., 2008)，ta可以简单认为是地震复发周期的5%~10%(Dieterich，1994).基于强震复发资料，川滇菱形块体东边界各断层段复发间隔用Ti(i=1，2，…，20)表示，假设各断层段扰动持续时间为Ti·0.1，作为利用强震复发资料、基于Dieterich(1994)模型修正地震发生概率的输入参数.获得地震引起的库仑应力变化、强震发生率、应力扰动持续时间，根据式(6)，可得到扰动后地震发生率，由(8)式最终给出各断层段修正的强震发生概率(图 6b，表 4第7列).
基于强震轮回资料的地震发生概率修正结果显示(表 4第7列，图 6b，图 7)，截至2030年，色拉哈段(S7)地震发生概率属整个断裂带最高，危险性需重点关注；八美段(S5)、康定段(S8)的地震发生概率均已超过70%；冕宁—西昌段(S12)、江川—通海段(S18)、华宁—弥勒段(S19)、建水段(S20)的地震发生概率已超过50%；而尽管雅拉河段(S6)、磨西段(S10)的地震复发间隔较长，但由于其上一次强震发生距今时间较久，地震发生概率增量亦超过40%.此外，若认为巧家—东川段(S14)最晚地震事件为1733M7.75地震，其地震发生概率亦超过40%.
相对于其他断层段，地震发生概率较高的八美段(S5)、色拉哈段(S7)、康定段(S8)、冕宁—西昌段(S12)、江川—通海段(S18)、华宁—弥勒段(S19)、建水段(S20)若于2030年单独破裂，根据公式(12)、(13)，震级分别可能达到MW7.1、MW7.0、MW7.0、MW6.9、MW6.8、MW7.2、MW7.2.若S7和S8发生级联破裂，其震级可达MW7.2.
4 讨论(1) 参数不确定性对结果的影响
库仑应力变化的计算存在一些不确定性，地震破裂分布、断层分段及滑动速率、分层介质模型、有效摩擦系数等因素均可能影响计算结果.本文作者曾详细探讨了走滑断层参数不确定性对结果的影响(徐晶等，2013；Shao et al., 2016)，对于均以左旋走滑为主的川滇菱形块体东边界有相似认识.川滇菱形块体东边界破裂分段及滑动速率一直是地震地质学家研究的重点，然而对断裂带特别是平行断裂分支断层的分段及滑动速率的认识还未有定论(闻学泽，2000；Papadimitriou et al., 2004; Wen et al., 2008; Chen et al., 2016; Zhang et al., 2016; 闻学泽等，2017；韩竹军等，2017；Bai et al., 2018).其中，对于雅拉河断裂带，李天袑等(1997)基于地表破裂认为该段活动，Wen等(2008)根据藏传佛经记载推测此地表破裂由1700年地震事件引起，基于鲜水河断裂带整体滑动速率以及年代学结果，Papadimitriou等(2004)、Zhang等(2016)、Chen等(2016)分别推测该段滑动速率为4 mm·a-1、3±1 mm·a-1、0.6~1.5 mm·a-1，而Bai等(2018)则认为该段位错地貌不够清晰，现今已不活动；另外，本文参考闻学泽等(2017)将小江断裂带南段的建水段滑动速率设置为4 mm·a-1，若采用韩竹军等(2017)根据地质方法获得的该段全新世左旋走滑速率7.02±0.20 mm·a-1，建水段的地震危险性则更需重点关注.滑动速率的高估或低估，将引起地震危险水平的高估或低估.因此，需加强鲜水河断裂带中段、小江断裂带中南段的平行分支断裂的地震复发规律以及断裂段相互作用方面的研究，从而更好地评估平行断裂强震地震危险性.而库仑应力演化模型中，强震或大地震的选取以及地震同震位错模型的设置，也将会对计算结果产生影响.考虑到发生在走滑断裂带本身的强震或大地震对该断裂带的影响可能比发生在周边断裂带上的同等震级的地震更明显，而各次强震或大地震对川滇菱形块体东边界各主要断裂的影响程度可能还受地震类型、同震位错大小、地震间的时间间隔及空间分布的综合影响，故本文考虑川滇菱形块体东边界强震或大地震的同震和震后效应的同时，还考虑了周边断裂带7级以上大地震的影响.同时，不同断层段历史地震记录的完整性可能存有差异，鲜水河断裂带和小江断裂带中、北段历史地震记录相对完整；而安宁河—则木河断裂带和小江断裂带建水段历史地震记录相对较少，完整性问题可能对计算结果有影响，故本文兼顾对历史地震记录及其完整性的考虑，选取该断裂段6¾级以上地震纳入演化模型.随着研究工作的积累，断层分段模型及相关参数、历史地震地表破裂及相关参数的不断研究和更新，将有助于提高库仑应力演化及强震发生概率计算的合理性.
(2) 大凉山断裂带库仑应力演化
大凉山断裂被认为是川滇菱形块体东边界的重要组成部分，但因未有历史地震记录而无法确定最近一次地震事件的发生时间，基于时间相依的地震潜势评估方法无法得到强震发生概率的计算结果，而基于现今台网中小地震目录获得背景地震发生率的方法会造成地震发生概率计算结果的低估，且低估的程度难以判断.故本文仅讨论基于库仑应力演化计算来定性分析大凉山断裂带地震危险性(图 8).计算了大凉山断裂带竹马、公益海、越西、普雄、布拖、交际河6个断层段(He et al., 2008；魏占玉等，2012；孙浩越等，2015)的累积库仑应力变化随时间的演化.结果表明，安宁河断裂带、则木河断裂带发生的大地震对大凉山断裂带影响显著，布拖、普雄断层段累积库仑应力增加明显.
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图 8 大凉山断裂带库仑应力变化随时间的演化 (a)强震(同震+震后)引起的各断层段库仑应力变化随时间的演化；(b)三方面效应(同震+震后+震间)引起的各断层段累积库仑应力变化随时间的演化.横坐标表示沿断层的距离，各断层段位置如左图所示；纵坐标表示演化时间. Fig. 8 Evolution of Coulomb stress changes of the main fault segments of the Daliangshan fault zone (a) Evolution of Coulomb stress changes associated with strong earthquakes (coseismic + postseismic) along the strike direction of the main fault segments; (b) Evolution of Coulomb stress changes associated with all three effects (coseismic, postseismic, and interseismic) along the strike direction of the main fault segments. The horizontal axis is the distance along the fault, whereas the vertical axis represents the evolution time. |
(3) 修正地震发生概率的讨论
基于地震目录计算强震发生概率存在一些问题，几十年的中小地震活动无法真实代表复发周期为几百年的强震背景地震活动，并可能出现次级断裂的背景地震活动高于主断裂的情况(图 5b)；且基于中小地震目录获得的背景地震发生率需通过能量转换或G-R关系变换为强震背景地震发生率，从而引入更多不确定性.而基于强震复发资料的发震概率计算是建立在强震原地复发的有关物理模型基础之上，对特征地震震级、上一次地震事件及其离逝时间、强震复发间隔等数据的判断有较高要求；随着历史地震古地震研究的进一步积累和完善、以及断裂带滑动速率的精确研究，有待改进对各断层段复发间隔及复发行为的现有认识.
(4) 基于不同方法的强震危险性分析结果
本文基于累积库仑应力演化结果定性分析各断层段地震危险性；并分别基于地震目录和强震复发资料，考虑强震引起的应力扰动，定量计算修正的强震发生概率.不同方法得到的危险性判定结果在一些段落有一定的可比性，但在一些段落存在差异(图 4、图 6、表 4、图 7).截至2030年，鲜水河断裂带八美段(S5)和色拉哈段(S7)、小江断裂带建水段(S20)，定性分析和定量计算的结果均显示其危险性需重点关注.鲜水河断裂带雅拉河段(S6)累积库仑应力增加，基于地震目录的修正的地震发生概率较高，而基于强震复发资料的修正地震发生概率为40%左右，但危险性仍值得关注；康定段(S8)库仑应力有所增加，因离逝时间已超过复发间隔，故基于强震复发的修正地震发生概率较高，危险性不容忽视；磨西段(S10)累积库仑应力显著升高，尽管基于地震目录的修正的地震发生概率较低，但由于离逝时间久，基于强震复发的修正地震发生概率接近50%，危险性不容忽视.冕宁—西昌(S12)累积库仑应力增加显著，基于地震目录的地震发生概率较低，但基于强震复发的修正地震发生概率较高，危险性值得关注.小江断裂带巧家—东川段(S14)1966年6.5级地震对断层段的卸载作用较弱，但因其离逝时间短而地震发生概率不高；而该段两次历史强震记录中的另一次地震为1733年7.75级地震，震级远大于1966年6.5级地震，若采用1733年的大地震为该段最近一次地震，该段地震发生概率有所升高，超过40%，危险性不容忽视(图 6中虚线框)；江川—通海段(S18)累积库仑应力变化仍处于较低水平，但两种资料获得的地震发生概率均较高；华宁—弥勒段(S19)于1909年地震卸载后，累积库仑应力变化有所恢复，两种资料获得的地震发生概率均较高.此外，鲜水河断裂带NW段(S1-S4)较高的滑动速率使得震间库仑应力积累快，但由于离逝时间较短(均为20世纪90年代)，地震发生概率低；而折多塘段(S9)因离逝时间较短(1955年)，强震发生概率同样非常低；安宁河断裂带石棉—冕宁段(S11)累积库仑应力有所升高，但由于该段中小地震活动弱且复发周期长，强震发生概率低；则木河断裂带和小江断裂带中段受大地震的影响，定性和定量分析结果均显示强震危险性较弱.
5 结论本文首先考虑川滇菱形块体及周边58次强震或大地震的同震位错、震后黏滞松弛效应，以及各主断层段震间构造加载效应，计算了川滇菱形块体东边界20个断层段累积库仑应力变化随时间的演化，定性分析各断层段地震危险性.结果显示，川滇菱形块体东边界存在强震触发作用，以及断层段之间、断裂带之间的相互作用；同震、震后、震间三方面效应均可引起不可忽略的库仑应力变化，川滇菱形块体东边界所有强震或大地震均发生在三方面效应引起的累积库仑应力变化显著升高的时间段和断层段；截至2030年，八美段(S5)、色拉哈段(S7)、磨西段(S10)、冕宁—西昌段(S12)、巧家—东川段(S14)、建水段(S20)累积库仑应力显著升高，危险性值得关注.此外，为考虑强震或大地震的发生对地震复发的影响，本文基于Dieterich(1994)模型，分别采用现今台网地震目录和历史强震复发资料获得强震背景发生率，将地震引起的库仑应力变化作为扰动，给出修正的强震发生概率结果.基于地震目录资料的地震发生概率修正结果显示，截至2030年，八美段(S5)、雅拉河段(S6)、色拉哈段(S7)、江川—通海段(S18)、建水段(S20)地震发生概率较高；基于强震复发资料的地震发生概率修正结果显示，截至2030年，八美段(S5)、色拉哈段(S7)、康定段(S8)、冕宁—西昌段(S12)、江川—通海段(S18)、华宁—弥勒段(S19)、建水段(S20)地震发生概率较高.综合考虑基于库仑应力变化的危险性定性分析结果，以及修正地震发生概率的定量计算结果，需重点关注鲜水河断裂带中南部八美—雅拉河—色拉哈—康定一带、安宁河断裂带冕宁—西昌段、小江断裂带南部华宁—建水一带，同时需注意鲜水河断裂磨西段和小江断裂带巧家—东川段、江川—通海段.
附录 基于历史强震复发资料的强震发生概率计算原地复发的情况下，假设最晚地震以来经历了时间Te后地震还没发生，在未来时段Te到Te+ΔT内，地震复发的条件概率Pc可表示为(闻学泽，1990；1995；1999)：
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(A1) |
f(T)和F(T)分别为复发概率的密度函数和分布函数.研究者们将不同地区断层段的平均的(中位数的)复发时间间隔T进行归一化，获得T/T的频率分布，而给出通用的地震复发概率密度或分布函数(Nishenko and Buland, 1987; 闻学泽，1999；闻学泽等，2017).地震平均的(中位数的)复发时间间隔T、最晚地震离逝时间Te、预测时间窗ΔT为计算条件概率时需输入的参数.
(1)概率模型
闻学泽(1999)针对中国大陆活动断裂带的段破裂地震的两种主要复发行为，由中国大陆的历史地震资料初步建立起相应的复发间隔经验分布，并考虑复发间隔“数据不确定性σp”的影响.
时间可预报复发行为存在强度-时间相关性，即两相继事件的时间间隔T与其中的前一次事件的震级Mp呈正相关.以前一次事件大小为条件的复发间隔的概率密度为(闻学泽，1999)
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(A2) |
由最大似然法估计出该分布的参数为μt=0.00，σt=0.15.
对于准周期复发行为，不考虑段破裂事件的强度-时间相关性，仅假定事件为“特征大小”.中国大陆板内与环太平洋板缘的资料合并可重建一个更加稳定的准周期复发间隔经验分布，复发间隔T的概率密度为(闻学泽，1999)
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(A3) |
由最大似然法估计出该分布的参数为μq=0.00，σq=0.22.
(2)输入参数估计
在计算发震概率时，需要输入地震平均的(中位数的)复发时间间隔T、最晚地震离逝时间Te、预测时间窗ΔT.其中，最晚地震离逝时间Te可以由断裂段历史地震情况给出，预测时间窗ΔT根据预测时段选择而定.最重要的输入参数是特征地震的平均复发间隔T，及其“数据不确定性σp”.对于具体断层段，可根据观测资料的不同，采用断层滑动法、古地震法、历史地震法、地震矩法等估计特征地震的平均复发间隔及其不确定性.本文主要采用川滇菱形块体东边界已有的复发间隔和不确定性的估计结果(闻学泽, 1995, 1999；闻学泽等，2017；Shao et al., 2016)，小江断裂带中段综合参考古地震研究结果(李西等，2018)、以及基于大地测量给出的滑动速率和大地震破裂尺度的断层滑动法(Leonard, 2010；闻学泽等，2011)设置复发间隔及其不确定性.
(3)发震概率评估
综合参考历史地震资料、大地测量资料、地质方法确定的强震复发周期以及最近强震离逝时间(表 1)，利用NB通用模型(Nishenko和Buland，1987)与中国大陆复发资料合并建立的更加稳定的复发概率预测模型(闻学泽，1999)计算川滇菱形块体东边界各断层段2030年地震复发概率.结果见正文表 4第6列，鲜水河断裂带中段、安宁河断裂带冕宁—西昌段、小江断裂带南段地震发生概率较高.
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