Сейсмические процессы в тихоокеанском поясе на примере японских островов

Протягивается южнее средней линии и прогиба Идзуми через среднюю часть островов Кюсю и Сикоку, горы Кии и Титибу (Чичибу), расположенные к северо-западу от Токио. Здесь тоже выделяют две подзоны. Северная подзона (зона Нагаторо) сложена образованиями более древними, по всей видимости верхнепротерозойскими и нижнепалеозойскими, и представленными метаморфическими вулканогенными и терригенными породами серий Микабу и Самбагава. С основными и ультраосновными интрузивными образованиями, широко распространёнными в этой зоне, связаны месторождения медных руд и хромита. Южная подзона, называемая геосинклиналь или зона Титибу, сложена в основном среднеи верхнепалеозойскими песчано-глинистыми и эффузивными отложениями с прослоями кремния, яшмы, редко известняков типично геосинклинального облика. Горные массивы Абукума и Китаками в северной части о.

Хонсю, представленные палеозойскими метаморфическими осадочными породами и мезозойскими гранитами, могут рассматриваться как продолжение внешней палеозойской зоны с обеими ее подзонами. 6. Внешняя зона мезозойских и кайнозойских отложений, также подразделяемая на две подзоны, геосинклинали Симанто (преимущественно мезозойские отложения) и Накамура (в основном кайнозойские образования). Сильно смятые мезозойские породы здесь постепенно погружаются в юго-восточном направлении в сторону Тихого океана под нижнетретичные отложения. Этой зоной охвачена южная часть островов Кюсю и Сикоку и полоса южного побережья о. Хонсю, а также мезозойские и кайнозойские отложения северо-восточного побережья о. Хонсю. Судя по характеру складок в самой внешней части этой зоны можно утверждать, что движение масс происходило со стороны Тихого океана, в предыдущих зонах оно направлено в противоположную сторону, т. е. с севера или северо-запада на юго-восток, от Японского моря к Тихому океану. Поперечный пояс дислокаций так называемого Великого Грабена (Fossamagna) лежит почти на продолжении вулканической цепи островов Идзуситито, примыкающей к главной дуге западнее Токио. Складки срединной зоны и обеих внешних зон испытывают крутой коленообразный изгиб вблизи этого грабена.

Чуть восточнее, находится депрессия Канто, которая получила свое развитие на опущенном участке внешних тектонических зон. Складчатая структура Главной дуги Японских островов начала свое формирование уже в палеозое в результате герцинского орогенеза. Однако основные процессы её формирования происходили в процессе орогенических движений мезозоя, в среднем триасе и в меловом периоде во внешних палеозойскихи мезозойских зонах. В последующем геологическое строение Главной дуги сильно усложнили складчатые и разрывные дислокации (в том числе поперечные сдвиговые смещения) кайнозойской эры, которые сформировали складчатую структуру кайнозойских геосинклиналей Синдзи и Уэцу во внутренней зоне, а в северной части срединной зоны и геосинклинали Накамура- во внешней зоне. Структура о.

Хоккайдо сформирована в основном в эпоху альпийской складчатости. Породы мезозоя (триас и юра) и, по всей видимости, палеозойские образования слагают ядро изогнутого и надвинутого на запад антиклинория хребта Хидака, (Нагао, 1939). На его крыльях развиты отложения мелового периода. Отложения кайнозойского возраста на о. Хоккайдо образуют складки меридионального и околоширотного направления. В них сосредоточены крупные месторождения битуминозных углей и залежи углеводородов. У границы антиклинория центрального Хоккайдо и протянутой в западной части острова геосинклинали Исикари, развиты пологие надвиги с перемещением масс с востока на запад. В геологическом строении островной дуги Бонин-Идзуситито и северо-западной цепи небольших островов в дуге Рюкюучавствуют преимущественно четвертичные и верхнетретичные эффузивные породы.

На более крупных островах в северной части дуги Рюкю распространены осадочные горные породы палеогенового и мезозйского периодов. В этом они сильно похожи на Курильскую дугу, в складчатом основании которой участвуют отложения мела и нижнего неогена. Однако на острове.

Окинава и других крупных островах средней и южной частей дуги Рюкю широко распространены палеозойские отложения и прорывающие их гранитные интрузии, что сопоставляет осевую часть этой дуги с внешней палеозойской зоной (геосинклиналью Титибу) Главной дуги Японии. Рассматривая в целом Японские острова, за исключением платформенной области западной части о. Хонсю (полуостров Ното), островов Оки и северной окраины острова Кюсю как область альпийской складчатости с участками и зонами более древней консолидации в антиклинальных ядрах, в срединной зоне, можно выделить в её структуре несколько ярусов, соответствующих различным этапам геотектонического развития. Эти структурные этажи показаны на тектонической карте условными обозначениями; их распространение интерполировано через те участки, где они прорваны более молодыми гранитными интрузивными образованиями. Первым структурным этажом в северной подзоне палеозойской внешней зоны юго-западной Японии выделяется сложенный досилурийскими гнейсами и кристаллическими сланцами хребта Хида и кристаллическими сланцами серий Микабу и Самбагава наиболее древний метаморфизованный складчатый фундамент. Аналогично сложены горы Абукума, сюда же относятся метаморфические породы Сангун и Реке.

Японские геологи считают, что возраст метаморфических сланцев Сангун более древний, чем отложения нижнего карбона. Их метаморфизм и метаморфизм части горных пород хребта Хида на основании определений абсолютного возраста относят к концу пермского — началу триасового периодов. Гнейсы и кристаллические сланцы зоны Рёке как правило относят к верхнепалеозойским образованиям, подвергшимся воздействию гранитных интрузий и метаморфогенезу в меловой период. Палеогеографические исследования указывают на то, что процессы складкообразования и орогенеза в зонах Реке и Нагаторо, а также западной части массива Абукума протекали в верхнепалеозойское время и представляли собой геоантиклинальное поднятие, часто именуемое «Палеониппон».Если это верно, то зона Реке сложена в основном нижними ярусами палеозоя. Почти все зоны, где выступают докембрийские породы кристаллического фундамента и прорывающие их древние граниты, испытывали поднятие и являлись областями эрозии, переноса и аккумуляции обломочного материала уже в верхнепалеозойское время.

Комплекс, который представлен среднеи верхнепалеозойскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениямиделится на три структурных этажа — нижний, средний и верхний. Нижний структурный этаж сложен образованиями верхнего палеозоя (карбон и пермь). В осевых частях антиклинальных складок иногда вместе с ними встречаются среднепалеозойские породы силура и девона. Средний структурный этаж сложен мезозойскими образованиями и везде, за исключением геосинклинали Симанто, на палеозойских породах залегает с размывом и угловым несогласием. Верхний структурный этаж образован кайнозойскими образованиями.

Он представлен в геосинклиналях Симанто и Уэцу, т. е. во внутренней зоне Японской дуги, и сложен неогеновыми и, локально, нижнеплейстоценовыми, образованиями, а в находящейся во внешней зоне геосинклинали Накамура- образованиями палеогена и миоцена. В геосинклинали Исикари и других прогибах острова Хоккайдо сюда относятся местами залегающие несогласно палеогеновые и неогеновые отложения. Разделение среднего и верхнего этажей проведено по границе мезозойских и кайнозойских пород весьма условно. Иногда она прерывается и залегает с несогласием (север Японских островов и др.); на таких участках, как прогиб.

Идзуми, границу этих этажей следовало бы провести существенно ниже, в основании верхнемеловых отложений. Во внешней зоне (Накамура) кайнозойские и верхнемеловые отложения часто представлены непрерывной серией, охватывающей в качестве верхнего члена мощные нижнечетвертичные отложения, также подвергшиеся дислокациям. В самый верхний структурный этаж отнесены отложения, заполняющие наложенные впадины в районе так называемого Внутреннего моря Сетоути, озера Бива, заливов Осака и Исеноуми на о. Хонсю и центрального антиклинория о. Хоккайдо.

2.2. Сейсмичность и глубинное строение Японских островов.

Исходя из количества эпицентров сильных землетрясений, отнесенному на единицу площади, самая внешняя часть Японской дуги и западный склон глубокого желоба в ближайшей части Тихого океана являются самым сейсмичным районом Японских островов. Количество землетрясений резко уменьшается к востоку от оси этого желоба в сторону Тихого океана, и с переходом от восточного побережья острова Хонсю и южного побережья острова Хоккайдо к срединным зонам этих островов. Ширина наиболее сейсмично активной зоны изменяется в пределах 100−150 км. Эта внешняя сейсмичная зона Японской дуги продолжается на северо-восток вдоль Курильских островов, на юг вдоль Бонинской дуги, и на юго-запад вдоль внешних тектонических зон Главной Японской дуги. Количество эпицентров увеличивается и в внутренней зоне вдоль северного побережья полуострова Тюгоку. Отчётливая зона высокой сейсмичности, связанная со склоном желоба Рюкю, проходит в океане вдоль восточного побережья о.

Кюсю и с внешней стороны островной дуги Рюкю. Однако продолжается эта сейсмичная зона не вдоль склона впадины, а вдоль восточного побережья о. Кюсю через пролив Бунго до Внутреннего моря. Контуры данной сейсмичной зоны параллельны не к контурам северо-восточной части желоба Рюкю, а к вулканической оси островной дуги Рюкю.

Сейсмичность этой зоны, аналогично сейсмичной зоне западного склона Японского желоба, резко уменьшается к востоку от оси желоба Рюкю. Землетрясения с глубокими эпицентрами здесь приурочены к трём наклонным зонам глубинных разломов. Все эти зоны, имея протяжённость в тысячи километров, соответствуют не каким-то отдельным поверхностям, а целым наклонным «слоям» или «клиньям», имеющим мощность 100−200 км, очаги в которых распределяются очень неравномерно. Однако прослеживается некоая средняя поверхность внутри каждого такого «слоя» или «клина», с ориентировкой и углом наклона этой поверхности[4].

Три вышеупомянутые зоны глубинных разломов приурочены к трём островным дугам: 1) Курильская дуга вместе с северной частью Главной Японской дуги;

2) Дуги островов Идзуситито и Бонин, переходящие в цепь Марианских островов; 3) Дуги островов Рюкю. Зоны глубинных разломов протягиваются значительно дальше на запад, не обрываясь у пересечения этих островных дуг. Характеризующиеся глубиной 100−300 км очаги располагаются под Курильской, Японской и Бонинской островными дугами и в ближайших к ним частях Охотского и Японского морей параллельнопо отношению к поверхностным структурам островных дуг. Однако землетрясениям с эпицентром, залегающим на глубине от 300 до 600 км, присуща зональность расположения, связанная с простиранием только.

Курильской и Бонинской дуг. Параллельный Курильской дуге пояс глубокофокусных землетрясений продолжается на запад поперек геологических структур Сахалина, северной части Японского моря и южного Приморья до района Владивостока, где он смыкается с поясом глубокофокусных землетрясений (300−570 км), сопровождающим с запада дугу островов Бонин и Идзуситито и пересекает Японию параллельно зоне ФоссаМагна. Этот пояс глубокофокусных землетрясений также не прекращается с окончанием структуры Бонинской дуги и сопровождающей их цепи вулканов, а тянется дальше к северо-западу через Японское море в район севера Корейского полуострова. Японскую дугу не сопровождает параллельный ей пояс глубокофокусных землетрясений. Это расхождение в ориентировке разных по глубине структур имеет принципиально важное значение для геотектоники. Оно указывает на то, что глубинные тектонические линии, связанные с крупными структурными элементами земной коры, соответствуют им лишь в общих чертах и в какой-то степени самостоятельны, имея в отдельных случаях гораздо большую протяжённость, чем соответствующий им элемент в структуре земной коры. Также этот факт находит себе аналогию в том, что цепь вулканов, сопровождающая дугу Марианских островов, не заканчивается у стыка ее с Главной Японской дугой, а продолжается и пересекает Японскую дугу поперек, протягиваясь вдоль зоны Великого Грабена (Fossamagna).

Поперечный ряд вулканов вдоль Великого Грабена называется зона Фудзи. В неё входят действующие вулканы Фудзияма и Якияма, а также около десяти потухших вулканов на полуострове Идзу и в пределах грабена. В расположении вулканов Тихоокеанского пояса обнаруживается некоторая независимость от контуров складчатых структур, и вместе с тем такую тесную связь с глубинными тектоническими процессами, устанавливаемую по расположению очагов глубокофокусных землетрясений, что это является веским аргументом в пользу теории столь же глубинного происхождения матматических расплавов. Пояс землетрясений, имеющих небольшую и промежуточную (100−300 км) глубину, связан с дугой Рюкю. Западней вулканической оси Рюкю-Кюсю на удалении 50−200 км в ближайшей части ВосточноКитайского моря расположены очаги землетрясений на глубине 100−300 км; более глубокие очаги здесь не известны[4]. Исследованиями разных лет была выяснена ориентировка напряжений в очагах землетрясений этих подвижных зон, которая также изменяется с глубиной[1]. Поверхность скалывания, расположенная под углом 45° к оси максимального сжатия, как правило оказывается приблизительно параллельной общему наклону всей сейсмичной зоны, будучи наклоненной в сторону континента более полого в верхней части подвижных зон и более круто в своей нижней части. В сейсмичных зонах всех островных дуг преобладает сжатие, ориентированное почти горизонтально и в крест их простирания.

Сжимающие силы имеют наклон по отношению к горизонту под углом от 0 до 30°. Ось растяжения в эллипсоиде напряжений ориентирована либо почти вертикально, либо (что наблюдается реже) по простиранию островной дуги. Иногда происходят землетрясения с ориентировкой напряжений, отличающейся от этой схемы[1]. Скорей всего они связаны с поперечными и косыми сдвигами по вертикальным поверхностям скалывания, сопряженным с той же общей системой тангенциального сжатия. Поскольку сжатие доминирует в подвижных зонах, начиная с наиболее глубоких уровней (500−600 км) и до поверхностных очагов, лежащих в земной коре на глубине 10−20 км, естественно связать складчатость островных дуг и известные по геодезическим данным современные деформации с этими же сжимающими усилиями, ориентированными в крест простирания островных дуг. Глубинное строение Японии установлено при изучении сейсмических волн, распространяющихся при землетрясениях, а также при проведении сейсморазведочных работ. По данным этих работ была установлена мощность земной коры Японских островов, составляющая в районах центрального Хонсю, расположенных восточнее хребтов Хида и Акаиси и на низменности Канто, лишь 20−30 км. В северной части о.

Хонсю в районе гор Китаками и западнее мощность земной коры равна 20−27 км, в районе гор Абукума-порядка 32 км. Внутри кора состоит как минимум из четырех слоев[7]. Эти слои имеют различную скорость прохождения продольных волн, — осадочный слой, «гранитный», верхний «базальтовый» слой, который может рассматриваться так же, как уплотненный гранит или гранодиорит, и нижний «базальтовый» слой со скоростью продольных сейсмических волн.

Гр от 7 до 7,6 км/сек. Ниже этого слоя, т. е. ниже поверхности Мохоровичича, залегает подкоровой слой с Гр=8,1 км/сек. Эти данные показывают, что нижняя граница гранитного слоя (Гр=5,0−5,5 км/сек) проводитсядостаточно условно, обычно отбиваясь на глубине 10−20 км.

Заключение

.

Японские острова находятся в одном из наиболее сейсмичных районов Земли и представляют собой типичный во многих отношениях участок Тихоокеанского сейсмического пояса. В Тихоокеанском поясе сосредоточено порядка 80−90% всей энергии, высвобождающейся на Земле при землетрясениях. Землетрясения часто приводят здесь к катастрофическим последствиям. Так, землетрясение 2011 года и последовавшее за ним цунами привели к гибели более 15 000 человек, разрушению ряда населённых пунктов, и катастрофе на АЭС Фукусима — 1. Япония издревле испытывает на себе удары землетрясений. В связи с этим изучению сейсмичности придается в Японии огромное значение, и оно уже давно (с 1600 года систематически) проводится в многочисленной сети станций. Помимо практических результатов по определению сейсмичности различных районов Японских островов и разработке методов прогноза и предупреждения, эти исследования японских сейсмологов дали большое количество информации о глубинном строении земной коры и протекающих в ней процессах.

Список литературы

1. Балакина Л. М. Общие закономерности в направлениях главных напряжений, действующих в очагах землетрясений Тихоокеанского сейсмического пояса. Изд. АН СССР, серия геофиз., 1962, 2. Гутенберг Б. Физика земных недр. М., ИЛ, 1963.

3.Гутенберг Б., Рихтер К. Сейсмичность Земли. М., ИЛ, 1948.

4.Кобаяси Т. Современные вертикальные движения в Японии. В кн.: Живая тектоника. М., ИЛ, 1957.

5.Кропоткин П. Н., Шахварстова К. А. Геологическое строение Тихоокеанского подвижного пояса. Изд. «Наука», 1965.

6.Николаев Н. И. Методы изучения новейших тектонических движений. В кн.: Новейшая тектоника СССР. Изд. Академии наук СССР, 19 497.

Тамаки И. Структура земной коры в Японии по годографам сейсмических волн от неглубоких землетрясений. В кн.: Строение земной коры по сейсмическим данным. М., ИЛ, 1959.

Приложения.

Приложение АСхема Тихоокеанского пояса.

Приложение БРасположение сейсмичных зон и ориентация осей напряжений сжатия в очагах землетрясений Тихоокеанской области.

Приложение ВТектоническая карта Японских островов и полуострова Корея.