Литосфера Японского моря

Рельеф дна региона Японского моря

Я понское море расположено в переходной зоне от Евразийского континента к Тихому океану. Дно моря имеет сложный рельеф. Подводными возвышенностями Ямато дно Японского моря разделяется на котловины (впадины) Японскую и Ямато с максимальными глубинами 3669 м и 3063 м соответственно. Поверхность дна котловин ровная с отдельными вулканическими конусами, возвышающимися над дном до 2 км. Впадины перекрыты кайнозойским осадочным чехлом мощностью до 1.5 км, достигающим у континентального склона 2 - 3 км.

Схема расположения плит

Регион Японского моря расположен на стыке четырех литосферных плит: Евразийской, Тихоокеанской, Филиппинской и Охотоморской (или Северо-Американской).

Геотраверс (красная линия) проведен через Сихотэ-Алинь, глубоководную котловину Японского моря, Японскую островную дугу (в районе северной части о. Хонсю) и северо-западную котловину Тихого океана. Геотраверс показывает строение литосферы и астеносферы до глубины 250 км.

Геотраверс региона Японского моря Легенда

(для копирования получить разрешение )

Толщина коры вдоль геотраверса меняется от 35-40 км на Юго-Восточной окраине Азиатского континента до 12-15 км в глубоководной котловине Японского моря. Мощность коры на о. Хонсю составляет около 35 км. Под океаническими структурами, прилегающими к островной дуге толщина коры не превышает 8 км.

В Японском море земная кора состоит из трех основных слоев. Верхний, мощностью 1 - 2 км, характеризуется скоростью от 1.5 до 3.5 км/с с относительно постоянным градиентом увеличения скорости с глубиной. Ниже расположен промежуточных слой, мощностью 2 - 2.5 км и со скоростью 4.8 - 5.6 км/с. Под ним залегает основной слой мощностью 8 - 10 км и со скоростью 6.4 - 6.7 км/с. Скорости в верхней мантии вдоль поверхности Мохоровичича меняются от 7.8 км/с до 8.2 км/с. По геофизическим данным считается, что глубоководные котловины Японского моря имеют океаническое строение (Hirata et al., 1992 ).

Строение осадочного слоя на территории Японского моря известно по данным бурения с борта "Glomar Challenger" и " JOIDES Resolution" (Karig et al., 1975 , Tamaki et al., 1992 ). Скважины, пробуренные в Японском море, показали, что до глубин 500 - 600 м он сложен глинистыми, диатомовыми илами, песками, песчано-алевролитовыми осадками, глинами с прослоями пеплов. В основании осадочного разреза залегают плотные темно-зеленые алевролиты, песчаники, зеленые туфы, состоящие, главным образом, из девитрифицированного стекла и полевого шпата.

Стратиграфический разрез в скважинах 794-797

(Tamaki et al., 1990 , Tamaki et al., 1992 )

В южной части моря скважина 798 прошла среднеплиоценовые-голоценовые породы, сложенные переслаивающимися диатомовыми и терригенными глинами, аргиллитами и илами, содержащими органическое вещество. Отмечался значительный выход метана.

Скважины 794, 795 и 797 (приведенные на рисунке) достигли базальтовых пород, возраст которых 25 млн. лет. Осадки от миоценового до четвертичного возраста представлены глинами и песчаниками с прослоями вулканического пепла.

Вдоль восточной окраины Японского моря прослеживается узкий прогиб, где мощность плиоцен - четвертичных осадков достигает 2 - 3 км. Образование прогиба связывается с формированием здесь новой зоны субдукции литосферы Японского моря под Японскую островную дугу, выделенной по сейсмическим данным (Kuge et al., 1996 ). Образование Японского моря произошло в результате отделения Японии как островной дуги от материка 25 - 15 млн. лет назад (Jolivet et al., 1995 ; Maruyama et al., 1997 ).

Новая зона субдукции литосферы Японского моря под Японскую островную дугу

1.	Пространственное распределение очагов землетрясений в регионе (по данным каталога Gutenberg and Richter,1954 и каталога PDE. Цветом показаны глубины очагов.
2.	Стрелками показаны скорости деформации коры в см/год (по данным Kiratzi and Papazachos, 1996).
3.	Распределение гипоцентров землетрясений вдоль профиля. Отчетливо видны две зоны субдукции.
4.	Топография и сейсмический профиль (по данным Honza 1979).

Глубинное строение Японского желоба

(Shiki and Misawa, 1982 )

Японский желоб отделяет островную дугу от глубоководной котловины Тихого океана. Под восточным склоном желоба, обращенным к океану, мощность земной коры составляет 10 - 12 км; под котловиной океана толщина коры уменьшается до 6 - 8 км. Под западным островным склоном желоба мощность коры возрастает до 23 - 25 км. Мощность кайнозойских отложений возрастает до 8 - 10 км.

В 1985 г. по французско-японской программе "КАЙКО" проведены исследования Японского желоба с помощью подводного аппарата Nautile. На континентальном склоне желоба обнаружены большие оползни, образующие активную эрозионную морфологию дна желоба с вертикальными и даже нависающими склонами. Отмечена интенсивная деятельность флюидных потоков (Cadet et al., 1987 ).

В Тихом океане на участке, прилегающем к Японской островной дуге, мощность земной коры составляет около 8 км, поверхность Мохоровичича неровная, скорости сейсмических волн вдоль нее составляют 8,2 км/с. Мощность осадочного слоя составляет 2 - 3 км. Разрез 400 м океанических осадков на краевом валу ложа океана вскрывает отложения от меловых до современных. Верхние 300 м представлены глинисто-диатомовыми и туфо-диатомовыми илами с прослоями пепла верхнемиоценового-четвертичного возраста. С глубиной увеличивается количество кремнистых остатков радиолярий и глинистого материала. На глубине 360 м кремнисто-глинистые осадки резко сменяются пелагическими глинами. Накопление всего лишь 18 м пелагических глин укладывается во временной интервал от среднего миоцена до начала палеогена, что свидетельствует о предельно низких скоростях накопления осадков в то время. Под пелагическими глинами вскрыты кремнистые породы, по предварительным данным, мелового возраста. Нередко ниже кремнистых пород встречаются толеитовые базальты (Larson et al., 1975 ).

Выделенные в регионе Японского моря структурные элементы отчетливо выражены в глубинном строении литосферы . Глубоководным котловинам соответствуют поднятия поверхности Мохоровичича и пониженные значения сейсмических скоростей, а поднятиям - увеличение толщины коры до 30-35 км и нормальные скорости по поверхности Мохоровичича.

Наиболее важной особенностью строения региона Японского моря является распространение в верхней мантии астеносферной линзы. В переходной зоне, отличающейся повышенным, по сравнению с прилегающими регионами, тепловым потоком, астеносферный слой мощностью свыше 100 км расположен на глубине около 50 км. Под Приморьем и Тихим океаном он расположен на глубине примерно 100 км. Распространение мощной, хорошо проводящей астеносферы в переходной зоне подтверждается магнитотеллурическим зондированием.На разуплотнение верхней мантии под окраинными морями указывают также отрицательные остаточные гравитационные аномалии.

	Изменение скоростей P-волн (в % к среднему значению) на глубине 40 км под северо-восточной частью Японии
	Данные сейсмической томографии подтверждают положение о том, что под Японским морем и западной частью о. Хонсю в верхней мантии на глубине примерно 40 км прослеживается астеносферный диапир, определяющий магматическую деятельность, протекающую в кайнозойскую эру (Hasegawa et al., 1991 ).
	(Hasegawa et al., 1991 )
	Треугольники - активные вулканы, крестики - микроземлетрясения на глубинах 25-40 км, кружки - сильные коровые землетрясения.

Глубинные разрезы вдоль линий AB (на карте-врезке слева), и CD (на карте-врезке справа), показывающие понижение скоростей P-волн (в %) в верхней мантии под Японским морем и вулканами о. Хонсю.

(Hasegawa et al., 1991 )

Кружками обозначены очаги микроземлетрясений за период 1987-1990 гг. в пределах 60-км полосы вдоль линии AB по данным сейсмической сети Университета Тохоку.
Поверхность суши и активные вулканы показаны наверху рисунка жирной горизонтальной линией и красными треугольниками, соответственно.
Положение границ Конрада и Мохо и погружающейся Тихоокеанской плиты показаны сплошными линиями.

Расчеты глубинных температур также свидетельствуют о распространении под Японским морем в верхней мантии зоны частичного плавления. Наиболее глубокое положение изотерм характерно для структур Сихотэ-Алиня, палеозойских сооружений восточной части о. Хонсю и континентального склона и глубоководного желоба, прилегающих к нему. Глубины залегания зоны частичного плавления (1200 ^o С) здесь составляют около 100 км. Область резкого подъема изотерм совпадает с глубоководной впадиной Японского моря и зоной "зеленых туфов" западной Японии. Изотермы 1200 ^o С, 600 ^o С и 300 ^o С залегают здесь на глубинах (от дна) порядка 30 - 35, 10 и 5 км, соответственно. В неогене магматическая активность проявлялась лишь в пределах наивысшего подъема изотермы 1200 ^o С, то есть в Японском море и западной части о. Хонсю. В Тихом океане (северо-западная котловина) магматическая деятельность (излияния толеитовых базальтов) происходила, в основном, свыше 100 млн. лет назад. Положение указанной изотермы не зависит от типа коры и примерно одинаково в Приморье и Тихом океане. Показательно также, что наиболее активная в тектоническом отношении область - Японское море и Японская островная дуга - располагаются между относительно пассивными в настоящее время континентальными и океаническими блоками тектоносферы. Выделяемый в переходной зоне слой с пониженными значениями скоростей сейсмических волн (астеносферная линза) может быть сопоставлен с поднимающимся к коре термальным диапиром, определяющим, по-видимому, эндогенный режим зоны.