鲜水河断裂带地震矩亏损的空间分布及2022年泸定M 6.8级地震

Spatial Distribution of Seismic Moment Deficit in Xianshuihe Fault Zone and the 2022 Luding M 6.8 Earthquake

摘要

2022年9月5日泸定M 6.8级地震发生在鲜水河断裂带南端的磨西断裂. 该地震的发震机制以及未来该断裂段是否仍会发生强震是值得关注的科学问题.拟从地震能量积累与释放的角度来解释该地震的发震原因以及鲜水河断裂带未来的发震潜力. 通过对比地震矩积累与释放的时空分布，发现地震大都发生在地震矩亏损的段落，并有填补地震矩亏损的趋势. 此外，鲜水河断裂带至今存在3个显著的地震矩亏损段，均具发生6.5级以上地震的潜力. 1786年康定M 7.6级地震发生之后，经过两百多年时间的积累，足以发生M 6.5级以上地震，而泸定M 6.8级地震仅释放了磨西断裂上部分的地震矩亏损，未来该断裂段仍具有发生强震的可能.

关键词

地震矩亏损 / 鲜水河断裂带 / 泸定M 6.8级地震 / 地震危险性分析

Key words

moment deficit / Xianshuihe fault zone / Luding M 6.8 earthquake / seismic hazard assessment

0 引言

鲜水河断裂带长约380 km.，是青藏高原东南部构造活动最活跃的断裂带之一（图1； Allen et al.， 1991； Tapponnier et al.， 2001； 徐锡伟等， 2003； Wen et al.， 2008； Zhang， 2013）. 历史和仪器地震记录显示，自公元1500年以来沿着鲜水河断裂带发生超过19次大地震（M≥6.0），包括4次M≥7.5级地震（图1； 表1； Wen et al.， 2008）. 特别是最近在2022年9月5日在泸定县附近了发生M 6.8级地震，发震断层位于鲜水河断裂带南端的磨西断裂. 我们并不清楚该地震的发震原因以及未来该段落是否仍会发生大地震. 因此，需要更为细致地评估鲜水河断裂带上的地震危险性.

通过对比基于大地测量的地震矩积累和基于地震目录的地震矩释放获得的断层上的地震矩亏损（或盈余），能够对断层上的地震危险性进行有效地评估（Reid， 1910； Wang et al.， 2010， 2011； D'Agostino， 2014； Ojo et al.， 2021）. 长期稳态的地震矩累积率可以基于大地测量观测数据（如GPS， global positioning system）来获得. 另一方面，地震目录可以用来估算地震矩的释放率. 如果释放的地震矩速率小于累积的速率（地震矩亏损），断层系统就会积累应变能并在未来发生地震.

前人研究已将此方法应用于鲜水河断裂带. 例如，Wang et al. （2011）利用GPS约束的弹性块体模型，根据断层滑移率和闭锁深度计算地震矩累积率，随后将其与基于地震目录计算的矩释放率进行对比，发现在鲜水河断裂带上存在地震矩的盈余. Wang et al. （2010）采用更小尺度的块体模型，发现鲜水河断裂带北段存在地震矩盈余，而南段存在地震矩亏损. 然而，弹性块体模型估计的断层滑动率，严重受到模型中断层几何形状的影响，特别是在大尺度模型中，断裂带通常简化为简单的断层面（Meade， 2002； Wang et al.， 2010， 2011）. 另一方面，其他研究者将研究区域划分为若干个封闭区域，计算并对比地震矩积累与释放率（D'Agostino， 2014； Sparacino et al.， 2020； Ojo et al.， 2021； Zhao et al.， 2021），该方法避免了简化的断层几何形状和块体划分的影响. 如Zhao et al. （2021）将青藏高原东南部划分为14个区域，并对这些地震区的地震矩积累与释放的估算与对比，发现鲜水河断裂带的地震矩积累大部分已被地震所释放. 然而，这些研究主要关注整个区域内的长期地震矩平衡. 因此，需要更细致的进行各断层段的地震矩平衡分析，以改进鲜水河断裂带的地震危险性评估.

黑色细线代表断层；红线表示鲜水河断裂带的主要断层分布. 插图内的黑色虚线框显示了研究区域的位置. 黄色圆圈表示历史地震. 蓝色圆圈表示仪器记录的地震. 数据来源：国家地震科学数据中心（www.data.earthquake.cn）.

在本研究中，我们利用青藏高原东南部最近更新的GPS速度场和该地区的综合地震目录，对鲜水河断裂带沿线各分段上的地震矩释放和积累进行了详细的对比. 首先，我们根据GPS速度场计算了鲜水河断裂带的地震矩积累（率）. 随后，我们分析了沿鲜水河断裂带的地震矩亏损的空间分布，确定了3个地震矩亏损的断层段. 2022年9月5日M6.8泸定地震发生在磨西断裂上. 继1786年康定M 7.6级地震发生之后，经过两百多年时间的积累，康定-磨西断裂段足以发生M 6.5级以上地震.

1 地震构造背景

呈北西-南东走向的鲜水河断裂带是青藏高原东南部一个主要的左旋走滑断裂带，为川滇地块与松潘甘孜地块之间的边界主断裂带（图1； Allen et al.， 1991； Tapponnier et al.， 2001； 徐锡伟等， 2003； Zhang， 2013）. 鲜水河断裂带是鲜水河-小江断裂系的北段，其南端连接中部的安宁河-则木河-大凉山断裂带. 该断裂系控制着川滇地区的地壳挤出运动和地震活动.

鲜水河断裂带由北向南可划分为5个主要的断裂段：炉霍、道孚、乾宁、康定和磨西（图1）. 晚第四纪以来，鲜水河断裂带的左旋走滑速率为9~15 mm/a（Allen et al.， 1991； 徐锡伟等， 2003； Zhang， 2013），与大地测量获得的滑动速率（7~13 mm/a）基本一致（Shen et al.， 2005； Wang et al.， 2017； Wang and Shen， 2020）. 鲜水河断裂带的高滑动速率与频繁的大地震紧密相关（图1； 表1； Wen et al.， 2008）. 因此，鲜水河断裂带的地震危险性一直是人们所关注的重要问题.

据中国地震台网正式测定，2022年9月5日12时52分在四川甘孜州泸定县发生6.8级地震，震源深度16 km，震中位于北纬29.59度，东经102.08度. 据中国地震局地球物理研究所震后科技应急处理，此次地震为走滑型地震，矩震级为6.7，最佳矩心震源深度约7 km. 此次地震主要能量集中在前10 s内释放，东南方向破裂占优，主要破裂长度约20~25 km. 据中国地震局地质研究所应急科考队观测，沿磨西断裂在二台子以南-爱国村之间可能发育地表破裂，此长度为15.5 km. 其中最可能破裂到地表的段落为二台子南至猛虎岗之间，长度为10.5 km，而在石棉县田湾乡爱国村以南没有发育地表破裂（中国地震局地质研究所发震构造调查组；https://www.eq-igl.ac.cn/kydt/info/2022/37362.html）.

2 数据及方法

地震矩平衡的研究需要密集的大地测量数据和长期的、有完备记录的地震目录. 青藏高原东南部的川滇地区具有完备的仪器地震记录和丰富的历史地震地震目录（图1），同时GPS台站覆盖也较密集（图2）. 这些地震目录和大地测量数据能够为详细分析鲜水河断裂带的地震矩亏损提供基础.

2.1　地震目录及地震矩释放率

2.1.1 地震目录 中国有近3 000 a的地震记录列在各种目录中. 主要目录包括《中国历史强震目录》、《中国近代地震目录》和中国地震台网中心（CENC）的在线目录. 中国历史强震目录包括公元前2300年至公元1911年中国M _S≥4.7的1 034个地震事件（闵子群等， 1995）. 该目录中的地震震级主要基于地震震动和破坏的历史文献. 中国近代地震目录包含1912年至1990年M _S≥4.7的4 289次地震事件（汪素云等， 1999）. CENC在线目录包括自公元1970年以来在中国及周边地区发生的超过10 000个M≥4.0仪器记录的地震事件. 以上地震目录均可在国家地震科学数据中心下载（https://data.earthquake.cn/）.

我们对以上3个目录进行了整理并生成了一个综合的地震目录. 由于中国近代地震目录和中国在线地震目录有时间重叠，因此对于中国近代地震目录我们使用了1912―1969年的事件，并使用1970年至今的中国在线地震目录. 从这个综合目录中，我们提取了川滇地区（96ºE~107ºE，21ºN~34ºN）M≥4.0的地震事件. 大地震（M≥6.5）主要发生在边界断裂带，特别是在鲜水河断裂带上（图1）. 这3个目录中的震级主要以M _S表示. 我们使用Cheng et al. （2017）的回归关系公式将M _S震级转换为矩量级（M _w）.

鲜水河断裂带内第一个记录的地震事件可以追溯到公元1332年. 历史地震目录通常缺少小地震，并且可能错过了一些大地震. 仪器记录的目录更完整，但记录时长很短，可能没有记录特征性的大地震. 我们从鲜水河断裂带沿线约150 km宽的条带范围内提取了所有地震事件（图1），并使用开源代码ZMAP（Wiemer， 2001）对地震进行分析，发现M _w 5.5级以上的地震是完备的（图2）. 此外，Wen et al. （2008）认为川滇地块东部边界的大地震（M>6.0）频繁发生，可以被认为在过去几百年是几乎完备的. 因此，在计算地震矩释放时，我们主要考虑震级大于6级的地震事件. 表1给出了鲜水河断裂带内大地震（M _w>6.0）的地震事件信息，其中破裂长度主要参考前人研究（Wen et al.， 2008； 易桂喜等， 2015），对于无可靠的破裂长度研究的地震，采取震级—破裂长度经验公式来确定（Wells and Coppersmith， 1994）.

2.1.2 地震矩释放（率） 我们使用Kostrov求和法从综合地震目录中计算地震矩率（Kostrov， 1974）. 在该方法中，总的地震矩通过记录的每个地震的地震矩直接求和所获得，地震矩速率为总的地震矩除以时间：

{\dot{M}}_{\mathrm{0}}^{\mathrm{s}} = \frac{\mathrm{1}}{T} \sum _j M_{\mathrm{0}}^j,(1)

M_{\mathrm{0}} = {\mathrm{10}}^{(c\times M_w+d)},(2)

其中：j是每个断裂带中给定时间长度T内发生的第j个地震事件， M_{\mathrm{0}}^j是第j个地震事件的标量地震矩. c和d是震级（M _w）-标量矩（M ₀）关系的系数（方程2），我们设置c为1.5，d为9.05（Hanks and Kanamori， 1979）. 通过此方法计算的地震矩速率称为KMS速率.

2.2　GPS速度场及地震矩积累速率

2.2.1　GPS速度场及应变率估算

在本研究中，我们使用了Wang and Shen （2020）最新的中国大陆GPS速度场结果. 该GPS速度解包括多个数据来源，主要为中国地壳运动观测网项目（CMONOC）的基准站和区域站，数据时间跨度为1991—2016年，在本研究区域最短的时间跨度超过4 a. Wang and Shen （2020）获得的地表变形数据已去除大地震的同震和震后变形的影响，可代表长期的（震间）速度场. 研究区GPS数据由129个水平速度矢量组成，台站空间密度较高，平均约为3.8×10^-4/km²（图3）. 鲜水河断裂带附近的台站空间密度高，约为8.1×10^-4/km²（图3），能够获得鲜水河断裂带沿线可靠的应变速率场.

图3显示了相对于稳定华南地块的GPS速度场. 可以看出鲜水河断裂带西侧川滇地块的运动速度显著比东侧松潘-甘孜块体和华南块体更快. 速度场自西向东在横跨鲜水河断裂带急剧下降，表明鲜水河断裂带在调节川滇地块的挤出变形作用的重要性.

我们以0.02º×0.02º的格点密度内插速度场，由此计算水平连续应变率场. 水平应变率场计算采用Shen et al. （2015）的方法，此方法允许用户使用数据的不同空间加权函数. 我们通过使用Gaussian函数进行距离加权和Voronoi单元进行面加权来计算水平应变率场. 为了平衡分辨率和稳定性，计算应变率场时我们采用的加权阈值（Wt）为18，Wt的取值决定着应变率场的空间平滑度. 当Wt越小，分辨率增加，同时也增加了局部噪声；当Wt越大，应变率场越平滑，但会损失部分应变率. 为了平衡分辨率和稳定性，选取Wt=18的计算结果作为表征研究区应变率场的最佳结果（图4及附图1）. 本文中Wt值的选取同前人研究一致（Shen et al.， 2015； Zhao et al.， 2021），应变率场的计算结果同时考虑Wt的不确定性（±6）的影响（表2）.

2.2.2　地震矩积累（率）

地震矩积累速率可以通过应变率来估算. 参考Ward （1998）中应变率张量的最大特征值估计研究区内的地震矩积累率：

{\dot{M}}^G = \mathrm{2} \mu A H \times \frac{\mathrm{1}}{n} {\sum }_{i=\mathrm{1}}^n \mathrm{M}\mathrm{a}\mathrm{x}(\left|{\dot{\epsilon }}_{\mathrm{1}}^i\right|,\left|{\dot{\epsilon }}_{\mathrm{2}}^i\right| ),(3)

其中：μ和H分别是发震层的剪切模量和深度；A是断层带的面积； {\dot{\epsilon }}_{\mathrm{1}}^i和 {\dot{\epsilon }}_{\mathrm{2}}^i是断层带内第i个网格的应变速率张量（或两个水平主应变速率）的绝对特征值. 地震带内的总地震矩速率是所有n个网格中地震矩速率的总和.

3 结果

3.1　基于GPS估算的应变率及地震矩积累率

图4a底图显示了基于稳定华南块体的速度场，该速度场由GPS的站点速度（图4a中紫色箭头）的高斯拟合所求出（Shen et al.， 2015）. 基于拟合的连续速度场的应变率场显示在图4b，结果表明应变速率（图4中底图色）沿鲜水河断裂带附近高度集中.

我们对研究区所有网格内的最大主应变率［ \mathrm{M} \mathrm{a} \mathrm{x} ( \left|{\dot{\epsilon }}_{\mathrm{1}}\right| , \left|{\dot{\epsilon }}_{\mathrm{2}}\right|）］进行求平均值，以计算断层区内的平均最大应变率. 鲜水河断裂带的平均最大应变速率最高为39.3×10^-9/a. 断裂带内的地震矩积累率（ {\dot{\mathit{M}}}^G）由公式3计算，如表2所示. 由于鲜水河断裂带上大多数（>90%）地震的发震深度在20 km以上，Wang et al.（2010）通过块体模型以GPS速度场为约束反演鲜水河断层闭锁深度~17 km，因此我们将H设置为17 km，不确定性为±3 km.

3.2　地震矩释放

我们采用Kostrv地震矩求和法（方程1）来估算M _W>6.0地震事件的地震矩释放率（KMS速率）. 在方程1的计算中，没有考虑6.0级以下的小地震，因为震级在6.0以下的事件在综合地震目录中是不完整的. 表1列出了自公元1500年以来每次大地震（M _W>6.0）的震级和地震矩释放. 对所有地震的地震矩进行求和，获得鲜水河断裂带上的地震矩释放. 对于小地震我们采用截断的Gutenberg-Richter分布方法结合1970年以来的地震目录计算出小地震（M≤6.0）的地震矩率（D'Agostino， 2014； Chousianitis et al.， 2015）. 并将小地震的地震矩率对Kostrv地震矩求和法估算的地震矩进行校正，结果显示小地震的地震矩率对比总的地震矩率占比<10%.

鲜水河断裂带地震区的地震矩积累和释放的对比如图5所示. 自公元1500年以来，鲜水河断裂带累积的地震矩大部分已被数次M>7.0的地震所释放.

基于GPS估算的地震矩积累源于弹性和非弹性的变形，而地震仅释放了弹性能部分. 若排除显著的非弹性变形，它们的对比可以提供断层带的能量平衡和未来地震潜力的有价值信息（Hanks and Kanamori， 1979； Sparacino et al.， 2020）. 我们的研究显示，在近400~500 a的时间内鲜水河断裂带上的地震矩积累与释放率大致是平衡的.

3.3　地震矩对比的空间分布

此处，我们对比了沿鲜水河断裂带的地震矩累积和释放的空间分布（图6）. 每个地震事件的破裂长度参考前人研究（Wen et al.， 2008； 易桂喜等， 2015）或根据走滑断层的震级-破裂长度经验关系来计算（Wells and Coppersmith， 1994）. 地震的震中可作为地震破裂带的中心点（图6a）. 假定每次地震的能量释放分布遵循高斯分布，高斯函数的标准差𝜎为地震破裂长度的1/4（D'Agostino， 2014）. 使用高斯函数平滑每个事件的地震矩，其中心位于大地震的震中位置. 对不同年份范围（1500—1800，1500—1900，1500—2000，1500—2022）内的所有大地震事件的地震矩进行高斯平滑，以获得沿鲜水河断裂带不同时间范围内的地震矩释放的一维地震矩分布曲线（图6b）.

鲜水河断裂带内的地震矩积累的详细空间分布是通过各断裂分段区内积累的总地震矩除以各断裂段的长度所获得. 图6b中黑线显示了鲜水河断裂带各分段上自1500以来地震矩积累的空间分布. 图6b显示部分区域完全释放了累积的地震矩，如道孚北段和康定南段. 康定南段的地震矩盈余主要是因为1786年M _w7.6和1955年M _w 7.4的地震事件，导致该断层段上大部分断层的地震矩释放超过了自1500年以来的地震矩累积. 这说明该部分断裂使用~500 a的时窗长度的地震矩积累量不足以平衡地震矩的释放.

图6b还显示了3个地震空区，这些空区以显著的地震矩亏损为标志. 最北端的空区位于炉霍段. 虽然这里曾发生了3次大地震（1811年M _w 6.6，1967年M _w 6.3和1971年M _w 7.1事件），但它仍然具有显著的地震矩亏损（图6b）. 第二个空区位于乾宁及康定北段，该部分发生了多次6级以上的地震事件，仍显示出显著的地震矩亏损，说明多次的6级以上地震并没有完全释放近五百年的地震矩积累. 在鲜水河断裂带和安宁河断裂北部连接处的磨西段南部同样发现了地震空区（图6b）.

4 讨论

4.1　参数的不确定性分析

本文使用综合的地震目录和最新的GPS观测结果，对鲜水河断裂带沿线各分段的地震矩积累与释放进行了详细地对比分析. 然而，地震矩积累率的估算会受到地震区宽度、发震层厚度（H）、平滑因子（Wt）及GPS速度场误差等因素的影响. 本研究主要考虑并分析了发震层厚度及平滑因子对地震矩积累的影响，对其他因素仅作了简单讨论. 我们将H设置为17 km，不确定性设置为±3 km，这与沿鲜水河断裂带观测到的大部分地震事件的震中位置（表1）相符. 该深度值也与Wang et al. （2010）基于弹性块体模型获得的鲜水河断裂带的最优闭锁深度相同（17 km）. 地震区的宽度设置为150 km，因为高应变率（~25×10^-9~100×10^-9/a）主要分布在这些断裂两侧150 km以内（图2）. 前人研究表明，应变率主要集中在大型走滑断裂两侧的几十公里范围内（Tape et al.， 2009； Shen et al.， 2015； Wang and Shen， 2020；Li et al.， 2021）. Zhao et al. （2021）对鲜水河断裂带的设置比本文的地震区范围更大. 增加断层区的宽度会略增加区域内地震矩的积累速率，但不会显著改变本文的主要结论和认识.

地震矩释放率的估计同样受到若干因素的影响. 完整的地震目录对于地震矩释放的估算是最重要的. 在鲜水河断裂带，对于M<6.0的地震事件，目录是不完整的. 为了减轻地震目录不完整性的影响，我们同时使用了G-R分布和Kostrov矩求和的方法求取地震矩释放率. 对这两种方法的结果进行比较表明，目录中可能缺少的M<6.0的地震事件占比总的地震矩释放率较小（<10%；图5），可以忽略.

如果所有应变能大都以地震的方式释放，地震矩的亏损则可用于未来地震的危险性分析. 然而，非震变形，如断层蠕变，也可以解释一些地震矩的亏损（Wesson， 1988； Malservisi et al.， 2003）. 前人研究表明，鲜水河断裂带沿线有几个浅层（≤5 km）的蠕滑段. 例如，Li and Bürgmann （2021）发现，2014年康定地震后的浅层断层蠕变速率高达5 mm/a，而Qiao and Zhou （2021）在康定段上发现了16.3~19.8 mm/a的浅层蠕变速率. 由于康定段上的高蠕变率是受大地震震后变形的影响的并且迅速随时间降低，因此该段蠕变释放的地震矩仅占总地震矩亏损的小部分. 对于在乾宁和磨西段上观察到的蠕变也是如此（Li and Bürgmann， 2021； Qiao and Zhou， 2021）. 由于较浅的蠕变深度（~2 km； Qiao and Zhou， 2021），即使假设从1500—2020年的蠕变速率恒定，断层蠕变释放的地震矩分别为~4.0×10¹⁷ Nm/km和~2.3×10¹⁷ Nm/km，分别占乾宁段（~43×10¹⁷ Nm/km）和磨西段（~30×10¹⁷ Nm/km）上累积的地震矩亏损分别仍不到10%. 因此，我们认为非震变形对本文中地震矩对比分析结果的影响可以忽略.

4.2　地震危险性分析

自1800年以来，大多数大地震都发生在地震矩亏损的断层段内（图6b），并逐渐填补地震矩亏损的缺口. 这种时空模式表明，地震矩的亏损可以成为指示鲜水河断裂带沿线未来地震位置的有用指标.

图7a显示了1500年至今鲜水河断裂带地震矩亏损的空间分布（蓝色虚线）. 橘黄色区域为地震亏损，蓝色部分为地震矩盈余. 灰虚线显示了地震矩亏损的误差范围.

为具体评估沿断层系统的潜在地震危险性，我们设置了一个空间窗口，以计算从1500—2020年内沿断裂带累积的地震矩亏损量（图7b）. 空间窗口的长度取决于所研究地震的震级. 不同震级的窗口长度设置依据震级-破裂长度经验公式（Wells and Coppersmith， 1994）. 例如，为探索鲜水河断裂带的哪些部分可能产生M _W 6.5的地震，我们设置了一个24 km的空间窗口并计算窗口内累积的地震矩亏损. 获得窗口内总的地震矩亏损将指定给窗口的中心位置. 如果窗口内的累积地震矩亏损超过M _W 6.5地震的地震矩，则认为目前窗口所处于的断层位置能够产生M _W 6.5的地震. 我们将窗口从断裂带的北端逐渐向南移动，移动步长为1 km，以获得沿地震带各个位置处累积的地震矩亏损的一维曲线（图7b中蓝线）. 该一维曲线超过M _w 6.5级地震的区域具有发生该震级地震的潜力（图7b中蓝色区域）. 同样的，我们对潜在的更大震级的地震使用较大的窗口来分析，例如M _w 7.0对应的空间窗口为50 km（图7b中绿线及绿色区域），M _w 7.4地震对应的空间窗口为94 km（图7b中红线及红色区域）.

图7b对比了沿鲜水河断裂带移动窗口内的累积的地震矩亏损（彩色虚线）和不同震级的标量矩（灰色虚线）. 24 km、50 km和94 km的空间窗口分别对应于M _w 6.5、7.0和7.4级的地震. 沿断裂走向长度，∼69%的断层段具有足够的累积地震矩（图7b中的蓝色区域）来释放M _w 6.5的地震，这些区域都在地震空区内，说明这3个地震空区均能够发生M _w 6.5的地震. 大约∼58%和∼27%的断层能够分别产生M _w 7.0（绿色区域）或7.4（红色区域）的地震事件. 具有发生M _w ~7.4的地震潜能的断层段位于乾宁和康定段的广阔区域，与前人基于断层滑动速率的结果较为一致，其认为M _w 7.1的地震可能会沿该段的断层发生（Wang et al.， 2010）.

在2022泸定地震发生之前，康定及磨西断裂上曾经历过1786年M _w 7.6级地震，该地震释放了其震中附近的应变能显著高于近500 a的地震矩积累量，说明该地震释放的应变能需要更长的时间的地震矩积累来平衡.

2022年9月5日在鲜水河断裂带M 6.8级的泸定地震，发生在处于地震矩盈余状态的磨西断裂（图6）. 强震发生在地震矩盈余的区域，违背了构造地震是震前积累能量，震时释放能量的最基本认识. 因此，需找到某次造成该断层段解锁的强震，确定该段地震矩积累起点，再对比地震释放与积累的差异. 康定-磨西断裂段需以1786年M _w 7.6级强震后的时间为地震矩积累的起点，该地震发生后在原破裂段上发生了1955年 M _w 7.4级地震以及2022年M _w 6.7级的泸定地震，说明经过约两百多年的地震矩积累，该破裂段具有足够的应变能来释放~M 7级的地震. 图8显示了以1786年为时间起点的地震矩积累和释放的对比. 值得注意的是，该2022年泸定地震仅释放了磨西断裂上部分的地震矩亏损，磨西断裂未来仍具有发生M6.5以上强震的可能（图8b）.

5 结论

在本研究中，我们详细对比了青藏高原东南部鲜水河断裂带沿线的地震矩积累与释放. 详细的对比结果可以使我们更加深入地了解该断层系统的潜在地震危险. 得出的主要结论如下：

（1）鲜水河断裂带各分段显示出显著的分段活动特征，其沿线发现了3个地震矩亏损段（或地震空区），包括炉霍北段、乾宁-康定段和磨西段，均可以产生M _W6.5的地震事件. 而在乾宁-康定段内，已经积累了足够的地震矩差来产生高达M _W 7.4的地震.

（2）鲜水河断裂带上地震释放的时空分布显示大地震大多发生在地震矩亏损的断层段，并有填补地震矩亏损的趋势，因此可以合理地推测未来的地震将大概率发生在这些亏损段内.

（3）1786年康定M 7.6级地震发生之后，经过两百多年时间的积累，足以发生M 6.5级以上地震，而2022年泸定M 6.8级地震仅释放磨西断裂上地震矩亏损的小部分，磨西断裂未来仍具有发生M 6.5级以上强震的可能.

参考文献

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基金资助

国家重点研发计划项目(2022YFC3003501)

中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA2315)

国家自然科学基金青年项目(41904089)