Бассейн Лау — это задуговой бассейн (также называемый «междуговым бассейном» [1] ) на границе Австралийско-Тихоокеанской плиты. Он образован субдукцией Тихоокеанской плиты под Австралийскую плиту . Хребет Тонга-Кермадек , фронтальная дуга, и хребет Лау-Колвилл , остаточная дуга , расположены на восточной и западной сторонах бассейна соответственно. [2] Бассейн имеет приподнятую переходную область на юге, где он соединяется с Гаврским прогибом .
Бассейн Лау — это молодой бассейн (большинству из них менее 5 миллионов лет) [2] , который разделяет ранее непрерывную островную дугу путем рифтинга растяжения [1] и спрединга. [3] В плиоцене Тихоокеанская плита погружалась под Австралийскую плиту. [2] Плита Тихоокеанской плиты расплавилась, когда ее опустили, а затем поднялась, образовав первоначальный хребет Тонга-Кермадек. Около 25 миллионов лет назад Тихоокеанская плита начала дрейфовать от Австралийской плиты, тем самым разделив вулканический хребет. Рифтинг изначально был вызван расширением до 6 миллионов лет назад, к этому времени в этом регионе началось расширение морского дна и в конечном итоге образовало бассейн Лау между разделенными хребтами. [4] На севере бассейн достигает своей максимальной ширины в 500 км (310 миль) с треугольной формой на юге, которая, как предполагается, является результатом распространения на юг основных центров растяжения и их асимметричного, преимущественно западного открытия. [3]
V-образный бассейн Лау был открыт двумя распространяющимися на юг центрами спрединга : Центральным центром спрединга Лау (CLSC) и Восточным центром спрединга Лау (ELSC). [4] Первоначальный ELSC был ориентирован с севера на юг и имел скорость спрединга около 100 мм (3,9 дюйма)/год. Он извергает базальт срединно-океанического хребта (MORB). [5] Северо-восточная оконечность ELSC распространялась на юг быстрее, чем другая часть, и создала псевдоразлом, ориентированный на 170 градусов. [6] ELSC повернулся на 15–25 градусов по часовой стрелке и продолжил распространяться на юг. Затем образовались CLSC, а также зона трансформации растяжения (ETZ), связывающая два центра спрединга. CLSC распространился на юг и заменил северный сегмент ELSC. [7] Область перекрытия CLSC и ELSC характеризуется сдвиговыми землетрясениями . Между ними и к востоку от ELSC находится промежуточный центр спрединга Лау (ILSC), который в настоящее время имеет четыре охарактеризованных сегмента. [8] В 3-м сегменте ELSC наблюдается переход в морфологии хребта, связанный со значительным уменьшением глубины бассейна с 2,7 км (1,7 мили) до 2,1 км (1,3 мили), что коррелируется с появлением осевого отражателя магматической камеры в южной части ELSC. [8] Недавние измерения показали, что скорости раскрытия увеличиваются в ELSC и CLSC. [7] В настоящее время скорость спрединга бассейна Лау составляет около 150 мм (5,9 дюйма)/год, и в качестве примера быстрорасширяющегося задугового бассейна [9] было проведено много дополнительных исследований, которые выявили дополнительные центры спрединга. [5] По мере продвижения на юг скорости спрединга бассейна Лау уменьшаются, составляя для CLSC 120 мм (4,7 дюйма)/год, к северу от ELSC в ILSC 102 мм (4,0 дюйма)/год, в начале хребта Валу Фа (VFR) на юге 69 мм (2,7 дюйма)/год и на его южном конце 48 мм (1,9 дюйма)/год. [10] Некоторые авторы объединяют VFR как часть ELSC, но геология немного отличается. [11] Самый южный сегмент спрединга (он состоит из двух сегментов) [8] VFR приближается к дуге на 20 км (12 миль) к востоку примерно на 24° ю.ш. и имеет глубину всего 1700 м (5600 футов). [5] Эти центры спрединга в настоящее время частично расчленили хребет Лау. [12] К югу от VFR, задуговая область в основном представляет собой область растянутой дуговой коры с обильными нормальными сбросами, но без явного спрединга, и называется Южным рифтом Лау (SLR), областью текущих активных неглубоких землетрясений. [11]Аналогично югу, в Гаврском прогибе в настоящее время наблюдается только рифтинг. На северо-востоке находится южная часть рифта Фонуалей и центра спрединга (FRSC), который распространяется на юг, но на севере взаимодействия FRSC кажутся более сложными и описаны ниже. [13]
С севера от CLSC мы имеем ориентированную на северо-восток зону расширения Lau Extensional Transform Zone (LETZ), которая соединяется с хребтом Peggy Ridge, который представляет собой довольно линейный хребет, ориентированный с юго-запада на северо-восток, протяженностью более 200 км (120 миль) в центральной впадине Lau [14] (обозначен как PR на схеме впадины на этой странице). LETZ вмещает расширение с востока на запад, но то же самое делает и FRSC на востоке, и такое двойное параллельное расположение не было выявлено ни в одном другом бассейне задней дуги. [15] В северной части бассейна Lau существует значительная сложность, где в настоящее время взаимодействуют пять независимых океанических тектонических плит. Северо-западная сторона бассейна Lau имеет Северо-западный центр спрединга Lau (NWLSC). Он расширяется со скоростью 75 мм (3,0 дюйма)/год. [10] Разломы Рошамбо на северо-востоке NWLSC раздвигаются со скоростью 110 мм (4,3 дюйма) в год. [10] К востоку от разломов Рошамбо находится область морского дна, простирающаяся между плитой Ниуафоу и северной плитой Тонга . С севера на юг мы видим Северо-восточный центр спрединга Лау (NELSC), разделяющийся со скоростью 42 мм (1,7 дюйма) в год, область к югу от тройного сочленения Мангатолу (MTJ, также известного как тройное сочленение Кингс [16] ), разделяющуюся со скоростью 30 мм (1,2 дюйма) в год, и FRSC, первый северный сегмент которого распространяется на север [17] со скоростью спрединга 28 мм (1,1 дюйма) в год в северо-восточной части бассейна Лау, но снижается до 9 мм (0,35 дюйма) в год [10] , где последний сегмент FRCS пересекает вулканическую дугу Тофуа к западу от хребта Тонга. [17] Выдающееся северо-западное простирающееся образование молодых вулканических структур, включающее щитовой вулкан Ниуафоу , пересекает северную часть бассейна Лау примерно в 75 км (47 миль) к западу от MTJ и называется Западной рифтовой границей (WRM). [3] К востоку от WRM морское дно имеет несколько вытянутых хребтов северо-северо-западного простирания примерно той же ориентации, что и WRM, в то время как к западу от него морское дно более хаотично с большим количеством вулканизма. [3]
Вулканиты бассейна Лау в основном представлены андезитами и дацитами, извергавшимися 6,4–9,0 млн лет назад. Большинство обнаруженных основных пород — это 55% SiO2 базальтовые андезиты . [2] Все дно бассейна в основном состоит из пород типа MORB, но самые западные 80–120 км дна бассейна содержат смесь базальтов типа MORB, переходных и дугообразных. Этот западный регион имеет другой состав, поскольку он был сформирован путем растяжения и рифтинга между хребтами Лау и Тонга до начала спрединга морского дна. Затем грабены в этом регионе были заполнены свежей магмой из мантийного источника, который отличается от мантийного источника для CLSC/ELSC. [2] В северо-восточной части бассейна находится более 402 км2 ( 155 кв. миль) дацитовой лавы к северу от кальдеры морского дна Ниуатахи , которая, по-видимому, образовалась в результате активности морского дна, не связанной с кальдерой, на флангах которой также наблюдаются некоторые извержения дацитов. [18] Вулканиты южного бассейна и вулкана Ата могут быть связаны с переработкой субдуцированных частей подводной цепи Луисвилл . [19] Вынутые из FRSC лавы почти идентичны лавам из близлежащих дуговых вулканов. [13] К югу лавы в этой части бассейна Лау более дугообразны, чем MORB в ELSC, с присутствием базальта и андезита . [5] Далее на юг извержения рифтовой долины к востоку от SLR в основном андезитовые и/или дацитовые , в то время как на западной окраине SLR есть андезиты и базальты. [11]
Источник мантийного расплава в бассейне Лау сосредоточен к западу от центров спрединга на небольшой глубине. Этот источник мог напрямую снабжать западную часть бассейна Лау. Базальт типа MORB заполнил грабены, которые изначально были образованы растяжением в западной части бассейна Лау. Асимметричное снабжение расплавом привело к асимметричной толщине коры в различных частях бассейна. Это снабжение расплавом может продолжаться и сегодня, на что указывает аномалия с низкой скоростью в верхней мантии под западной частью бассейна Лау. [4]
На границе субдукции между Тихоокеанской плитой и плитами Тонга и Кермадек откат желоба Тонга и Тихоокеанской плиты вызвал компенсирующий поток мантии под впадиной Лау. Затем эта плодородная мантия сталкивается с водой, выделившейся из обезвоженной субдуцирующей Тихоокеанской плиты, и подвергается частичному плавлению . Это приводит к созданию партии обедненной мантии между плодородной мантией и субдуцирующей плитой. Затем восходящий поток обедненного слоя вызывается спредингом задней дуги и субдукцией плиты к угловой области, где мантия гидратируется. Усиленное плавление в этой области предотвращает повторное обогащение обедненной мантии и, таким образом, позволяет ей течь до тех пор, пока она не перевернется. Затем она переносится обратно под заднюю дугу по мере продолжения субдукции. Таким образом, ELSC, расположенный прямо над сильно обедненной мантией, испытывает уменьшенное поступление магмы, что приводит к более тонкому слою коры и более быстрой скорости спрединга. С другой стороны, CLSC имеет более толстую кору, поскольку она покрывает плодородную мантию, которая в значительной степени удалена от воздействия вулканического фронта. В отличие от ELSC, CLSC имеет характеристики, которые гораздо больше похожи на срединно-океанический хребет. [9]
.jpg/1280px-Map00382_(28005000220).jpg)
Толщина земной коры увеличивается с 6 км (3,7 миль) на востоке до 9 км (5,6 миль) на западе. Вся кора бассейна Лау имеет более толстую середину коры, чем та, что наблюдается в Тихоокеанской плите. Кору бассейна Лау можно разделить на восточную, центральную и западную части в соответствии с их толщиной (5,5–6,5, 7,5–8,5 и 9 км соответственно). Кора в восточной части похожа на кору Тихоокеанской плиты с более толстым слоем средней коры и более тонким нижним слоем коры. Это говорит о том, что она состоит из океанической коры, которая была сформирована более 1,5 миллионов лет назад в ELSC. Граница между восточной и центральной частями совпадает с границей между корой ELSC и корой CLSC, что подразумевает, что внутренние структуры в этих двух спрединговых хребтах являются или были разными. Центральная часть имеет относительно более толстую кору, которая образовалась в течение последних 1,5 миллионов лет в CLSC. Граница между центральным и западным участками земной коры проходит посередине коры ELSC, что позволяет предположить, что западный участок содержит кору, созданную как океаническим спредингом в ELSC, так и расширением островной дуги от первоначального бассейна Лау. [1] Дальнейшие исследования ELSC показали, что кора задней дуги, созданная на расстоянии менее 50 км (31 миля) от фронта вулканической дуги, необычно толстая (от 8 до 9 км) и имеет толстый верхний слой коры и нижний слой коры («кора домена II», «водная» кора) из-за поступления воды из плиты в субаксиальный режим плавления центра спрединга задней дуги. [20] Сейсмические исследования показывают, что кора задней дуги, созданная на расстоянии более 70 км (43 мили) от фронта вулканической дуги, тоньше и больше похожа на типичную океаническую кору («кора домена III»). [20] Кора в южной части FRSC была создана путем расширения дуговой коры с переменным притоком магматизма , а магматическое подстилающее покрытие обнаружено в некоторых частях южной микроплиты Ниуафоу . [21]
Процессы формирования задугового бассейна были впервые предложены Дэниелом (Дэном) Каригом в 1970 году [1] на основе исследований бассейна Лау. [15] Возможность существования в этом регионе нескольких тектонических плит и тройных сочленений была предложена Клементом Чейзом в следующем году. [15] В настоящее время бассейн Лау имеет океаническую кору от Австралийской плиты на востоке, плиты Ниуафоу на северо-востоке и вращающейся по часовой стрелке плиты Тонга на западе. [22] Микроплита Футуна находится в тесной связи с севером в этой наиболее активной тектонической области. [22] В северной части бассейна Лау растяжение между опорными точками Австралии и Тонга обеспечивается несколькими зонами активного рифтинга и спрединга, которые расположены вдоль границ микроплиты Ниуафоу. [3] Они настолько сложны, особенно по направлению к северу, что в настоящее время могут существовать другие более мелкие микроплиты, и, безусловно, некоторые границы плит являются зонами деформации или по другим причинам плохо определены. [23] Существует перекрывающийся центр спрединга от самого северного сегмента FRSC на востоке до самого южного сегмента тройного сочленения Мангатолу на западе. [3] Соотношения между морским дном и свойствами земной коры, которые были установлены на основе наблюдений, сделанных на срединно-океанических хребтах, таких как расстояние до центра спрединга, глубина воды и возраст земной коры, могут быть не строго применимы в условиях задугового бассейна. [24] В частности, сложность северной части лучше всего объясняется тем, что спрединг в задуговых бассейнах не является таким линейным процессом, как вдоль срединно-океанических хребтов, и скорее задуговой спрединг имеет потенциал для новых возникающих или прыгающих центров спрединга. [25]
Падающая на запад Тихоокеанская плита, возраст коренной породы которой составляет около 110 миллионов лет, в настоящее время погружается под независимую микроплиту Тонга, чьи центры спрединга от Австралийской плиты являются центрами южного бассейна Лау. [12] Сейсмогенная зона под бассейном Лау сильно смещена от желоба Тонга , так что плита находится на глубине около 250 км (160 миль) под осью спрединга бассейна Лау. [12] Южная граница бассейна связана с субдукцией хребта Луисвилл под зону субдукции Кермадек-Тонга .
В настоящее время бассейн Лау по-прежнему является активной тыловой дугой, которая быстро развивается во времени. Шесть из семи вулканов в бассейне Лау по-прежнему активны. [26] Островной вулкан Ниуафоу извергался несколько раз с момента начала исторических записей. На востоке некоторые острова Тонга расположены в широтном диапазоне ELSC, в частности, с учетом его недавней истории извержений Хунга Тонга–Хунга Хаапай , в 80 км (50 миль) от него. [8] Было высказано предположение, что карбонатные отложения, отложившиеся на ранее субдуцированном вулкане цепи подводных гор Луисвилл, могли быть фактором взрывного характера извержения 2022 года . [27] Ата находится примерно в 50 км (31 миле) к востоку от хребта Валу Фа [8] , и анализ состава его вулканов определил, что они связаны с субдуцированными частями подводных гор Луисвилл. [28] [19] Као , где находится самая высокая точка Тонга и Тофуа , находится примерно в 95 км (59 миль) к востоку от самого северного сегмента ELSC. [8] Большая кальдера Ниуатахи находится на северо-востоке бассейна. [18] Восточная сторона бассейна имеет вулканическую дугу Тофуа вдоль западной стороны хребта Тонга.
Землетрясения в этом регионе в основном являются коровыми землетрясениями. Небольшие землетрясения из бассейна едва регистрируются на суше из-за высокого затухания мантии. [9] Однако сейсмичность низкой магнитуды (т. е. в основном M w менее 5) была зарегистрирована вдоль активных центров спрединга в бассейне Лау донными сейсмометрами. [29] Большинство землетрясений, а также вулканической активности локализуются на восточной границе бассейна Лау, вдоль хребта Тонга, который является очень вулканически активным. [2] В Южном рифте Лау произошли рои неглубоких землетрясений . [11] С точки зрения неглубоких и, следовательно, коровых землетрясений с M w более 5, удалось сгруппировать землетрясения в области напряжений:
19°Ю 176°З / 19°Ю 176°З / -19; -176