Морфотектоника морей северо-западной окраины Тихого океана

• Автор: Мельниченко, Юрий Иванович
• Шифр специальности: 25.00.28
• Научная степень: Кандидатская
• Год защиты: 2003
• Место защиты: Владивосток
• Количество страниц: 177 с. : ил

СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ
Глава 1. МОРФОСТРУКТУРНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ДНА МОРЕЙ Морфоструктурный анализ. Представления. Определения. Терминология

1.2. Морфоструктурные исследования дна океанов и морей. Некоторые итоги.

1.3. Тафрогенез и структурный рельеф. Морфогенетические процессы и структурные

формы рельефа

1.4. Методы морфоструктурных исследований морей

Выводы

Глава 2. МОРФОТЕКТОНИКА ДНА ЯПОНСКОГО МОРЯ

2.1. Геоморфологическая изученность дна

2.2. Рельеф дна
2.3. Геофизические поля
2.4. Земная кора
2.5. Геологическое строение дна
2.6. Морфоструктурные особенности рельефа дна
2.7. Развитие морфоструктуры Японского моря
2.8. Особенности строения и развития Восточно-Корейской возвышенности
2.9. Особенности строения и развития возвышенности Ямато
Обсуждение и выводы
Глава 3. МОРФОТЕКТОНИКА ДНА ОХОТСКОГО МОРЯ
3.1. Геоморфологическая изученность дна
3.2. Рельеф дна
3.3. Геофизические поля
3.4. Земная кора
3.5. Геологическое строение дна
3.6. Морфоструктурные особенности рельефа дна
3.7. Развитие морфоструктуры Охотского моря
3.8. Особенности строения и развития котловины Дерюгина

3.9. Особенности строения и развития прогиба Голыгина
Обсуждение и выводы
Глава 4. МОРФОТЕКТОНИКА ДНА ФИЛИППИНСКОГО МОРЯ
4.1. Геоморфологическая изученность дна
4.2. Рельеф дна
4.3. Геофизические поля
4.4. Земная кора
4.5. Геологическое строение дна
4.6. Морфоструктурные особенности рельефа дна
4.7. Развитие морфоструктуры Филиппинского моря
4.8. Морфоструктурный комплекс хребта Кюсю-Палау
4.8.1. Рельеф хребта Кюсю-Палау
4.8.2. Морфоструктура хребта Кюсю-Палау
4.8.3. Эпизоды морфотектонической эволюции Кюсю-Палау
4.9. Морфоструктурный комплекс Западно-Филиппинской котловины
4.9.1. Рельеф дна
4.9.2. Морфоструктурный комплекс котловины
4.9.3. Морфотектоническая эволюция котловины
Обсуждение и выводы
Глава 5. ОСОБЕННОСТИ МОРФОТЕКТОНИКИ МОРЕЙ
5.1. Особенности формирования структурного план рельефа дна морей
5.2. Морфоструктурные комплексы и парагенезы дна морей
5.3. Механизм развития морфоструктуры морей
5.4. Морфотектонический цикл Кюсю-Палау и фазы морфотектонических движений
5.5. Флюидосфера и минерагения морфотектонических систем
Обсуждение и выводы
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Литература

ВВЕДЕНИЕ
Актуальность работы. Одним из важнейших компонентов океаносферы является рельеф дна. Под рельефом понимается совокупность разнообразных неровностей земной поверхности в их пространственной, генетической и функциональной связи. Сочетания неровностей морского дна во многом определяют характер движения водных масс, а через них - биологическое разнообразие и продуктивность океана, климатические особенности планеты, состояние экологической среды Земли и безопасность мореплавания. Вместе с тем, в формах рельефа дна отражаются все тектонические движения и деформации земной коры, любые различия в геологическом строении и истории развития морей. Поэтому океанологические исследования всегда сопровождаются изучением рельефа дна морей.
Изучение строения морей северо-западной окраины Тихого океана имеет многолетнюю историю. Особенно изученными к настоящему оказываются Японское, Охотское и Филиппинское моря. Они оказались и наиболее контрастными по строению. Японское море, рельеф которого отличается исключительно глыбовым характером, закладывалось на сиалической коре древнего докембрийского фундамента. Филиппинское море, в строении которого преобладают глубоководные котловины, развивалось на маломощной мезозойской океанической коре. Фундамент всех основных морфологических элементов дна этого моря составляют магматические породы мафического состава. Структуры Охотского моря закладывались на фундаменте эвгеосинклинального типа. В его строении не обнаружено образований древнее палеозоя, а мощный чехол мезо-кайнозойских осадков перекрывает все неровности сильно расчлененного фундамента. При этом в рельефе дна господствующее положение занимает шельф. Специфические особенности в строении дна этих и других морей северо-западной окраины Тихого океана подтверждаются геофизическими характеристиками.
Глубокие различия, наблюдаемые в строении морей, свидетельствуют о различии тектонических и геодинамических условий их формирования в пределах зоны сочленения континент-океан. Они создают представление, что в регионе осуществляется геологический процесс трансформации земной коры одного типа в

суши. Столь же отчетливо в рисунке рельефа выражены линеаменты субмеридиональной и северо-северо-восточной ориентаций.
Структурные линии меридиональных направлений интенсивнее всего проявились в северной части бордерленда Японских островов в зоне Садо-Окусири. Зона входит в состав глобального Япономорского линеамента [Лихт, 1984]. Для зоны, в целом характерны правосторонние сдвиговые движения. Ее составными элементами являются складчатые, сбросо-раздвиговые и С-8 структуры, сдвиговые дуплексы, линзовидные блоки и другие купольно-сдвиговые морфоструктуры, отчетливо проявляющиеся в рельефе дна [Астахова, Мельниченко, 2002].
Тектоническими линиями широтного и меридионального простирания образован наиболее древний (дорифейский) структурный план Япономорского региона. Эти линии относятся к зоне Северо-Яньцзиньского структурного шва, отделяющего Сино-Корейскую параплатформу от Северо-Восточного выступа Китайской платформы [Изосов, Мельников, 1988]. У материкового склона Южного Приморья они отражают сдвиги и связанные с ними раздвиги. Отмечается четкая увязка систем разломов, развитых на побережье в пределах континентальной суши и на дне Японского моря (рис. 2.4.). Они во многом определяют конфигурацию и морфогектонический план Японского моря, морфологию его акустического фундамента. Ими, в частности, определяется субширотное простирание и строение фундамента Центральной котловины [Карнаух, Карп, 1997].
Система северо-западных разломов заложилась, вероятно, в рифее. Она контролирует размещение позднекембрийских орогенных вулканоплутонических комплексов [Изосов и др., 2000].
Структурные ССВ линии отвечают наиболее яркому в Азиатско-Тихоокеанской зоне перехода «тихоокеанскому» направлению. Разломы этого типа разграничивают дорифейско-позднебайкальский Ханкайский остаточный массив и мезокайнозойскую Сихотэ-Алиньскую покровно-складчатую область [Изосов, Мельников, 1988]. Они же контролируют Западно-Сихотэ-Алиньский краевой вулканический пояс, основные черты которого определились в раннем силуре [Изосов и др., 2000]. Разломы СВ направления (45°) согласуются со складчатыми структурами мезозоид и наибольшую активность они проявили, скорее всего, в поздней юре. Разломы этих типов контролируют размещение линейных морфоструктур в пределах горстов и рифто-