CC BY
43
УДК 551.24
В.Б. Пийп, А.Г. Родников
ГЛУБИННЫЕ СТРУКТУРЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ОКРАИНЫ ПРИМОРЬЕ -ЯПОНСКОЕ МОРЕ ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ДАННЫМ
Проведена интерпретация сейсмических профилей земной коры Приморья и Японского моря, выполненных в прошлом веке Сахалинским комплексным научно-исследовательским институтом и Институтом физики Земли РАН. Сейсмические разрезы подтвердили распространение в Приморье и Японском море структур, выделяемых по геологическим данным, таких, как зоны спрединга, рифты, глубинные разломы, надвиги и зоны субдукции, характеризующие активный тип континентальной окраины Дальнего Востока.
Высказано предположение, что активность тектонических процессов в пределах континентальной окраины Дальнего Востока объясняется также высоким уровнем залегания астеносферного слоя, содержащего магматические очаги. Выделенная система рифтов и спрединговых центров в земной коре вдоль сейсмического профиля подтверждает это положение.
Ключевые слова: сейсмическая интерпретация, ГСЗ, Приморье, Японское море, тектоника, спрединг.
The interpretation of seismic profiles of the Earth Crust in the Primor and Japanese sea executed in the last century by the Sakhalin complex research institute and Institute of physics of the Earth RAN. The seismic sections have confirmed distribution in the Primor and Japanese sea of structures distinguished with geological supervision, such as zones of spreading, rifts, deep faults, thrusta and zone of subductions, describing an active type continental margin of Far East.
The assumption is stated, that the activity of tectonic processes within the limits of continental margin of Far East is explained also by high level of an astenosphere layer containing the magmatic centers. The allocated system of the rifts and of the spreading centres in the Earth crust along a seismic profiles, confirms this situation.
Key word: seismic interpretation, deep seismic sounding, Primor, Japanese sea, tectonics, spreading.
Введение. В настоящее время вопросам изучения континентальных окраин придается особое значение, так как они характеризуются высокой сейсмичностью, вулканизмом и природными катаклизмами, опасными для проживающего здесь населения. Активные окраины являются также районами современных интенсивных тектонических движений и гидротермальных процессов, областями накопления различного рода полезных ископаемых. Изучению глубинного строения континентальных окраин посвящена международная программа 1п1егМа^1п8, в которой принимают участие свыше 20 стран [Родников и др., 2007]. С целью выяснения глубинного строения континентальной окраины Приморья выполнена интерпретация сейсмических профилей, полученных в 60-е гг. прошлого века по новой методике, разработанной на геологическом факультете МГУ [Пийп, 1991; РИр, 2001].
В 1960-х гг. сотрудники Сахалинского комплексного научно-исследовательского института и Института физики Земли провели глубинное сейсмическое зондирование земной коры окраинных морей Дальнего Востока. В частности, в Японском
море были отработаны два профиля (25 и 26). Длина профилей 350 и 280 км соответственно. Профили имеют общую наземную часть, где были расположены четыре сейсмические приемные станции. Взрывы производились только в море (рис. 1). Расстояние между взрывами составляло 5—10 км. Результаты работ опубликованы в работе [Глубинное..., 1971]. Профиль 26 имеет продолжение на суше в виде профиля 1 (Спасск-Дальний—Тадуши) [Аргентов и др., 1976]. Эти два профиля были рассмотрены как один непрерывный профиль.
Геологические сведения о районе исследований. Район исследований охватывает Сихотэ-Алинь Приморья, континентальный склон и Японское море, вдоль которых проведены два профиля глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ). Регион Си-хотэ-Алиня окаймляет древнюю континентальную окраину Азии, представленную здесь Ханкайским массивом, и сложен породами различного возраста (от палеозоя до неокома включительно) и генезиса (океанические, окраинноморские и островодужные комплексы) [Объяснительная..., 2000; Ханчук, 2000]. Среднемеловая орогения в Сихотэ-Алине выразилась
J_I_I_I_I_I_I_I_I_L
\/рифтовые профили ГСЗ
структуры " ~ ~ - - »
Рис. 1. Карта расположения профилей
в формировании чешуйчато-надвишвых структур, метаморфизме и гранитизации, а также в возникновении синсдвиговых осадочных бассейнов и магматизма. Процессы среднемеловой аккреции значительно нарастили край континента и увеличили его мощность почти до 40 км [Филатова, 1998]. Все эти структуры были перекрыты вулканоплутоническими ассоциациями Восточно-Сихотэ-Алинского надсубдукционного пояса. Кайнозойские структуры растяжения (включая рифт Татарского пролива) нарушают ранее сформированные образования края континента и смежной периокеанической области [Филатова, 2004], что нередко сопровождается интенсивными магматическими проявлениями.
В пределах Восточно-Сихотэ-Алинского пояса магматическая деятельность продолжалась с мела до раннечетвертичного времени. Палеоген-четвертичные базальты являются продуктами трещинных излияний; мощность разрезов базальтовых плато достигает 1000 м. Эти эффузивы включают толеиты, субщелочные базальты и породы щелочной оливин-базальтовой серии. Толеиты близки к базальтам типа MORB и связаны, по-видимому, с астеносферными
магматическими источниками [Родников и др., 2005; Филатова, Родников, 2006]. Мощность коры варьирует от 30 км под вулканогенным поясом до 38 км под Сихотэ-Алинем [Структура..., 1996]. Результаты магнитотеллурического зондирования в пределах Си-хотэ-Алиня [Никифорова и др., 1980; Каплун, 2002] показали, что электропроводящий слой, рассматриваемый как астеносфера, расположен в верхней мантии на глубине около 100—120 км. Большая часть территории Приморья относится к 5—6-балльной зоне сейсмичности [Уломов, Шумилина, 1999].
В геологическом строении Японского моря участвуют разнообразные по происхождению, составу и возрасту горные породы, которые подразделяются на два комплекса: докайнозойский консолидированный фундамент, кайнозойские осадочные отложения и вулканические образования [Берсенев и др., 1987]. В строении докайнозойского фундамента принимают участие архейско-раннепротерозойские, палеозойские и мезозойские образования, слагающие окраины континента, шельф и крупные возвышенности Японского моря, например возвышенность Ямато. Кайнозойские отложения представлены осадочными и вулканогенными комплексами, образованными, как правило, базальтами.
В Японском море земная кора состоит из трех основных слоев. Верхний мощностью 1,0—2,0 км характеризуется скоростью от 1,5 до 3,5 км/с с относительно постоянным градиентом увеличения скорости с глубиной. Ниже расположен промежуточный слой с мощностью 2,0—2,5 км и скоростью 4,8—5,6 км/с. Под ним залегает основной слой с мощностью 8— 10 км и скоростью 6,4—7 км/с. Значения скорости в верхней мантии вдоль поверхности Мохоровичича изменяются от 7,8 до 8,2 км/с. По геофизическим данным считается, что глубоководные котловины Японского моря имеют океаническое строение [Родников и др., 1982]. Толщина коры составляет 12—15 км.
Строение осадочного слоя в Японском море известно по данным драгирования [Берсенев и др., 1987] и бурения с НИС «Гломар Челленджер» и «JOIDES Resolution» [Karig et al., 1975; Tamaki, Honza, 1985; Tamaki et al., 1992]. Данные бурения скважин в земной коре Японского моря показали, что до глубины 500—600 м осадочный слой сложен глинистыми, диатомовыми илами, песками, песчано-алевролитовыми осадочными отложениями, глинами с прослоями пеп-лов. В основании осадочного разреза залегают плотные темно-зеленые алевролиты, песчаники, зеленые туфы, состоящие главным образом из девитрифици-рованного стекла и полевого шпата. В южной части моря скважина 798 прошла среднеплиоценовые—го-лоценовые породы, сложенные переслаивающимися диатомовыми и терригенными глинами, аргиллитами и илами, содержащими органическое вещество. Отмечался значительный выход метана. Скважины 794, 795 и 797 достигли базальтовых пород, возраст которых
25 млн лет. На этом основании сделан вывод, что раскрытие Японского моря как задугового бассейна произошло в миоцене. Это выразилось в образовании зоны спрединга, которая расположена в центральной части моря. По результатам анализа геомагнитных аномалий японскими учеными [Исезаки и др., 1976] выделены в Японском море два центра спрединга — в Японской котловине и во впадине Ямато.
Наиболее важная особенность строения региона Японского моря — распространение астеносферного слоя в верхней мантии [Родников и др., 1982; Rodnikov е! а1., 2001]. В переходной зоне, отличающейся повышенным (по сравнению с прилегающими регионами) тепловым потоком, астеносферный слой находится на глубине около 50 км. Под Приморьем и Тихим океаном он расположен на глубине около 100 км. Данные сейсмической томографии показали, что под Японским морем и западной частью о-ва Хонсю в верхней мантии на глубине около 40—50 км прослеживается астеносферный диапир, определяющий магматическую деятельность, протекающую в кайнозойскую эру [Hasegawa е! а1., 1991].
Японский архипелаг расположен в сейсмически активном регионе в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану, в зоне сочленения четырех литосферных плит: Евразийской (Амурской), Охотоморской, Тихоокеанской и Филиппинской, что определило ее тектоническую активность, сейсмичность и вулканизм. Подавляющее большинство землетрясений приурочено к восточной окраине Японских островов, где Тихоокеанская плита погружается под Японскую островную дугу со скоростью от 2 до 8 см/год, образуя сейсмофокальную зону глубиной до 600 км. Плита Филиппинского моря погружается под Японские острова в районе трога Нанкай со скоростью до 2 см/год [К!га1и, Papazachos, 1996].
В Японском море вдоль о-вов Хоккайдо и Северный Хонсю прослеживается сеть мелкофокусных землетрясений, образующих сейсмофокальную зону, наклоненную под острова до глубины около 60 км. На поверхности эта зона отчетливо выражена в подводном рельефе хребтами Окусири и Садо и системой трогов, наиболее крупный из них — прогиб Окуси-ри, где мощность плиоцен-четвертичных осадков достигает 2—3 км [Honza, 1979]. Хребет Окусири протягивается вдоль восточной окраины Японского глубоководного бассейна и состоит из отдельных эшелонированно расположенных небольших хребтов протяженностью 450 км при ширине до 50 км, относительная высота от 1000 до 3500 м. Остров Окусири, на котором обнажены меловые граниты, расположен в средней части хребта. Фундамент северной части хр. Окусири сложен породами континентальной и океанической коры. Средняя часть хребта сложена океанической корой, а южная — континентальной. Осадочный чехол представлен миоценовыми и плиоценовыми породами.
K. Накамура [Nakamura, 1983] и Я. Кобаяси [Kobayashi, 1983] предполагают, что восточная окраина Японского моря представляет собой конвергентную зону, образовавшуюся в плиоцене. Субдукция океанической коры Японского моря под Японскую островную дугу сопровождалась образованием прогибов и хребтов, структура которых отчетливо проявляется на сейсмических профилях. Кроме того, выделенная субдукционная зона проявляется в аномальном гравитационном поле в свободном воздухе. Так, вдоль западного склона хр. Окусири аномалия в свободном воздухе составляет —57 мГл, что, по мнению авторов [Tamaki, Honza, 1985], указывает на погружение океанической коры под хр. Окусири. Южнее японские ученые выделяют зону обдукции, где океаническая кора Японского моря надвигается на континентальный склон Японской островной дуги. Возникновение на границе Японского моря и Японских островов конвергентной зоны связывают с раскрытием Байкальского рифта, активно проявившегося в плиоцене и вызвавшего движение на восток Амурской микроплиты, составлявшей часть Евразийской плиты [Tamaki, Honza, 1985].
Как отмечают японские ученые, субдукция плиты Японского моря началась в плиоцене, что привело к образованию хребтов и прогибов у восточного побережья Японских островов. Сейсмологические данные свидетельствуют, что за 1,8 млн лет погружение под них составило около 60 км. Скорость перемещения плиты Японского моря определена в 2 см/год [Kiratzi, Papazachos, 1996]. Данные GPS показали, что вертикальные составляющие в районе конвергентной границы достигают 6 мм/год [Aoki, Schotz, 2003].
Проведенная новая интерпретация сейсмических профилей позволила уточнить глубинное строение земной коры вдоль континентальной окраины Приморья и Японского моря.
Метод интерпретации. Годографы преломленных волн по профилям 25, 26 и 1 (рис. 2), опубликованные в работах [Аргентов и др., 1976; Глубинное..., 1971], обработаны и интерпретированы с применением метода однородных функций. Основы метода изложены в [Пийп, 1991; Piip, 2001; Piip, Rodnikov, 2004]. Пакет программ ГОДОГРАФ реализует автоматическую интерпретацию годографов преломленных волн для сложнопостроенных сред в условиях, когда горизонтальные и вертикальные изменения скорости могут быть очень значительными. Априорная информация при этом не требуется. Операция отождествления волн на годографах первых вступлений выполняется автоматически.
Автоматически вычисленные глубинные разрезы представляют собой поле скорости, заданное в узлах прямоугольной сетки. Это поле скорости содержит внутри себя информацию о границах раздела и тектонических нарушениях. Чтобы выявить границы раздела и разломы на разрезах, поле скорости представлено
Рис. 2. Сопоставление наблюденных интерполированных годографов (тонкие линии) с рассчитанными временами (кружочки) для
профилей 25 (а) и 1+26 (б) Среднеквадратическое отклонение для профиля 25 составляет 0,26 с, для профиля 1+26 — 0,47 с; лучи, отвечающие рассчитанным временам для профиля 1+26 (в)
как поверхность с оттененным рельефом (рис. 3, 4). Такую возможность дают современные компьютерные средства визуализации поверхностей.
При освещении сверху границы первого рода (скорость на границе раздела увеличивается скачком сверху вниз) выглядят как светлые линии. Инверсионные границы раздела (скорость уменьшается скачком сверху вниз) выглядят как темные линии. Границы раздела второго рода, на которых скачком изменяется градиент скорости, выделяются как границы раздела слоев с различной интенсивностью освещения. В условиях двухмерно-неоднородной среды одна и
та же граница на своем протяжении может изменять свой род, т.е. трассироваться как граница первого, затем второго рода или как инверсионная граница раздела. Разломы появляются на разрезе как темные или светлые линии в зависимости от угла наклона и направления смещения. Изображение поля скорости в виде поверхности с освещенным рельефом авторы статьи совмещали с полем изолиний скорости (тонкие линии на рис. 3, 4), это дает возможность получить представление об изменении скорости в слоях разреза. Значения скорости на разрезах внутри слоев и блоков всегда возрастают сверху вниз. Сечение изолиний скорости постоянное и составляет 0,5 км/с. Построения разрезов по профилям 25 и 26 проводились от рельефа дна.
Сейсмические разрезы проверены решением прямой кинематической задачи сейсмики. Теоретические годографы по профилям 25 и 1+26 рассчитаны с использованием программы FIRSTOMO [Дитмар и др., 1993]. Сравнение наблюденных и теоретических годографов для профилей 25 и 1+26 приведено на рис. 2, там же показаны лучи, вычисленные для разреза по профилю 1+26. Лучи проникают на всю глубину разреза. Рассчитанные и наблюденные годографы совпадают удовлетворительно. Среднеквад-ратическое отклонение теоретических годографов от наблюденных по профилю 25 составляет 0,27 с, по профилю 1+26 — 0,47 с.
Строение литосферы вдоль сейсмических профилей 25 и 1+26. Полученные разрезы и их геологическая интерпретация представлены на рис. 3, 4.
Профиль 1 Спасск-Дальний—Тадуши в Приморье и профиль 1+26 в Японском море. По общему профилю получен детальный разрез суша—море до глубины 40 км, на котором можно проследить, как океаническая кора Японского моря сочленяется с континентальной корой Сихотэ-Алиня (рис. 3).
Структуры, разделяющие океаническую и континентальную кору, расположены внутри зоны, образованной разломами, которые падают в разные стороны под углом 15—25° в районе побережья (пикеты 240—280 км). Здесь выделяются области пониженных значений скорости и градиента скорости.
На разрезе со стороны Японского моря выделены океаническая кора и мантия, которые отличаются высокими значениями скорости и градиента скорости. Мощность консолидированной коры в западной части профиля составляет 20 км. Скорость в верхней мантии, которая расположена здесь на глубине от 20 до 35 км, изменяется от 7,5 до 9,5 км/с. Третий слой коры мощностью 8—10 км (скорость от 7 до 8 км/с, низкий градиент), образуя уступы, погружается в сторону суши от 12 км на западе до 30 км в центральной части профиля. Мощность второго слоя океанической коры (скорость от 5,2 до 7,5 км/с, градиент повышен) возрастает в интервале профиля 390—330 км с запада на восток от 9 до 22 км. Это может свидетельство-
Рис. 3. Сейсмический разрез по профилю 1+26 с геологической интерпретацией Разрезы изображены как поверхность с оттененным рельефом. При таком изображении автоматически визуализируются границы раздела и разломы. Тонкими черными линиями показаны изолинии скорости, сечение изолиний 0,5 км/с: 1 — нижняя континентальная кора; 2 — верхняя континентальная кора; 3 — третий слой океанической коры; 4 — второй слой океанической коры; 5 — области повышенных значений скорости; 6 — области пониженных значений скорости; 7 — изолинии скорости
Японское море
Расстояние, км
Рис. 4. Сейсмический разрез по профилю 25 с геологической интерпретацией Разрезы изображены как поверхность с оттененным рельефом. Тонкими черными линиями показаны изолинии скорости, сечение
изолиний 0,5 км/с. Остальные обозначения см. на рис. 3
вать об аккреции слоев коры в процессе субдукции океанической литосферы.
На западной половине профиля выявлена континентальная кора. Мощность континентальной двухслойной коры сокращается от 35 км на западе до 16 км вблизи побережья. Нижняя кора выделена на основании постоянства градиента скорости и общего наклона изолиний скорости (скорости изменяется от
6,6 до 7,8 км/с). Нижняя кора разбита разломами на блоки и, следовательно, является хрупкой. Подошва нижней коры (резкая инверсионная граница раздела) поднята по разломам до глубины 15 км в зоне сочленения океанической и континентальной коры.
Подошва верхней коры резко выделяется как инверсионная непрерывная граница, она залегает на глубине от 15 км на западе до 8 км вблизи побережья.
Верхняя кора (скорость изменяется от 6 до 7 км/с) отличается сложными деформациями. Пологие разломы разделяют кору на блоки. В районе Даубихинской зоны и борта Ханкайского массива прослеживается рифтовая структура, в основании которой лежит крупное тело (магматическое?) с аномально высокой скоростью от 6,8 до 7,2 км/с. Фундамент выделяется на глубине от 3 до 5,5 км.
Профиль 25. Большая часть профиля приурочена к глубоководной котловине Японского моря и пересекает хр. Богорова. На разрезе профиля 25 (рис. 4) выделяется ярко выраженная спрединговая структура с центром в районе хр. Богорова. Непосредственно под дном моря отчетливо прослеживаются три слоя океанической коры, обозначенные на рисунке римскими цифрами I (V = 3^6 км/с), II (V = 6^6,5 км/с) и III (V = 6,5^8 км/с). Мощность коры в районе хр. Богорова (от дна моря до уровня V = 8 км/с) составляет около 13 км. Второй слой имеет пониженный градиент скорости.
Второй и третий слои океанической коры разбиты на блоки размером около 40 км, характерные для зон спрединга. В центральной части зоны спрединга на глубине 17—30 км выделяется резкое поднятие астеносферы — область с аномально низкой сеймической скоростью. Скорость понижена в некоторых частях астеносферы на 0,5 км/с относительно вмещающих пород. Возможно, это магматические очаги. От центра спрединговой структуры в сторону Сихотэ-Алиня блоки третьего слоя океанической коры (скорость 6,5—8,2 км/с) круто погружаются под континент до глубины 35—40 км, блоки образуют крупные надвиги по листрическим разломам с углом наклона около 15°. Полученный нами автоматически разрез отвечает схеме спрединга по И. Гибсону и А. Гиббсу (1987). Спре-динг осуществляется посредством внедрения даек и поверхностных излияний базальта: расклинивающее
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Аргентов В.В., Гнибиденко Г.С., Попов А.А., Потапьев С.В. Глубинное строение Приморья по данным ГСЗ. М.: Наука, 1976.
Берсенев И.И., Леликов Е.П., Безверхний В.Л. и др. Геология дна Японского моря. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987.
Глубинное сейсмическое зондирование земной коры Сахалино-Хоккайдо-Приморской зоны / Ред. С.М. Зверев, Ю.В. Тулина. М.: Наука, 1971.
Дитмар П.Г., Рослов Ю.В, Чернышев М.Ю. Пакет программ для интерпретации времен пробега сейсмических волн методом сейсмотомографии. СПб.: Изд-во СПбГУ, 1993.
Исезаки Н., Ясуи М., Уеда С. Возможные центры расширения в Японском море // Геолого-геофизические исследования зоны перехода от азиатского континента к Тихому океану / Ред. Б.С. Вольвовский, А.Г. Родников. М.: Сов. радио, 1976. С. 72—80.
Каплун В.Б. Электропроводность и структура литосферы Приамурья: Автореф. канд. дис. Хабаровск, 2002.
Никифорова Н.Н., Ахмадулин В.А., Порай-Кошиц А.М. и др. Глубинные магнитотеллурические исследования в
воздействие даек определяет раздвиг, проседание под нагрузкой базальтов формирует веерообразные моноклинали по обе стороны от осевой зоны [Хаин, Ломизе, 2005].
На западе профиля вблизи Приморья выделена континентальная кора с низкими значениями сейсмической скорости и мощностью коры 35 км. Верхняя мантия на глубине от 35 до 40 км обладает скоростью от 8 до 9 км/с.
Таким образом, полученные сейсмические разрезы хорошо согласуются с геологическими представлениями о строении региона и вместе с тем дают конкретные формы и цифровые характеристики для выделенных структур.
Заключение. Земная кора континентальной окраины Приморья характеризуется блоковой дискретностью, проявляющейся в горизонтальной изменчивости геолого-геофизических параметров коры. Блоки различного ранга разделяются глубинными разломами, рифтовыми структурами, складчато-надвиговыми системами и древними субдукционными зонами.
Построенные сейсмические разрезы подтверждают распространение в Японском море структур, выделяемых геологическими наблюдениями, таких, как зоны спрединга, рифты, глубинные разломы, надвиги и зоны субдукции, характеризующие активный тип континентальной окраины Дальнего Востока. Кроме того, сейсмические разрезы свидетельствуют, что по глубинным разломам происходит резкое смещение блоков литосферы.
Активность тектонических процессов в пределах континентальной окраины Дальнего Востока, вероятно, можно объяснить также высоким уровнем залегания астеносферного слоя, содержащего магматические очаги. Выделенная система рифтов и спре-динговых центров в земной коре вдоль сейсмических профилей подтверждает это положение.
Хабаровском крае // Глубинные электромагнитные зондирования Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1980. С. 42—43.
Объяснительная записка к Тектонической карте Охотоморского региона масштаба 1: 2 500 000 / Отв. ред. Н.А. Богданов, В.Е. Хаин. М: ИЛОВМ, 2000.
Пийп В.Б. Локальная реконструкция сейсмического разреза по данным преломленных волн на основе однородных функций // Физика Земли. 1991. № 10. С. 24—32.
Родников А.Г., Гайнанов А.Г., Ермаков Б.В. и др. Геотраверс Сихотэ-Алинь—Японское море—остров Хонсю—Тихий океан. М.: МГК АН СССР, 1982.
Родников А.Г., Забаринская Л.П., Пийп В.Б. и др. Геотраверс региона Охотского моря // Вестн. КРАУНЦ. Сер. Науки о Земле. 2005. № 5. С. 45—58.
Родников А.Г., Забаринская Л.П., Пийп В.Б. и др. Континентальные окраины: особенности глубинного строения // Фундаментальные проблемы геотектоники. Т. 2. М.: ГЕОС, 2007. С. 148—151.
Структура и динамика литосферы и астеносферы Охотоморского региона / Ред. А.Г. Родников, И.К. Туе-
зов, В.В. Харахинов. М.: Национальный геофизический комитет, 1996.
Уломов В.И., Шумилина Л. С. Комплект карт общего сейсмического районирования территории Российской Федерации. ОСЗ-97. М., 1999.
Филатова Н.И. Меловая эволюция континентальной окраины в контексте глобальных событий // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1998. Т. 6, № 2. С. 1—15.
Филатова Н.И. Кайнозойские зоны растяжения в обрамлении Японского моря // Геотектоника. 2004. № 6. С. 76—88.
Филатова Н.И., Родников А.Г. Охотоморский геотраверс: тектономагматическая эволюция кайнозойских структур растяжения в контексте их глубинного строения // Докл. РАН. 2006. Т. 411, № 3. С. 360—365.
Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики: Учебник. М.: КДУ, 2005.
Ханчук А.И. Палеогеодинамический анализ формирования рудных месторождений Дальнего Востока России. Владивосток: Дальнаука, 2000.
Aoki Y., Schotz C.H. Vertical deformation of the Japanese islands, 1996—1999 // J. Geophys. Res. 2003. Vol. 108, N B5. P. 2257.
Hasegawa A., Zhao D., Hori S. et al. Deep structure of the northeastern Japan arc and its relationship to seismic and volcanic activity // Nature. 1991. Vol. 352, N 6337. P. 683—689.
Honza E. Sediments, structure and spreading of Japan Sea // Japan Sea. 1979. N 10. P. 23—45.
Геологический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова, кафедра сейсмометрии и геоакустики: В.Б. Пийп — вед. науч. сотр., e-mail: [email protected];
А.Г. Родников — глав. науч. сотр., профессор, e-mail: [email protected]
Karig D.E., Ingle J.C. Jr. et al. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Proj. Vol. 31. Washington: U.S. Government Printing Office, 1975.
Kiratzi A.A., Papazachos C.B. Moment-tensor summation to derive the active crustal deformation in Japan // Bull. Seism. Soc. Amer. 1996. Vol. 86, N 3. Р. 821-831.
Kobayashi Y. Initiation of «subduction» of plates // Chikyuu (Earth Monthly). 1983. N 3. Р. 510-518.
Nakamura K. Possible nascent trench along the eastern Japan Sea as convergent boundary between Eurasian and North American Plates // Bull. Earth. Res. Inst. Univ. Tokio. 1983. Vol. 58. P. 711-722.
Piip V.B. 2D inversion of refraction traveltime curves using homogeneous functions // Geophys. prosp. 2001. Vol. 49. Р. 461-482.
Piip V.B., Rodnikov A.G. The Sea of Okhotsk crust from deep seismic sounding data // Rus. J. of Earth Sci. 2004. Vol. 6, N 1. P. 1-14.
Rodnikov A.G., Sergeyeva N.A., Zabarinskaya L.P. Deep structure of the Eurasia-Pacific transition zone // Ibid. 2001. Vol. 3, N 4. P. 293-310.
Tamaki K., Honza E. Incipient subduction and obduction along the Eastern magin of the Japan Sea // Tectonophys. 1985. Vol. 119. P. 381-406.
Tamaki K., Suyehiro K., Allan J. et al. Proceedings of the Ocean Drilling Program // Sci. Results. 1992. Vol. 127/128.
Uyeda S. The Japanese Island Arc and the subduction process // Episodes. 1991. Vol. 14, N 3. P. 190-198.
Поступила в редакцию 06.06.2008
