Землетрясения у Марианских островов (2010)

Землетрясение к югу от Марианских островов (2010)
Эпицентр землетрясения к югу от Марианских островов 10 июля 2010 года (Снимок USGS)
11°08′35″ с. ш. 145°59′56″ в. д.HGЯO
Дата и время	10.07.2010, 11:43:32. (UTC)
Магнитуда по шкале Рихтера	6.3 Mw[1]
Глубина гипоцентра	13.0 км.[1]
Затронутые страны (регионы)	США
Цунами	Нет
Пострадавшие	Нет
Экономический ущерб	Нет
Афтершоки	Не зафиксировано

Землетрясения у Марианских островов 2010 года — ряд мощных землетрясений магнитудой до 6,9, произошедших в 2010 году в районе Марианских островов.

Первое из них, магнитудой 6,3, произошло 10 июля 2010 года в 11:43:32 (UTC) к югу от Марианских островов, в 273,4 км к юго-юго-востоку от Инараджан^[2]. Гипоцентр землетрясения располагался на глубине 13,0 километров^[1]. Интенсивность землетрясения составила IV по шкале Меркалли^[1].

Землетрясение ощущалось в населённых пунктах: Дедедо, Хагатна, Манджилао, Санта-Рита, Тамунинг, на авиабазе Андерсен, военно-морской базе Апра, Агана-Хайтс^[англ.], Синаджана^[англ.], Йиго, Чалан-Каноа^[англ.], Сан-Роке^[англ.], Сан-Висенте^[англ.], Сусупе^[3].

В результате землетрясения сообщений о жертвах и разрушениях не поступало^[3].

Землетрясение магнитудой 6,9 произошло 13 августа 2010 года в 21:19:34 (UTC) на Марианских островах, в 320,2 км к северо-северо-востоку от острова Фаис^[4]. Гипоцентр землетрясения располагался на глубине 16,0 километров^[5].

В результате землетрясения сообщений о жертвах и разрушениях не поступало^[6].

14 августа 2010 года в 23:01:04 UTC в этом же регионе произошло землетрясение магнитудой 6,6. Эпицентр землетрясения находился в 296,2 км к северо-северо-востоку от острова Фаис, гипоцентр — на глубине 13,0 километров^[7]. Сообщений о жертвах и разрушениях не поступало^[8].

В сложной тектонике, окружающей Филиппинские острова, преобладает взаимодействие Филиппинской тектонической плиты с более крупными Тихоокеанской и Евразийской плитами и меньшей Зондской плитой. Филиппинская плита необычна тем, что её границы представляют собой почти все зоны конвергенции плит^[9].

Тихоокеанская плита субдуцирована в мантию к югу от Японии, под островными дугами Изу-Бонин и Мариана, которые простираются более чем на 3000 км вдоль восточной границы Филиппинской плиты. Эта зона субдукции характеризуется быстрой конвергенцией плит и сейсмичностью высокого уровня, распространяющейся на глубины более 600 км. Из этой обширной зоны конвергенции здесь возможно возникновение сильных (M> 8,0) землетрясений. Считается, что низкое выделение сейсмической энергии является результатом слабой связи вдоль границы раздела плит^[10][9].

К югу от Марианской дуги Тихоокеанская плита субдуцирована под островами Яп вдоль Япского желоба. Зона субдукции Рюкю связана с аналогичной зоной, впадиной Окинава^[2]. На северо-востоке Филиппинская плита поглощает Японию и восточную окраину Евразийской плиты в желобах Нанкай и Рюкю, простираясь на запад до Тайваня. В Нанкайской части этой зоны субдукции произошло несколько крупнейших землетрясений вдоль окраин Филиппинской плиты, в том числе два землетрясения магнитудой 8,1 в 1944 и 1946 годах^[9].

Вдоль западной границы Филиппинской плиты сближение её с Зондской плитой обусловливает широкую и активную тектоническую систему, простирающуюся по обе стороны цепи Филиппинских островов. Регион характеризуется противоположными системами субдукции на восточной и западной сторонах островов, а архипелаг прорезан крупной структурой трансформации: Филиппинским разломом. Субдукция плит Филиппинского моря происходит на восточной окраине островов вдоль Филиппинского желоба и его северного продолжения — Восточного Лусонского прогиба. На западной стороне Лусона Зондская плита уходит на восток вдоль ряда желобов, включая Манильскую впадину на севере, меньшую впадину Негрос в центральной части Филиппин и впадины Сулу и Котабато на юге^[9].

Сейсмическая активность в XX и начале XXI века вдоль границ Филиппинской плиты привела к семи сильным землетрясениям (M> 8,0) и 250 крупным землетрясениям (M> 7,0). Среди наиболее разрушительных были землетрясения в Канто в 1923 году, в Фукуи в 1948 году и в Кобе в 1995 году; землетрясения на Тайване в 1935^[англ.] и 1999 годах; землетрясение магнитудой 7,6 в заливе Моро 1976 года^[англ.] и землетрясение магнитудой 7,6 на Лусоне (Филиппины) 1990 года^{[англ.][9]}.

Филиппинская тектоническая плита граничит с более крупными Тихоокеанской и Евразийской плитами и меньшей Зондской плитой. Филиппинская плита необычна тем, что её границы представляют собой почти все зоны конвергенции плит. Тихоокеанская плита субдуцирована в мантию к югу от Японии, под островными дугами Изу-Бонин и Мариана, которые простираются более чем на 3000 км вдоль восточной границы Филиппинской плиты. Эта зона субдукции характеризуется быстрой конвергенцией плит и сейсмичностью высокого уровня, распространяющейся на глубины более 600 км. Из этой обширной зоны конвергенции здесь возможно возникновение сильных (M> 8,0) землетрясений. Считается, что низкое выделение сейсмической энергии является результатом слабой связи вдоль границы раздела пластин^[10].

К югу от Марианской дуги Тихоокеанская плита субдуцирована под островами Яп вдоль Япского желоба. Зона субдукции Рюкю связана с аналогичной зоной, впадиной Окинава^[11].

Островная дуга Рюкю считается конвергентной границей, где под Евразийской плитой находится подводная плита Филиппинского моря. Дуга представляет собой рифтинговый фрагмент континентальной коры и приблизительно ориентирована на северо-восток, а скорость сходимости между Филиппинской и Евразийской плитой варьируется от 5 до 7 см/год. Тектоническая эволюция, начиная с неогена, делится на три этапа. Стадия 1 (поздний миоцен) — дрифтовая седиментация. Стадия 2 (ранний плейстоцен) — это начальный рифтинг по дуге. Стадия 3 (голоцен) — это рифтинг по дуге, который всё ещё продолжается^[12].

Формирование дуги Рюкю началось в миоцене с отрыва отдельного блока евроазиатской плиты. Этот блок начал движение в южном направлении. Филиппинская плита находится под рифтовой дугой Рюкю, а сама дуга изгибается между Тайванем и хребтом Кюсю-Палау^[англ.] путём вращения и рифтинга и разделяется на несколько блоков. Геологические исследования показали, что в то время, как южная половина дуги вращается по часовой стрелке, её северная часть вращается против часовой стрелки. Со времён миоцена в результате рифтинга, поворотов и изгибания дуги, развивались право- и левосторонние тектонические разломы с нисходящими или восходящими компонентами. Нормальные разломы обнаруживаются только в самой верхней части коры. Разломы можно широко классифицировать в зависимости от их направления как разломы NW-SE и NE-SW^[12].

Возраст фундамента — докайнозойский, а породы фундамента состоят из кремнистого сланца и других типов сланцев. Кайнозойские песчаники, сланцы и известняки перекрывают фундаментные породы. За этими скальными единицами следует плиоценовая формация Симадзири, а все образования покрыты четвертичным рюкюским известняком и голоценовыми отложениями^[12].

• Naohiko Tokashiki, Ömer Aydan. THE OFF-OKINAWA ISLAND EARTHQUAKE OF FEBRUARY 27, 2010 (англ.) // Japan Society of Civil Engineers (JSCE). — 2010. — August. — P. 25.
• University of the Ryukyus, Dept. of Civil Engineering, Nishihara, Okinawa, Japan, he is also with Disaster Prevention Research Center for Islands Regions, Nishihara, Okinawa, Japan, Ömer Aydan. Some Thoughts on the Risk of Natural Disasters in Ryukyu Archipelago // International Journal of Environmental Science and Development. — 2018. — Т. 9, вып. 10. — С. 282–289. — doi:10.18178/ijesd.2018.9.10.1115.
• Smoczyk, G.M., Hayes, G.P., Hamburger, M.W., Benz, H.M., Villaseñor, Antonio, and Furlong, K.P. Seismicity of the Earth 1900–2012 Philippine Sea Plate and vicinity (англ.) // U.S. Geological Survey Open-File Report 2010–1083-M. — 2013.
• C. H. Scholz, J. Campos. On the mechanism of seismic decoupling and back arc spreading at subduction zones (англ.) // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. — 1995. — Vol. 100, iss. B11. — P. 22103–22115. — ISSN 2156-2202. — doi:10.1029/95JB01869.