Японское море

1. 200-300 C
2. Зеленосланцевый метаморфизм (Greenschist) – фация низкой температуры и давления ( P= 3-8 КБ и T= 300-500 C). Характеризуется зелеными минералами: хлоритом, эпидотом и актинолитом
3. Амфиболитовый метаморфизм - умеренный до высоко температурного при низком давлении ( P= 3-8 КБ и T= 500-700 C). Характеризуется присутствием амфибола
4. Гранитный метаморфизм - высокая температура и низкое и среднее давление (P= 3-12 КБ и T> 650 C). Характеризуется кварцем, полевым шпатом - гранит.
5. Глубой сланец (Blueschist) - низкие температуры и высокое давление. Происходит только в областях с неправильно низким геотермическим градиентом (P> 4 КБ и T= 200-450 C). Название получил от синего минерала глаукофана. Обычный тип пород на о. Каталина и в Калифорнии. Фактически очень редок в большей части мира.
6. Эклогитовый метаморфизм – это порода мантии . Требует P> 10 КБ и T от 350-750 C.

Японское море- http://atlantic.ginras.ru/education/russia/lecture_19.pdf





Японское море расположено в пределах активной окраины Тихого океана и отделено от океана Японскими островами. Крупные заливы -Восточно-Корейский и Петра Великого. В море впадают только небольшие реки (например, Партизанская в Приморском крае). Географическая граница проходит на севере по линии мыс Южный (материк) – мыс Тык (запад Сахалинa). Южнее граница определяется линией, соединяющей мысы Кузнецова и Носяппу (о.Хоккайдо) и следует вдоль западного Японских островов. Западня граница совпадает с береговой линией п-ова Корея, Приморского и Хабаровского краев.

Средняя глубина Японского моря составляет 1350. В рельефе моря имеются котловины, поднятия, подводные горы и банки. Севернее 40о с.ш. дно море выровнено, южнее - сложный рельеф. Здесь расположены котловины Центральная и Хонсю с максимами 3742 и 3063 м соответственно, разделенные возвышенностью Ямато. Она состоит из северной и южной частей и банки Такуе, протягиваясь в субширотном направлении почти на 700 км при ширине 200 - 300 км. Поверхность дна котловин ровная с отдельными вулканическими постройками, с
абсолютной глубиной над дном до 2 км.

Геологическое строение Японского моря было исследовано геолого-геофизическими методами, получены сейсмические профили (МОВ ОГТ и др.), проведена
аэромагнитная и гравиметрическая съемка и бурение. Район Японского моря сейсмичен, под впадиной моря преобладают глубокофокусные землетрясения (до 700 км). Дискордантное положение Японского моря по отношению к простиранию структур его обрамления, наличие утоненной континентальной и новообразованной субокеанических кор, повышенные тепловые потоки (центральный грабен на поднятии Ямато), сходство вещественных комплексов Южного Приморья и Японских островов говорят о деструктивной природе этого бассейна, но вопрос об истории формирования бассейна до конца не решен. Одна из гиполтез рисует такую картину. Процесс растяжения начался в олигоцене в районе котловины Цусима. В среднемиоценовое время растяжение охватило область Центральной котловины, а в позднемиоцен-плиоценовое время — район котловины Хонсю (мультирифтовый спрединг). В плиоцен-четвертичное время процесс этот приостановился, но неоген-четвертичные процессы привели к образованию глубоководных впадин Японского моря.

Поднятия моря имеют различную природу. Значительная часть из них представляет собой фрагменты как утоненной, так и нормальной континентальной коры докембрийского, пермского и мелового возрастов. Такие блоки широко развиты вдоль восточного побережья Корейского полуострова, в центральной
и восточной частях Японского моря. К ним относятся возвышенности Восточно-Корейская, Криштофовича, поднятие Ямато, банки Кита-Оки, Оки и некоторые другие.

Поднятие Ямато с банкой Такуе протягивается в субширотном направлении почти на 700 км при ширине 200—300 км. Земная кора региона имеет трехчленное строение, и в ней установлены "осадочный" (Vпл - 2,0 км/с), "гранитный" (5,3—5,6 км/с) и "базальтовый" (6,8 км/с) слои общей мощностью до 25 км. С разных мест поднятия драгирован набор вулканических, осадочных и метаморфических пород, которые находят свои аналоги среди докембрийских, палеозойских и мел-кайнозойских комплексов Южного Приморья и Японских островов, а также Корейского полуострова. Подняты также палеозойские?, триасовые и юрско-меловые интрузивные породы различного состава (преимущественно гранитоиды). Акустический фундамент Ямато перекрыт хорошо стратифицированной толщей. Осложняющие хребты (Окусири, Садо) имеют тектоническое происхождение и сформированы в результате движений по крутопадающим разломам и надвигам в конце плиоцена. Их фундамент (судя по строению о-ва Садо), сложен нижнемиоценовыми вулканитами авгит-оливиновых базальтов и андезитовых пирокластических образований или лавовых потоков. Поднятие Окусири -линия хребтов, перекрытых осадочным чехлом позднемиоцен-плиоценового возраста. Хребты пространственно связаны с крупными депрессиями в акустическом фундаменте (трог Могами и др.), мощность осадочного чехла в которых может превышать 1,5 км.

Глубоководные впадины - котловины Хонсю, Центральная и Цусима лишены "гранитного" слоя. Центральная котловина имеет выровненное дно (глубина около 3500 м), над которым возвышаются отдельные, часто высокие горы. В пределах котловины повсеместно развит осадочный чехол, мощность которого максимальна по периферии (до 2.2 сек) и уменьшается к ее внутренним частям (до 1.5 сек).

Котловина Хонсю характеризуется чуть меньшими глубинами до 3000 м и меньшими мощностями осадков (около 0.5 сек). Дно котловины полого погружается с юга на север от 1000 до 2300 м. Накопление осадочного чехла здесь началось с позднего олигоцена. Строение западной части осложнено правыми сдвигами север-северо-восточного простирания. Вулканические горы (Гебасс, Уллындо и др.) сформированы в позднемиоцен-плиоценовое время и известны как в глубоководных котловинах, так и на поднятиях. Они сложены щелочными базальтами и трахитами. В осевой части котловины Хонсю подводные горы образуют две цепи, совпадающие с простиранием котловины. На южной цепи драгированы свежие подушечные базальты и гиалокластиты возраста 6—17 Ма. Аналогичные породы с северного хребта имеют возраст 7—15 Ма. На границе миоцена и плиоцена произошло формирование систем разломов субмеридионального простирания. Впадина Хонсю образовалась в условиях спредингового центра.

Образование Японского моря коррелируется с эволюцией Японской островной дуги.

Японская островная дуга в неогеновое время разделилась на две крупные тектонические провинции Су-Син-етцу и Хокурику-Сан-ин.

Пояс "зеленых туфов" Су-Син-етцу — Север Фосса-Магна протягивается от Западного Хоккайдо до зоны разломов Итоигава-Сидзуока и характеризуется широким развитием кислых и основных вулканических пород раннемиоценового возраста. Он представляет серию субмеридиональных прогибов, выполненных осадками мощностью до 3000 м, смятых в складки в среднем миоцене — раннем плейстоцене (складчатость Мицуе).

Пояс Хокурику-Сан-ин расположен между заливом Тояма и Цусимским проливом. Его отличает меньшее количество вулканического материала того же возраста и менее интенсивная складчатость. “Незеленотуфовая провинция" характеризуется слабо измененными вулканическими породами и обильным терригенным осадконакоплением. Неогеновые породы либо смяты в складки, как на Центральном Хоккайдо или в области Оигава-Бозо, либо разбиты на блоки.

В четвертичное время идет развитие блоковых структур в районах внутреннего моря Сето, а в зеленотуфовой провинции отмечается продолжение складкообразования. В Юго-Западной Японии происходит интенсивное воздымание регионов, возниктовение разломов в коллизионно-аккреционной структуре.

Структура континентальной окраины образована разновозрастными латеральными зонами (террейны различной природы, которые позволяют реконструировать древние переходные от континента к океану зоны и установить время и механизмы континентального роста. В современной структуре эти ряды нарушены позднемезозойскими продольными сдвиговыми перемещениями и кайнозойскими движениями при создании котловин окраинных морей.

Источник - http://tektokont.ru/165/

Впадина Японского моря отделяет Японские острова Корейского п-ова и Приморья. Впадина эта имеет ромбовидную форму и переходит в континентальный рифт южной части Татарского пролива. Контуры впадины конформны структуре Сихотэ-Алиня и Японской дуги, но на западе почти ортогонально, очевидно по разлому, срезают структуры Корейского п-ова.

Впадина состоит из трех глубоководных котловин с корой океанского типа: Центральная (Японская) котловина глубиной до 3650м с корой мощностью 8,5 км, из которых 2 км осадков; котловина Ямато (Хонсю) 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.

Раскрытие впадины Японского моря произошло в начале среднего миоцена, 16-15 Ма в процессе рассеянного спрединга, происходившего на фоне начавшегося 21 Ма разворота северо-восточного сегмента Японской дуги против часовой стрелки на 46°, а юго-западного на 56° по отношению к материку. Спредингу предшествовал рифтинг и бимодальный вулканизм, он вызван мантийным диапиризмом, о котором свидетельствует более чем вдвое повышенный тепловой поток.

Япономорская впадина соединяется узким Цусимским проливом с широким, но неглубоким эпиконтинентальным бассейном Восточно-Китайского моря. Этот бассейн отделен от впадины Филиппинского моря островной дугой Рюкю, а в тылу последней находится его трог Окинава. Этот трог представляет молодой, позднемиоцен-плиоценовый рифт, находящегося на стадии перехода к спредингу диффузного типа, характерного для тыльноду-говых (задужных) маргинальных морей. Начальная фаза образования трога Окинава относится к позднему миоцену -раннему плиоцену, а главная - к концу плиоцена - раннему плейстоцену.

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 Ма (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 сложная, он представляет собой симметричный грабен, в некоторых сечениях осложненный центральным горстом. Осадочный чехол прорван базальтовыми экструзиями.

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. Основной бассейн этого моря , Тайванский, находится между параллельными грядами Тайвань-Синзи и Фуцзян-Ренан. 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.

a) Разлом Megasplay получен от разлома границ плит.
b) Разлом Megasplay сечет старые разломы, которые формируют аккреционную призму.
c) Структура разлома Megasplay и следов крупномасштабного оползня на ложе океана предлагают, что этот разлом, вызывающий цунами, все еще активный разлом, спровоцировавший новый разлом на берегу в северном направлении.
d) Разлом Megasplay постепенно развивается в более высоком угле в сторону моря (юга) и к берегу.

Аккреционная призма Nankai Trough
Прогиб Nankai тянется по линии Suruga Bay-Kii Peninsula – Shikoku- Kyushu(Suruga Bay -Сикоку—Кюсю), где плита Филиппинского моря субдукцируется под западным-южным японским архипелагом, (Обычно'' Trough '' означает «прогиб», длинную тонкую канаву на ложе океана, но здесь он означает ''желоб'', так как его длина составляет 770км). Наряду с этой субдукцией плиты наблюдатся геологическое явление, когда осадок с плиты снят и добавлен к плите на стороне земли, т.е. создает аккреционную призму. Это явление создает базу орогенеза и зону сейсмогенеза.

Разлом Megasplay сечет склоновые отложения и продолжается до ложа океана. Деятельность разлома выглядит относительно новой, так как пересекает все старые разломы аккреционной призмы исвежие осадки близко к ложю океана.

Terresrial Geology
Terresrial Geology:зоны
МАГНИТНЫЕ АНОМАЛИИ ОФФШОРА ЗАПАДА Nansei
Японское море and marine geology
Japan and Sakhalin Geological History