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Margen oriental del mar de Japón

El margen oriental del Mar de Japón definido por la Sede para la Promoción de la Investigación Sísmica en 2003

El margen oriental del mar de Japón es una zona de tensión geológica concentrada que se extiende varios cientos de kilómetros y de norte a sur a lo largo del margen oriental del mar de Japón . El margen ha experimentado tectónica de convergencia desde finales del Plioceno . [1] [2] Se cree que es una zona de subducción incipiente que define el límite tectónico entre las placas de Amur y Ojotsk . Esta zona geológica es sísmicamente activa y ha sido la fuente de tsunamis destructivos . La característica se extiende frente a la costa oeste de Honshu , pasa al oeste de la península de Shakotan en Hokkaido y a través del estrecho de Tartaria , entre Sajalín y la Rusia continental .

Tectónica de placas

Mapa topográfico del Mar del Japón

El Mar de Japón representa una cuenca de arco posterior que se formó a través de la ruptura geológica de la corteza continental desde finales del Oligoceno hasta mediados del Mioceno (hace entre 28 y 13 millones de años). [3] El Mar de Japón se puede dividir en subcuencas: la Cuenca de Japón, la Cuenca de Yamato y la Cuenca de Tsushima. La expansión del fondo marino en el Mar de Japón se limitó a la Cuenca de Japón y cesó a mediados del Mioceno. [4]

Tras el fin de la expansión del fondo marino, su margen oriental experimentó una compresión débil entre 10 y 3,5 millones de años atrás. El acortamiento de la corteza ha estado en curso en el margen oriental y la región del arco posterior del Arco Noreste de Japón desde hace 3,5 millones de años. Esta deformación se atribuye a fuerzas de compresión de este a oeste, que forman cinturones de pliegues y empujes a lo largo del margen oriental. El margen sur estuvo sujeto a una compresión de norte a sur o de noroeste a sureste hace unos 8 a 5 millones de años. En la actualidad, el margen sur alberga principalmente fallas de desgarre . [4]

El margen se encuentra en el límite que marca las microplacas Amuriana y Ojotsk . La litosfera oceánica del Mar de Japón, ubicada en la placa Amuriana, converge con el archipiélago japonés en la placa Ojotsk. En la zona no hay una zona Wadati-Benioff que sea evidencia de subducción, por lo que la subducción es dudosa. Sin embargo, puede ser una zona de subducción incipiente que se inclina hacia el este. [5] En 1983, se propuso que la subducción a lo largo del margen oriental comenzó hace aproximadamente 1 a 2 millones de años. [6]

La base para definir este límite tectónico es la ocurrencia de grandes terremotos de magnitud 7 o mayor a lo largo de una zona lineal desde la costa de la prefectura de Niigata hasta la costa oeste de Hokkaido. [7] Después del terremoto de Nihonkai-Chubu de 1983 , se propuso la idea de un límite de placa joven, pero se desconoce su mecanismo; se ha propuesto como un límite de transformación o una zona de colisión . [8]

Ubicación

Límite de placa marcado por la línea violeta

El margen pasa de norte a sur a través de la península de Shakotan, la península de Oshima y la región de Tōhoku . Se une con la zona tectónica de Niigata-Kobe y la línea tectónica de Itoigawa-Shizuoka entre la isla de Sado y la península de Noto . [9] Golpea al suroeste en la parte occidental de la prefectura de Fukushima y se extiende hasta la frontera de las prefecturas de Nagano y Toyama . Sale al norte del lago Biwa y continúa hasta la parte oriental de la prefectura de Shimane . En el mar de Japón, el grupo de fallas extensionales que estaban activas durante la formación del mar permaneció. Después del Plioceno, el campo de tensión evolucionó de extensional a convergente. Las fuerzas de compresión reactivaron estas fallas y mostraron mecanismos de empuje . [10]

Sismicidad y tsunamis

El margen oriental del Mar de Japón fue la fuente de terremotos y tsunamis históricamente destructivos. Estos eventos se consideraron terremotos intraplaca hasta 1983, cuando se propuso la teoría del límite de placas. [11] Las fallas geológicas asociadas relacionadas con la apertura del mar y las fuerzas de compresión a lo largo del margen oriental influyen en la actividad sísmica. Los grandes terremotos de 1833, 1940, 1964, 1983 y 1993 fueron el resultado de fallas inversas asociadas con la deformación actual. El Mar de Japón se considera una de las cuencas de arco posterior más activas sísmicamente del mundo. [12]

Terremotos en alta mar

Simulación del tsunami de 1983

Los grandes terremotos con epicentros en alta mar y al norte de la península de Noto suelen ir acompañados de tsunamis. Estos fenómenos tienen intervalos de recurrencia de 1.000 años. [54] Debido a su mayor proximidad a la tierra, los tsunamis que los acompañan tardan menos en llegar en comparación con los terremotos a lo largo de la costa del Pacífico de Japón. [55] Estos terremotos tienden a generar tsunamis considerablemente grandes. [56]

Peligro

La brecha sísmica Akita-oki, de 75 km (47 mi) de longitud, se encuentra frente a la costa de la prefectura de Akita . Este segmento de límite de placas se encuentra entre las zonas de ruptura de los terremotos de 1833 y 1983 y no ha experimentado un terremoto importante durante tiempos históricos. Tiene el potencial de producir un terremoto de magnitud 7,5, probablemente para fines del siglo XXI. Se cree que existe otra brecha sísmica de 50 km (31 mi) de longitud frente a la costa de Hokkaido entre las zonas de ruptura de 1940 y 1993. [11]

Véase también

Referencias

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