Структура дна японского моря

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.

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 ).

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.

Источник

Структура дна японского моря

ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
РЕГИОНА ЯПОНСКОГО МОРЯ
2010 А.Г. Родников и др.-http://www.kscnet.ru/kraesc/2010/2010_15/art5.pdf

Активные окраины являются районами современных интенсивных тектонических движений и гидротермальных процессов. Японское море расположено в переходной зоне. Регион исследования методом ГСЗ расположен в сейсмически активной зоне понского моря близ сочленения четырех литосферных плит: Амурской, Охотской, Тихоокеанской и Филиппинской.

Сейсмические разрезы подтвердили распространение в Приморье и в Японском море структур, выделяемых геологическими наблюдениями, таких как зоны спрединга, рифты, глубинные разломы, надвиги и зоны субдукции, характеризующие активный тип континентальной окраины Дальнего востока. Активность тектонических процессов континентальной окраины Дальнего востока объясняется высоким уровнем залегания астеносферного слоя, содержащего магматические очаги, и развитием новых субдукционных процессов, приводящих к погружению плиты Японского моря под структуры о. Хонсю.

Континент представлен Сихотэ-Алинем. Этот горный хребет окаймляет древнюю континентальную окраину Азии, представленную здесь Ханкайским массивом, сложенным палеозой-мезозойского до неокома включительно породами разного генезиса (океанические, окраинно-морские и островодужные комплексы). Среднемеловая орогения в Сихотэ-Алине выразилась в формировании чешуйчато-надвиговых структур, проявлении метаморфизма и гранитизации, а также в возникновении синсдвиговых осадочных бассейнов и магматизма. Процессы среднемеловой аккреции значительно нарастили край континента и увеличили его мощность почти до 40 км. Все эти структуры были перекрыты вулкано-плутоническими ассоциациями Восточно-Сихотэалинского надсубдукционного пояса. Кайнозойские структуры растяжения, включая рифт Татарского пролива, нарушают ранее сформированные образования края континента и смежной периокеанической области, нередко сопровождаясь интенсивными магматическими проявлениями. В пределах Восточно-Сихотэалинского пояса магматическая деятельность продолжалась с мела до раннечетвертичного времени. Палеоген-четвертичные базальт являются продуктами трещинных излияний; мощность разрезов базальтовых плато достигает 800-1000 м. Эти эффузивы включают толеиты, субщелочные базальты и породы щелочной оливин-базальтовой серии. Толеиты близки базальтам типа MORB и связаны, по-видимому, с астеносферными магматическими источниками (Филатова, 2004). Мощность коры варьирует от 30 км под вулканогенным поясом до 38 км под Сихотэ-Алинем. Результаты магнитотеллурического зондирования в пределах Сихотэ-Алиня показали, что электропроводящий слой, рассматриваемый как астеносфера, расположен в верхней мантии на глубине около 100-120 км.

Японское море разделяется подводной возвышенностью Ямато на Японскую котловину и котловину Ямато. 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 континентальных склонов 2-3 км мощности. Регион сочленения четырех литосферных плит определяет тектоническую активность, сейсмичность и вулканизм территории. Тепловой поток в пределах глубоководных котловин Японского моря имеет высокие значения, свидетельствующие о неглубоком залегании астеносферы.

Подавляющее большинство землетрясений приурочено к восточной окраине Японских островов, где тихоокеанская плита погружается под Японскую островную дугу со скоростью от 2 до 8 см/год, образуя сейсмофокальную зону глубиной до 500 км. Плита Филиппинского моря погружается под Японские острова в районе трога Нанкай со скоростью до 2 см/год (Sato et al., 2005). Данные космической геодезии позволяют определять скорости современных движений земной коры по глобально распределенной сети станций. Регион Японского моря входит в систему блоков восточной Азии, движение которых определяется не только воздействием Тихоокеанской и Филиппинской плит, но также коллизией Индостанской плиты с евразийской.

В Японском море земная кора состоит из трех основных слоев: верхний, мощностью 1.0-2.0 км,
характеризуется скоростью от 1.5 до 3.5 км/с с относительно постоянным градиентом увеличения скорости с глубиной; промежуточный, мощностью 2.0-2.5 км и скоростью 4.8-5.6 км/с; и основной слой мощностью 8-10 км и скоростью 6.4-6.7 км/с. Скорости в верхней мантии вдоль поверхности мохоровичича меняются от 7.8 до 8.2 км/с. По геофизическим данным предполагается, что глубоководные котловины Японского моря имеют океаническое строение. Толщина коры составляет 12-15 км (Hirata et al.,1992).

В геологическом строении дна Японского моря участвуют разнообразные по происхождению, составу и возрасту горные породы, которые подразделяются на два комплекса:

1 – докайнозойский консолидированный фундамент из архейско-раннепротерозойских, палеозойских и мезозойских образований, слагающих окраины континента, шельф и крупные возвышенности типа Ямато.

2 – кайнозойские осадочные и вулканические образования представлены осадочными и вулканогенными комплексами, образованными в основном базальтами.

Строение осадочного слоя в Японском море известно по д анным бурения «Glomar Challenger» и НИС «JOIDES Resolution». Пробуренные скважины показали, что до глубин 500-600 м осадочный слой сложен глинистыми и диатомовыми илами, песками, песчано-алевролитовыми осадками, глинами с прослоями пеплов.

В основании осадочного разреза залегают плотные темно-зеленые алевролиты, песчаники, зеленые туфы, состоящие из девитрифицированного стекла и полевого шпата. В южной части Японского 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 достигли базальтовых пород возраста 25 Ма. Отсюда сделан вывод, что раскрытие Японского моря как задугового бассейна произошло в миоцене (Karig et al., 1975; Tamaki, Honza,1985; Tamaki et al., 1990, 1992).

По результатам анализа геомагнитных аномалий выделены два центра спрединга в центральной части Японского моря: один в Японской котловине, другой во впадине Ямато (Исезаки и др., 1976).

В пределах Японской островной дуги мощность земной коры не превышает 30 км. В районе массива Китаками породы фундамента выходят на поверхность, а в пределах региона «зеленых
туфов» они расположены на глубине 2-3 км. Слой со скоростью сейсмических волн 5.9 км/с («гранитный») распределен повсеместно и имеет мощность до 15 км. Особенностью скоростного разреза северо-западной части о. Хонсю являются пониженные значения скоростей сейсмических волн вдоль поверхности Мохо (7.7 км/с), в то время как под массивом Китаками — 8.0-8.1 км/с (Родников и др., 1982; Hirata et al., 1992). Это явление связано с активными магматическими процессами, протекающими в регионе «зеленых туфов», где вследствие высокой современной тектонической активности происходит стирание четкой границы между земной корой и верхней мантией.

Строение верхней части верхней мантии рассматривается по данным ультраосновных ксенолитов, сложенных шпинелевыми лерцолитами с подчиненным количеством плагиоклазовых лерцолитов и оливиновых вебстеритов. Другие перидотиты и пироксениты распространены в верхней мантии в сравнительно небольших количествах (Takahashi, 1978).

Наиболее важной особенностью строения региона Японского моря является распространение в верхней мантии астеносферного слоя (Rodnikov et al., 2001). В переходной зоне, отличающейся повышенным 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, под Японским морем – на глубине 50 км. Данные сейсмической томографии подтверждают положение о том, что под Японским морем и западной частью острова Хонсю в верхней мантии на глубине примерно 40-50 км прослеживается астеносферный диапир, определяющий магматическую деятельность, протекающую в кайнозойскую эру (Hasegawa et al., 1991).

Строение литосферы изучалось в 1960х вдоль профилей ГСЗ 25 и 26 (длина 350 и 280 км соответственно). Профили имеют общую наземную часть, где были расположены четыре сейсмические приемные станции. Взрывы производились только в море. Расстояния между взрывами составляли 5-10 км. Профиль 26 имеет продолжение на суше (Спасск-Дальний – Тадуши).

Метод интерпретации. Годографы преломленных волн по профилям 25, 26 обработаны и интерпретированы с применением метода однородных функций для сложно построенных сред в условиях, когда горизонтальные и вертикальные изменения скорости могут быть значительными. Сейсмические разрезы проверены решением прямой кинематической задачи сейсмики.

Чтобы выявить границы раздела и разломы на разрезах, поле скорости представляется как поверхность с оттененным рельефом. Это возможно при освещении сверху границы первого рода (скорость на границе раздела увеличивается скачком сверху вниз иэто выглядит как светлые линии). Инверсионные границы раздела (скорость уменьшается скачком сверху вниз) выглядят как темные линии. Границы раздела второго рода, на которых скачком изменяется градиент скорости, выделяются как границы раздела слоев с различной интенсивностью освещения. В условиях двумерно-неоднородной среды одна и та же граница на своем протяжении может изменять свой род, т. е. трассироваться как граница первого, затем второго рода или как инверсионная граница раздела. Разломы обнаруживаются на разрезе как темные или светлые линии в зависимости от угла наклона и направления смещения. Изображение поля скорости в виде поверхности с освещенным рельефом совмещается с полем изолиний скорости. Это дает возможность получить представление об изменении скорости в слоях разреза. Скорости на разрезах внутри слоев и блоков всегда возрастают сверху вниз.

Профиль 26 дал детальный разрез суша – море до глубины 40 км, на котором можно проследить,
как океаническая кора Японского моря сочленяется с континентальной корой Сихотэ-Алиня.Структуры, разделяющие океаническую и континентальную кору, располагаются внутри зоны, образованной разломами, падающими в разные стороны под углами 15-25° в районе побережья (пикеты 240-280 км). Здесь выделяются области пониженных скорости и градиента скорости. На разрезе со стороны Японского моря выделены океаническая кора и мантия, которые отличаются высокими скоростями и градиентами скорости. Мощность консолидированной коры в западной части профиля составляет 20 км. Скорости в верхней мантии, которая располагается на глубинах от 20 до 35 км, изменяются от 7.5 до 9.5 км/с. Третий слой коры мощностью 8-10 км ( 7 до 8 км/с, низкий градиент), образуя уступы, погружается в сторону суши от глубины 12 км на западе до глубины 30 км в центральной части профиля. Мощность второго слоя океанической коры (от 5.2 до 7.5 км/с, градиент повышен) возрастает на интервале профиля 390-330 км с запада на восток от 9 до 22 км. Это может свидетельствовать об аккреции слоев коры в процессе субдукции океанической литосферы.

На западной половине профиля выявлена континентальная кора. Мощность континентальной двухслойной коры сокращается от 35 км на западе до 16 км вблизи побережья. Нижняя кора выделена на основании постоянства градиента скорости и общего наклона изолиний скорости ( от 6.6 до 7.8 км/с).

Нижняя кора разбита разломами на блоки и является хрупкой. Подошва нижней коры (резкая инверсионная граница раздела) поднята по разломам до глубины 15 км в зоне сочленения океанической и континентальной коры. Пподошва верхней коры резко выделяется как инверсионная непрерывная граница. Она залегает на глубинaх от 15 км на западе до 8 км вблизи побережья. Верхняя кора (от 6 до 7 км/с) отличается сложными деформациями. Пологие разломы разделяют кору на блоки. В районе Даубихинской зоны и борта Ханкайского массива прослеживается рифтовая структура, в основании которой лежит крупная структура (магматическая?) с аномально высокими скоростями от 6.8 до 7.2 км/с. Фундамент выделяется на глубинах от 3 до 5.5 км.

Профиль 25 в большей своей части располагается в глубоководной котловине Японского моря и пересекает хребет Богорова. На профиле выделяется спрединговая структура с центром в районе хребта Богорова.

Под дном моря прослеживаются три слоя океанической коры со скоростями V = 3-6 км/с, V = 6-6.5 км/с и V = 6.5-8 км/с. Мощность коры в районе хребта Богорова (от дна моря до уровня V = 8 км/с) составляет 13 км. Второй слой является слоем с пониженным градиентом скорости.

Второй и третий слои океанической коры разбиты на блоки размерами в 40 км, характерные для зон спрединга. В центральной части зоны спрединга на глубинах 17-30 км выделяется резкое поднятие астеносферы – области с аномально низкой сейсмической скоростью. Скорость понижена в некоторых частях астеносферы на 0.5 км/с относительно вмещающих пород. Возможно присутствие магматических очагов. От центра спрединга в сторону Сихотэ-Алиня блоки третьего слоя океанической коры круто погружаются под континент до глубины 35-40 км. Блоки образуют крупные надвиги по листрическим разломам с углами наклона около 15°. Полученный разрез отвечает схеме спрединга в результате внедрения даек и излияния базальтов на поверхности дна (Хаин, Ломизе, 2005).

На западе профиля, вблизи Приморья, выделена континентальная кора с низкими сейсмическими скоростями и мощностью коры 35 км.

Верхняя мантия на глубинах от 35 до 40 км обладает скоростями от 8 до 9 км/с.

Источник