stringtranslate.com

Северный Фиджийский бассейн

Северо -Фиджийский бассейн ( NFB ) — океанический бассейн к западу от Фиджи в юго-западной части Тихого океана . Это активно расширяющийся задуговой бассейн, ограниченный островами Фиджи на востоке, неактивным желобом Витяз на севере, островной дугой Вануату / Новые Гебриды на западе и зоной разлома Хантер на юге. [2] Бассейн примерно треугольной формы с вершиной, расположенной в северной части дуги Новые Гебриды, активно расширяется на юг и характеризуется тремя центрами спрединга и океанической корой моложе 12  млн лет . Раскрытие NFB началось, когда начался откат плиты под Новые Гебриды, и островная дуга начала вращение по часовой стрелке. [1] Раскрытие бассейна было результатом столкновения плато Онтонг-Ява и Австралийской плиты вдоль ныне неактивной системы субдукции Соломон-Витяз к северу от NFB. [3] NFB является крупнейшим и наиболее развитым задуговым бассейном юго-западной части Тихого океана. Он открывается в сложной геологической обстановке между двумя противоположно направленными системами субдукции, желобами Новые Гебриды/Вануату и Тонга, и поэтому его океаническое дно имеет самое большое в мире количество центров спрединга на единицу площади. [3]

Две противоположно направленные системы деформации частично перекрываются там, где Австралийская и Тихоокеанская плиты встречаются вдоль участка андезитовой линии на юго-западе Тихого океана: к востоку от NFB дуга Кермадек-Тонга тянется примерно на 3000 км (1900 миль) к северу от Новой Зеландии , а к западу от NFB — зона субдукции Новые Гебриды , образованная во время открытия задугового бассейна NFB. [4]

В НФБ есть три небольшие тектонические плиты: Новые Гебриды , Риф Балморал и Риф Конвей . [5]

До 1985 года о НФБ было известно немного, а в 1970-х годах центральная часть бассейна, единственная нанесенная на карту территория, называлась Северным плато Фиджи. [6]

Поля

Приблизительная проекция на поверхность Тихого океана современных центров спрединга  (желтый) в котловине Северного Фиджи. Хребет Хантер  (коричневый) определяет юго-западную границу бассейна. Желоб Витязь  (голубой) определяет большую часть северной границы бассейна. Также показана зона очень глубокофокусных землетрясений, связанных с прошлой субдукцией плиты в этом желобе  (светло-красный) . [7] Более подробный сейсмический контекст, включая карту приблизительной области мелкофокусных землетрясений в бассейне Северного Фиджи, показан на карте в статье Зона субдукции Вануату . При наведении мыши отображаются названия объектов.

Вануату

Центральная цепь островов Новые Гебриды простирается на 1200 км (750 миль) от острова Урепарапара , островов Банкс , на севере до острова Хантер на юге. [8] Желоб Новые Гебриды постепенно отступает, что приводит к изгибу южного конца зоны субдукции на восток. [9] Австралийская плита погружается под Вануату в желобе Новые Гебриды, что приводит к образованию комплекса рифтов и трансформации в NFB. Сама цепь островов Новые Гебриды деформируется, поскольку плавучие объекты, такие как хребет Д'Антркасто и плато Западный Торрес, погружаются в этом процессе. NFB является продуктом асимметричного открытия задней дуги вокруг точки шарнира в 11° ю.ш., 165° в.д., вокруг которой цепь Вануату повернулась на 28° по часовой стрелке в течение последних 6 млн лет или 6–7,5°/млн лет. Это вращение также вызвало рифтинг в северной части NFB. Вануату можно разделить на южный и северный тектонические блоки, отдельные от западного блока NFB. Эти блоки разделены зоной растяжения к востоку от цепи островов. [10]

Лау

В бассейне Лау к востоку от NFB Тихоокеанская плита погружается на запад под желоб Тонга с самой высокой скоростью рифтинга задней дуги, известной нам — где цепь подводных гор Луисвилл погружается под желоб Тонга, рифтинг распространяется со скоростью 10 см/год (3,9 дюйма/год). Это пересечение цепи подводных гор и желоба распространяется на юг со скоростью 12,8 см/год (5,0 дюйма/год) и, как следствие, острова Тонга вращаются по часовой стрелке со скоростью 9,3°/ млн лет . [11]

Зона разлома Хантер

Южный край NFB образован зоной разлома Хантер и хребтом Хантер (включая острова Мэтью и Хантер , два действующих вулкана). Центральный спрединговый хребет NFB пересекает хребет Хантер, а небольшой спрединговый центр развивается к югу от него. Хребет Хантер образовался около 3 млн лет назад, а ископаемые трансформные разломы в NFB к северу от хребта являются остатками спредингового хребта, который был активен до того, как впадина Вануату распространилась к югу от южной оконечности Вануату, острова Анатом . [12]

Впадина Витязь

Северная меланезийская дуга столкнулась с субдуцированным юго-восточным сегментом плато Онтонг-Ява 10–8 млн лет назад. Это столкновение изменило направление субдукции в желобе Витязь и, таким образом, инициировало вращение по часовой стрелке дуги Вануату и раскрытие NFB 8–3 млн лет назад. [13] Изолированная зона глубокофокусных землетрясений по направлению к середине бассейна может быть объяснена продолжающейся субдукцией плиты остатка Тихоокеанской плиты, существовавшей до 110–8 млн лет назад, которая прервалась, когда произошло столкновение с плато Онтонг-Ява, остановившее дальнейшую субдукцию и изменившее направление субдукции в этом районе. [7]

Внутрибассейновая морфология

В центральной и южной части НФБ имеются две основные системы спрединга: Центральный спрединговый хребет и Западно-Фиджийский рифт, обе с переменной скоростью спрединга 5–8 см/год (2,0–3,1 дюйма/год). В северной части NFB ряд центров спрединга простирается на 1500 км (930 миль) вдоль пояса, простирающегося с востока на запад (со скоростью спрединга): центры спрединга Футуна (1–4 см/год (0,39–1,57 дюйма/год)) и Северный Цикобия (2 см/год (0,79 дюйма/год)) и хребты Трипартит (2–5 см/год (0,79–1,97 дюйма/год)) и Южная Пандора и Хейзел-Холмс. Базальты в Центральном спрединговом хребте относятся к типу N- MORB , что указывает на зрелую аккреционную систему, тогда как базальты в северной части NFB имеют мантийный источник из базальта океанического острова (OIB). [3]

Центральный разрастающийся хребет

Центральный центр спрединга NFB является крупнейшим и, вероятно, старейшим задуговым бассейном на Земле. [14] Его можно разделить на четыре сегмента длиной 120–200 км (75–124 мили):

  1. Самый южный сегмент (21°40'S–20°30'S) простирается примерно на 120 км (75 миль) в направлении север-юг. Он имеет сложную морфологию с хребтами глубиной 2500 м (8200 футов), разделенными впадинами глубиной 3000 м (9800 футов). Это затрудняет определение точного местоположения спредингового хребта, но магнитные линии показывают его присутствие. Морфология является промежуточной между быстрым и медленным спрединговым хребтом. [15]
  2. Сегмент север-юг (21°S–18°10'S) имеет длину 310 км (190 миль) и является наименее сложным с осевым хребтом ниже 3000 м (9800 футов) шириной около 20 км (12 миль). Купол с плоской вершиной, достигающий 2800 м (9200 футов), разрезается пополам грабеном шириной в несколько сотен метров и глубиной в десятки метров. Купол окружен симметричными грабенами. V-образные псевдоразломы на северном и южном концах являются следами распространяющегося сегмента хребта. [15]
  3. Длина сегмента N15° составляет около 120 км (75 миль), что соответствует изменению направления спрединга с севера на юг до N15°. Южная часть плохо определена, аккреция распределена по многочисленным небольшим вулканам, разбросанным по обширной территории. Двойной хребет к северу от 17°55'S фланкирует грабен шириной 2–3 км (1,2–1,9 мили), глубиной 200–300 м (660–980 футов). Неглубокий массив на северной оконечности прорезан грабеном шириной 0,5–2 км (0,31–1,24 мили), глубиной 200 м (660 футов). В этой части находятся гидротермальные источники. Сегмент N15° фланкирован изогнутыми грабенами, интерпретируемыми как ископаемые перекрывающиеся центры спрединга. В 16°50'N имеется тройное сочленение. [15]
  4. Северный сегмент N160° имеет длину 200 км (120 миль) и состоит из трех частей:
    • В южной части (16°50'S–15°30'S) ось спрединга представляет собой грабен глубиной 4000–4500 м (13100–14800 футов), шириной 8 км (5,0 миль), окруженный почти вертикальными стенками. Он имеет морфологию медленно спрединговых хребтов с осью, прорезанной хребтом шириной 2–3 км (1,2–1,9 мили), высотой 400–500 м (1300–1600 футов). Изгиб на 16°10'S смещает хребет на 4 км (2,5 мили). Эта часть окружена вулканическим массивом, который достигает глубины менее 1700 м (5600 футов) и имеет ширину 100 км (62 мили) на южном конце, но исчезает к северу от 15°30' ю.ш. Вулканизм и поднятие более старой океанической коры начались около 1 млн лет назад. [ 15]
    • Центральная часть (15°30'S–15°00'S) имеет два эшелонированных грабена, которые смещены относительно оси на 40 км (25 миль). Они образуют домен длиной 60 км (37 миль), глубиной 4000 м (13000 футов), и каждый грабен состоит из эшелонированных сегментов длиной 10 км (6,2 мили). Магматическое снабжение здесь ограничено узким хребтом, разделяющим грабены, и аккреция была в основном амагматической в ​​течение последнего 1 млн лет. [15]
    • К северу от 15° с.ш. центральный спрединговый хребет сложный, с двумя ветвями, образующими возможное тройное сочленение. Западная ветвь, простирающаяся на N120°, представляет собой грабен шириной 4 км (2,5 мили) и глубиной 4000 м (13 000 футов), который прорезает более старую океаническую кору. Северная ветвь, простирающаяся на N140°, представляет собой хребет глубиной 2400 м (7900 футов) и образует продолжение сегмента N160°. [15]

Западно-Фиджийский разлом

Район Западных Фиджи доминирует западный и восточный грабены, разделенные центральным плато. Западный грабен, шириной 10 км (6,2 мили) и глубиной 4000 км (2500 миль), фланкирован крутой западной стеной, но серией ступеней на восточной стороне и представляет собой распространяющийся разлом . Хребет на западной стороне, достигающий менее 2000 м (6600 футов) над уровнем моря, фланкирован другим грабеном, шириной 4 км (2,5 мили) и глубиной 3000 м (9800 футов). Эта система грабенов и хребтов, вероятно, южная оконечность зоны разломов Северных Фиджи, сходится в плоской области на южном конце западного грабена, глубиной 3500 м (11500 футов), которая фланкирована двумя псевдоразломами c. 500 м (1600 футов) в высоту. Восточный грабен, шириной 10–12 км (6,2–7,5 миль) и глубиной 3200 м (10 500 футов), окружен параллельными хребтами и впадинами на площади 25 км (16 миль). На центральном плато находится веерообразная система хребтов и впадин, центр которой занимает грабен глубиной 3000 м (9800 футов) и шириной 10 км (6,2 мили). Осадочный чехол тонкий или отсутствует на всей площади. Подушечные базальты как в западном, так и в восточном грабенах имеют состав, близкий к базальту срединно-океанического хребта (MORB) центрального спредингового хребта. [16]

Северный Северо-Фиджийский бассейн

Южная Пандора и Трехсторонний хребет в северной части NFB являются активными спрединговыми хребтами с сегментами длиной 50–100 км (31–62 мили), вулканической осью шириной 10–20 км (6,2–12,4 мили) и упорядоченными магнитными линиями, проходящими параллельно хребту. Сегменты хребта разделены сложными релейными зонами, а не трансформными разломами. [17]

Южная часть хребта Пандора разделена на пять сегментов, средняя ширина которых составляет 20 км (12 миль). Осевая долина частично скрыта разломными и рифтовыми вулканическими структурами; удлиненные грабены типичны для медленно спрединговых хребтов с крутыми стенами, обрамляющими глубокую долину. По обе стороны хребта находятся многочисленные крупные вулканы; очень тонкий или отсутствующий осадочный чехол на расстоянии около 100 км (62 мили); и непрерывные магнитные линии, указывающие на очень низкую половинную скорость спрединга (8 км (5,0 миль)/млн лет) в течение последних 7 млн ​​лет. [17]

Трехсторонний хребет разделен на три сегмента, ориентированных в разных направлениях. Это очень молодой хребет, который распространяется в более старую область, покрытую осадками. [17]

Неактивные вулканические острова Митре и Анута представляют собой обновленные дуговые вулканы Витязь, которые образовались 2,2 млн лет назад, вероятно, в результате изменения движения Тихоокеанской плиты. [18]

Тектоническая эволюция

Открытие NFB от 12 млн лет до настоящего времени. Серые области представляют собой ныне погруженное дно океана.

100–45 млн лет назад, после распада Гондваны, в юго-западной части Тихого океана, от Соломоновых островов до Северного острова Новой Зеландии, существовала единая, почти непрерывная система дуги-субдукции . Сегодня в регионе осталось только два активно расширяющихся задуговых бассейна: Таупо -Кермадек-Тонга и Хантер-Вануату. Другие геологические структуры представляют собой остатки островных дуг и задуговых бассейнов, в основном эоценового и миоценового возраста, включая желоб Витязь и хребты Лау-Колвилл , Три Кингз и Лоялти. [19] Соответственно, хребет Лоялти-Три Кингз когда-то образовывал единую непрерывную дугу с хребтом Лау-Колвилл , который называется дугой Витязь. [20]

Регион Фиджи и Новые Гебриды состоит из вулканических пород, но где начался вулканизм, неизвестно. Вероятно, регион сформировался далеко на юго-западе от своего нынешнего местоположения, где он впоследствии раскололся, когда в раннем олигоцене открылась Южно-Фиджийская впадина. С раннего олигоцена до миоцена регион был частью дуги, которая образовала северный край Австралийской плиты. Задуговой бассейн NFB прорвался через этот край около 12 млн  лет назад и с позднего миоцена повернул дугу Новых Гебрид на 30° по часовой стрелке, а Фиджи — по крайней мере на 100° против часовой стрелки. [4]

Сегодня Тихоокеанская плита субдуцирует на запад вдоль восточной границы NFB, впадины Тонга-Кермадек. Австралийская плита субдуцирует на восток вдоль западной границы NFB, впадины Новые Гебриды. Переход между этими противоположными системами субдукции — зона разлома Фиджи, сложная левосторонняя последовательность хребтов и разломов к северу от Фиджи, которая простирается в бассейны Северного Фиджи и Лау соответственно. [21]

Лавина из плиты

Землетрясения большой магнитуды под NFB были приписаны отделившемуся сегменту плиты субдуцированной Австралийской плиты, который столкнулся с субдуцированной Тихоокеанской плитой на глубине 500 км (310 миль) около 5 млн лет назад. Землетрясения являются результатом того, что эти сталкивающиеся плиты оседают на разрыве 660 км . [22]

Под Тонгой на глубине 350–500 км (220–310 миль) число землетрясений резко возрастает, в то время как форма Тихого океана становится сложной. Сотни этих землетрясений происходят за пределами зоны Вадати-Бениоффа (верхняя часть плиты) вдоль горизонтальной плоскости. [23] Восточная субдукция Австралийской плиты (вместе с ныне слившейся Южно-Фиджийской плитой) под NFB создала Новые Гебриды и южные Соломоновы острова. Плита, образовавшаяся в результате этой субдукции, тянется круто вниз до 300–350 км (190–220 миль), за исключением ее южного конца, где она достигает только 150 км (93 мили). Северный конец плиты, в южном желобе Реннелла, соответствует резкому изгибу в линии андезита. [24] Отделившаяся плита от падающей на восток Австралийской плиты под NFB сползла на восток и столкнулась с падающей на запад Тихоокеанской плитой. Серия необычных землетрясений под NFB происходит в нескольких таких оторванных сегментах плиты. Если эти сегменты объединить и реконструировать обратно в их первоначальное местоположение на поверхности, они будут равны как NFB, так и субдуцированной части Австралийской плиты с 12 млн лет назад по площади. [25]

Плита Тонга лавинообразно падает через слой 660 км на южном конце дуги и желоба Новые Гебриды. Тихоокеанская плита долгое время погружалась в желоб Тонга, что привело к накоплению материала плиты в слое 660 км к югу от желоба Витязь, в то время как островная дуга Новые Гебриды была вытеснена на юг и по часовой стрелке. Это также изменило направление субдукции и открыло заднюю дугу NFB и вытолкнуло плиту Витязь в мантию и инициировало субдукцию в желобе Новые Гебриды. Лавина плиты началась около 8 млн лет назад , и большая часть материала сейчас находится на 450 км (280 миль) ниже слоя 660 км. [26]

Плита под Тонга и Кермадек проникает в нижнюю мантию. Она погружается вниз от впадины Тонга, но отклоняется горизонтально на разрыве 660 км. Под впадиной Вануату находится оторванная остаточная плита. В впадине Кермадек Тихоокеанская плита погружается с 40 млн лет назад [27]

Смотрите также

Ссылки

Примечания

  1. ^ ab Johnston 2004, Дуга Вануату–Новые Гебриды и Северный Фиджийский бассейн, стр. 230
  2. ^ Нохара и др. 1994, Введение, стр. 179–180.
  3. ^ abc Garel, Lagabrielle & Pelletier 2003, Обзор аккреционных систем бассейна Северного Фиджи, стр. 246, 248
  4. ^ ab Hall 2002, Фиджи–Новые Гебриды–Северный Фиджийский бассейн, стр. 388-389
  5. ^ Argus, Gordon & DeMets 2011, Рис. 2, стр. 4; Таблица 1, стр. 5
  6. ^ Auzende, Pelletier & Eissen 1995, Батиметрия и структура, стр. 141
  7. ^ ab Okal, EA; Kirby, SH (1998). "Глубокие землетрясения под котловиной Фиджи, юго-запад Тихого океана: самая интенсивная глубокая сейсмичность Земли в застойных плитах" (PDF) . Physics of the Earth and Planetary Interiors . 109 (1–2): 25–63. Bibcode :1998PEPI..109...25O. doi :10.1016/S0031-9201(98)00116-2.
  8. ^ Монзье и др. 1997, Введение, стр. 1–2.
  9. ^ Патриат и др. 2015, Аннотация
  10. ^ Уоллес и др. 2005, Вануату, с. 858
  11. ^ Уоллес и др. 2005, Тонга, стр. 858
  12. ^ Сигурдссон и др. 1993, Введение и геологическая обстановка, стр. 150–152; Рис. 1а, стр. 151
  13. ^ Манн и Тайра 2004, 10 млн лет назад (поздний миоцен), с. 160; Рис. 6, стр. 151–158.
  14. ^ Эйссен и др. 1991, Введение, стр. 201–202.
  15. ^ abcdef Auzende, Pelletier & Eissen 1995, Центральный спрединговый хребет, стр. 143–147
  16. ^ Auzende et al. 1995, Структура Западного Фиджи, стр. 17824–17825; Рис. 3 и 6, стр. 17826, 17828
  17. ^ abc Lagabrielle et al. 1996, Аннотация
  18. ^ Kroenke 1995, Северная часть Новой Гебридской дуги, стр. 21–22
  19. ^ Сегев, Рыбаков и Мортимер 2012, Юго-западные тихоокеанские дуги и бассейны, стр. 1279
  20. ^ Тимм, К.; де Ронд, CEJ; Хорнле, К.; Казенс, Б.; Варто, Дж.А.; Тонтини, Ф. Каратори; Высочанский Р.; Хауф, Ф.; Хэндлер, М. (2019). «Новый век и геохимические данные с хребтов Южный Колвилл и Кермадек, юго-западная часть Тихого океана: взгляд на недавнюю геологическую историю и петрогенезис дуги Прото-Кермадек (Витязь)» (PDF) . Исследования Гондваны . 72 : 169–193. Бибкод : 2019GondR..72..169T. дои :10.1016/j.gr.2019.02.008.
  21. ^ Патриат и др. 2015, Тектоническая обстановка, стр. 2–4
  22. ^ Ричардс, Холм и Барбер 2011, Аннотация
  23. ^ Ричардс, Холм и Барбер 2011, Геометрия Тихоокеанской плиты, стр. 788
  24. ^ Ричардс, Холм и Барбер 2011, Геометрия австралийской плиты, стр. 788–789
  25. ^ Ричардс, Холм и Барбер 2011, Интерпретация, стр. 789
  26. ^ Pysklywec, Mitrovica & Ishii 2003, Мантийная лавина под юго-западной частью Тихого океана, стр. 31; Рис.2, стр. 32
  27. ^ Фукао, Видиянторо и Обаяши 2001, Тонга-A и -B (таблички 7a и 7b), стр. 311–312.

Источники