Океанология, 2021, T. 61, № 1, стр. 116-131

ВВЕДЕНИЕ

Япономорский регион располагается в зоне перехода “континент–океан” и характеризуется сложным геологическим строением. Наряду с направленным изменением структурных и вещественных характеристик земной коры от континента к океану здесь проявились процессы, связанные с субдукцией Тихоокеанской плиты под окраину континента [8, 41, 42, 69], горизонтальными перемещениями тектонических блоков на трансформной окраине Азии [30, 48], рифтогенезом [9, 26, 57] и магматическими инъекциями разнообразной (континентальной, островодужной, надсубдукционной, рифтогенной, плюмовой) природы. Одни исследователи предполагают первично-океаническое происхождение земной коры Японского моря [3, 36]. Другие связывают ее образование с тектономагматическими процессами мантийной природы, в том числе астеносферной и нижнемантийной плюмовой [14, 26, 27, 30, 33].

Конкурирует предположение [64], что Японские острова представляют собой обычную островную дугу (орогенный пояс), образовавшуюся в связи с субдукцией Тихоокеанской плиты, а Японское море рассматривается как задуговой бассейн.

В последнее время происхождение Японского и других окраинных морей на западе Тихого океана многими исследователями рассматривается с позиций “вихревой” гипотезы [7, 22, 32, 68]. При этом источником вихревых движений считаются макромасштабные поля кручения. По представлениям Л.А. Изосова с коллегами [17–19, 49], тектоносфера Японского моря представляет собой вихревую структуру, которая сформировалась в результате бокового взаимодействия движущихся относительно друг друга Евразиатской и Тихоокеанской литосферных плит [59, 60, 65].

Существует также предположение [62], что тектоносфера морей на восточной окраине Азии имеет преимущественно плюмовое происхождение и формировалась при миграции горячего поля мантии вдоль окраины континента. В этом случае горячие поля мантии могли приводить к образованию гигантских магматических резервуаров в головах плюмов, и это облегчало бы горизонтальные перемещения тектонических масс в надплюмовом пространстве. Результатом таких перемещений могли быть растяжения литосферы, образование рифтов [40] и вихревых структур [19, 49].

Разнообразие гипотез о происхождении Японского моря, сложность геологического строения и отсутствие объемных моделей тектоносферы Япономорского региона вызывает необходимость привлечения новых методов исследования, одним из которых является статистическое моделирование реологических свойств земной коры и верхней мантии по аномалиям плотностной контрастности [33–37].

Целью статьи является увязка трехмерной модели плотностной неоднородности тектоносферы Японского моря с тектоническими структурами, петрологией и геохимией вулканических пород в верхнем слое земной коры, с тепловым потоком, современной геодинамикой, а также результатами дешифрирования космических снимков и геофизических аномалий.

ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Япономорская впадина располагается в зоне взаимодействия Тихоокеанской литосферной плиты с Амурской плитой второго порядка, входящей в состав Евразиатской плиты первого порядка [8]. Острова Японского архипелага отгораживают впадину Японского моря от Тихого океана. С севера к Японскому морю примыкает Охотоморская плита, а с юга – Филиппинская. На основании идентичности юрских и нижнемеловых аккреционных комплексов Японских островов (пояса Мино, Тамба, Ашио, Титибу, Симанто) и Сихотэ-Алиня (Самаркинский и Таухинский террейны) [30], а также схожести метаморфических комплексов в допалеозойском фундаменте массивов Хида (о. Хонсю) и Ханкайского (Приморье) [15, 16] общепризнанным является предположение, что Японские острова представляют собой фрагменты, отделившиеся от Амурской плиты в результате эоцен-миоценовых процессов растяжения и сдвига на ее трансформной окраине [8, 9, 26, 30]. По другим представлениям [16], выходы докембрийских комплексов на острове Хонсю и подводной возвышенности Ямато (рис. 1) являются перемещенными фрагментами параплатформы Янцзы или Северо-Китайского кратона.

Считается, что раскрытие Японского моря вызвано движениями вдоль двух правосторонних систем сдвигов (strike-slip) [57]. По этому механизму окраинные моря восточной части Тихого океана иногда приравниваются к синсдвиговым бассейнам [47].

Наиболее сложным является строение тектоносферы восточных районов Япономорского региона, где выделяются две встречно-направленные зоны субдукции [42], разорванные астеносферными инъекциями [30, 48] (слэб-виндоуз структурами). Еще одна зона субдукции располагается на границе континента, где она так же разрушена внедрением астеносферы [29, 48], что сопровождалось излияниями эоцен-олигоцен-раннемиоценовых базальтов в Восточно-Сихотэ-Алинском вулканическом поясе.

В Японском море земная кора состоит из трех основных слоев [42]. Верхний имеет мощность 1.0–2.0 км, сейсмические скорости от 1.5 до 3.5 км/с и постоянный градиент увеличения скорости с глубиной. Ниже расположен промежуточный (гранитно-метаморфический) слой мощностью 2.0–2.5 км со скоростями 4.8–5.6 км/с. Под ним залегает нижнекоровый мафический (базальтовый) слой (8–10 км) со скоростями 6.4–6.7 км/с. Вопрос о природе земной коры Японского моря остается неясным. Одни исследователи считают, что в котловинах Ямато и Цусимской кора имеет редуцированную континентальную, а на востоке Центральной котловины – новообразованную океаническую природу [21]. Р.Г. Кулинич и М.И. Валитов [25] предложили модель переменного вещественного состава земной коры, в которой тип коры меняется в соответствии с ее мощностью. В этой модели океаническая кора располагается под Центральной глубоководной котловиной, а редуцированная и деформированная континентальная кора – под возвышенностью Ямато и в прибрежных континентальных окраинах Японского моря.

Скорости в верхней мантии у поверхности Мохо меняются от 7.8 до 8.2 км/с. Глубина залегания подошвы земной коры варьирует от 12−17 км в глубоководных котловинах до 20–24 км под подводными возвышенностями [25].

Мощность литосферы Японского моря в глобальной теплофизической модели [23] изменяется от 100 км на окраине континента до 50 км в центральных районах Японского моря. В восточных районах региона мощность литосферы увеличена до 150 км, что, вероятно, объясняется наклонным положением (субдукцией) Тихоокеанской плиты.

ДАННЫЕ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

В качестве основы модельных построений использован мировой каталог гравиметрических данных [61], содержащий цифровой массив значений аномалий Буге по сети 0.42′ × 0.42′ на территорию Японского моря и прилегающих районов континента.

На широтных профилях, пересекающих гравиметрическую карту через 1°, с шагом 5 км были построены графики аномалий Буге, по которым рассчитаны глубины залегания источников квази-симметричных аномалий и плотностная контрастность (μ_z-параметр) на отрезках между центрами плотностных неоднородностей и поверхностями эквивалентных сфер, на которые выметались, по Пуанкаре [53], аномальные массы этих источников. Земная кора и верхняя мантия были подразделены на 12 слоев в интервалах глубин: 11–20, 16–25, 21–30, 26–35, 31–40, 36–50, 42–60, 52–70, 62–80, 82–120, 105–250 и 155–300 км. Источники гравитационных аномалий каждого слоя выметались на поверхности эквивалентных сфер, касательных к поверхностям слоев на глубинах соответственно: 10, 15, 20, 25, 30, 35, 40, 50, 60, 80, 100 и 150 км по алгоритму:

где: Z₀ – кажущаяся глубина залегания центра масс, однозначно определяемая в случайном пересечении поля источника гравитационной аномалии, Vzm – амплитуда локального симметричного гравитационного возмущения, Hc – глубина залегания поверхности, на которую выметаются массы источников, К – гравитационная постоянная. Выполнялось условие: Hc < Z₀.

В результате вычислений формировалась цифровая 3D-модель µ_z(x, y, Hc), которая являлась исходным материалом для построения распределений плотностной контрастности в горизонтальных срезах и вертикальных разрезах тектоносферы.

Описанная процедура по своей сути является статистической, поскольку элементарные источники гравитационных аномалий непосредственно не связывались с конкретными геологическими телами или структурами. Она близка к процедуре локализации источников с помощью деконволюции Эйлера и методу Г.А. Трошкова [37], использующих отношения производных гравитационного потенциала. Однако измерение амплитуд гравитационных возмущений расширяет возможности перечисленных методов и позволяет исследовать вещественные свойства – реологию – моделируемых сред [33].

Опыт исследований [33–36, 38] показывает, что плотностная контрастность геологических сред, описываемая μ_z-параметром, является индикатором их реологического состояния. Высоким и повышенным значениям µ_z-параметра соответствуют древние жесткие метаморфические блоки кратонов и террейны кратонного типа, а низким и пониженным значениям – зоны дробления и трещиноватости, аккреционные призмы и турбидитовые террейны, а также зоны флюидно-гидротермальной проработки в разломах и апикальных частях структур центрального типа разного ранга. В верхней мантии высоким значениям µ_z-параметра соответствует нижний жесткий слой литосферы, а его низкие значения регистрируются в астеносфере. В разрезах тектоносферы низкие значения µ_z-параметра повсеместно совпадают с зонами пониженных скоростей сейсмических волн и удельных электрических сопротивлений [34–36]. Совпадения минимумов плотностной контрастности с максимумами теплового потока и температуры во многих случаях предполагают существование вязких или расплавленных магм в переходном слое кора–мантия и астеносфере.

По описанной методике построена модель пространственных распределений плотностной контрастности µ_z(x, y, Hc), отражающая реологическое состояние геологических сред и представленная в форме погоризонтных срезов и разрезов. Как будет показано ниже, эта модель опосредованно связана со структурно-вещественными неоднородностями тектоносферы, отображающими глубинное строение земной коры и верхней мантии Япономорского региона.

В качестве дополнительных данных, увязываемых с гравитационными моделями, были привлечены материалы по радиоизотопному возрасту, петрологии и геохимии вулканических пород, драгированных со дна Японского моря [2, 12, 13, 27], по тепловому потоку [5, 10], сейсмические модели земной коры [21, 25], 3D-сейсмологическая модель распределений гипоцентров землетрясений [6] и результаты структурного дешифрирования космофотоснимков (ETOPO1), топографических и батиметрических карт [17, 18, 49]. Результаты измерений теплового потока были переработаны авторами с помощью пакета Surfer-8 в схемы изолиний при разных уровнях сглаживания. Результаты лабораторных исследований вулканитов Японского моря были переосмыслены с точки зрения их привязки к геодинамическим обстановкам и элементам глубинного строения земной коры и верхней мантии. Результаты структурного дешифрирования космических снимков и геофизических аномалий сопоставлены с гравитационными реологическими и сейсмологическими моделями с целью выяснения тектонических причин возникновения и определения вертикального диапазона вихревых структур. В Япономорском регионе такая работа выполнена впервые.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Фундаментальной чертой строения тектоносферы Япономорского региона, так же как и всей Западно-Тихоокеанской окраины [36], является ее расслоение на два жестких (кристаллический слой земной коры и нижний слой литосферы) и два вязких (подкоровый и астеносферный) слоя. Первые выражены повышенными и высокими значениями плотностной контрастности, а вторые – низкими значениями (менее 10 × 10^–2 кг/м²/км). Иногда в разрезах проявлен пятый – подастеносферный жесткий слой. Изучение пространственных взаимоотношений между слоями открывает возможность диагностики глубинных структур растяжения, надвигания и пододвигания в земной коре и верхней мантии. Глубинные зоны разрыва земной коры и нижнего слоя литосферы часто совпадают с рифтогенными структурами на поверхности Земли и, как правило, сопровождаются линейными максимумами теплового потока и сокращением мощности земной коры [36, 38]. Перечисленные черты в полной мере проявлены и в тектоносфере Японского моря.

В срезе на глубине 10 км (рис. 2а) максимумом плотностной контрастности проявлен блок Ямато, вертикальная мощность которого, по полученным данным (рис. 2в), не превышает 15 км. Это блок не имеет связи ни с материковой земной корой, ни с островной корой о. Хонсю и, очевидно, является перемещенным, так же как Сергеевский и Анюйский массивы в Сихотэ-Алине. Таким образом, статистическая гравитационная модель, независимо от существующих данных, подтвердила выводы предшественников об аллохтонной природе подводной возвышенности Ямато [15, 16].

Слой в интервале глубин 16–25 км (рис. 2б) характеризуется низкой плотностной контрастностью (µ_z < 15 × 10^–2 кг/м²/км), что согласуется с небольшой мощностью земной коры – 12–18 км [25], подстилаемой подкоровым слоем пониженной вязкости. Локальные зоны пониженной вязкости в этом слое (µ_z < 5 × 10^–2 кг/м²/км) ориентированы поперечно к длинной оси Япономорской впадины, что может рассматриваться в качестве признака растяжения в сдвиговом дуплексе, характерного для структур типа пулл-апарт [57]. Таким же образом в СЗ–ЮВ направлении ориентированы линейные зоны повышенной сейсмичности в литосферном и подастеносферном срезах [6], поперечные к простиранию сейсмофокальной зоны.

Повышения плотностной контрастности наблюдаются под континентальной частью рассматриваемого региона и под докембрийскими блоками Хида и Абукума-Хитиками (рис. 1, 2б), где они соответствуют утолщениям земной коры [8, 56].

Особенности структурных взаимоотношений жестких слоев читаются в разрезах µ_z(x, y, Hc)-модели (рис. 2в). В обоих разрезах проявлено пододвигание среднего (гранитно-метаморфического) слоя земной коры о. Хонсю под блок Ямато, а в разрезе 6–6 земная кора Японского моря пододвинута под окраину континента. В разрезе 1–1 нижний слой земной коры Северо-Китайского кратона продолжается в литосфере Японского моря на расстояние 800 км (рис. 2в). Наклонная жесткая пластина в западной половине разреза 6−6 (рис. 2в), вероятно, имеет отношение к позднемезозойской субдукции Тихоокеанской плиты [30]. В этом же разрезе нижний слой тихоокеанской литосферы субдуцирует под Японскую островную дугу и литосферу Японского моря (рис. 3в), которые в позднем мезозое представляли собой окраину континента. Такие же взаимоотношения жестких слоев наблюдаются в разрезе 5–5 (рис. 4в). В обоих разрезах (5–5 и 6–6) субдуцирующая пластина разорвана под западной окраиной о. Хонсю. Такие разрывы обычно называют “slab-windows” и связывают с ними трансформные перемещения на западной границе Тихоокеанской плиты [29, 47].

В подкоровых срезах тектоносфера Япономорского региона (рис. 3а, б) характеризуется широкими минимумами плотностной контрастности, размеры которых увеличиваются с глубиной. Островная дуга на востоке региона сопровождается максимумами µ_z-параметра, а в его континентальной части максимум плотностной контрастности очерчивает Бурея-Цзямусы-Ханкайский блок с фундаментом кратонного типа [11, 15], что соответствует увеличению мощности земной коры в этом блоке до 40−45 км. В нижнекоровом срезе этого блока читается зона растяжения-сдвига Танлу, по которой, возможно, Ханкайский массив был оторван от Цзямусинского и перемещен к северо-востоку. Зоны растяжения-сдвига выражены разрывами жестких слоев в разрезах µ_z(x, y, Hc)-модели (рис. 2в, 3в, 4в). Такие же разрывы сопровождают глубоководные котловины Японского моря: Центральную и Ямато, под которыми мощность земной коры сокращена до 12–16 км [25]. По сейсмическим данным [21], на востоке Центральной котловины мощность консолидированной коры (без осадочного слоя) составляет 6 км, что соответствует новообразованной коре океанического типа. Отсутствие или разрывы континентального гранитно-метаморфического слоя под Центральной котловиной подтверждают разрезы µ_z(x, y, Hc)-модели (рис. 2в, 3в, 4в).

Разрывы и резкие сокращения мощности земной коры являются типичными признаками рифтов [36, 38], поэтому зоны растяжения под глубоководными котловинами Японского моря можно отождествить с одноименными рифтогенными структурами. Зоны растяжения в Япономорском регионе сопряжены со сдвигами [30, 32, 46], а Центральная и Ямато зоны растяжения-сдвига образуют сдвиговый дуплекс, в зоне которого наблюдаются поперечные к оси дуплекса зоны растяжения второго порядка (рис. 2б). На существование поперечных (северо-западных) разломов в земной коре Японского моря указывают также магнитные аномалии [1], и такой же ориентацией характеризуются линейные зоны сгущения гипоцентров землетрясений в нижней литосфере (глубина 60–80 км) и подастеносферном слое верхней мантии (интервал глубин 200–450 км) [6]. Все эти данные являются очевидными признаками сдвигового дуплекса.

Вертикальная протяженность структур растяжения различна. Зоны Танлу и Центральная (в Японском море) проникают глубоко в верхнюю мантию, а рифт под котловиной Ямато ограничен коровым диапазоном (разрез 3–3 на рис. 2в и 3в) и поэтому он слабее выражен в аномалиях теплового потока (рис. 4а).

В разрезах µ_z(x, y, Hc)-модели (рис. 3в, 4в) картируется слой пониженной вязкости, соответствующий астеносфере. Пространственное положение астеносферных линз совпадает с аномалиями теплового потока (рис. 3в, 4в). Исключением является континентальная часть Япономорского региона, где астеносфера в зоне Танлу приближается до глубины 50−75 км [8], однако данные по тепловому потоку в зоне Танлу [8, 10] значительно менее представительны по сравнению с данными по Японскому морю [5]. Другой причиной пониженного теплового потока в зоне Танлу может быть экранирование астеносферного тепла толстым слоем континентальной коры.

В аномалии теплового потока вносит вклад и подкоровый вязкий слой, который тоже может быть расплавлен частично или полностью [34]. Под Японским морем подкоровый вязкий слой утолщен до 20−30 км (разрез 3–3 на рис. 3в) и часто сливается с астеносферой (разрез 5–5 на рис. 4в). Астеносферная линза под Японским морем имеет грибовидную форму (разрезы 1–1 и 5–5 на рис. 4в и 6–6 на рис. 3в), характерную для структур центрального типа плюмовой природы [50]. В разрезе 3–3 (рис. 3в) под астеносферной линзой располагается узкий выступ подастеносферной мантии, что в какой-то мере подтверждает гипотезу о диапировой природе Японского моря [3, 30].

Распределение теплового потока (рис. 4а, б) согласуется с рифтогенным (спрединговым) происхождением Японского моря. На схеме осредненного теплового потока в радиусе 50 км (рис. 4а) прослеживаются два полосовых максимума теплового потока (Q > 90 мВт/м²). Северо-западный максимум (Ц) совпадает с Центральной глубоководной котловиной и соответствующим разрывом литосферы в разрезах µ_z(x, y, Hc)-модели (рис. 2в, 3в, 4в). Ее расположение примерно соответствует наиболее древней (эоцен) Цусимской сдвиговой зоне [30], следы которой сохранились в верхней мантии. Юго-восточная зона высокого теплового потока (Я) проявлена цепочкой локальных максимумов теплового потока вблизи западного фланга Японской островной дуги и совпадает с глубоководной котловиной Ямато. Эта зона сопровождается разрывами земной коры (разрезы 6–6 на рис. 2в, 3–3 на рис. 3в, 1–1 на рис. 4в) и примерно соответствует раздвигу, который произошел в период 1.5−2 млн л. н. [30]. Широкий максимум теплового потока, осредненного в радиусе 100 км (рис. 4б), соответствует выступу астеносферной линзы, совмещенной с подкоровым вязким слоем, в срезе на глубине 35 км (рис. 3а).

Определения возраста вулканитов, драгированных со дна Японского моря, показывают, что в котловине Ямато верхний предел их возраста моложе на 0.8 млн лет относительно самых молодых вулканитов в Центральной котловине, однако наиболее древний возраст вулканитов в Центральной котловине на 5 млн лет моложе древнейших вулканитов во впадине Ямато. Это свидетельствует о том, что вулканические процессы в земной коре Японского моря инициировались не только (и не столько) рифтогенезом, но и другими процессами, связанными с влиянием мантийного плюма и субдукции Тихоокеанской плиты.

Встречно направленные перемещения тектонических масс в зонах растяжения Центральной и Ямато (рис. 4) образуют типичный для сдвиговых зон дуплекс, который находит отражение на палеотектонических схемах [30] и может сопровождаться вихревыми процессами в реологически ослабленных слоях тектоносферы [18, 20, 49]. В приповерхностном слое земной коры вихревая структура выражена кольцевыми и дуговыми линеаментами, выделенными по данным космической альтиметрии (ЕТОРО 1) (рис. 5а). Она проявлена также на картах аномального гравитационного поля в редукции Фая [43] (рис. 5б) и аномального магнитного поля [31] (рис. 5в). В нижнекоровом срезе (рис. 6а) структура центрального типа (СЦТ) проявлена концентрическим распределением магнитуд землетрясений, а в астеносфере (рис. 6б) – в распределении векторов изменчивости магнитуд.

Смещение нижнекорового контура СЦТ к юго-западу от астеносферного согласуется с геодинамикой трансформного сдвига на западной границе Тихоокеанской плиты [30]. В свою очередь, центр концентрически зональной верхнекоровой структуры (рис. 5а) смещен к западу от нижнекоровой СЦТ (рис. 6а), что объясняется направленным перемещением верхнего слоя земной коры в сторону континента. Это согласуется с данными GPS по станциям на о. Хонсю [54, 65], где скорость северо-западных горизонтальных перемещений земной поверхности колеблется в диапазоне 20−40 мм/год. Аналогичным образом контур СЦТ, выделенный по магнитным аномалиям (рис. 5в), смещен к западу относительно СЦТ, проявленной в гравитационных аномалиях (рис. 5б). Наблюдаемые смещения приводят к выводу о послойных перемещениях тектонических масс в зоне глобального трансформного сдвига, сочетаемого с направленным чешуйчатым надвиганием коровых структур с востока на запад, связанным с субдукцией Тихоокеанской плиты. Таким образом, строение верхнекорового слоя земной коры Японского моря напоминает строение этого слоя в Сихотэ-Алине [9].

Надвигание коровых масс островодужного и океанического происхождения на континент, сочетаемое с субдукцией нижней литосферы, является характерной особенностью двухъярусной коллизии Азиатской континентальной окраины с Тихоокеанской плитой [35, 36]. Из разрезов 5–5 (рис. 4) и 6–6 (рис. 3) следует, что нижний слой литосферы Тихоокеанской плиты субдуцирует под астеносферу Японского моря, а верхний – надвинут на нее.

В тектоносфере Японского моря проявились несколько стадий вулканических процессов рифтогенного, спредингового и постспредингового типа [2, 14, 27, 47]. Рифтогенный вулканизм охватывает период от олигоцена до раннего миоцена. После него следует окраинноморский спрединг, который сопровождался вспышкой вулканизма с геохимическими свойствами, характерными для вулканизма срединно-океанических хребтов (N-MORB). Он завершился мощным проявлением постспредингового вулканизма с геохимической спецификой, типичной для щелочно-базальтоидного вулканизма океанических островов (OIB). Рифтогенный позднеолигоцен-раннемиоценовый известково-щелочной вулканизм хорошо изучен на возвышенности Ямато. Здесь вулканические породы характеризуются знакопеременной, часто положительной Sr аномалией, а также Ta–Nb, Zr и Ti отрицательными аномалиями (рис. 7а), что типично для пород активных континентальных окраин – ACMB (рис. 8). На обогащение магматических расплавов континентальной корой указывает высокая скорость ассимиляции андезитоидов [52].

В позднем олигоцене–раннем миоцене на окраине континента существовал режим трансформной окраины [30, 48], послуживший причиной широкого развития сдвиговых процессов, в результате которых позднемеловая субдукционная пластина была разрушена. Однако экранирование астеносферы жесткой пластиной в нижней литосфере (разрезы 1–1 и 5–5 на рис. 4г) не привело к вспышке толеитового базальтового вулканизма на возвышенности Ямато. Проявление здесь известково-щелочного вулканизма связано с обогащением расплавов водными флюидами, содержащими повышенные концентрации Al, K, Na, крупноионных литофильных элементов (LIL-E) – Rb, Ba, Sr и других, а также легких редкоземельных элементов (LREE), что также было характерно и для магматических расплавов некоторых приконтинентальных районов на западе Японского моря (разрез 1–1 на рис. 2).

Геохимические свойства вулканических пород в скважине 794 подтверждают наличие в Японском море спрединга, проявленного в конце раннего–начале среднего миоцена (около 15 млн л. н.) [46, 63]. На многокомпонентной диаграмме вулканиты этого возраста образуют спектр редких элементов, аналогичный спектру толеитовых базальтов срединно-океанических хребтов (N-MORB) (рис. 7б). А на диаграмме изотопов Nd и Sr они располагаются вблизи деплетированного источника (DM) (рис. 9). Толеитовые базальты с описанными геохимическими характеристиками являются производными астеносферного источника, продукты которого относятся к наиболее деплетированными вулканическим образованиям, что служит доказательством в пользу куполообразного воздымания астеносферы, проявленного в гравитационной реологической модели (рис. 3, 4). Необходимое для поднятия астеносферы тепло иллюстрирует рис. 4б.

Выступ высокотемпературной астеносферной мантии, поднявшейся до глубины 100 км (рис. 3в) в сочетании с мощным подкоровым вязким слоем в интервале глубин 60–80 км (рис. 3б, в) в центральной части Японского моря в среднем миоцене–плиоцене, способствовал широкому проявлению в котловинах моря плюмового щелочно-базальтоидного окраинно-морского (ОМ) вулканизма, по изотопно-геохимическим параметрам близкого к вулканизму океанических островов (OIB). Это наглядно иллюстрируют многокомпонентная диаграмма редких элементов (рис. 7б) с характерной для вулканических образований “горячих точек” Ta–Nb положительной аномалией, а также дискриминантная диаграмма (Zr/Y)–(Nb/Y) и диаграмма изотопов Nd и Sr (рис. 8, 9). На OIB природу ОМ базальтоидов также указывает обратная корреляция между Nb/Ta и Zr/Hf отношениями от щелочных к толеитовым разностям и значения Nb/Ta, находящиеся в узком интервале 15.71–16.26, что характерно для пород внутриплитных обстановок, которые, по [58], составляют 15–17. Согласно одной из точек зрения, формирование среднемиоцен–плиоценовых ОМ щелочно-базальтоидных пород OIB типа происходило в результате плавления нижнемантийного плюмового субстрата, прорывавшегося через астеносферную линзу к поверхности по зонам дробления и растяжения 33 [14, 27]. Это предположение находит отклик в разрезе 3–3 (рис. 3в), где воздымание 33 астеносферного слоя контролируется мантийным диапиром – глубоко погружающимся в мантию стволом Япономорского плюма.

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ ДАННЫХ

По полученным и проанализированным данным предшественников, в земной коре и верхней мантии Японского моря запечатлены следы по меньшей мере шести тектонических процессов, происходивших здесь с конца верхнего мела (67 млн лет) до настоящего времени:

1. Позднемеловая субдукция Тихоокеанской плиты.

2. Постсубдукционный этап в западных районах Японского моря, который охватывает период от олигоцена до раннего миоцена.

3. Окраинно-морской спрединг в период от конца раннего до начала среднего миоцена, который в максимальной степени проявился под Центральной котловиной Японского моря (в интервале 4–13 Ma). Он отмечен высоким тепловым потоком, сокращением мощности земной коры и разрывом литосферы.

4. Постспрединговый этап (средний миоцен– плиоцен), в течение которого (или немного ранее) произошло воздымание астеносферы и формирование головы Япономорского плюма.

5. Кайнозойские процессы кручения и вращения тектонических масс, связанные со структурой центрального типа в верхней мантии и сдвиговым дуплексом в земной коре.

6. Эоцен-олигоценовая субдукция Тихоокеанской плиты под Японскую островную дугу, сопровождавшаяся западным перемещением верхнекоровых масс.

Следы перечисленных процессов читаются в реологических гравитационных моделях, составленных без привлечения внешней, по отношению к гравиметрической, информации, что, с одной стороны, укрепляет доверие к разработанному методу статистической обработки гравитационных аномалий, а с другой стороны – предоставляет возможность увязать разрозненные геоморфологические, геофизические, петрологические и сейсмологические данные на трехмерной структурной основе.

Формирование Японского моря происходило, главным образом, в олигоцене–миоцене и было связано с этапами мощного тектогенеза и проявлениями рифтогенного, спредингового и постспредингового вулканизма. С изменениями геодинамических обстановок менялся характер вулканизма – от окраинно-континентального известково-щелочного (рифтогенного) до толеитового N-MORB типа (спредингового) и щелочно-базальтоидного OIB типа (постспредингового). Известково-щелочной вулканизм сохраняет “надсубдукционную” химическую специфику после позднемеловой субдукции Тихоокеанской плиты под Евразию. Толеитовый вулканизм (N-MORB) служит доказательством в пользу наличия под Японским морем астеносферной линзы, а щелочно-базальтоидный вулканизм OIB типа указывает на формирование в пределах Японского моря “горячей точки” − нижнемантийного плюмового источника магматических расплавов.

Тектоносфера Японского окраинного моря представляет собой сложную тектоно-магматическую структуру, сформировавшуюся в результате бокового взаимодействия движущихся относительно друг друга Евразиатской и Тихоокеанской литосферной плит при участии процессов растяжения, вихревых движений в тектоносфере и интенсивного магматизма.

Схождение Евразиатской и вращающейся Тихоокеанской литосферных плит сопровождалось образованием регионального сдвигового дуплекса и вихревых структур, обнаруживаемых при линеаментном анализе [55] поверхности твердой земли (рис. 5). По-видимому, плюмовая и связанная с ней вихревая геодинамика, наряду с трансформными сдвигами, формируют главные черты глубинного строения тектоносферы Японского моря.

В строении тектоносферы Японского моря принимают участие четыре структурообразующих слоя: коровый, нижний литосферный, астеносферный и подастеносферный. В расслоенной тектоносфере перемещения тектонических масс могут происходить независимо, или полунезависимо, в каждом из слоев [39, 44]. Не так давно [24] модель послойных перемещений и преобразований тектонических масс нашла математическое подтверждение. В результате послойных перемещений контуры глубинных структур, читаемых в гравитационных, сейсмологических и топометрических моделях в разных глубинных срезах, могут не точно совпадать друг с другом.

Исходя из полученных данных, центрами структур вращения могли быть древние жесткие блоки в земной коре и нижней литосфере: Ямато в верхнекоровом слое (рис. 2а, 5а), Хида – в нижнекоровом (рис. 6а) и Хитиками-Абакума – в нижней литосфере (рис. 6б).

В гравитационных моделях сохранились следы эоценовой, или более ранней, субдукции Тихоокеанской плиты под окраину континента в западных районах Японского моря (разрез 6–6 на рис. 3) и современной субдукции этой плиты под островную дугу на востоке региона (разрез 6–6 на рис. 4; разрез 5–5 на рис. 5).

Два этапа миоценовых рифтогенных процессов, сопряженных с трансформными сдвигами на континентальной окраине, проявлены в разрывах корового и мантийного жестких слоев и аномалиях теплового потока. В результате этих процессов были разрушены следы более ранней (позднемеловой–эоценовой) субдукции и произошли горизонтальные перемещения тектонических блоков, одним из которых является Ямато. Пространственное положение зон растяжения-сдвига совпадает с глубоководными котловинами Центральной и Ямато, под которыми мощность земной коры сокращена до 12−17 км.

На конвергентной границе Тихоокеанской и Евразиатской плит сформировалась тектономагматическая структура центрального типа плюмовой природы, которая прорывает субдукцирующую тихоокеанскую литосферу, и астеносфера растекается в стороны от магматического центра под подошвой литосферы Японского моря. Вязкая, или текучая, астеносфера характеризуется признаками вихревой структуры, проявленной в распределениях векторов магнитуд землетрясений (рис. 6б). Вихревые процессы в подлитосферной мантии могут быть связаны с конвективными течениями [45, 67], поскольку трудно вообразить, чтобы конвективные ячейки вращались только в вертикальной плоскости, приводя в движение литосферные сегменты. Горизонтальные компоненты вращения ячеек представляют собой не что иное, как вихревые структуры.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате комплексного анализа гравитационных, тектонических, геоморфологических, сейсмологических, термометрических и петрологических данных построена непротиворечивая обобщенная модель глубинного строения и эволюции тектоносферы Японского моря, совмещающая черты рифтогенных, сдвиговых, вихревых, субдукционных и плюмовых процессов, в разное время проявившихся в Япономорском регионе.

Рифтогенные структуры проявлены в разрывах (или сокращении мощности) жесткого кристаллического слоя земной коры в гравитационной (рис. 2в, 3в), сейсмической (рис. 4в) и теплофизической (рис. 4а) моделях. Сдвиговый дуплекс по типу структур пулл-апарт проявлен в поперечной ориентации структур растяжения в среднем слое земной коры (рис. 2а), а синсдвиговые вихревые процессы – в круговой ориентации линеаментов космогеологической модели (рис. 5а) и существовании структур центрального типа в сейсмологической модели (рис. 6). Позднемеловая субдукция Тихоокеанской плиты проявлена в пододвигании океанической коры под континент (рис. 2в), а кайнозойская субдукция – пододвиганием тихоокеанской литосферы под Японскую островную дугу (рис. 4г). Структурные и геофизические признаки перечисленных процессов подтверждаются петрологическими данными (рис. 7–9), а определения абсолютного возраста пород, драгированных со дна Японского моря, позволяют разделить эти процессы во времени. Выстраивается следующий возрастной ряд тектонических структур и процессов: раннемеловая (дорифтовая) субдукция Тихоокеанской плиты – заложение сдвигового дуплекса в зоне миоценового растяжения в западном и восточном районах Японского моря с образованием вихревых структур – плиоценовое воздымание астеносферы в зоне растяжения-сдвига, усилившее процессы вращения тектонических масс – эоцен-олигоценовая субдукция Тихоокеанской плиты под Японскую островную дугу.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках государственного задания НИОКТР АААА-А17-117031310010-6 на 2017−2019 гг. “Моделирование глубинных структур земной коры и верхней мантии Дальневосточного региона, выявление фундаментальных взаимосвязей структурных, геодинамических и металлогенических характеристик тектоносферы”, по программе Фундаментальных научных исследований ТОИ ДВО РАН (тема № 0271-2016-0005), № госрегистрации АААА-А17-117030110033-0 и при финансовой поддержке гранта “Дальний Восток” (проект № 18-1-008).