根据静态和高速率GPS、InSAR及宽频带远震数据的2010年2月27日智利中部

2024-07-29 作者:

２０１１年第２期　世　界　地　震　译丛　４９　根据静态和高速率ＧＰＳ、ＩｎＳＡＲ及宽频带　远震数据的２０１　０年２月２７日智利中部　马乌菜Ｍｗ　８．８地震的滑动分布　Ｂ．Ｄｅｌｏｕｉｓ　Ｊ．一Ｍ．Ｎｏｃｑｕｅｔ　Ｍ．Ｖａｌｌ６ｅ　摘要　２０１０年２月２７日浅源俯冲型Ｍｗ８．８地震破裂了智利中部３４。Ｓ～３８。Ｓ的消　减板块边界。通过远震记录、ＩｎＳＡＲ和高速率ＧＰＳ（ＨＲＧＰＳ）数据的联合反演，我们恢　复了这次巨大地震期间滑动的时空分布。另外，我们的模型说明与宽频带面波一致。破　裂起始于３２ｋｍ的深度，并双向扩展在震源的ＳＳＷ和ＮＮＥ两个方向形成了两个主滑动　区。起始过程并未发生在这些主凹凸体之一的内部或其边缘，而是发生在两者之间。在　最初的３０ｓ内，滑动以向南传播为主；随后，破裂变得缓慢而且更对称。最后，北凹凸　体变得占优势，最大滑动长度达到约２０ｍ。根据双侧破裂扩展解释，大部分地震矩是在　１１０ｓ，即相对短时间内释放的。总体平均破裂速度为２．６ｋｍ／ｓ，但最初向南扩展时速度　更快，为３．２ｋｍ／ｓ。大的滑动未到达海沟，该结果与中等尺度的海啸相吻合。向下破裂　的深度为５０ｋｍ，与Ｒｕｅｇｇ等（２００９）根据震前ＧＰＳ数据推断的闭锁区下限相一致。　２０１０）。　引言　大震期间的快速滑动触发近场、中场及　远场的地震波，这些地震波在地表检测到，　２０１０年２月２７日，智利中部康赛普西翁　而且可用于推断破裂过程的特征。大地测量　和康斯蒂图西翁市附近遭受到大地震的袭击，　数据，通过定量地表由中场和近场项组合产　首都圣地亚哥有剧烈震感。根据美国地质调查　生的静态位移，可使我们恢复滑动的空间分　局（ＵＳＧＳ，ｈｔｔｐ：／／ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．ｕｓｇｓ．ｇｏｖ／ｅａｒｔｈ　布，但对破裂期间的滑动时间演变不敏感。　ｑｕａｋｅｓ／ｅｑｉｎｔｈｅｎｅｗｓ／２０１０／ｕｓ２０１０ｔｆａｎ／＃ｓｃｉｔｅｃｈ）、　地震学数据对破裂的时间和空间特性都很敏　全球矩心矩张量（ＧＣＭＴ，ｈｔｔｐ：／／Ⅵｎｖｗ．ｇｌｏｂａｌ—　感，然而如果没有静态约束，则难免要在描　ｃｍｔ．ｏｒｇ／）和近期研制的ＳＣＡＲＤＥＣ方法（ｈｔ—　述滑动时间和空间分布的参数之间作取舍。　ｔｐ：／／ｇｅｏａｚｕｒ．ｏｃａ．ｅｕ／ｓｐｉｐ．ｐｈｐ？ａｒｔｉｃｌｅ６７５）进　因此，通过将地震学数据和大地测量数据的　行的快速震源确定，都将此次地震确定为俯冲　联合反演，就可提供对破裂过程的最精确的　型地震，矩震级Ａ　一８．８。用浅深度（＜５０ｋｍ）　描述。　和以低角度向东倾斜的节面，就可快速地将其　本文介绍了利用静态和１Ｈｚ运动ＧＰＳ、　归类为俯冲的纳斯卡板块和上覆南美板块之间　远震及ＩｎＳＡＲ数据对２０１０年２月２７日智　边界的板间俯冲型地震。这也很快由产生的海　利Ｍｗ８．８地震破裂的联合反演。高速率　啸所证实。另外，３５。Ｓ～３７。Ｓ之间的俯冲段显　ＧＰＳ（ＨＲＧＰＳ）记录在直接记录位置时间演　示出与１８３５年地震以来积累的大滑动不足高　化（而不是速度或加速度）方面有优势，而且　度耦合（Ｒｕｅｇｇ　ｅｔ　ａｌ，２００９；Ｍａｄａｒｉａｇａ　ｅｔ　ａｌ，　即使在快速大运动的情况下也从未饱和过，　５０　世界地震译丛　２０１１拄　２８０　２８１。２８２。２８３。２８４。２８５。２８６。２８７。２８８。２８９。２９０。２９１。２９２。２９３。２９４。２９５。　图１破裂模型（灰色矩形框）的位置和投影到地表的滑动分布。灰色圆点为　用于离散断层模型的子断层或点源的中心。黑色粗线为海沟，红色和　蓝色箭头（原图为彩色图——译注）分别为ＧＰＳ观测的和计算的水平　位移。双色圆圈为ＧＰＳ静态数据观测（外圈）和计算（内圈）的垂直位　移。插图为解开的ＩｎＳＡＲ数据［日本航空航天厅（ＪＡＸＡ）和日本经贸　工业省（ＭＥＴＩ）原始数据，ＮＩＥＤ处理的干涉图，详见正文］。红色虚　线为图２ａ所示的３个剖面。ＧＰＳ台站Ｃ０ＮＺ、ＳＡＮＴ和ＶＡＬＰ分别　表示康塞普西翁、圣地亚哥和瓦尔帕莱索市。阴影面分别表示１９６０　年智利南部瓦尔的维亚和１９８５年智利中部瓦尔帕莱索地震的破裂区　域。１９６０年地震的破裂面积来自Ｐｌａｆｋｅｒ和Ｓａｖａｇｅ（１９７０）及Ｒｕｅｇｇ等　（２００９）；１９８５年地震的破裂区是重画的，结合了Ｍｅｎｄｏｚａ等（１９９４）得　到的滑动分布；余震区据Ｂａｒｒｉｅｎｔｏｓ（１９９５）　使得这种数据在短距离或区域距离处特别有　ｔｉｎｕｏ　ＲＡＭＳＡＣ，ｈｔｔｐ　｝｜　．ｉｇｎ．ｇｏｂ．　用。这种综合数据集能使我们仅用来自可能　ａｒ／ｒａｍｓａｃ）提供的南美洲４０个连续ＧＰＳ　震后形变非常小的污染可靠地确定主震滑动　（ＣＧＰＳ）观测站的两个子网的数据。首先，　分布的主要特征。　在国际地球参考框架２００５（ＩＴＲＦ２００５。见　Ａｌｔａｍｉｍｉ　ｅｔ　ａｌ，２００７）下，我们将两个子网　１　数据　合并成一个位置解，得到日时问序列。我们　仔细核对了用于确定该框架的未受同震位移　１．１静态ＧＰＳ数据　影响的１８个地点。选择震前７天及震后一　天的平均值估计同震位移，以避免同震位移　我们使用ＧＡＭＩＴ／ＧＬＯＢＫ软件包　估计中由震后快速运动引起的任何污染。这　１Ｏ．３５版（Ｈｅｒｒｉｎｇ　ｅｔ　ａｌ，２００９）处理由国际　样得到的同震位移在水平分量上的精度优于　ＧＮＳＳ服务处（ＩＧＳ；Ｄｏｗ　ｅｔ　ａｌ，２００９）和　１ｃｍ，垂直分量上优于２ｃｍ。图１为此次反　Ｒｅｄ　Ａｒｇｅｎｔｉｎａ　ｄｅ　Ｍｏｎｉｔｏｒｅｏ　Ｓａｔｅｌｉｔａｌ　Ｃｏｎ—　演中使用的ＧＰＳ测点及其水平和垂直分量　第２期　根据静态和高速率ＧＰｇ、ＩｎｇＡＲ及宽频带远震数据的　２０１０年２月２７日智利中部马乌莱Ｍｌｗ８．８地震的滑动分布　ｃｍ　３５０　３００　ａ　２５０　２００　ｎｍ　Ｏ　０　Ｏ　Ｏ　Ｏ　珊　０　Ｏ　Ｏ　Ｏ　如０铷　ｌ５Ｏ　１００　５０　（ｂ１　ＭＡ０１　５　ｃｍｌＩ　ⅣＩＺＡＳ　１０　ｃｍｌＩ　ⅣＩＺＡＥ　１０　ｃｍｌ。　＿　ＣＳＬ０　２０　ｃｍＩｌ　ＣＦＡＧ　Ｉ　２０　ｃｍ］　ｌ　ＬＨＣＬ　图２（ａ）说明数据拟合的ＳＡＲ干涉图３个剖面（Ｐ１，Ｐ２，Ｐ３）。ＬＯＳ：　视线位移（正数表示卫星远离地面）。水平轴：相对于指定原点的　距离。（ｂ）ＨＲＧＰＳ记录的模拟。台站位置见图１　的同震位移（可详见ＨＴＭＬ．ｄｏｉ：１０．１０２９／　２０１０ＤＬ０４３８９９的附件表Ｓ１）。　１．２高速率ＧＰＳ数据　对于ＣＧＰＳ测点的子集，我们采用两步　法处理包括发震时间在内１小时时间窗的　每个测点，我们使用了跟踪软件（Ｈｅｒｒｉｎｇ　ｅｔ　ａｌ，２００９），用双差载波相位求解每个测量　时期的相位模糊度和三维位置。为了提高解　的稳定性，在整个时间窗内保持选择的卫星　不变。我们仔细检查每个卫星的相位残差，　去除系统残差大的ＧＰＳ卫星ＰＲＮ１７和４。　１Ｈｚ的数据。首先，形成单差值来推导多　普勒频移（两个时期测量值相位差的比率），　反演第一时期测量的位置变化。用获得的时　间序列确定最早地震波的到时。利用这一信　息选择远场中（＞８００　ｋｍ）震后最初４００ｓ被　认为固定不变参照测点的子集。对于近场的　选择ＲＩＯ２（经度为Ｅ２９２．２５。，纬度为一　５３．７８５５。）作为参考点，这样得到的结果稳　定性最佳。　选择的时间序列从震前一天开始，利用　恒星时进行滤波。这种滤波显著地减少了长　周期的漂移（＞１００ｓ）。这种基于运动学处理　世界地震译丛　（ａ）　Ｐ波　（ｂ）　ＳＨ波　图３　Ｐ波（ａ）和ＳＨ波（ｂ）远震记录的模拟。对振幅进行了归　一化处理，使其具有相同的震中距。图中只显示了一组　数据，全部数据见附件。（ｃ）总震源时间函数。在图２ａ　和２ｂ中，　为台站的方位角　获得的静态位移在２ｃｍ之内与根据　日本经贸工业省（ＭＥＴＩ）和日本航空航天厅　ＧＡＭＩＴ／ＧＩ　ＯＢＫ静态处理得到的结果一　（ＪＡＸＡ）的ＡＬＯＳ／ＰＡＬＳＡＲ　ＳｃａｎＳＡＲ原始　致，说明震后数小时发生的快速震后形变非　数据绘制的。ＩｎＳＡＲ图像下载自：ｈｔｔｐ：／／　常小。根据获得的位移时间序列的质量，选　ｓｕｐｅｒｓｉｔｅｓ．ｕｎａｖｃｏ．ｏｒｇ／ｃｈｉｌｅ．ｐｈｐ。它相当　择０．００５～０．０２　Ｈｚ不同的截止频率对　于ＡＬＯＳ卫星的下降路径４２２，ｍａｓｔｅｒ　ＨＲＧＰＳ记录进行了高通滤波，在０．０３　Ｈｚ　２００８／０４／１０，ｓｌａｖｅ　２０１０／０３／０１。反演中，　进行了低通滤波。因此，反演选择的低频范　我们使用了沿图１重绘边缘分布的１１７２个　围恰好能够大体反映此次Ｍｗ８．８巨大地震　点。使用ＧＰＳ校准点的ＣＯＮＺ站点的静态　破裂过程的主要特征。　位移并反演视线（ＬＯＳ）偏移进行打开Ｉｎ—　ＳＡＲ数据。　１．３　ＩｎＳＡＲ数据　１．４宽频带远震数据　我们使用的合成孑Ｌ径雷达（ＳＡＲ）干涉　图涵盖了２０１０年２月２７日地震破裂带的主　从地震学联合研究协会（ＩＲＩＳ）数据中心　要部分。该图是ＮＩＥＤ（Ｏｚａｗａ，２０１０）根据　（ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｉｒｉｓ．ｅｄｕ／ｗｉｌｂｅｒ）恢复了数　第２期　根据静态和高速率ＧＰＳ、ＩｎＳＡＲ及宽频带远震数据的　２０１０年２月２７日智利中部马乌莱Ｍ　８．８地震的滑动分布　字地震台网联合会（ＦＤＳＮ）在４５。～７８。之间　２４个宽频带台站的远震波形，并在有效方　位角范围内取样。远震记录的处理包括：仪　器响应反褶积、积分求取位移、给Ｐ波（垂　最大值为２４ｓ。对于１２６个子断层（点源）的　每一个，需要反演的参数包括：滑动起始时　间、滑动角和３个三角函数的振幅值。破裂　起始时间由最小（１．８　ｋｍ／ｓ）和最大（３．５　ｋｍ／ｓ）破裂速度决定。滑动角的变化范围为　１ＯＯ。～１２０。。　直）和ＳＨ波（水平横向）波列加窗、将一般　放大倍数和震中距均等、对Ｐ波和Ｓ波分　别进行０．０１～０．８Ｈｚ和０．０１～０．４Ｈｚ的带　采用模拟退火最优化算法进行非线性反　通滤波。　２　反演过程　首先，通过模拟远震波形确定２０１０年　２月２７日地震的震源机制。我们进行了一　系列的联合反演，发现走向、倾角和滑动角　分别为１５。，１８。，１１０。与地震学和大地测量　数据非常吻合。我们的估计结果与ＧＣＭＴ　得到的结果（１８。，１８。，１１２。）及美国地质调　查局的矩心矩张量（１４。，１９。，１０４。）相近。　我们的运动学模拟根据的是Ｄｅｌｏｕｉｓ等　（２００２）介绍的方法。该模型由一个长　７２０ｋｍ、宽２８０ｋｍ的独立断层段组成，将　其沿走向及倾向均匀地分割为１２６个４０ｋｍ　×４０ｋｍ的子断层。为了更清楚地将破裂区　与非破裂区加以区分，模型选择的破裂区域　比预测的要大。断层走向及倾角为固定值　（分别为１５。和１８。）。破裂初始点即模型的　震源为智利大学地球物理系（ｈｔｔｐ：　ｗｗｗ．ｄｇｆ．ｕｃｈｉｌｅ．ｃ１）提供的３６．２０８。Ｓ，　７２．９６３。Ｗ，深度为３２　ｋｍ。尽管智利大学　地球物理系（ＤＧＦ）提供的震中位于ＮＥＩＣ／　ＵＳＧＳ估计的震中位置ＳＳＷ方向４０ｋｍ处，　然而该位置与联合数据集拟合最佳。　将每一子断层中心点作为各自的点源，　将各点连接，构成近似的连续破裂，以此模　拟波形。为了模拟静态位移，用位错面代表　子断层。对每个点源，根据其区域释放的地　震矩速率确定其点源时间函数。这里我们用　３个等腰三角函数叠加来表示，其持续的时　间均为１２ｓ，区域震源时间函数持续的时间　演。以均方根数据拟合差及总地震矩的同步　最小化作为收敛判据。均方根拟合差的误差　为各个独立数据集（远震、ＩｎＳＡＲ、静态　ＧＰＳ、ＨＲＧＰＳ）均方根误差归一化处理后的　平均值。最小化总地震矩是为了减少断层模　型的假滑动。我们还证实，当独立数据集赋　予５０　的权重时，下面所述滑动模型的主　要特征是稳健的。　局域至区域距离的合成地震图（ＨＲＧＰＳ　数据）使用Ｂｏｕｃｈｏｎ（１９８１）为一维速度模型　设计的离散波数法计算。远震台站的合成图　则采用Ｎａｂｅｌｅｋ（１９８４）的射线理论近似法生　成。震中区则采用Ｌａｓｋｅ，Ｍａｓｔｅｒｓ，Ｒｅｉｆ　（ｈｔｔｐ：／／ｉｇｐｐｗｅｂ．ｕｃｓｄ．ｅｄｕ／￣ｇａｂｉ／ｒｅｒｎ．ｈｔ—　ｍ１）的ｃＲｕｓＴ２．０全球地壳速度模型。利用　Ｓａｖａｇｅ（１９８０）的弹性半空间的位错公式计　算静态位移（静态ＧＰＳ及ＩｎＳＡＲ）。　３反演结果与分辨率　图１为联合反演的地表投影图。从图中　可以观察到两个主破裂区或称凹凸体，其位　置分别位于震中ＳＳＷ和ＮＮＥ方向，表明　了双侧破裂传播的特点。震源区的滑动尺度　相对不太大，为４～８ｍ，而ＳＳＷ和ＮＮＥ　方向凹凸体的滑动分别达到１３ｍ和２１ｍ。　沿走向破裂总长度为５００　ｋｍ，沿上倾方向，　大的滑动结束于距海沟２０～４０　ｋｍ处（纬度　３４．４。～一３３．５。之间除外），这种特征限　制了由此引发的海啸规模。沿下倾方向，滑　动相当均衡地停止在４５～５０　ｋｍ深度范围　（如图１所示）。　５４　世界地震译丛　图１为静态ＧＰＳ观测值与我们联合反　演预测值的对比，图２（ａ）和（ｂ）分别为Ｉｎ—　ＳＡＲ和ＨＲＧＰＳ记录，图３为远震记录。　数信号反褶积获得。然而，反褶积算子的固　有不稳定性可能会影响到计算结果。为了得　到更加可靠的相对震源时间函数，我们采用　更加稳健的Ｖａｌｌｉｆｅ（２００４）的反褶积方法，　从ＩｎＳＡＲ数据中可以看出，北部和南部的　破裂边界非常清晰，说明对破裂边界的约束　效果非常好，并显示出两个相当于两个大滑　动区的明显最大值区（图２ａ的剖面Ｐ１）。图　２ｂ为模拟强震记录的ＨＲＧＰＳ时间系列。　其中对相对震源时间函数加以４个物理约束　条件（因果性、非负性、有限时间和等面　积）。结果表明，相对震源时间函数对选择　的余震并不很敏感。图４ｂ为ＦＤＳＮ的ｌ１　图３为不同方位的台站子台网远震Ｐ波和　ＳＨ波的波形模拟（完整的台网见附件）。根　据主震震源时间函数（ＳＴＦ，见图３ｃ），大　部分地震矩在最初的１１０ｓ内释放，滑动加　权的平均破裂速度为２．６　ｋｍ／ｓ，但平均来　讲向南的破裂速度（２．７ｋｍ／ｓ）比向北　（２．５ｋｍ／ｓ）稍快。这种差异的原因主要是由　于最初的３０ｓ内向南的破裂传播速度　（３．２ｋｍ／ｓ）较快。　为了确定断层模型离散解的稳定性，我　们再次进行了两次联合反演，一次是将子断　层网格东移２０　ｋｍ，一次是将网格间距由　４０ｋｍ换成２０ｋｍ。相应的滑动图见附件。　这些检验表明，由于子断层间距选择合理，　得到的结果是稳定可靠的。　图４ａ为６个时间段破裂的时间演化截　图。从图中可以看出，在最初４５ｓ内，破裂　方向主要以向南为主。同时，几乎完成了破　裂的倾斜范围。之后（６０ｓ时），破裂花样变　得较均匀对称。从７５ｓ起，以向北的破裂为　主。综合来看，总的滑动花样略呈不对称分　布，ＮＮＥ方向释放了６Ｏ　的地震矩，ＳＳＷ　方向释放为４０　。总地震矩为１．８Ｅ＋　２２Ｎｍ（Ｍｗ一８．８）。滑动模型可以从附件中　以ＡＳＣＩＩ格式得到。　我们将我们的运动学震源模型与宽频带　远震波形进行比较，以进一步验证其有效　性。为此，我们选择两次Ｍｗ一６．６的余震　（２０１０—０３—０５、２０１０—０３—１６）作为经验格林函　数（ＥＧＦ）。理论上，相对震源时间函数　（ＲＳＴＦ）可以直接由主震信号的经验格林函　个台站记录的勒夫波相对震源时间函数（实　线）以及由我们的时空模型以勒夫波相速度　为４．５ｋｍ／ｓ（Ｓｃｈｗａｒｔｚ，１９９９）计算的相对震　源时间函数。由于随台站方位角不同而变的　相对震源时间函数直接与破裂过程的特征有　关，实测相对震源时问函数与理论计算相对　震源时间函数之间高度的相似性表明了我们　所推荐的震源模型是真实可靠的。这证实了　地震传播的２个主要特征：（１）震中以北　（ＤＡＧ、ＳＳＢ和ＵＮＭ台站）紧密的相对震　源时间函数表明释放了更多地震矩；（２）　ＳＢＡ和ＣＡＮ台站最初的相对震源时问函数　峰值表明破裂向南扩展较小但较早。　为了评估滑动分布分辨率在断层模型上　的可能变化以及不同数据集对此的贡献情　况，我们进行了合成检验。另外对独立反演　和联合反演的分辨率分别进行了评估。合成　模型和反演在附录中给出。这些检验的主要　结果如下：（１）独立数据集中，由于ＩｎＳＡＲ　数据含有大量的沿海地带数据，因此对滑动　地点约束最好；（２）联合反演得到了最佳的　合成凹凸体。这是通常的情况，因为在联合　反演中，每个单一数据集均对总分辨率有贡　献；（３）模型上部，也就是靠近海沟部位，　由于海岸与海沟之间的近海缺少测点，因而　滑动的分辨率较低。　４讨论与结论　我们对２０１０年智利地震的分析是对相　对比较低的频率进行的，旨在恢复此次巨大　第Ｚ期　根据静态和高速率ＧＰＳ、ＩｎＳＡＲ及宽频带远震数据的　２０１０年２月２７日智利中部马乌莱Ｍ、Ｖ８．８地震的滑动分布　５５　（ａ）　ｆｂ　料　■　鬃●■■—　：　‘＿－　＿　－　－　－　：　：　２Ｏ　～一一　～～　～～　～～　坚１８０　吕　时间尺度　２２０ｓ　趣＂２２６８　—▲滑动／ｍ　：由经验格林函数反褶积得到的ＲｓＴＦ　．　用滑动模型计算的ＲｓＴＦ　３００．２００．１ＯＯ　０　ｌＯ０　２００　３００　ｋｍ　沿走向　△：震源■—珲蕊窿　霸■一１　５　３．０　６．０　１０　０　２２．０　图４（ａ）联合反演所得滑动分布的快照图。给出了６个时间段的积累滑动。最后　一副图（底图，标有“总”）为最终滑动分布。黑色箭头为滑动矢量。（ｂ）实测　与理论计算的相对震源时间函数（ＲＳＴＦ）的对比。实测的相对震源时间函数　（实线）通过勒夫波窗口由主震横向信号对２０１０年３月５　Ｆｔ余震（Ｍｗ一６．６）　的横向信号进行稳定反褶积获得。相对震源时间函数理论值（虚线）由我们的　破裂过程模型计算得到。对两种相对震源时间函数均进行了１０ｓ的平滑处理。　图中给出了所选择的ＦＤＳＮ台站名称、方位角以及振幅。０为台站方位角　地震滑动分布的主要特征。若采用更多数据　和更高频率作进一步研究，必将得到破裂过　倾端的深度为５０　ｋｍ，与通过ＧＰＳ地表测　量得到的闭锁区下倾端的估计值一致（Ｒｕｅ—　程的更好细节。不过，我们的联合反演清晰　地给出了此次地震破裂为双侧扩展的证据，　从震中向两侧方向各扩展大约２５０ｋｍ，总　滑动花样不太对称，ＮＮＥ方向释放的地震　矩比ＳＳＷ方向多２０　。显著地是，破裂下　ｇｇ　ｅｔ　ａｌ，２００９）。这也与在智利北部板间大　地震（Ｄｅｌｏｕｉｓ　ｅｔ　ａｌ，１９９７；Ｐｒｉｔｃｈａｒｄ　ａｎｄ　Ｓｉ—　ｍｏｎｓ，２００６；Ｄｅｌｏｕｉｓ　ｅｔ　ａｌ，２００９）发现的说　明南美俯冲板块大段之下的深部经历从有震　到无震的转变过程等同。靠近海沟部位，尽　世界地震译丛　管滑动分布分辨率很低，但我们的模型清晰　地说明在板块边界的最上部并未发生大的滑　３４．５。Ｓ，此后破裂逐渐减小直至在３４．２。Ｓ　处完全结束。这与１９８５年智利中部瓦尔帕　莱索地震的破裂南端终止位置相吻合　（Ｃｏｍｔｅ　ｅｔ　ａｌ，１９８６；Ｍｅｎｄｏｚａ　ｅｔ　ａｌ，１９９４；　动，这一点也与这种大地震引发的中等强度　的海啸相吻合。地震破裂时间由远震体波及　ＨＲＧＰＳ数据确定。这两组数据均表明，在　最初的３０ｓ内，破裂向南扩展的速度高于平　均速度（２．６　ｋｉｎ／ｓ）。破裂开始之后约６０ｓ，　震源两侧的破裂呈大致对称分布。在７５ｓ　后，破裂以北侧为主。这种在时间上的演变　也由远震台站根据面波得到的相对震源时间　Ｂａｒｒｉｅｎｔｏｓ，１９９５，图１）。这次２０１０年地震　致使Ｃａｍｐｏｓ等（２００２）研究发现的地震空区　发生了破裂，但破裂向北扩展更远。　通过运用大地测量和地震学数据的联合　反演，我们恢复了２０１０年智利中部地震破　裂的主要特征。在这些数据中，强震记录选　函数独立证实。破裂的有效持续时间为　１１０ｓ，对于Ｍ　８．８地震来讲是相对短持续　时间，但完全可由双向破裂来解释，使得两　个区域几乎同时释放大量地震矩。相对于两　侧的主滑动区，震中区的滑动尺度较小。显　择频率小于１Ｈｚ的高速率ＧＰＳ时间序列数　据，其地面位移地震图没有合成误差。若将　高速率ＧＰＳ观测站设置在视破裂带上，便　可得到约束未来地震震源反演的丰富高质量　的数据。　然，２０１０年智利主震的起始过程并未发生　在主凹凸体内。　尤其用ＩｎＳＡＲ数据很好地约束了破裂　的南北两端。在震中以南，大的破裂终止于　３７．２￣Ｓ，此后在３８。Ｓ附近破裂扩展速度急　译自：Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｅｔ．２０１０．３７，Ｉ　１７３０５　原题：Ｓｌｉｐ　ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｆｅｂｒｕａｒｙ　２７，　２Ｏ１０　Ｍｗ一８．８　Ｍａｕｌｅ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，ｃｅｎ—　ｔｒａｌ　Ｃｈｉｌｅ，ｆｒｏｍ　ｓｔａｔｉｃ　ａｎｄ　ｈｉｇｈ—ｒａｔｅ　ＧＰＳ。ＩｎＳＡＲ。ａｎｄ　ｂｒｏａｄｂａｎｄ　ｔｅｌｅｓｅｉｓ—　剧降低。这与１９６０年智利南部瓦尔的维亚　Ｍ＞９．５地震北部的破裂终止位置相吻合　（Ｐｌａｆｋｅｒ　ａｎｄ　Ｓａｖａｇｅ，１　９７０；Ｃｉｆｕｅｎｔｅｓ，　ｍｉｃ　ｄａｔａ　（核工业航测遥感中心　康秀平译；吕春来校）　１９８９，图１）。在震中以北，大的破裂终止在