Трехмерный анализ сейсмичности литосферы японских островов и прилегающих акваторий

Япономорский регион расположен на стыке четырех литосферных плит: Евразиатской (на западе), Тихоокеанской (на востоке), Охотоморской (на севере) и Филиппинской (на юге). К западу от Японских островов выявлены фрагменты параплатформы Янцзы [9], которые диагностируются по выходам докембрийских и архейско-протерозойских пород в пределах Центральной части Японского моря и острова Хонсю. По особенностям геологического строения Японские острова подразделяются на три зоны [25]: 1 – остров Хоккайдо, 2 – северо-восточная часть острова Хонсю, 3 – юго-западная часть острова Хонсю и остров Рюкю. Последние две отделены зоной разломов, между ними располагается меридиональный грабен (рифт) Фосса-Магна, на южном продолжении которого в океане протягивается Идзу-Бонинская (Огасавара) молодая вулканическая дуга [24].

Батиметрия Японского желоба и тектоническое строение дуги Хонсю (Тохоку) протяженностью 900 км и шириной 100 км изучаются более 100 лет [23, 26]. Современные представления о тектоническом строении этого региона начали складываться в 70–80-е гг. прошлого столетия после отработки бурового геотраверса «Гломар Челленджер» многоканальным сейсмопрофилированием МОВ-ОГТ [28, 31, 32]. Важным дополнением стала геолого-геофизическая съемка подводных окраин Японского архипелага, выполненная Геологической службой Японии под руководством проф. Е. Хонза [29].

Тихоокеанская окраина острова Хонсю относится к одной из самых активных областей северо-западного фрагмента Тихоокеанского сейсмического пояса. По очагам мелкофокусных, промежуточных и глубокофокусных землетрясений в Японском звене этого пояса прослеживается сейсмофокальная зона (СФЗ) Заварицкого–Беньо-фа. Согласно большинству исследований, морфология СФЗ соответствует морфологии субдуциру-ющей Тихоокеанской плиты (рис. 1 в ).

Повышение точности (до 1–2 км) определения гипоцентров землетрясений в 70-е годы прошлого века позволило японским сейсмологам [30] выявить здесь двухслойную структуру фокальной зоны Беньофа, состоящей из двух субпараллельных плоскостей, наклоненных к западу до глубин

а)

б)

Рис. 1. Распределение гипоцентров землетрясений о. Хонсю (а, б) [18] и положение кровли Тихоокеанской плиты (в) [35] в Япономорской зоне перехода «континент-океан»: 1 – изолинии глубин кровли субдуцирующей Тихоокеанской плиты [35], 2 – гипоцентры землетрясений, 3 – изолинии пониженных скоростей (%) [19]. Р – продольные волны, S – поперечные

Fig. 1. Distribution of the Honshu island earthquake hypocenters (a, b) [18], and position of the roof of the Pacifi c plate (v) [35] in the Japanese zone of the «continent-ocean» transition: 1 – isolines of depths of the subducting Pacifi c plate roof [35]; 2 – isolines of earthquake hypocenters; 3 – isolines of decreasing values of wave speed (percentage) [19];

Р – longitudinal waves, S – transversal waves

150–200 км под углом 30° и разные типы сейсмодислокаций в ее верхней (надвиги) и нижней (сбросы) плоскостях.

Исследованиями сахалинских сейсмологов под руководством Р.З. Тараканова [18] также обнаружено раздвоение сейсмофокальной зоны Беньо-фа (рис. 1а, б). Выход этой зоны на тихоокеанском побережье Хонсю с 1975 г. называют асейсмичным фронтом [34]. Этот фронт совпадает с зоной пониженной скорости сейсмических волн (рис. 1а, б) [19]. Зона перехода континент-океан характеризуется сложным распределением скоростей P- и S-волн. Пониженные скорости регистрируются в трассах, проходящих под глубоководными котловинами и по внешним границам Японского моря [19]. Кроме того, наблюдается расщепление сейсмических волн [33], что обусловлено рассло-енностью геологического разреза. В приводимых разрезах (рис. 1а, б) можно видеть признаки расщепления СФЗ на коровую и нижнюю литосферную составляющие.

Постановка задачи

Отображения следов сейсмических процессов в разрезе тектоносферы Японских островов обычно ограничиваются группированием гипоцентров землетрясений в сейсмофокальной зоне с целью обоснования субдукции Тихоокеанской литосферной плиты под островную дугу [8, 19]

(рис. 1). Зона субдукции прослеживается до глубины 400–500 км [1, 35]. Реже скопления гипоцентров изометричной формы представляют в форме «сейсмических гвоздей», которые связывают с локальными притоками мантийных флюидов [2]. В плане поля сейсмичности отображаются распределениями эпицентров землетрясений, которые группируются вдоль разломов на границах литосферных плит [27], а их магнитуды анализируются преимущественно при оценках сейсмической опасности. За исключением анализа зон разломов и субдукции, магнитуды землетрясений редко используются с целью расшифровки глубинного строения литосферы.

Реализуемый автором подход к изучению геологических причин и закономерностей пространственного распределения землетрясений основывается на анализе 3D-распределений гипоцентров и магнитуд землетрясений, которые дают возможность проследить связь сейсмических событий с объемным геологическим строением исследуемой территории в непрерывном пространстве. Такой подход учитывает не только положение гипоцентров землетрясений, но и ин- тенсивность сейсмических событий, выраженную в значениях магнитуд [5, 13]. Магнитуды землетрясений, в свою очередь, опосредованно связаны со степенью вязкости (реологией) и, как следствие, – прочности (жесткости) и, соответственно, хрупкости тектонических сред и величинами тектонических напряжений, обеспечивающих условия для накопления сейсмической энергии.

Задачей исследований является пространственно-дискретный (послойный) анализ распределений гипоцентров и магнитуд землетрясений в зоне столкновения Тихоокеанской литосферной плиты с Японской островной дугой.

Методика построения пространственных моделей распределений магнитуд и гипоцентров землетрясений

Правительствами Российской Федерации, Японии и Кореи организован обмен данными о землетрясениях, вулканической активности и цунами [17] с целью прогнозирования, предупреждения о возникновении и ликвидации последствий землетрясений. В рамках государственной программы о сотрудничестве Геофизическая Служба РАН получает данные с сейсмических станций Мацусиро –

Рис. 2. Расположение сейсмических станций (а) и представительность магнитуд землетрясений по каталогам ГС РАН на севере Японского моря (б): 1 – сейсмические станции; 2 – изолинии представительных магнитуд

Fig. 2. Position of seismic stations (a); earthquake magnitudes according to the GS RAS catalogs in the North Sea of Japan (b): 1 – seismic stations; 2 – isolines of representative magnitudes на о. Хонсю и Инчхон – в Корее (рис. 2а).

С помощью программы MagUnif.ver2, в основе которой лежит алгоритм В.Б. Смирнова [14, 15], была построена карта представительности магнитуд для северной части Японского моря по данным российских сейсмических станций (рис. 2 б ). В этом районе представительными магнитудами являются магнитуды М>2.8. Представительность магнитуд в южных районах Японского моря по российским сейсмическим каталогам определить не удалось и автор приняла в качестве минимальной представительной магнитуды значение M=4.5. Таким образом, сейсмический каталог, используемый для наших модельных построений, на территории северной части Японского моря мы ограничили землетрясениями с магнитудами М>3.0, а на остальной территории – М>4.5.

Исходными данными для рассматриваемых ниже моделей являются сейсмические каталоги ГС РАН за период с 2000 по 2013 гг. [36]. По этим каталогам были сформированы цифровые 3D-массивы M (x, y, z), где М – магнитуды землетрясений по объемным волнам; x, y, z – координаты гипоцентров.

С помощью стандартных средств перевода цифровой информации в графические образы (Sufer-8) и вспомогательного интерфейса Глаго-лева-Петрищевского [4] был составлен комплект послойных карт-срезов и разрезов распределений средних магнитуд и гипоцентров землетрясений. При использовании стандартного пакета Surfer-8 автор применяла двумерную (в пространствах координат x, y; и x, z) крайгинг-интерполяцию для получения гладкой функции, описывающей распределения магнитуд землетрясений по их дискретным значениям в заданных интервалах глубин.

При изучении земной коры интервалы глубин условных слоев составляли 11–16, 20–32, 34–40 км. Для изучения распределений магнитуд в мантийном диапазоне слои ограничивались поверхностями на глубинах: 41–50, 51–60, 61–70, 71–80, 81–90, 91–100, 101–110, 111–120, 121–130, 131–140, 141–150, 151–160, 161–170, 171–180, 181–200, 201–250, 251–300, 301–350, 351–400, 401–450, 451–500 км. В Япономорском регионе число землетрясений в верхней мантии предоставляло возможность изучать распределения магнитуд землетрясений до глубины 450 км, ниже которой неравномерное распределение гипоцентров сейсмических событий не позволяет делать обоснованные выводы о реологических свойствах глубоких слоев верхней мантии на территории этого региона.

Для каждого условного слоя вычислялись тренды распределения магнитуд, относимые к средней глубине слоя. В дальнейшем они использовались для построения разрезов М (x, y, z)–мо-делей. Методика построения разрезов подробно описана в работе [4].

Приводимые ниже модели распределений гипоцентров и магнитуд землетрясений в Япономорском регионе основываются на анализе 3600 сейсмических событий, зарегистрированных в период с 01.01.2000 г. по 31.12.2011 г. Как показал опыт подобных исследований в Охотоморском регионе, Среднем и Нижнем Приамурье [5, 6], слоям, зонам и областям повышенных и высоких магнитуд соответствуют блоки и террейны, сложенные древними кристаллическими комплексами. Низкие значения осредненных магнитуд наблюдены в рифтогенных структурах, под вулканическими поясами и в подкупольных зонах плюмов, где мантийная магма и флюиды регистрируются по сейсмическим, магнито-теллурическим (МТЗ) и термометрическим данным. Таким образом, размещение и интенсивность землетрясений оказываются связанными с реологическими свойствами тектоносферы [5, 6, 12, 13].

3D-модель сейсмичности Японских островов

В вертикальных разрезах 3D-модели распределений магнитуд землетрясений ясно проявлены черты реологического расслоения тектоносферы Япономорского региона. Высокими значениями магнитуд маркируются слои повышенной вязкости (рис. 3 в, г ). Первый слой (интервал глубин 1–10 км, магнитуды MLH (М) = 5.4–6.4) проявлен фрагментарно (ограничен по простиранию) в тихоокеанской части изученной территории, примыкающей к Японским островам (рис. 3 в, г ). Он соответствует первому кристаллическому слою океанической коры [10, 20]. Второй слой в интервале глубин 20–40 км (рис. 3 в, г ) с магнитудами М=5.2–5.8 протягивается со стороны Тихого океана под остров Хонсю. Западная часть этого слоя (под островом Хонсю) приподнята на 5–10 км. Этот слой коррелируется со вторым (вулканогенным) и третьим (офиолитовым) кристаллическими слоями океанической коры [11, 18]. Наиболее сейсмичным является интервал глубин 33–40 км, содержащий 2192 гипоцентра землетрясений.

Третий слой (рис. 3 в, г ) залегает на глубине 120–170 км под котловиной Японского моря и островом Хонсю (М=5.0–5.4). Под островом Хонсю этот слой расщепляется на две части. Верхняя часть воздымается до глубины 60 км. Нижняя часть слоя простирается горизонтально под аква-

Рис. 3. Тектоническая схема (а), распределения магнитуд землетрясений в нижнекоровом слое (33-40 км) (б) и разрезах (в, г) Япономорской переходной зоны «континент-океан»: 1 – изолинии средних магнитуд землетрясений; 2 – границы литосферных плит;

3 – западная граница Тихоокеанской плиты на глубине 33-40 км; 4 – блоки параплатформы Янцзы с архейско-раннепротерозойским фундаментом [9]

Fig. 3. Tectonic scheme (a); distributions of earthquake magnitudes in a lower crustal layer (33–40 km) (b) and cuts (v, g); Japanese «continent-ocean» transition zone: 1 – isolines of average earthquake magnitudes; 2 – borders of earth’s plates; 3 – the western boundary of the Pacifi c plate at a depth of 33–40 km; 4 – blocks of the Yangtze paraplatform with an Archaean-Early Proterozoic foundation [9]

торией Японского моря. Этот слой, по-видимому, соответствует нижнему слою континентальной литосферы.

Кроме сейсмических слоев с выраженным горизонтальным простиранием наблюдаются локальные зоны повышенной сейсмичности в интервалах глубин 0–10, 20–40 и 50–60 км, видимые в разрезе 2-2 (рис. 3 в ) под островом Хонсю. В этом же разрезе в интервале глубин 70–160 км регистрируется наклонная зона повышенных магнитуд землетрясений, которая может быть связана с субдукцией Тихоокеанской плиты.

Слои повышенной сейсмичности (М=5.2– 6.0) разделяются зонами пониженной сейсмичности (М=4.0–4.8). В нижней коре в интервале глубин 20–50 км регистрируется горизонтальный слой пониженных магнитуд (рис. 3 в, г ), расположенный под акваторией Японского моря, которому соответствует понижение сейсмических скоростей продольных волн (рис. 1 б ) [19].

Второй слой пониженной сейсмичности залегает в интервале глубин 70–100 км (рис. 3 в ) под акваторией Японского моря и, возможно, соответствует астеносфере. Этот слой выражен понижением скоростей поперечных волн (рис. 1 б ). Третий слой пониженной вязкости, в интервале глубин 100–150 км, расположен под Северо-Западной котловиной Тихого океана (рис. 3 в ). Этот же слой в другом разрезе (рис. 3 г ) регистрируется в диапазоне глубин 100–130 км. Ниже в верхней мантии регистрируется четвертый слой пониженных магнитуд, интервал глубин 170–200 км. Этот слой, так же как предыдущий, простирается горизонтально под Северо-Западной акваторией Тихого океана и прослеживается на запад под островную дугу и Японское море.

В интервале глубин 33–40 км резким скачком магнитуд землетрясений регистрируется западная граница тихоокеанской коры (рис. 3 б ), которая смещена в северо-западном направлении относительно ее приповерхностной границы, что может рассматриваться в качестве признака по-додвигания нижнего слоя океанической коры под островодужные структуры.

Выполненные исследования обнаружили противоположные тренды латеральных вариаций магнитуд землетрясений в коре и мантии Япономорского региона (рис. 4). В нижней коре (рис. 4а, б), в интервале глубин 34–70 км, регистрируются 2 основных направления векторов увеличения магнитуд. В пределах Японского моря преобладающий вектор направлен в сторону Ти- хого океана, в пределах Тихого океана – в сторону континента.

Ниже, в подастеносферной мантии (рис. 4 в, г ), в диапазоне глубин 140–200 км, все векторы увеличения магнитуд землетрясений ориентированы в сторону континента. Такие же противоположные тренды средних магнитуд выявлены в тектоносфере Охотского моря [7].

Поскольку горизонтальные составляющие тектонических напряжений в регионе обусловлены давлением жестких тектонических пластин или блоков, а в региональном масштабе – динамикой литосферных плит, векторы изменения средних магнитуд могут быть опосредованно связаны с тектоническими напряжениями и тогда рис. 4 в общих чертах характеризует латеральные сейсмотектонические напряжения в земной коре и верхней мантии Япономорского региона. Так, распределения трендов магнитуд в нижней коре и подкоровом слое верхней мантии предполагают сосуществование обстановок поперечного (по отношению к островной дуге) сжатия и продольного сдвига. В верхней мантии, в интервале глубин 140–200 км, распределения магнитуд предполагают геодинамическую обстановку одностороннего давления со стороны Тихоокеанской плиты.

Обнаруженные противоположные латеральные тренды средних магнитуд согласуются с концепцией расслоенной тектоносферы [13, 16, 21].

Детальное изучение 3D-моделей распределения гипоцентров землетрясений позволило выявить новые особенности строения сейсмофокаль-ной зоны. В Япономорском регионе гипоцентры землетрясений в плане и по вертикали распределены неравномерно и большая часть их приурочена к тихоокеанскому побережью Японии. Сейсмофо-кальная зона неоднородна по простиранию и прерывиста по вертикали. В литосферном диапазоне регистрируются три четко выраженные линейные зоны концентрации гипоцентров землетрясений (рис. 5): на южном отрезке Курильской островной дуги (диапазон глубин 34–200 км), на северо-восточном побережье (34–90 км) и в средней части острова Хонсю (34–90 км).

На северном (Хоккайдо-Южно-Куриль-ском) отрезке СФЗ линейная зона концентрации землетрясений занимает вертикальное положение в интервале глубин 34–90 км (рис. 5 а, б ). В слое 90–200 км эта зона незначительно смещена к северо-западу (рис. 5 в, г ). На южном отрезке Японской СФЗ линейные зоны концентрации гипоцентров землетрясений разорваны и ориентированы под

Рис. 4. Тренды магнитуд землетрясений, связываемые с предполагаемыми векторами сейсмотектонических напряжений в земной коре и верхней мантии Япономорского региона: 1 – локальные векторы увеличения магнитуд; 2 – региональные векторы предполагаемых сейсмотектонических напряжений

Fig. 4. Trends of earthquakes magnitudes, associated with the assumed vectors of seismotectonic stresses in the earth’s crust and upper mantle: 1 – local vectors magnifi cation of magnitudes; 2 – regional vectors of the assumed seismotectonic tension

Рис. 5. Послойное распределение гипоцентров землетрясений в Японской сейсмофокальной зоне: 1 – гипоцентры землетрясений, 2 – зоны высокой и повышенной концентрации гипоцентров землетрясений

Fig. 5. Layered distribution of earthquake hypocenters in the Japanese seismofocal zone: 1 – earthquake hypocenters; 2 – zones of high and increased concentration of earthquake hypocenters углом к генеральному простиранию СФЗ (рис. 5). Здесь хорошо выражены две поперечные зоны концентрации гипоцентров землетрясений в северной и в средней частях острова Хонсю. Первая – северная – зона (на северо-востоке о. Хонсю) характеризуется закономерным смещением осей сейсмичности в западном направлении (рис. 5а, б, г), а вторая – южная – (пересекающая о. Хонсю в его средней части) – занимает вертикальное положение в интервале глубин 60–110 км (рис. 5а, б, в), а на более глубоких уровнях (интервал глубин 110– 450 км) – смещается в юго-западном направлении (рис. 5г, д). Южная зона глубокофокусной сейсмичности северо-западного простирания совпадает с Восточным-Нампо-Танакура (Восточно-Япономорским) сейсмо-линеаментом [22].

Выводы

Выполненные исследования позволили сделать несколько важных выводов, дополняющих известные данные о строении Японской сейсмо-фокальной зоны и реологической расслоенности земной коры и верхней мантии в Япономорской переходной зоне «океан – островная дуга – окраинное море».

• 1.    В тектоносфере Японского моря выявлены три тренда латеральных вариаций магнитуд землетрясений, связываемые с трендами сейсмотектонических напряжений: в нижнем слое земной коры преобладающие векторы увеличения магнитуд землетрясений ориентированы по направлению к океану и вдоль островной дуги, а в подастеносферной мантии – к континенту. В пре-

• делах северо-западной котловины Тихого океана векторы увеличения магнитуд неизменно направлены к континенту. Такие же тренды магнитуд были выявлены автором в переходной зоне «Тихий океан – Охотское море – континент» [7].

• 2.    Выявлены признаки значительной дифференциации Японской сейсмофокальной зоны в плане и по вертикали, что обусловлено тектонической расслоенностью земной коры и верхней мантии на границе Тихоокеанской плиты с Япономорской островной дугой и сложным характером тектонических напряжений. Строение северного и южного отрезков СФЗ резко различается (рис. 5). Северный отрезок (юго-восточное побережье о. Хоккайдо и Южные Курилы) ориентирован согласно генеральному северо-восточному простиранию СФЗ, а на южном отрезке регистрируются две линейные зоны концентрации гипоцентров землетрясений северо-западного направления, занимающие поперечное положение относительно генерального простирания сейсмофокальной зоны. Таким образом, рассмотренные модели предполагают гораздо более сложные механизмы коллизии Тихоокеанской плиты с Японской островной дугой по сравнению со стандартными моделями субдукции однослойной тихоокеанской литосферы.

• 3.    Признаки субдукции Тихоокеанской плиты под островную дугу проявлены фрагментарно на северном отрезке зоны закономерным северо-западным смещением отрезков СФЗ в разных глубинных диапазонах. На южном отрезке СФЗ наблюдаются закономерные западные и юго-западные смещения осей повышенной сейсмичности. Взаимное расположение осей повышенной сейсмичности характеризуется признаками левого сдвига. О существовании сдвиговых напряжений в земной коре и нижней литосфере свидетельствуют также тренды магнитуд под о. Хонсю (рис. 5 а, г ).

• 4.    В нижней коре Япономорского региона маркируется сейсмологическая граница между Тихоокеанской плитой и Японской островной дугой. Она смещена к северо-западу от тектонической границы, что может быть обусловлено по-додвиганием тихоокеанской коры под островную дугу.

Статья подготовлена при поддержке Гранта ДВО РАН 15-I-2-004 по программе фундаментальных исследований ДВО РАН «ДАЛЬНИЙ ВОСТОК» на 2015–2017 гг.