断层的运动速率和闭锁深度是评估断层地震危险性的关键因素(Wesnousky, 1986).在进行地震危险性分析时，通常假定断层闭锁深度和滑动速率是均匀的.但是断层上闭锁深度和滑动速率沿着断层走向具有不均匀性(Peterson et al., 1996; Magistrale, 2002; Wdowinski，2009；Özener et al., 2010；Yavasoğlu et al., 2011；Tatar et al., 2012；王辉和金红林，2010)，大震主要沿断层脆性层发生破裂(Das and Scholz, 1983；Hill et al., 1990).Nazareth和Hauksson(2004)对加利福尼亚州南部的小震精定位结果表明，中、强地震的最大破裂深度与99.9%小震释放能量深度一致.断层的破裂面积与地震矩存在正相关性，研究断层孕震深度对于评估断层未来可能发生的最大地震震级具有重要意义.

目前，用于确定断层深度的方法主要有地震学方法和大地测量学方法，由于地震数据与形变数据的差异性，两类方法得到的断层深度也存在差异.地表形变数据结合数值模型可以确定断层震间应力积累的闭锁深度，该深度将地壳分为上层连续弹性形变和下层非连续形变两层.地震数据得到的孕震深度描述的是地壳内部地震活动的深度范围，从脆性层到塑性层的变化，即断层错动引起地震活动到无震滑动的转换区域(Brace and Byerlee, 1970；Marone and Scholz, 1988).

当孕震深度下界值与闭锁深度一致时，断层在孕震层处于闭锁状态，滑动主要发生在地壳塑性层中.前人研究结果表明闭锁深度与小震深度分布的90%(Schmittbuhl et al., 2015)、95%(Smith-Konter et al., 2011)分位数具有一定的对应关系.当孕震深度下界值与闭锁深度不相等时，如断层脆性层存在蠕滑，其差异可能反映不同应力积累情况.目前我国对断层深度的研究仍限于单独采用形变数据反演闭锁深度，或用地震数据估计孕震深度，已发生的强震深度与断层孕震层深度下界值和闭锁深度的关系还不明确，对两类数据进行比较或联合运用的研究也较少.由于两类数据反映了不同尺度的孕震特性，通过分析地震震源深度和闭锁深度的对应关系，可以识别断层孕震情况，对孕震模型的建立及最大潜在地震震级的判识起到关键作用.

鲜水河—小江断裂系作为川滇菱形块体(李坪和汪良谋，1975；阚荣举等，1977)的北东边界，整体表现为左旋走滑特征(Tapponnier and Molnar, 1977).安宁河—则木河断裂及其东边大凉山断裂带共同构成鲜水河—小江断裂带中段，同时也分别构成大凉山次级块体西侧与东侧边界，在印度板块与欧亚板块碰撞挤压作用效应下具有较强的地震活动构造背景.随着断裂带周边城市建设的高速发展，以及大型水电站和重大生命线工程的建成，安宁河—则木河断裂和大凉山断裂带现今滑动速率、断层深度及其发生强震的危险性，已经成为地震安全性分析工作中亟待解决的科学问题.与其北面鲜水河断裂带丰富的形变资料和地震数据不同(易桂喜等，2008；李铁明等，2019；Meng et al., 2008；Zhang et al., 2018)，安宁河断裂、则木河断裂及其东边大凉山断裂带由于其艰难的勘测条件，在该区域不能得到高分辨率的形变测量数据，本文主要关注的是如何在有限的形变数据下评估研究区断裂带的地震危险性.因此，本文首先采用2009—2018年的小震精定位数据得到的断裂带小震分布特征，计算了90%、95%和99%不同分位数小震深度的下界值.收集了安宁河—则木河断裂和大凉山断裂带附近2010—2017年的GPS观测站数据，采用弹性半空间深大断裂模型反演得到闭锁深度和滑动速率，研究大凉山次级块体运动特征及其边界断裂带在鲜水河—小江断裂系左旋走滑运动中的协调作用.通过小震不同分位数的深度与形变GPS闭锁深度进行比较，定量研究二者对应关系，综合判定断裂带运动特征和孕震层深度，并结合滑动速率结果计算未来可能发生地震的最大震级.

研究区位于鲜水河—小江断裂系中段，主要包括安宁河断裂带、则木河断裂带和大凉山断裂带，整体呈左旋走滑运动特征，断裂带整体展布见图 1.安宁河断裂带晚第四纪以来具有强烈左旋走滑兼逆冲的运动特征，全长160 km，总体走向NS，倾向东或西，倾角为60°~80°(唐荣昌和韩渭滨，1993；冉勇康等，2008).则木河断裂北接安宁河断裂带，南接小江断裂带，全长约150 km.断裂带总体走向为330°，倾向主要是NE，局部SW，倾角约50°~70°(杜平山，1994).大凉山断裂带与鲜水河断裂左阶雁列，与小江断裂带右阶雁列，北起四川石棉北的鲜水河断裂带南端，向南经越西、普雄、布拖、交际河至云南巧家汇入小江断裂带，全长280 km，总体走向330°~360°，倾向东或西，倾角较陡.断裂带由6条次级断层构成一条宽15 km的构造带，分别为竹马断裂、公益海断裂、越西断裂、普雄河断裂、布拖断裂和交际河断裂(何宏林等，2014).大凉山断裂带以左旋走滑为主，全新世以来滑动速率大致为3~4 mm·a^-1(Shen et al., 2005；周荣军等，2003；徐锡伟等，2003；何宏林等，2008；魏占玉等，2012；孙浩越等，2015).

图 1

Fig. 1

图 1 大凉山菱形块体周边主要活动断裂及附近MS>6.5历史地震和MS≥1.6地震震中分布图 (小震资料选取自2009年1月1日至2018年2月28日) F1安宁河断裂；F2则木河断裂；F3公益海断裂；F4竹马断裂；F5越西断裂；F6普雄河断裂；F7布拖断裂；F8交际河断裂. Fig. 1 Map showing active faults and epicenters of MS>6.5 historical earthquakes and MS≥1.6 earthquakes (from January 1, 2009 to February 28, 2018) around Daliangshan rhombic block F1, Anninghe fault; F2, Zemuhe fault; F3, Gongyihai fault; F4, Zhuma fault; F5, Yuexi fault; F6, Puxionghe fault; F7, Butuo fault; F8, Jiaojihe fault.

本文首先根据地质学和地震学资料对研究区断裂带进行分段.安宁河断裂1536年发生过M_S7¹/₂地震，按地表破裂长度将安宁河断裂以冕宁为界划分为南北两段(冉勇康等，2008).则木河断裂历史上发生过1850年M_S7¹/₂地震，已有地质调查结果显示此次地震的地表破裂可能到达宁南，长度约120 km(闻学泽等，2007)，宁南以南缺少GPS点位分布，故将则木河断裂作为一段参与反演.如图 1和图 2所示，大凉山断裂带小震分布沿走向和深度具有明显的分段现象，故将大凉山断裂带分为北、中、南三段来进行讨论，北段包括公益海断裂和竹马断裂，中段包括越西断裂和普雄河断裂，南段包括布拖断裂和交际河断裂，收集的断裂带基本参数列于表 1中.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区断裂带MS≥1.6地震深度分布图 (a)、(c)、(e)、(g)和(i)为沿断裂带走向地震深度分布(2009年1月1日至2018年2月28日)；(b)、(d)、(f)、(h)和(j)为地震不同深度柱状分布图，各断裂地震数据起止范围见图 1中红色短实线.ANF为安宁河断裂、ZMHF为则木河断裂、N-DLSF为大凉山断裂北段、M-DLSF为大凉山断裂中段、S-DLSF为大凉山断裂南段，红、绿、蓝实线分别代表各断裂带5 km宽度内90%、95%、99%三个分位数的地震深度下界值. Fig. 2 Depth distribution along faults in the study area (a), (c), (e), (g) and (i) are seismic depth profiles along faults (from January 1, 2009 to February 28, 2018); (b), (d), (f), (h) and (j) are histograms of different depths of earthquakes. Ranges of seismic data of each fault are marked by the red short solid line in Fig. 1. ANF:Anninghe fault; ZMHF:Zemuhe fault; N-DLSF, M-DLSF, S-DLSF are the north, middle and south of Daliangshan fault respectively. Red, green, and bule solid lines are 90%, 95% and 99% seismicity cutoff depths within 5 km width to each fault.

表 1 (Table 1)

表 1 GPS反演得到的闭锁深度和90%、95%、99%不同分数位的小震深度下界值统计表 Table 1 Locking depths of faults from GPS data inversion and statistics of lower focal depths of small earthquakes for percentages 90%, 95%, and 99% of entire events 断裂名称 东经 /(°) 北纬 /(°) 长度 /km 走向 /(°) 形变模拟结果 不同分位数小震深度下界值 地质滑动速率 /(mm·a-1) 参考文献 滑动速率 /(mm·a-1) 闭锁深度 /km 90% /km 95% /km 99% /km 安宁河北段 102.224 29.341 80 5 4.7±0.7 6.2±3.6 16 19 23 3.7~8.5 何宏林等(2014) 安宁河南段 102.216 28.644 80 0 5.7±0.2 16.8±2.0 16 19 23 3.6~6.6 唐荣昌和韩渭滨(1993) 则木河断裂 102.211 27.911 150 330 3.7±0.1 14.1±3.3 13 14 17 6.4±0.6 徐锡伟等(2003) 大凉山北段 102.237 29.336 55 330 1.7±1.0 23.3±5.1 25 27 30 1.5~3.1 何宏林等(2014) 大凉山中段 102.572 28.767 90 335 3.2±0.3 20.8±1.9 22 24 28 3.1~4.3 陈桂华(2006) 周荣军等(2003) 大凉山南段 102.764 27.994 100 355 4.7±0.8 15.5±2.6 15 16 19 2.5~4.5 魏占玉等(2012)

表 1 GPS反演得到的闭锁深度和90%、95%、99%不同分数位的小震深度下界值统计表 Table 1 Locking depths of faults from GPS data inversion and statistics of lower focal depths of small earthquakes for percentages 90%, 95%, and 99% of entire events

本文地震数据选取自《中国地震局监测预报司2018年地震大形势项目：南北地震带小震重新定位》，主要包括四川区域地震台网自2009年1月1日到2018年2月28日研究区主要断裂带附近M_S≥1.6地震数据.采用多阶段定位方法(Multi-step locating method)(Long et al., 2015)对地震数据进行重新定位，水平向定位精度为0.8 km，垂直向精度1.3 km，得到研究区有效的地震数据为1062个，精定位后小震分布见图 1.

从图 1可见，地震多集中于石棉、巧家等断裂带交汇地区.安宁河断裂带地震分布不均匀，地震主要分布在北段，南段较为稀疏，形成冕宁段地震空区.则木河断裂西昌—普格段小震分布稀疏，该段b值较低(易桂喜等，2004).普格到巧家附近沿断裂带地震分布密集.何宏林等(2014)在对大凉山断裂进行地质填图的工作中发现，越西断裂有明显的活动迹象.但是图 1中小震分布情况表明，越西断裂附近鲜有地震发生，地震条带从普雄河断裂向北延伸与竹马断裂南端相接.图 1中沿大凉山断裂带小震数量明显多于安宁河—则木河断裂带，2014年10月1日在断裂带中段分支普雄河断裂发生越西M_S5.0地震(易桂喜等，2016).

已有研究表明，大震震源深度与发震构造上小震深度分布的90%(Miller and Furlong, 1998; Richards-Dinger and Shearer, 2000)、95%(Williams，1996)和99%(Bonner et al., 2003)分位数具有很好的对应关系，不同分位数指占小震总数不同百分比的地震深度下界值.为了分析研究区断裂带深度与小震深度百分比关系，给出了断裂带5 km宽度内沿走向的震源深度分布和各断层90%、95%、99%三个分位数的地震深度下界值(见图 2)，统计结果列于表 1中.

本文搜集了研究区内中国地壳运动观测网络2011—2017年共七期的GPS观测资料，选取的数据范围在101°E—104°E、26°N—30°N之内，GPS数据处理及解算过程参考王敏等(2005).最终选用研究区范围内共计50站相对于欧亚板块的地壳运动速度场的测量资料，并通过坐标转换计算得到2011—2017年研究区相对于华南板块的运动矢量，如图 3所示.

图 3

Fig. 3

图 3 GPS速度分布图 蓝色箭头为华南基准区域GPS速度矢量，误差椭圆为95%置信区间，红色方框为剖面位置. Fig. 3 Distribution of GPS velocity vectors The blue arrows are slip rates relative to south China block, error ellipse are shown at 95% confidence interval. The boxes shown in red solid lines are the profiles used for the computation of slip rates and locking depth.

Savage和Burford(1973)提出基于弹性半空间的深大断裂模型，该模型假定断层在地表至闭锁深度之间的部分不发生滑动，而在闭锁深度之下滑动，并给出了断层闭锁深度、长期滑动速率与地表观测运动速率三者之间的基本关系.Savage等(1999)对该模型进行了优化，考虑到黏弹性模型不能计算平行断层间相互作用的影响，采用传统位错模型给出了平行断层关系式：

(1)

式中，v_z(x)为地表震间滑动速率，b₀为适应性常数(断层面相对于华南块体的相对速度)，b_i为长期滑动速率，h_i为x_i处的断层闭锁深度，将上、下地壳弹-塑性转换区厚度定为0 km.

从图 3的GPS点位分布图可知，安宁河断裂和则木河断裂共同构成大凉山次级块体西边界，GPS点位多于其东边的大凉山断裂带.考虑断裂带几何结构特征，将安宁河—则木河断裂和大凉山断裂带作为两条平行断层，并在A、B、C三个剖面(图 3)进行反演.其中，C剖面内交际河断裂GPS点位少，将布拖断裂和交际河断裂作为一段考虑，并对断层模型进行如下简化：(1)地质调查结果显示安宁河断裂、则木河断裂和大凉山断裂倾角较陡(唐荣昌和韩渭滨，1993；杜平山，1994；何宏林等，2008)，万战生等(2010)在冕宁—宜宾和石棉—乐山布测的两条大地电磁剖面得到的电性结构可以推测出安宁河断裂和大凉山断裂的北段均高角度陡倾断层，为简化模型，本文将所有断层倾角设为90°；(2)沿断层走向方向的长度是固定不变的.研究区已有GPS观测站较为稀少，尤其是大凉山断裂带附近由于艰难的地质条件难以布设GPS观测站.目前对于GPS数据稀少地区的断层滑动速率和闭锁深度的确定主要采用两种方法：(1)通过已有形变研究结果或地震孕震层厚度得到断层闭锁深度，固定闭锁深度后再单独反演滑动速率(Meade and Hager, 2005)；(2)用地质上长期滑动速率作为已知条件，再反演闭锁深度(Smith-Konter et al., 2011).考虑到闭锁深度沿断裂带的不均匀性，本文对数据稀少段采用第二种方法进行约束.公式(1)是非线性关系，本文采用粒子群非线性反演方法(Particle Swarm Optimization，PSO)(Kennedy and Eberhart, 1995；Eberhart and Shi, 2001；王帅等，2014)，反演公式(1)中b₀、b_i和h_i等参数.在反演过程中，迭代次数30，每次迭代粒子数设为100，粒子在滑动速率b₀、b_i搜索区间设为0~15 mm·a^-1，闭锁深度h_i搜索区间为0~30 km.由于在搜索过程中反演参数可能会收敛于局部解，故本文参考空间累计分布函数方法(Feng，2015)判定反演的最优解.这种算法在反演过程中对全局解和局部解进行筛选，故误差范围较小.为了考虑反演结果的不确定性，用蒙特卡洛方法对GPS观测数据加入95%置信区间的高斯随机噪声.验算结果表明，300次模拟得到的各断裂闭锁深度和滑动速率的最优值和标准差已经较为稳定.故本文采用蒙特卡洛方法进行300次模拟，最终得到的最优值及一倍标准差列于表 1.

图 4a~f的拟合值与观测值均方根误差分别为：0.32 m·a^-1、0.32 mm·a^-1、0.13 mm·a^-1、0.12 mm·a^-1、0.37 mm·a^-1和0.61 mm·a^-1，在GPS观测误差范围内，表明反演结果是可靠的.从表 1中可知，拟合得到的形变速率与地质速率结果基本一致.图 3中剖面A包含了越西断裂和普雄河断裂北端，在反演时不考虑其影响，故在剖面A中删除靠近越西断裂和普雄河断裂的GPS观测站，将删除的GPS站加入到剖面B的反演中.如图 4a所示，反演仅包含5个GPS观测站，数据稀疏约束较少，使剖面A的安宁河断裂北段和大凉山断裂北段两条断裂带滑动速率和闭锁深度的拟合误差大于图 4c、e中的结果.安宁河断裂北段和南段滑动速率分别为4.7±0.7 mm·a^-1和5.7±0.2 mm·a^-1，与前人通过GPS数据得到安宁河断裂带约为6 mm·a^-1走滑速率的结果相同(Shen et al., 2005; 张培震，2008; 王阎昭等，2008).若将则木河断裂带以1850年西昌M_S7¹/₂地震地表破裂为依据分为南北两段(闻学泽等，2007)，通过公式(1)反演得到则木河断裂北段和南段滑动速率分别为5.0±0.1 mm·a^-1和3.4±0.1 mm·a^-1.表 1中则木河断裂整段走滑速率为3.7±0.1 mm·a^-1，低于Shen等(2005)和王阎昭等(2008)约6 mm·a^-1的走滑速率结果，可能是受则木河断裂南段低运动速率的影响.大凉山断裂带整体滑动速率低于安宁河断裂和则木河断裂，b值所显示的应力积累情况也证明大凉山断裂带活动性较低(易桂喜等，2004).祝爱玉等(2015)从应力状态方面证明大凉山断裂带现今活动性低于相邻的安宁河断裂带和则木河断裂带，本文结果与之相符.则木河断裂与大凉山断裂南段相距较近，在巧家附近与小江断裂交汇，断裂带复杂的几何结构关系使则木河断裂与大凉山断裂南段滑动速率和闭锁深度反演结果具有一定的耦合关系，目前仍缺少足够的形变资料对其进行区分.

图 4

Fig. 4

图 4 平行断层方向的GPS速度观测值和拟合结果 左列(a)、(c)和(e)分别为图 3中A、B和C三个剖面反演得到的安宁河—则木河断裂带和大凉山断裂带的滑动速率和闭锁深度，右列(b)、(d)和(f)为不包含大凉山断裂带的结果.黑色虚线代表断层位置，N-ANF和S-ANF分别为安宁河断裂北段和南段，ZMHF、N-DLSF、M-DLSF和S-DLSF与图 2中断层缩写相同.Lock1-Lock6和Slip1-Slip6依次分别代表N-ANF, N-DLSF, S-ANF, M-DLSF, ZMHF和S-DLSF断层的闭锁深度和滑动速率.灰色实线是最优拟合结果，灰色点线和虚线代表用蒙特卡洛方法对观测数据增加噪声后得到滑动速率和闭锁深度的一倍标准差.红色实心圆为GPS观测值，误差棒代表 95%置信区间. Fig. 4 Observed and calculated fault-parallel GPS velocities (a), (c) and (e) on left represent the slip rates and locking depths of ANF, ZMF and DLSF of profile A, B and C, respectively and theose on right, (b), (d) and (f), are the results without considering DLSF. Black dash lines are fault positions. N-ANF and S-ANF are the north and south of Anninghe fault. ZMHF, N-DLSF, M-DLSF and S-DLSF are the same with faults in Fig. 2. Lock1-Lock6 and Slip1-Slip6 are the locking depth and slip rates of the N-ANF, N-DLSF, S-ANF, M-DLSF, ZMHF and S-DLSF in turn. The gray solid lines are the optimal fitting results, and the gray dotted lines and dashed lines represent standard deviations of slip rates and locking depth obtained by adding noise to the observation data by Monte Carlo method. Red solid circle is the observed fault-parallel GPS velocities, the error bars of the observed velocities are at 95% confidence level.

表 1中的结果说明断裂带闭锁深度和滑动速率呈明显的不均匀性.本文反演得到安宁河断裂北段和南段形变闭锁深度分别为6.2±3.6 km和16.8±2.0 km，南段闭锁深度大于北段，其积累应力能力强于北段，与易桂喜等(2004)得到的南段b值小、应力高的结果相一致.西昌—普格段作为断裂带小震空区，正处于低应力下(b值为1.2~2.2)的微弱活动或相对静止状态.南段以频繁的小震滑动兼蠕动为活动特征，其应力积累水平处于中等(易桂喜等，2004)，与本文得到南段闭锁深度浅(12.4 km)的结果一致.大凉山断裂北、中、南三段闭锁深度分别为23.3±5.1 km、20.8±1.9 km和15.5±2.6 km，从北向南闭锁深度变浅而滑动速率增加.赵静等(2014)基于负位错模型用GPS观测数据计算结果表明大凉山断裂南段在汶川地震后处于完全闭锁状态.大凉山断裂南段现今具有高滑动速率和强闭锁程度，且其离逝时间已经接近地震复发间隔(魏占玉等，2012)，具有较高的地震危险性.

如图 2所示，A、B、C三个剖面可将大凉山次级块体依次分为北、中、南三段.通过公式(1)计算得到北、中、南三段相对于华南块体的适应性常数b₀的东向分量分别为4.3±0.3 mm·a^-1、3.3±0.2 mm·a^-1和2.7±0.3 mm·a^-1，南向分量为6.1±0.4 mm·a^-1、6.6±0.2 mm·a^-1和5.9±0.4 mm·a^-1.b₀的结果表明断裂带自北向南运动速率具有顺时针旋转特性，与川滇块体顺时针运动特征吻合.若将大凉山次级块体及边界断裂带作整体考虑，则北、中、南三段总的滑动速率应为边界断裂带和所围块体运动速率之和.李乐等(2015)利用2000—2013年四川数字地震台网波形资料，通过重复地震序列方法计算得到大凉山断裂北段与安宁河断裂北段所夹块体内部滑动速率为3.4±1.1 mm·a^-1.尽管安宁河断裂北段和大凉山断裂北段滑动速率之和仅为6.4 mm·a^-1，考虑两条断裂所围块体内部滑动速率，得到大凉山次级块体北段滑动速率总和为9.8 mm·a^-1，与北端的鲜水河断裂南段运动速率9.6±1.7 mm·a^-1接近(徐锡伟等，2003).此外，大凉山次级块体中段和南段滑动速率总和分别为8.9 mm·a^-1和8.4 mm·a^-1，自北向南呈递减趋势.安宁河—则木河断裂带及其东边大凉山断裂带共同分担鲜水河断裂带的位移量，与地质上三条断裂带位错量关系一致(何宏林等，2008)，三者共同协调鲜水河—小江断裂系的滑动量和应力分配(王辉等，2010).

在地震周期中，断层深部随时间变化的应力调整作用使地震深度分布和大地测量得到的闭锁深度不一致.对于断裂带附近形变数据(如GPS和InSAR)分布较好的地区，综合小震深度和闭锁深度的结果，有助于我们判定断层运动特征，为评估地震危险的不确定性提供参考.

图 4a结果表明安宁河断裂北段形变闭锁深度6.2±3.6 km，小于小震90%分位数深度的16 km.南段闭锁深度接近90%分位数小震震源深度，处于完全闭锁状态.Wdowinski(2009)用形变数据得到美国San Jacinto断层的闭锁深度小于地震孕震深度的下界值，在闭锁深度下存在地震活动，将该现象称为“深部蠕滑”.深部蠕滑层位于闭锁深度和断层深部错动层之间，包含地震活动和无震蠕滑两种弹性应力释放模式.具有深部蠕滑现象的断层，其闭锁深度小于孕震深度的下界值，而断层应力主要在闭锁深度以上积累，其孕震能力小于地震深度与闭锁深度完全吻合的断层(Schmittbuhl et al., 2015).安宁河断裂北段闭锁深度小于孕震深度的下界值，表明该段在1952年M_S6³/₄地震后，断层逐渐趋于闭锁，闭锁深度约为6 km.在6~16 km深度主要以地震和无震滑动两种形式释放能量，存在深部蠕滑运动.

赵静等(2014)和宋剑等(2016)用GPS数据反演安宁河断裂闭锁深度，结果表明汶川地震前后，安宁河断裂北段闭锁程度高于南段，与本文闭锁深度反映的应力积累情况不一致，可能是由于计算过程中没有考虑大凉山断裂带所致.为了验证大凉山断裂带对反演结果的影响，本文对不考虑大凉山断裂带的模型重新进行反演，结果如图 4b、d、f所示.反演得到安宁河断裂南段和则木河断裂闭锁深度分别为18.0±7.1 km和13.5±7.8 km，最优值略高于图 4左列考虑大凉山断裂模型的结果，且与小震震源深度接近.说明忽略大凉山断裂带影响后，安宁河断裂南段和则木河断裂带仍处于闭锁阶段.然而，大凉山断裂对安宁河断裂北段闭锁深度影响较大，如图 4b不考虑大凉山断裂时安宁河断裂北段闭锁深度15.6±7.3 km，而考虑大凉山断裂模型得到的安宁河断裂北段闭锁深度6.2±3.6 km(图 4a)，两种模型得到的闭锁深度有明显差异.前者与小震90%分位数震源深度接近，表明安宁河断裂北段处于闭锁阶段，而后者结果说明该段可能存在深部蠕滑运动.沿安宁河断裂小震深度分布(图 2a)显示，北段5~15 km深度小震较多，应力得到部分释放，而南段小震稀少，呈完全闭锁状态.尽管GPS数据稀少可能使反演结果的不确定性增大，但从小震分布情况和断层应力积累状态分析，安宁河断裂北段的闭锁程度应不大于南段.因此，本文认为安宁河断裂、则木河断裂和大凉山断裂一起进行反演是可信的.结果表明安宁河断裂北段闭锁程度低于南段，与易桂喜等(2004)研究得到安宁河断裂冕宁段地震空区的b值(0.4~1.0)小于冕宁以北段的结果一致.

若以1850年西昌M_S7¹/₂地震地表破裂为依据，以宁南为界将则木河断裂带分为南北两段(闻学泽等，2007)，通过公式(1)反演得到则木河断裂北段和南段闭锁深度分别为16.2 km和12.4 km.则木河断裂带整段的闭锁深度为14.1±3.3 km，介于南北两段闭锁深度之间，与90%分位数小震深度13 km相近，表明本文考虑则木河断裂带整段进行反演是合理的.

相比于西侧的安宁河断裂，大凉山断裂北段b值(1~1.6)较高(易桂喜等，2008)，应力积累较少.如图 2e所示，大凉山断裂带北段地震较深，90%分位数小震深度为25 km，接近大凉山断裂北段的形变闭锁深度23.3±5.1 km，而0~10 km地震记录较少.与土耳其的North Anatolian Fault(NAF)断裂带的Main Marmara Fault(MMF)断层相似.Ergintav等(2014)研究表明MMF断层的Cinarcik Basin段形变闭锁深度为10 km.Schmittbuhl等(2015)对MMF断层地震分布研究结果表明，Cinarcik Basin段90%小震分位数的地震深度约为11 km，与形变闭锁深度相近，但是该段0~8 km内少有地震发生.Bohnhoff等(2013)提出这种地壳浅层缺少地震的断层，可能存在蠕滑运动或完全闭锁两种情况，并根据Cinarcik Basin历史地震和现代仪器记录地震活动性，分析该断层的缺震层(0~8 km)处于闭锁状态.大凉山断裂北段缺少历史强震记载，但是古地震研究表明该段有强震活动迹象.何宏林等(2014)在竹马断裂拉呷堡开挖的探槽共揭露三次古地震事件，距今时间分别为(19410±90)~(10070±70)年、小于(8270±40)年和大于(690±30)年.根据古地震资料和小震分布情况，推测大凉山断裂北段在0~10 km完全闭锁，故该深度范围鲜有地震发生，而10~25 km闭锁程度较弱.由于大凉山断裂北段附近GPS观测点较少，无法分辨出该段沿深度闭锁程度的差异性.本文GPS闭锁深度23.3±5.1 km包括完全闭锁和闭锁较弱的两层地壳，所以与小震缺震层存在差异.在计算大凉山断裂北段最大潜在地震时，断层深度取10 km较为合适.

除安宁河断裂北段和大凉山断裂北段外，安宁河断裂南段、则木河断裂、大凉山断裂中段和南段形变闭锁深度与各断层90%、95%和99%三个分位数的小震深度分布下界值的标准差分别为0.94 km、1.95 km和5.27 km.GPS闭锁深度与90%小震截断深度具有较好的对应关系，这些断裂带均处于闭锁阶段.

本文研究结果表明，闭锁深度和滑动速率沿断层方向呈不均匀分布.若选取均一值作为断裂带孕震深度，而不考虑震源深度沿断层的变化，可能会导致最大潜在地震震级及地震危险性评估的不合理.朱艾斓等(2005)通过双差地震定位法对川西高原小震进行重新定位，结果表明研究区断裂带90%小震深度在0~15 km.若以15 km作为研究区各断裂的孕震深度下界值，会高估安宁河断裂北段和大凉山断裂北段的最大潜在地震震级，也会低估大凉山断裂中段未来发生强震的危险性.

由于研究区GPS观测点较少，本文在反演断层滑动速率和闭锁深度时对模型做了简化处理，没有考虑地表浅层的蠕滑运动.另外，图 3剖面A中GPS观测点稀少，会增大安宁河断裂北段和大凉山断裂北段闭锁深度和滑动速率反演结果的不确定性.今后应对断裂带进行GPS加密观测，结合更多大地测量学和地球物理探测等方面资料做进一步研究.

根据本文反演得到断层深度和滑动速率，结合断裂带基本参数、历史地震和古地震的离逝时间，计算出断层自上次地震积累的能量在未来一次地震完全释放可能发生的最大地震震级(Hanks and Kanamori, 1979；Stein, 2008).安宁河断裂北段和大凉山断裂北段的断层深度分别取为6 km和10 km，计算结果列于表 2中.尽管大凉山断裂带整体滑动速率低于安宁河和则木河断裂带，但是离逝时间和断层深度较大，计算得到大凉山断裂中段和南段最大潜在地震震级较高，尤其是构成大凉山南段的布拖断裂和交际河断裂.布拖断裂和交际河断裂最新一次地震事件的离逝时间分别为距今1310—1660年和970—1510年(Sun et al., 2019)，平均值约为1500年和1240年，分别接近2100年的地震复发间隔.布拖断裂和交际河断裂已分别累积了相当于M_W7.5地震的能量，与Sun等(2019)研究结果相似.两条断裂未来100年内大地震的发震概率分别为7.1%和5.9%，具有较高的地震危险性，应对其危险性给予重要关注.

表 2 (Table 2)

表 2 累积地震矩及最大潜在地震 Table 2 Accumulated seismic moment and maximum potential earthquakes 断层名称 安宁河断裂北段 安宁河断裂南段 则木河断裂北段 大凉山断裂北段 大凉山断裂中段 大凉山断裂南段 布拖断裂 交际河断裂 断层长度/km 80 80 120 55 90 50 70 断层宽度/km 6 16 13 10 22 15 15 离逝时间/a 539 482 169 690 640 1500 1240 地震矩/(1019N·m) 2.9 8.1 2.3 1.6 9.8 16.0 18.5 矩震级/MW 6.9 7.2 6.9 6.8 7.3 7.5 7.5

表 2 累积地震矩及最大潜在地震 Table 2 Accumulated seismic moment and maximum potential earthquakes

本文采用研究区2010—2017年的GPS数据和2009—2018年的小震数据对安宁河—则木河断裂带及东侧的大凉山断裂带的断层特性开展了详细研究.统计分析了不同百分比的小震深度下界值与GPS闭锁深度之间的关系，进而确定研究区断裂带的应力积累状态和孕震深度，结合滑动速率结果计算未来可能发生地震的最大震级.得到以下主要结论：

(1) GPS剖面反演结果表明，A、B、C三个剖面适应性常数b₀的东向分量分别为4.3±0.3 mm·a^-1、3.3±0.2 mm·a^-1和2.7±0.3 mm·a^-1，南向分量为6.1±0.4 mm·a^-1、6.6±0.2 mm·a^-1和5.9±0.4 mm·a^-1，大凉山次级块体自北向南的运动具有顺时针旋转特性，与川滇块体顺时针运动特征吻合.大凉山次级块体北、中和南三段总的滑动速率分别为9.8 mm·a^-1、8.9 mm·a^-1和8.4 mm·a^-1，呈自北向南递减趋势.

(2) 用GPS数据反演得到研究区内安宁河断裂北段与南段、则木河断裂、大凉山断裂北段、中段以及南段的闭锁深度分别为6.2±3.6 km、16.8±2.0 km、14.1±3.3 km、23.3±5.1 km、20.8±1.9 km和15.5±2.6 km.除安宁河断裂北段和大凉山断裂北段，其他各断层90%、95%和99%三个分位数的地震深度下界值与形变得到的闭锁深度标准差分别为0.94 km、1.95 km和5.27 km，研究区各断层闭锁深度与90%分位数小震深度相符.

(3) 安宁河断裂北段90%分位数小震活动深度为16 km，而闭锁深度仅为6.2 km，不到地震深度的一半.结果表明该段在1952年M_S6³/₄地震后，断层逐渐趋于闭锁，闭锁深度约为6 km.而在6~16 km深度主要以地震和无震滑动两种形式释放能量，存在深部蠕滑运动.

(4) 本文反演得到大凉山断裂北段的形变闭锁深度23.3±5.1 km，接近90%小震分位数的截断深度25 km，但是0~10 km范围鲜有地震发生.根据古地震资料和小震分布情况，推测大凉山断裂北段在0~10 km完全闭锁，10~25 km闭锁程度较弱.本文GPS闭锁深度23.3±5.1 km包括完全闭锁和闭锁较弱的两层地壳，故与小震缺震层存在差异.