Бассейн Лау - Lau Basin

Бассейн Лау в верхней части дуго-задугового комплекса

В Бассейн Лау это задний дуговой бассейн (также называется «междуговый бассейн ”[1]) на Граница Австралийско-Тихоокеанской плиты. Он образован Тихоокеанская плита подчинение под Австралийская тарелка. В Хребет Тонга-Кермадек, а лобная дуга, а Lau-Colville Ridge, а остаточная дуга, сидят на восточной и западной сторонах бассейна соответственно.[2]

История

Бассейн Лау - молодой бассейн (возраст <= 5 млн лет)[2] который отделяет ранее непрерывный островная дуга к экстенсиональный рифтинг.[1]Вовремя Плиоцен Тихоокеанская плита погружалась под Австралийскую плиту.[2] Плита Тихоокеанской плиты плавилась, когда ее толкали вниз, а затем поднялась, образуя оригинальный хребет Тонга-Кермадек. Около 25 млн лет назад Тихоокеанская плита начала отходить от Австралийской плиты, расколов вулканический хребет. Изначально рифтогенез был вызван расширением до 6 млн лет до н.э., к тому времени распространение морского дна началось в этом регионе и в конечном итоге сформировало бассейн Лау между разделенными хребтами.[3]

Распределительные центры

Центры распространения и микропланшеты бассейна Лау

V-образная впадина Лау была открыта двумя движущимися на юг центры распространения: Центр распространения Центрального Лау (CLSC) и Центр распространения Восточного Лау (ELSC).[3] Первоначальный ELSC был ориентирован с севера на юг и имел скорость распространения ~ 100 мм / год. Северо-восточная оконечность ELSC продвинулась на юг быстрее, чем другая часть, и произвела псевдоавина ориентирована на 170 градусов.[4] ELSC повернулся на 15–25 градусов по часовой стрелке и продолжил движение на юг. Тогда CLSC, а также экстенсиональный Зона трансформации (ETZ), соединяющая два центра распространения. CLSC распространился на юг и заменил северный сегмент ELSC.[5] Область перекрытия CLSC и ELSC характеризуется сдвиговые землетрясения. Недавние измерения показали, что количество открытий в ELSC и CLSC увеличивается.[5] В настоящее время скорость распространения бассейна Лау составляет около 150 мм / год. Это пример быстрораспространяющегося задний дуговой бассейн.[6]

Петрология

Вулканиты бассейна Лау - это в основном андезиты и дациты, извержения которых составляли 6,4–9,0 млн лет. Большинство обнаруженных основных пород на 55% состоят из базальта SiO2. андезиты.[2] Все дно бассейна в основном состоит из пород, подобных MORB, но крайние западные 80 ~ 120 км дна бассейна содержат смесь MORB, переходных и дугообразных базальтов. Этот западный регион имеет другой состав, потому что он был сформирован за счет расширения и рифтинга между хребтами Лау и Тонга до начала распространения морского дна. В грабенс в этой области затем была заполнена свежей магмой из мантия источник, который отличается от мантийного источника для CLSC / ELSC.[2]

Источник мантии

Источник мантийного плавления в бассейне Лау находится к западу от центров спрединга на небольшой глубине. Этот источник мог напрямую снабжать западную часть бассейна Лау. В MORB -тип базальт заполнили грабены, которые первоначально образовались в результате расширения в западной части бассейна Лау. Асимметричная подача расплава привела к асимметричной толщине коры на разных участках бассейна. Этот подача расплава может продолжаться и сегодня, о чем свидетельствует низкоскоростная аномалия в верхняя мантия под западной частью бассейна Лау.[3]

Мантийная конвекция

На границе субдукции между Тихоокеанской плитой и плитой Тонга-Кермадек откат желоба Тонга и Тихоокеанской плиты вызвал компенсационный поток мантии под бассейном Лау. Затем эта плодородная мантия встречает воду, высвобождающуюся из дегидратированной субдуцирующей Тихоокеанской плиты, и подвергается ее воздействию. частичное плавление. Это приводит к созданию порции обедненной мантии между плодородной мантией и погружающейся плитой. Тогда восходящий поток обедненного слоя индуцируется распространение обратной дуги и субдукция плиты к угловой области, где мантия гидратирована. Усиленное плавление в этой области предотвращает повторное обогащение обедненной мантии и, таким образом, позволяет ей течь до тех пор, пока она не перевернется. Затем он уносится обратно под заднюю дугу по мере продолжения субдукции. ELSC, расположенный прямо на вершине сильно истощенной мантии, таким образом, испытывает уменьшение притока магмы, что приводит к более тонкому слою коры и более быстрой скорости распространения. CLSC, с другой стороны, имеет более толстую кору, потому что она покрывает плодородную мантию, которая в значительной степени удалена от воздействия вулканического фронта. В отличие от ELSC, CLSC имеет характеристики, которые намного больше похожи на срединно-океанический хребет.[6]

Строение коры

Толщина земной коры увеличивается с 6 км на востоке до 9 км на западе. Вся кора бассейна Лау имеет более толстый разрез средней коры, чем это видно на Тихоокеанской плите. Кора бассейна Лау может быть разделена на восточную, центральную и западную части в зависимости от их мощности (5,5–6,5, 7,5–8,5 и 9 км соответственно). корка в восточном разрезе аналогичен таковому на Тихоокеанской плите с более толстым срединным слоем коры и более тонким нижним слоем коры. Это говорит о том, что он состоит из океанической коры, которая была создана более 1,5 млн лет назад в ELSC. Граница между восточной и центральной секциями совпадает с границей между корой ELSC и корой CLSC, что подразумевает, что внутренние структуры в этих двух спрединговых хребтах различны или были разными. Центральная часть имеет относительно более толстую корку, которая образовалась в течение последних 1,5 млн лет на CLSC. Граница между центральным и западным разрезами коры проходит в середине коры ELSC, что позволяет предположить, что западный разрез содержит кору, созданную как океаническим спредингом в ELSC, так и продолжением островной дуги от исходного бассейна Лау.[1]

Вулканы и землетрясения

В настоящее время бассейн Лау все еще является активной задней дугой, которая быстро развивается во времени. Следующий гидроразлив обязательно обнаружит следующее извержение вулкана или область интенсивного гидротермальная деятельность. 6 из 7 вулканов в бассейне Лау все еще действуют.[7] Землетрясения в этом регионе - это в основном землетрясения земной коры. Небольшие землетрясения бассейна практически не регистрируются на суше из-за высокого затухания в мантии.[6] Большинство землетрясений, а также вулканической активности происходит на восточной границе бассейна Лау, вдоль хребта Тонга, который очень вулканически активен.[2]

Рекомендации

  1. ^ а б c Кариг, Д. Э. (1970). «Хребты и бассейны островодужной системы Тонга-Кермадек». Журнал геофизических исследований. 75 (2): 239–254. Bibcode:1970JGR .... 75..239K. Дои:10.1029 / JB075i002p00239.CS1 maint: ref = harv (связь)
  2. ^ а б c d е ж Гилл, Дж. Б. 1976. "Состав и возраст вулканических пород бассейна Лау и хребта: последствия для эволюции бассейна Интерарк и остаточной дуги". Бюллетень Геологического общества Америки 87 (10): 1384–1395.
  3. ^ а б c Crawford, W. C .; Hildebrand, J. A .; Дорман, Л. М .; Webb, S.C .; Винс, Д. А. (2003). «Структура земной коры хребта Тонга и бассейна Лау по данным сейсмической рефракции». Журнал геофизических исследований: твердая Земля. 108 (4): 2195. Bibcode:2003JGRB..108.2195C. Дои:10.1029 / 2001JB001435. Получено 26 декабря 2016.CS1 maint: ref = harv (связь)
  4. ^ Taylor, B .; Zellmer, K .; Мартинес, Ф .; Гудлифф, А. (1996). «Распространение морского дна в задуговом бассейне Лау». Письма по науке о Земле и планетах. 144 (1–2): 35–40. Bibcode:1996E и PSL.144 ... 35T. Дои:10.1016 / 0012-821X (96) 00148-3. Получено 26 декабря 2016.CS1 maint: ref = harv (связь)
  5. ^ а б Parson, L.M .; Pearce, J. A .; Murton, B.J .; Ходкинсон, Р. А. (1990). «Роль скачков и распространения хребтов в тектонической эволюции бассейна Бэк-Арк Лау, юго-западная часть Тихого океана». Геология. 18 (5): 470–473. Bibcode:1990Гео .... 18..470П. Дои:10.1130 / 0091-7613 (1990) 018 <0470: RORJAR> 2.3.CO; 2.CS1 maint: ref = harv (связь)
  6. ^ а б c Мартинес, Фернандо; Тейлор, Брайан (2002). "Управление клином мантии при аккреции задней дуги коры". Природа. 416 (6879): 417–420. Bibcode:2002Натура 416..417М. Дои:10.1038 / 416417a. PMID  11919628.
  7. ^ "Экспедиции программы NOAA Vents: Неовулканическая активность в бассейне Северо-Восточного Лау". NOAA. 2010-05-10. Получено 24 декабря 2012.

Координаты: 19 ° ю.ш. 176 ° з.д. / 19 ° ю.ш.176 ° з. / -19; -176