李云杰 , 周鵬翔 , 夏少紅 , 萬奎元 , 孫金龍

1. 中國科學院邊緣海與大洋地質(zhì)重點實驗室, 南海海洋研究所, 南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院, 廣東 廣州 510301;

2. 中國科學院大學, 北京 100049;

3. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州), 廣東 廣州 511458

日本九州俯沖帶是太平洋板塊與歐亞板塊俯沖匯聚邊界上一個獨具構造特色的區(qū)域。其特點主要表現(xiàn)在三個方面: 1) 海脊俯沖: 作為太平洋板塊向菲律賓海板塊下方俯沖后撤形成的殘留弧(Okino et al, 1994; Pownall et al, 2017), 九州-帕勞海脊沿NW 方向俯沖于歐亞板塊之下; 2) 不同時代的洋殼在此同時俯沖: 九州-帕勞海脊分隔了其東北側的四國海盆洋殼和西南側的西菲律賓海盆洋殼(圖1a), 兩者分別形成于不同的時代(Hilde et al, 1984), 但都以2～8cm·a–1的速度與九州-帕勞海脊一起朝NW 方向俯沖(Mahony et al, 2011; Yokota et al, 2016); 3) 三者俯沖后在深部的形態(tài)各異: 研究顯示, 三者在進入俯沖帶深處后, 海脊兩側的俯沖板片傾角顯著不同, 出現(xiàn)了沿海脊走向的板片撕裂(Mahony et al, 2011; Cao et al, 2014; Nakajima, 2019)。這些構造特征使得該區(qū)域成為俯沖帶研究的理想場所, 引起了眾多學者的關注。

圖1 研究區(qū)地形與構造概況圖(a)和本研究使用的地震震源分布圖(b) 俯沖的菲律賓海板塊上邊界埋深等深線在圖a 中用間隔為20km 的紅色曲線表示, 數(shù)據(jù)來源于Wang 等(2004); 圖b 中彩色圓圈/點為地震震源分布, 大小均以震級乘以同個系數(shù)成圖, 圖例中只列出5 級和6 級作為地震大小參考 Fig.1 (a) Overview of the tectonic of the study region. (b) Distribution map of seismic source locations (colored circles/dots) used in this study

前人在這一區(qū)域雖然開展了許多有關深部結構、板塊匯聚速度、地球化學、重磁異常等方面的研究(Nakajima et al, 2007; Park et al, 2009; Zhao et al, 2012; Yokota et al, 2016), 但在揭示俯沖帶深部的板塊作用特征上仍然存在一些不足。比如, 地震層析成像等研究雖然展現(xiàn)了俯沖帶中上部的結構特征, 但無法反映俯沖帶內(nèi)匯聚板片之間的耦合作用; 基于GPS 觀測的運動學研究雖然揭示了該區(qū)的板塊匯聚特點, 但是由于觀測臺站主要位于地表, 對于了解俯沖帶深部的應力狀態(tài)十分有限。

鑒于上述情況, 本文嘗試利用地震b 值分析該俯沖帶內(nèi)的應力特征。b 值表征了大、小地震之間的比例關系, 是檢查一個區(qū)域內(nèi)地震活動的最有效的方法之一。此外, 已有研究表明, b 值與差應力之間存在負相關關系, 在一定范圍內(nèi)可作為“應力指示計” (Scholz, 1968; Schorlemmer et al, 2005; Rivière et al, 2018)。值得一提的是, 研究區(qū)密集的地震觀測臺網(wǎng)積累的海量數(shù)據(jù)為本研究提供了充分的條件。為此, 本文通過計算俯沖板片上表面以及垂直剖面的b 值, 分析其空間分布特征, 并在此基礎上探討板塊應力特征及板塊相互作用特點。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

本次研究收集了日本氣象廳(http://www.data. jma.go.jp/svd/eqev/data/bulletin/eqdoc_e.html)2008年1 月1 日至2017 年12 月31 日期間共388575 個地震的數(shù)據(jù)資料, 震級(Mj)分布介于–1.4～7.3 級。Mj是日本氣象廳使用的震級標度, 表示基于地震波振幅的震級。前人使用同一組具有不同震級標度(Mj和Mw)的地震數(shù)據(jù)分別計算b 值, 兩種震級標度得到的b 值具有很好的相關性, 表明使用Mj震級標度的地震數(shù)據(jù)計算b 值是可行的(Uchide et al, 2018)。

本文主要選取了研究區(qū)內(nèi)震源深度介于20～300km 之間的地震, 原因有三個: 1) 震源深度小20km 的地震包含了上覆板塊的板內(nèi)地震和板間地震, 需要區(qū)分不同類型的地震才能準確分析俯沖板塊對地震的影響; 2) 遠離海岸的地震定位精度低, 震源深度往往被人為定義為大于20km(Nanjo et al, 2018); 3) 深度大于300km 后幾乎沒有地震。經(jīng)過這一篩選, 符合條件的地震有 97251 個, 震級介于–0.6～6.8 級之間。

1.2 最小完整性震級

最小完整性震級(MC)是指在一定時空范圍內(nèi), 臺網(wǎng)能記錄到的最小地震震級(Zhou et al, 2018), 是表征臺網(wǎng)監(jiān)測能力的最重要的物理量。通常MC值越小數(shù)據(jù)分辨率越高, MC值越大數(shù)據(jù)分辨率越小(Rodríguez-Pérez et al, 2018)。相關測試計算表明, MC的微小變化可以影響相當比例的相關地震數(shù)目(韓立波 等, 2012)。因此, 為客觀揭示特定時空范圍內(nèi)的地震活動規(guī)律, 必須對MC進行科學、準確的評估。

目前用來估算MC的方法有兩種(Wiemer et al, 2000): 基于地震目錄和基于波形數(shù)據(jù)。其中, 后者方法耗時, 且通用性差。相比之下, 前者方法簡單有效, 且有多種流行算法(Woessner et al, 2005)可供選用。

本文采用最大曲率法(Maximum Curvature- method, MAXC)(Wiemer et al, 2000)計算最小完整性震級(MC), 該算法把震級-頻度曲線的一階導數(shù)最大值所對應的震級作為最小完整性震級。與其他算法相比, MAXC 方法計算得到的MC(MAXC)最小, 再加上校正值0.2, 即MC=MC(MAXC)+0.2(Woessner et al, 2005), 即可得到該區(qū)的最小完整性震級。經(jīng)計算, 研究區(qū)震源深度大于20km 的地震平均MC值為1.2。由于整個研究區(qū)的MC值變化幅度較大(介于0.2～2.8之間), 為了提高每個節(jié)點的b 值的準確度, 本文對每個網(wǎng)格節(jié)點中的MC進行單獨計算, 最終得到的MC值分布特征如圖2 所示。

圖2 最小完整性震級(MC)的分布特征 俯沖的菲律賓海板塊上邊界埋深等深線用間隔為20km 的紅色曲線表示, 數(shù)據(jù)來源于Wang 等(2004) Fig.2 Distribution of Magnitude of Completeness (MC). Depth contours of the upper boundary of the subducting Philippine Sea slab are shown in red with an interval of 20 km (Wang et al, 2004)

根據(jù)圖2 所示, 九州東部陸地區(qū)域MC值范圍主要在0.5～1 之間, 少部分在1～1.5 之間; 受觀測臺站位置所限, 海上區(qū)域MC值基本都大于1.5, 表明該區(qū)的地震目錄有足夠樣本, 能夠為b 值分析提供較高的分辨率。

1.3 b 值計算

研究表明, 地震的震級-頻度關系在較大范圍內(nèi)能夠滿足古登堡-里克特(G-R)關系(Gutenberg et al, 1944):

式中: N 是大于或等于震級M 的地震累積數(shù); a 和b為常數(shù), 其中b 是對數(shù)線性關系的斜率, 稱為b 值。

計算b 值的主要方法有兩種: 最小二乘法和極大似然法(Aki, 1965; Utsu, 1966; Shi et al, 1982)。雖然兩種方法計算的結果都會隨著樣本數(shù)量的增加而逐漸趨于一致(張建中 等, 1981), 但極大似然法更為簡單, 具有更好的抗誤差能力, 結果更接近于真值, 得到的均方誤差最小(張建中 等, 1981; 劉雁冰 等, 2017; Nanjo et al, 2018; Chiba, 2019), 也是目前使用最為廣泛的方法(Srivastava et al, 2015)。因此, 本文選取極大似然法來進行b 值的擬合估算。

Aki(1965)最早在式(1)的基礎上引入了最大似然法估算b 值, 隨后Utsu(1966)進行了改進, 其計 算公式為:

對于b 值的不確定度, 本文使用下面公式來估算b 值的標準差δb(Shi et al, 1982):

圖3 研究區(qū)域地震震級-頻度分布 圖b 中黑色線表示在MC=1.2 下的極大似然法擬合回歸線 Fig.3 Frequency-magnitude distribution of earthquakes in the study area. The light grey line in (b) denotes the maximum likelih ood fitted regression line at MC=1.2

為了得到不同節(jié)點的準確b 值, 本文開發(fā)了類似于ZMAP 算法(Wiemer, 2001)的代碼來完成計算。該代碼可以自定義最大采樣半徑和最小采樣地震數(shù), 通過限制掃描半徑輸出計算結果。掃描半徑的改變只會影響b 值的覆蓋范圍, 而不會導致b 值平滑, 同時兼顧了計算結果的準確性和覆蓋范圍, 因此在確保b 值計算結果準確度的同時也保證了b 值的穩(wěn)定性。前人研究表明, 在使用極大似然法估算區(qū)域整體b 值時, 當有效地震數(shù)量大于或等于50 時, b 值趨于穩(wěn)定, 即b 值不會隨著地震數(shù)量的增加而出現(xiàn)較大變化(Marzocchi et al, 2003)。因此, 在實際計算中, 本文采用最近距離-固定事件掃描方法, 代碼運算邏輯設定為: 1) 以空間網(wǎng)格節(jié)點為圓心, 在半徑為1km 的球體范圍內(nèi)篩選和統(tǒng)計地震事件集; 2) 根據(jù)篩選得到的地震事件集計算MC; 3) 判斷地震事件集中震級M≥MC的地震數(shù)量n 是否大于或等于50; 4) 如果n≥50, 則取該MC計算該半徑下網(wǎng)格節(jié)點的b 值; 5) 否則以2km 的滑動步長增加半徑, 重復上述1～4 步, 直到球體范圍內(nèi)震級M≥MC的地震數(shù)量達到50 或以上后, 再進行b 值計算。如果半徑增加到35km 后, 震級M≥MC的地震數(shù)量還未達到50, 則放棄該網(wǎng)格節(jié)點的b 值計算。同時, 為了使每個網(wǎng)格節(jié)點估算的b 值更接近于真實的b 值, 代碼限定每個網(wǎng)格節(jié)點25km 半徑范圍內(nèi)至少有1 個地震。在同時兼顧b 值分辨率和覆蓋范圍的前提下, 經(jīng)過反復計算, 最終得到了兩組b 值計算的最優(yōu)參數(shù)。

其中, 第一組用于計算菲律賓海板塊上表面的b 值分布: 以最新的全球俯沖帶三維幾何模型(Slab2)中的菲律賓海板片三維幾何模型作為空間網(wǎng)格[網(wǎng)格間距約5km(Hayes et al, 2018)], 以空間網(wǎng)格節(jié)點為圓心, 在以最小半徑為1km、最大半徑為35km 的球體范圍內(nèi)從小到大依次對地震進行篩選和統(tǒng)計, 獲得地震事件集N1; 根據(jù)地震事件集N1計算相應的MC, 滑動步長為2km; 要求每個節(jié)點球體內(nèi)震級M≥MC的地震數(shù)不少于50 個(Marzocchi et al, 2003; Nanjo et al, 2018), 且以網(wǎng)格節(jié)點為圓心, 半徑為25km 的球體范圍內(nèi)至少有1 個地震事件。此組參數(shù)最終計算得到的掃描半徑和b 值的標準誤差如圖4 所示。由圖可知, 研究區(qū)內(nèi)地震事件豐富, 計算結果可靠。

圖4 b 值成像的掃描半徑r(a)和b 值的標準誤差δb(b)分布特征 俯沖的菲律賓海板塊上邊界埋深等深線用間隔為20km 的紅色曲線表示, 數(shù)據(jù)來源于Wang 等(2004) Fig.5 (a) Distribution of sampling radius for mapping b-value. (b) Distribution of standard errors of b-value. Depth contours of the upper boundary of the subducting Philippine Sea slab are shown in red with an interval of 20 km (Wang et al, 2004)

第二組用于計算九州-帕勞海脊區(qū)垂直于海溝的剖面上的b 值: 在剖面上創(chuàng)建一個以2km 為間距的均勻正方形網(wǎng)格, 以網(wǎng)格節(jié)點為圓心, 在以最小半徑為1km、最大半徑為10km 的圓形范圍內(nèi)從小到大依次對地震進行篩選和統(tǒng)計, 獲得地震事件集N2; 根據(jù)地震事件集N2計算相應的MC, 滑動步長為1km; 要求每個節(jié)點圓內(nèi)震級M≥MC的地震數(shù)不少于30 個, 且以網(wǎng)格節(jié)點為圓心, 以10km 為半徑的范圍內(nèi)至少有1 個地震事件。此組參數(shù)計算得到的結果與第一組參數(shù)類似, 均能較好地反映該區(qū)的地震分布特征, 因此計算結果可靠。

在最近距離-固定事件掃描方法計算的過程中, 各網(wǎng)格點的最小事件數(shù)是固定的, 通過變化空間上的掃描半徑來完成約束。掃描半徑的大小可反映該區(qū)地震事件數(shù)量的密集程度, 地震數(shù)量越多, 滿足模型數(shù)量要求的空間范圍越小, 掃描半徑就越小; 反之則越大。計算結果顯示, 以九州東部20～40km的等深線范圍為中心的掃描半徑最小, 掃描半徑向東西兩側逐漸變大(圖4a); 對應于實際深度即為菲律賓海板塊俯沖深度20～80km 之間的區(qū)域, 掃描半徑大小主要在20km 范圍內(nèi)。而海上區(qū)域和俯沖帶深部地震事件數(shù)變少, 所以越往深處以及遠離海岸的區(qū)域掃描半徑就越大。鑒于同時兼顧計算結果的準確性和覆蓋范圍, 本文將最大掃描半徑定為35km。從b 值的標準誤差分布來看, 誤差總體上小于2%, 極少部分誤差超過3%(圖4b), 說明本文的b值計算結果較為可靠。

1.4 余震分析

由于余震的存在會導致所統(tǒng)計的地震活動的時空分布偏離正常狀態(tài)(陳凌 等, 1998), 繼而影響b值的準確度和代表性, 因此在地震活動性分析和b值計算前, 一般需要剔除余震(盛菊琴 等, 2007; 徐偉進 等, 2017)。為此, 本文對篩選的地震事件進行了統(tǒng)計分析(圖5), 從地震隨時間的累積曲線可以看出, 曲線基本呈線性趨勢, 表明臺站記錄良好, 受強震和余震影響較小。選擇研究區(qū)中部區(qū)域(130°—133°E, 31°30′—32°30′N), 分別使用含余震和無余震(K-K 法)(Keilis-Borok et al, 1980)的數(shù)據(jù)計算b 值, 結果顯示兩種數(shù)據(jù)得到的b 值總體趨勢一致(圖6), 因此b 值計算前不需要進行余震刪除處理。

2 結果

2.1 總體b 值特征

通過線性回歸擬合獲得研究區(qū)域總體b 值為0.604 (圖3) (相對誤差為±1.16%), 低于全球平均值(約等于 1), 處于全球俯沖帶 b 值平均值范圍(0.5～0.8)的中間位置(Ghosh et al, 2008)。該線性擬合適用于使用的整個地震目錄以及九州-帕勞海脊兩側區(qū)域的事件子集。

圖5 地震隨時間累積曲線圖(a)和地震(M≥0)的震級-時間分布圖(b) Fig.5 (a) Cumulative curve of earthquakes with time, and (b) distribution of magnitude-time of earthquake(M≥0)

圖6 由包含余震的地震數(shù)據(jù)(a)和刪除余震后的地震數(shù)據(jù)(b)計算得到的b 值分布特征 俯沖的菲律賓海板塊上邊界埋深等深線用間隔為20km 的紅色曲線表示, 數(shù)據(jù)來源于Wang 等(2004) Fig.6 (a) Distribution characteristics of b-value calculated from data that contain aftershocks, and (b) distribution characteristics of b-value calculated from data that contain no aftershocks

根據(jù)前文介紹的第一組最優(yōu)參數(shù)計算得到的菲律賓海板塊上表面b 值結果如圖7 所示。從平面分布來看, 菲律賓海板塊俯沖界面的b 值范圍介于0.34～2.3, 且具有顯著的空間分布差異。以九州-帕勞海脊為界, 東北側區(qū)域的b 值平均值為0.71(相對誤差為±1.83%), 西南側區(qū)域的 b 值平均值為0.76(相對誤差為±2.5%)?？傮w上, b 值沿著南海海槽和琉球海溝軸線方向從東北向西南逐漸增大, 這與前人研究的結果基本一致(Nanjo et al, 2018; Chiba, 2019)。

2.2 九州-帕勞海脊兩側的b 值特征

九州-帕勞海脊東北側區(qū)域的b 值介于0.34～0.8之間(圖7)。其中, 豐后海峽和四國島北部的b 值相對較低, 在空間上主要集中在俯沖板片埋深20～60km 之間以及俯沖板片傾角較緩的區(qū)域(圖7 等深線較稀疏的區(qū)域), 這也與前人研究結果較為一致(Nanjo et al, 2018; Chiba, 2019)。在九州-帕勞海脊的西南側區(qū)域, b 值整體較高, 其中九州南部鹿兒島及其以南區(qū)域的b 值最高, 從0.8 到2.3, 相對誤差范圍為0.01%～10%。值得注意的是, 這一區(qū)域的俯沖板片傾角較海脊東北側略大, 且從80km 深度往下俯沖傾角急劇增大(Nakajima, 2019)。

圖7 菲律賓海板塊上表面b 值分布特征 俯沖的菲律賓海板塊上邊界埋深等深線用間隔為20km 的紅色曲線表示, 數(shù)據(jù)來源于Wang 等(2004) Fig.7 Distributive characteristics of b-value on both sides of Kyushu-Palau Ridge

2.3 九州-帕勞海脊的b 值分布特征

沿著九州-帕勞海脊俯沖的延伸方向, 根據(jù)b 值高低可以分為兩個區(qū)域。其中靠近海溝處, 在九州島東南側海域日向-那達下方的俯沖板片上出現(xiàn)了一個范圍較小的顯著低b 值區(qū)(見圖7 黑色橢圓區(qū)域), b 值為0.34～0.8, 此區(qū)域內(nèi)各個節(jié)點b 值的相對誤差小于4%。從穿過俯沖海脊的4 個垂直剖面上可以看出, 該低b 值區(qū)位于俯沖的菲律賓海板片內(nèi)部, 深度在20～30km 之間(圖8)。

沿俯沖海脊走向往西北方向, 在九州島中部的下方位置, b 值明顯變大, 范圍介于0.7～1.1 之間, 相對誤差小于5%, 略高于海脊東北側區(qū)域(33°N 以北), 而低于西南側(31°N 以南)區(qū)域, 表現(xiàn)出從東北側年輕洋殼區(qū)向西南側年老洋殼區(qū)過渡的特點。

3 討論

3.1 b 值反映的匯聚作用特點及其成因

鑒于b 值與差應力呈負相關關系, 從上述的b值分布特征可以看出, 菲律賓海板塊俯沖界面的差應力沿南海海槽-琉球海溝走向從東北向西南呈逐漸變小的趨勢。其中, 東北部的豐后海峽和四國地區(qū)受到的差應力較大, 表明俯沖的四國海盆洋殼與上覆板片之間的耦合程度相對較強。相比之下, 九州-帕勞海脊的西南側區(qū)域, 俯沖的西菲律賓海盆洋殼與上覆板片之間的耦合程度相對偏弱。究其原因, 主要是九州-帕勞海脊兩側截然不同的洋殼屬性起了重要作用(表1)。

對于海脊東北側來說, 由于該區(qū)洋殼較年輕(Okino et al, 1994), 俯沖板片具有相對較高的溫度(徐紀人 等, 2003)和相對較低的密度, 由此表現(xiàn)出較高的浮力(Nishikawa et al, 2014), 不易于俯沖到大陸板塊之下。另一方面, 海底的速度場研究也顯示海脊東北側的年輕板塊移動速度比西南側快(Yokota et al, 2016)。這些因素導致了海脊東北側的俯沖板片與上覆板片之間的耦合力更強, 俯沖之后的板片傾角也更緩, 從而積累了更大的應力, 表現(xiàn)出低b 值的特點。該區(qū)匯聚板片之間較強的耦合作用(Ghosh et al, 2008)也可以從陸域GPS 的觀測結果(徐紀人 等, 2003)得到證實。

在海脊西南側, 較早的形成時代意味著這一區(qū)域的洋殼具有較低的溫度、較高的密度和較低的浮力, 在俯沖時與上覆板片之間的作用力更弱, 從而更易于俯沖。因此, 較高的b 值反映了匯聚板片之間的耦合程度相對較弱。

3.2 九州-帕勞海脊的俯沖及其對地震活動性的影響

海脊(海山)俯沖一直是俯沖帶研究的一個熱點問題(李付成 等, 2016)。九州-帕勞海脊地殼厚度約為15km, 平均寬度約為90km, 如此規(guī)模的海脊俯沖, 其研究更是廣受矚目(Nishizawa et al, 2009; Park et al, 2009; Yamamoto et al, 2013)。

圖8 垂直于海溝的剖面b 值分布特征(a—d)及剖面位置示意圖(e) 圖a—d 中的地震大小均以震級乘以同個系數(shù)成圖, 圖例中只列出4 級、5 級和6 級作為地震大小參考; 圖e 中俯沖的菲律賓海板塊上邊界埋深等深線用間隔為20km 的紅色曲線表示, 數(shù)據(jù)來源于Wang 等(2004) Fig.8 Distribution of b-value along the cross-sections of a, b, c, and d of the Kyushu-Palau Ridge profile

表1 九州-帕勞海脊兩側的洋殼特征 Tab. 1 Regional characteristics of the north and south sides of the Kyushu subduction zone

從九州-帕勞海脊的b 值特征來看, 俯沖帶淺部為低b 值區(qū), 表明該區(qū)累積了較大的應力, 這可能是隆起的海脊進入俯沖帶后與上覆板片發(fā)生了強烈的剪切-擠壓所致。Chiba(2019)通過研究該區(qū)的長期慢滑移事件和低頻地震事件, 也證實該低b 值區(qū)可能積累了巨大的剪切應力。隨著深度的增加, 沿俯沖方向海脊區(qū)的b 值逐漸增高, 表明俯沖的海脊與上覆板片之間的耦合作用大幅減弱?？紤]到九州-帕勞海脊的地殼厚度接近于典型洋殼厚度的2 倍(Nishizawa et al, 2009), 加之該處的俯沖深度、相對較高的匯聚速率和逐漸變陡的板片傾角, 這一現(xiàn)象是不正常的。因此, 俯沖的九州-帕勞海脊極有可能如地震層析成像結果顯示的那樣, 沿著海脊走向發(fā)生板片撕裂(Cao et al, 2014)。從本文的結果推測, 板片撕裂范圍可能要比地震層析成像顯示的深度更淺。在板片撕裂之后, 東北、西南兩側不同時代的洋殼板片由此斷開, 從而降低了與上覆板片的耦合程度。相對于俯沖帶淺部尚未撕裂的海脊, 撕裂區(qū)域附近的b 值也就大幅度地升高了。實際上, 板片俯沖后沿海脊(海山鏈)走向發(fā)生板片撕裂的現(xiàn)象并不鮮見(Bautista et al, 2001; 劉再峰 等, 2007), 只不過九州-帕勞海脊的撕裂除了受自身先存的薄弱帶和隆起的板片影響之外, 兩側不同時代的洋殼也起了重要作用(表1)。

海脊俯沖往往會增強對應區(qū)域的地震活動, 如智利中部的胡安-費爾南德斯海脊(Anderson et al, 2007)和瓦努阿圖俯沖帶的 D'Entrecasteaux 海脊(Baillard et al, 2018)。對本文研究區(qū)來說, 位于日向-那達下方的低b 值區(qū)可能是一個潛在的強震震源區(qū)。

4 結論

以九州俯沖帶的b 值計算結果為依據(jù), 對該區(qū)的空間應力分布特征和板塊匯聚作用進行了分析與討論。b 值計算結果顯示, 菲律賓海板塊俯沖界面上的b 值存在顯著的空間差異, 整體上從東北向西南方向逐漸變大, 表明俯沖板塊界面的差應力沿南海海槽-琉球海溝走向從東北向西南逐漸變小。這一特征主要是由于九州-帕勞海脊兩側截然不同的洋殼屬性所致, 兩側洋殼在形成時代和匯聚速率上的差異導致兩者與上覆板片的作用力明顯不同, 造成東北側俯沖板片具有較強的耦合力, 而西南側耦合程度相對較弱。此外, 沿九州-帕勞海脊的俯沖方向, 日向-那達下方的低b 值區(qū)可能是由進入俯沖帶的海脊與上覆板片發(fā)生強烈剪切-擠壓所致; 隨著俯沖深度的增加, b 值顯著升高, 這與俯沖至九州島下方的板片沿海脊發(fā)生撕裂有關。