Каталог Минералов
 

Японская островная дуга и впадины Японского и Восточно-Китайского морей


Тектоника континентов и океанов / Северная и Восточная Азия / Японская островная дуга и впадины Японского и Восточно-Китайского морей
обсудить на форуме

Японские острова (четыре главных) принадлежат четырем структурным системам. Восточный Хоккайдо представляет юго-западное окончание Курильской дуги (Корякско-Камчатско-Курильской системы), центральный Хоккайдо - южное окончание Сахалино-Хоккайдской системы, срезаемое Курило-Камчатским и Японским желобами, а п-ов Осима Юго-Западного Хоккайдо является северным окончанием системы, получившей полное развитие в северной части о-ва Хонсю, имеющей северо-северо-восточиое простирание. Она отделяется в центре о-ва Хонсю сдвиго-надвигом Танакура от субширотной системы юго-западной Японии, включающей остальной о.Хонсю и о-ва Кюсю и Сикоку и продолжающейся в архипелаге Рюкю. Поскольку две первые системы уже были рассмотрены выше, здесь будут описаны две остальные -Северо-Восточной и Юго-Западной Япони . Причем в связи с тем, что тектоническая зональность лучше выражена и полнее разработана для Юго-Западной Японии, начнем изложение с этой системы.
Тектонические зоны Юго-Западной Японии закономерно омолаживаются с севера на юг, от Японского моря к Филиппинскому На северном побережье выделяются две зоны террейна: Оки на западе и Хида на востоке.

Террейн Оки, сложенный гнейсами и гранитами с возрастом от 2,0 млрд лет, рассматривается как отторженец кратона Янцзы, обнаруживающий сходство с южнокорейским массивом Собасан. Террейн Хида сложен гнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, мраморами, гранито-гнейсами с возрастом 1000-250 млн лет, метаморфизованными в кианитовой субфации амфиболитовой фации. Метаморфизм высоких давлений сближает террейн Хида с Дабейшанем на восточном окончании Циньлиня, а средне- и верхнепалеозойский чехол обрамления с бореальной фауной - с Сино-Корейским кратоном. Террейн Хида интрудирован позднегерцинскими гранитами, перекрыт среднеюрскими песчаниками, верхнемеловыми-нижнепалеогеновыми вулканитами, неогеновыми туфами и осадками.

Террейн Оки окаймлен с юга наиболее древними в Японии офиолитами с возрастом до 580 млн лет (их аналоги известны и в северной Японии). К офиолито-вому поясу с юга примыкает пояс Ренге метаморфических сланцев высоких давлений с возрастом 400-300 млн лет. Офиолиты и глаукофановые сланцы выступают вдоль крутого надвига по периферии террей-на Оки, а следующий к югу террейн Акийоси образует пологий тектонический покров, смятый в анти- и син-форму и сложенный метабазальтами и рифовыми известняками океанских островов, обломочными породами, метаморфизованными в зеленосланцевой фации в поздней перми. В строении покровного комплекса участвуют еще две нижележацие пластины - средняя отвечает метаморфитам высокого давления Сангун с возрастом 230-210 млн лет, образованным по средне-и верхнепалеозойским кремнисто-терригенно-карбо-натно-туфогенным отложениям, а нижняя -офиолитам Майзуру - 280 млн лет. Относительным автохтоном для этих покровов служит мощный юрский с участием верхов триаса и низов мела аккреционный комплекс зоны Мино-Танба, включающий базальты океанских островов, пелагические кремни, рифовые известняки и обломочные осадки, а также олистостромы, метаморфи-зованные в зеленосланцевой фации между 170 и 120 млн лет т.н. Комплекс Мино-Танба надвинут, в свою очередь, на зону Риоке, отличающуюся развитием мета-морфитов низкого давления и гранитов с возрастом 120-170 млн лет. Далее к югу в крупном тектоническое окне выступает комплекс Санбагава, сложенный ме-таморфитами высокого давления - низкой температуры, возникшими по пелагическим осадкам и вулканитам палеозоя-мезозоя в начале позднего мела (100-80 млн лет т.н.). Пояса Риоке и Санбагава образуют вторую пару метаморфических поясов Японии; первую, более древнюю, составляют пояса Хида и Сангун.

Между зонами Риоке и Санбагава проходит разлом, известный как Медианная тектоническая линия Юго-Западной Японии. Она представляет зону крутого надвига к югу и правого сдвига и традиционно принималась как граница Внутренней и Внешней мегазон данной системы. С севера к ней примыкает приразлом-ный прогиб, выполненный мощной толщей верхнемелового флиша.

К югу от окна Санбагава расположена покровная синформа - огромный клипп, состоящий из двух пластин. Нижняя - Чичибу, сложена эквивалентами нижних горизонтов (Tj-J,) комплекса Мино-Танба, а верхняя, крайне своеобразная, известна как зона Куросега-ва. Эта последняя представляет собой мегамеланж из доюрских пород внутренних зон в серпентинитовом матриксе. Фронтальный надвиг покрова Чичибу-Ку-росегава - линия Бутсузу, знаменует окончательное исчезновение с поверхности образований внутренних зон. К югу от нее развит молодой, верхиемеловой-ниж-немиоцеиовый изоклинально смятый аккреционный комплекс Симанто, состоящий из обломочных (турби-диты) и океанских (базальты, кремни) слабо метамор-физованиых пород с чешуями меланжа. Этот комплекс прорван миоценовыми гранитами и несогласно перекрыт моноклинально падающей к югу срсднемиоцено-вой молассой. На подводной окраине Японских о-вов, обращенной к глубоководному желобу Нанкай, он наращивается еще более молодым, верхнемиоцеиовым -современным комплексом отложений, выполняющим преддуговый прогиб, которому в рельефе отвечает подводная терраса, а ниже по склону развит аккреционный клин.

Выделенные в Юго-Западной Японии тектонические единицы в большинстве своем, кроме крайних северных Оки и Хида, прослеживаются к юго-западу в архипелаге Рююо (Нансен), хотя этот архипелаг и отделен от о-ва Кюсю поперечным правым сдвигом субмеридионального простирания. Этаже тектоническая зональность в общем выдерживается и в Северо-Восточной Японии, к северо-востоку от сдвига Таиакура. Но здесь границы между зонами, первоначально представлявшие пологие надвиги, определяются молодыми миоценовыми левыми сдвигами, связанными с раскрытием Япономорской впадины. Кроме того, помимо зоны субдукции вдоль восточной окраины Японского желоба эта система окаймляется зоной субдукции и с запада, со стороны Японского моря, прослеживающейся вплоть до южного Сахалина. В Северо-Восточной Японии, в частности, опознаются аналоги террейнов Хида и Оки, соответственно, в горах Абакума и Китаками (юг), древнейших офиолитов, а также более молодых аккреционных комплексов, до аналогов юрского комплекса Мино-Танба, но некоторые зоны Юго-Западной Японии выпадают или, возможно, скрыты на глубине. На восточной окраине о-ва Хонсю, обращенной к Японскому желобу, полого залегающие с наклоном к желобу кайнозойские осадки
несогласно перекрывают интенсивно дислоцированный мел и лишь в основании склона желоба располагается узкий аккреционный клин.

Японская островная дуга ныне отделена от Корейского п-ова и русского Приморья впадиной Японского моря. Впадина эта имеет ромбовидную форму с длинной осью, простирающейся в северо-северо-восточном направлении на 1000 км; к северо-северо-востоку она переходит в континентальный рифт южной части Татарского пролива. Контуры впадины на северо-западе и юго-востоке конформны структуре Сихотэ-Алиня и Японской дуги, но на западе почти ортогонально, очевидно по разлому, срезают структуры Корейского п-ова. Рельеф и внутреннее строение Япономорской впадины довольно сложные. Она состоит из трех отдельных глубоководных котловин с корой океанского типа; это Центральная (Японская) котловина на северо-западе глубиной до 3650м, с корой мощностью около 8,5 км, из которых 2 км осадков; котловина Ямато (Хонсю) на юго-востоке глубиной до 3 км, подстилаемая корой мощностью в 14 км, в том числе 1-2 км осадков; котловина Цусима на юго-западе глубиной более 2 км, с корой той же мощности, но 4 км осадков. Эти котловины разделены поднятиями Ямато и Оки, представляющими блоки утоненной континентальной коры, в случае байки Ямато обнаруживающей, по данным драгирования, разрез, сходный с разрезами Южного Приморья и северного Хонсю.

Способ и время образования Япономорской впадины ныне достаточно хорошо известны благодаря данным глубоководного бурения и палеомагнитных исследований (рис.5-45). Ее раскрытие произошло в начале среднего миоцена, 16-15 млн лет т.н. в процессе рассеянного спрединга, происходившего на фоне начавшегося 21 млн лет т.н. разворота северо-восточного сегмента Японской дуги против часовой стрелки на 46°, а юго-западного на 56° по отношению к Евразии. Спредингу предшествовал рифтинг и бимодальный вулканизм, он сопровождался, а по мнению некоторых исследователей, был вызван мантийным диапи-ризмом, о котором свидетельствует значительно (более чем вдвое) повышенный и в настоящее время тепловой поток.

Япономорская впадина соединяется на юге узким Цусимским проливом с широким, но неглубоким и почти целиком эпиконтинентальным бассейном Восточно-Китайского моря. Бассейн этот отделен от смежной с востока впадины Филиппинского моря островной дугой Рюкю, а в тылу последней находится его самая примечательная структура - трог Окинава. Этот трог представляет пример молодого, позднемиоцен-плиоце-нового рифта, находящегося на стадии перехода к спредингу диффузного типа, характерного для тыльноду-говых окраинных морей. Глубина дна трога достигает 2200 м, а мощность осадков в его осевой части - почти Зкм. Кора утонена на юге до 17 км; здесь же обнаружены линейные магнитные аномалии спредингового типа, по которым время начала спрединга установлено в 1,9 млн лет т.н. (ранний плейстоцен), а скорость в 2 см/г. На северную часть трога спрединг еще не распространился. О молодости структуры свидетельствует высокий тепловой поток, в среднем почти в четыре раза превышающий нормальный. Внутренняя структура трога довольно сложная, но в общем он представляет собой относительно симметричный грабен, в некоторых сечениях осложненный центральным горстом. Осадочный чехол во многих местах прорван базальтовыми экструзиями. Начальная фаза образования трога Окинава относится к позднему миоцену -раннему плиоцену, а главная - к концу плиоцена - раннему плейстоцену.

С северо-западной, континентальной стороны параллельно трогу Окинава простирается подводная гряда Тайвань-Синзи, представляющая собой складчатое поднятие, возникшее в конце миоцена, но испытавшее на юге последний импульс сжатия в конце плиоцена. Эта гряда расположена уже в пределах шельфовой части Восточно-Китайского моря, а основной бассейн этого моря -Тайванский, находится между грядой Тайвань-Синзи и другой, опять же параллельной ей грядой Фуцзян-Ренан, называемой еще Неокатазиатской. Эта последняя представляет погруженное звено Восточно-Азиатского вулкано-плутонического пояса с отдельными островами, на которых обнажаются магматиты этого пояса. Гряда Фуцзян-Ренан образует порог, отделяющий Восточно-Китайское море от Желтого моря. Основной бассейн Восточно-Китайского моря обязан своим образованием растяжению и рифтингу в конце мела - начале палеогена. Палеогеновые отложения были деформированы в олигоцене, затем последовало отложение неогеновых осадков, которые испытали деформации в конце плиоцена. В течение неогена проявлялся щелочно-базальтовый и толеитовый вулканизм. Мощность неогеново-четвертичного чехла достигает двух и более километров.



  • Моя коллекция
  • Добавить образец
  • Добавить месторождение
  • Предложить новость
  • Управление рассылкой
  • Профайл