La cuenca Lau es una cuenca de arco posterior (también denominada "cuenca interarco" [1] ) en el límite de la placa entre Australia y el Pacífico. Está formada por la subducción de la placa del Pacífico bajo la placa australiana . La cresta Tonga-Kermadec , un arco frontal, y la cresta Lau-Colville , un arco remanente , se ubican en los lados este y oeste de la cuenca, respectivamente. [2] La cuenca tiene un área de transición elevada hacia el sur donde se une a Havre Trough .
La cuenca Lau es una cuenca joven (mucha tiene menos de 5 millones de años) [2] que separa un arco de islas previamente continuo mediante una ruptura extensional [1] y una expansión. [3] Durante el Plioceno , la placa del Pacífico se estaba subduciendo debajo de la placa australiana. [2] La placa de la placa del Pacífico se derritió cuando fue empujada hacia abajo y luego se elevó para formar la cresta Tonga-Kermadec original. Hace unos 25 millones de años, la placa del Pacífico comenzó a alejarse de la placa australiana, dividiendo así la cresta volcánica. La ruptura fue causada inicialmente por extensión hasta hace 6 millones de años, momento en el que comenzó la expansión del fondo marino en esta región y finalmente formó la cuenca de Lau entre las crestas separadas. [4] En el norte la cuenca alcanza su ancho máximo de 500 km (310 millas) con una forma triangular hacia el sur entendida como el resultado de la propagación hacia el sur de los principales centros extensionales y su apertura asimétrica, predominantemente hacia el oeste. [3]
La cuenca Lau en forma de V fue abierta por dos centros de expansión que se propagaban hacia el sur : el Centro de expansión Central Lau (CLSC) y el Centro de expansión East Lau (ELSC). [4] El ELSC inicial estaba orientado de norte a sur y tiene una tasa de dispersión de aproximadamente 100 mm (3,9 pulgadas)/año. Entra en erupción basalto de dorsales oceánicas (MORB). [5] El extremo noreste de ELSC se propagó hacia el sur más rápido que la otra parte y produjo una pseudofalla orientada a 170 grados. [6] El ELSC giró entre 15 y 25 grados en el sentido de las agujas del reloj y continuó propagándose hacia el sur. Luego se formó el CLSC, así como una zona de transformación extensional (ETZ) que une los dos centros de expansión. El CLSC se propagó hacia el sur y reemplazó al ELSC del segmento norte. [7] La región de superposición de CLSC y ELSC se caracteriza por terremotos de desplazamiento . Hay un centro de expansión Intermedio Lau (ILSC) entre los dos y al este del ELSC que ahora tiene cuatro segmentos caracterizados. [8] En el tercer segmento del ELSC hay una transición en la morfología de las crestas, asociada con una disminución sustancial de la profundidad de la cuenca, de 2,7 km (1,7 millas) a 2,1 km (1,3 millas), que se ha correlacionado con la aparición de un Reflector de cámara de magma axial en la parte sur del ELSC. [8] Mediciones recientes han demostrado que las tasas de apertura están aumentando en ELSC y CLSC. [7] En la actualidad, la tasa de expansión de la cuenca Lau es de aproximadamente 150 mm (5,9 pulgadas)/año y, como ejemplo de una cuenca de retroarco de rápida expansión [9], se han realizado muchos estudios adicionales que han identificado centros de expansión adicionales. . [5] A medida que avanzamos hacia el sur, las tasas de dispersión de la Cuenca Lau disminuyen siendo para el CLSC 120 mm (4,7 pulgadas)/año, justo al norte del ELSC en el ILSC 102 mm (4,0 pulgadas)/año, al comienzo de la Cordillera Valu Fa (VFR) al sur 69 mm (2,7 pulgadas)/año, y en su extremo sur 48 mm (1,9 pulgadas)/año. [10] Algunos autores han combinado el VFR como parte del ELSC, pero la geología es ligeramente diferente. [11] El segmento de expansión más al sur (tiene dos segmentos) [8] del VFR se acerca a 20 km (12 millas) del arco hacia su este a aproximadamente 24°S y tiene sólo 1.700 m (5.600 pies) de profundidad. [5] Estos centros de expansión ahora han desmembrado parcialmente Lau Ridge. [12] Al sur del VFR, la región del arco posterior es principalmente un área de corteza de arco estirada con abundantes fallas normales pero sin expansión obvia y se llama Southern Lau Rift (SLR), un área de terremotos superficiales activos actuales. [11]De manera similar, en el sur, Havre Trough actualmente solo tiene fisuras. Al noreste está la sección sur del Fonualei Rift and Spreading Center (FRSC), que se está propagando hacia el sur, pero hacia el norte las interacciones del FRSC parecen más complejas y se mencionan a continuación. [13]
Desde el norte del CLSC tenemos una Zona de Transformación Extensional de Lau (LETZ) orientada al noreste que se une a Peggy Ridge, que es una cresta bastante lineal orientada de SW a NE de más de 200 km (120 millas) en la cuenca central de Lau [14 ] (Etiquetado PR en el diagrama de la cuenca de esta página). La LETZ se adapta a la extensión de este a oeste, pero también lo hace la FRSC hacia el este y no se ha identificado una disposición de doble paralelo en ninguna otra cuenca de arco posterior. [15] Existe una complejidad considerable en la parte norte de la cuenca de Lau, donde actualmente interactúan cinco placas tetectónicas oceánicas independientes. El lado noroeste de la cuenca de Lau tiene el Centro de Extensión del Noroeste de Lau (NWLSC). Esto se está extendiendo a 75 mm (3,0 pulgadas)/año. [10] Las fisuras de Rochambeau al noreste del NWLSC se están separando a 110 mm (4,3 pulgadas) por año. [10] Al este de las fallas de Rochambeau hay un área de fondo marino que se extiende entre la placa Niuafo'ou y la placa norte de Tonga . Del norte al sur tenemos el Centro de Extensión del Noreste de Lau (NELSC) separándose a 42 mm (1,7 pulgadas)/año, el área al sur del Triple Cruce Mangatolu (MTJ, también conocido como Kings Triple Junction [16] ) que se está separando a 30 mm (1,2 pulgadas)/año y el FRSC cuyo primer segmento norte se propaga hacia el norte [17] con una tasa de propagación de 28 mm (1,1 pulgadas)/año en el noreste de la cuenca de Lau, pero hasta 9 mm (0,35 pulgadas) /año [10] donde el último segmento de la FRCS intercepta el arco volcánico de Tofua al oeste de Tonga Ridge. [17] Una formación prominente de estructuras volcánicas jóvenes con tendencia NO que incluye el volcán en escudo Niuafo'ou cruza la cuenca norte de Lau aproximadamente a 75 km (47 millas) al oeste del MTJ y se llama Margen de Rift Occidental (WRM). [3] Al este del WRM, el fondo marino tiene múltiples crestas alargadas con tendencia NNW de aproximadamente la misma orientación que el WRM, mientras que al oeste el fondo marino es más caótico con mucho vulcanismo. [3]
Los volcanes de la cuenca de Lau son principalmente andesitas y dacitas que entraron en erupción hace 6,4 a 9,0 Ma. La mayoría de las rocas máficas encontradas son andesitas basálticas con un 55% de SiO2 . [2] Todo el fondo de la cuenca está compuesto principalmente por rocas tipo MORB, pero los 80 ~ 120 km más al oeste del fondo de la cuenca contienen una mezcla de MORB, basaltos de transición y en forma de arco. Esta región occidental tiene una composición diferente porque se formó por extensión y ruptura entre las crestas de Lau y Tonga antes de que comenzara la expansión del fondo marino. Luego, el grabens en esta región se llenó con magma fresco de una fuente del manto que es diferente de la fuente del manto para CLSC/ELSC. [2] En la parte nororiental de la cuenca hay más de 402 km 2 (155 millas cuadradas)) de lava de dacita al norte de la caldera del fondo marino de Niuatahi que parece provenir de la actividad del fondo marino no asociada con la caldera que en sus flancos también tiene algunas erupciones de dacita. [18] Los volcanes de la cuenca sur y los del volcán ʻAta pueden asociarse con el reciclaje de las porciones subducidas de la cadena de montes submarinos de Louisville . [19] Las lavas dragadas del FRSC son casi idénticas a las lavas de los volcanes de arco cercanos. [13] Hacia el sur, las lavas en esta parte de la cuenca de Lau tienen más forma de arco que las MORB en el ELSC, con basalto y andesita presentes. [5] Más al sur, las erupciones del valle del rift al este del SLR son principalmente andesíticas y/o dacíticas, mientras que el margen occidental del SLR tiene andesitas y basaltos. [11]
La fuente de derretimiento del manto hacia la cuenca de Lau se centra al oeste de los centros de expansión a poca profundidad. Es posible que esta fuente haya abastecido directamente la parte occidental de la cuenca de Lau. El basalto de tipo MORB llenó los grabens que originalmente se formaron por extensión en el oeste de la cuenca de Lau. El suministro asimétrico de fusión dio lugar al espesor asimétrico de la corteza en diferentes secciones de la cuenca. Es posible que este suministro de material fundido continúe hoy, como lo indica una anomalía de baja velocidad en el manto superior debajo de la cuenca occidental de Lau. [4]
En el límite de subducción entre la placa del Pacífico y las placas de Tonga y Kermadec , el retroceso de la fosa de Tonga y la losa del Pacífico provocó un flujo compensador del manto debajo de la cuenca de Lau. Este manto fértil luego encuentra el agua liberada de la losa deshidratada del Pacífico en subducción y sufre un derretimiento parcial . Esto da como resultado la creación de un lote de manto empobrecido entre el manto fértil y la losa en subducción. Luego se induce un flujo ascendente de la capa agotada mediante la expansión del retroarco y la subducción de la losa hacia la región de la esquina donde el manto está hidratado. El aumento del derretimiento en esta región impide que el manto empobrecido se vuelva a enriquecer y, por lo tanto, le permite fluir hasta volcarse. Luego es transportado nuevamente hacia abajo debajo del arco posterior mientras continúa la subducción. El ELSC situado justo encima del manto muy empobrecido experimenta así una disminución del suministro de magma, lo que da como resultado una capa más fina de corteza y una tasa de expansión más rápida. El CLSC, por el contrario, tiene una corteza más gruesa porque se superpone al manto fértil que está en gran medida alejado del efecto del frente volcánico. A diferencia del ELSC, el CLSC tiene características mucho más similares a las de una dorsal en medio del océano. [9]
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El espesor de la corteza aumenta de 6 km (3,7 millas) en el este a 9 km (5,6 millas) en el oeste. Toda la corteza de la cuenca Lau tiene una sección de la corteza media más gruesa que la que se ve en la placa del Pacífico. La corteza de la cuenca de Lau se puede dividir en secciones oriental, central y occidental según su espesor (5,5–6,5, 7,5–8,5 y 9 km, respectivamente). La corteza en la sección oriental es similar a la de la Placa del Pacífico con una capa de corteza media más gruesa y una capa de corteza inferior más delgada. Esto sugiere que está compuesto de corteza oceánica que se creó hace más de 1,5 millones de años en el ELSC. El límite entre las secciones este y central coincide con el límite entre la corteza ELSC y la corteza CLSC, lo que implica que las estructuras internas en estas dos crestas en expansión son o eran diferentes. La sección central tiene una corteza relativamente más gruesa que se formó en los últimos 1,5 millones de años en el CLSC. El límite entre las secciones de la corteza central y occidental se encuentra en el medio de la corteza de ELSC, lo que sugiere que la sección occidental contiene corteza creada tanto por la expansión oceánica en ELSC como por la extensión del arco de islas desde la cuenca Lau original. [1] En el ELSC, estudios adicionales han demostrado que la corteza del arco posterior creada a menos de 50 km (31 millas) del frente del arco volcánico es inusualmente gruesa (8 a 9 km) y tiene una capa de corteza superior gruesa y una inferior. capa de la corteza terrestre ("corteza de Dominio II", corteza “hidratada”) debido a la entrada de agua derivada de la losa en el régimen de fusión subaxial del centro de expansión del arco posterior. [20] Los estudios sísmicos muestran que la corteza del arco posterior creada a distancias superiores a 70 km (43 millas) del frente del arco volcánico es más delgada y más similar a la corteza oceánica típica ("corteza del Dominio III"). [20] La corteza en el FRSC sur fue creada por la extensión de la corteza en arco con entrada variable de magmatismo y se encuentra una base magmática en algunas partes de la microplaca sur de Niuafo'ou . [21]
Los procesos de formación de la cuenca del arco posterior fueron propuestos por primera vez por Daniel (Dan) Karig en 1970 [1] a partir de estudios de la cuenca Lau. [15] La posibilidad de que hubiera en esta región varias placas tectónicas y uniones triples fue sugerida por Clement Chase el año siguiente. [15] La cuenca Lau actualmente tiene corteza oceánica desde la Placa Australiana al este, la Placa Niuafo'ou al noreste y la Placa Tonga que gira en el sentido de las agujas del reloj al oeste. [22] La microplaca Futuna está en estrecha relación con el norte en esta área tectónica más activa. [22] En la cuenca norte de Lau, el movimiento de extensión entre los puntos de referencia de Australia y Tonga se ve acomodado por múltiples zonas de rifting y expansión activa que se encuentran a lo largo de los límites de la microplaca Niuafo'ou. [3] Estas son tan complejas, especialmente hacia el norte, que actualmente pueden existir otras microplacas más pequeñas y ciertamente algunos de los límites de las placas son zonas de deformación o, por otras razones, están mal definidos. [23] Hay un centro de expansión superpuesto desde el segmento más septentrional del FRSC en el este hasta el segmento más meridional de Mangatolu Triple Junction en el oeste. [3] Las relaciones entre el fondo marino y las propiedades de la corteza, que se establecieron en base a observaciones realizadas en las dorsales en medio del océano, como la distancia al centro de expansión, la profundidad del agua y la edad de la corteza, pueden no ser estrictamente aplicables en el entorno de la cuenca del arco posterior. [24] En particular, la complejidad de la sección norte se explica mejor si la expansión en las cuencas del arco posterior no es un proceso tan lineal como lo es a lo largo de las dorsales oceánicas y, más bien, la expansión del arco posterior tiene el potencial de una nueva expansión emergente o de salto. centros. [25]
La losa del Pacífico que se inclina hacia el oeste, cuyo lecho de roca tiene aproximadamente 110 millones de años de antigüedad, se está subduciendo actualmente bajo la microplaca independiente de Tonga , cuyos centros de expansión desde la placa australiana son los de la cuenca meridional de Lau. [12] La zona sismogénica debajo de la cuenca de Lau está muy desplazada de la fosa de Tonga , de modo que la losa se encuentra a unos 250 km (160 millas) de profundidad debajo del eje de expansión de la cuenca de Lau. [12] El límite sur de la cuenca está relacionado con la subducción de la Cordillera de Louisville debajo de la zona de subducción de Kermadec-Tonga .
En la actualidad, la cuenca de Lau sigue siendo un arco activo que está evolucionando rápidamente en el tiempo. Seis de los siete volcanes de la cuenca de Lau todavía están activos. [26] El volcán insular de Niuafo'ou ha entrado en erupción varias veces desde que comenzaron los registros históricos. Al este, algunas islas de Tonga se encuentran en el rango latitudinal del ELSC, especialmente en vista de su reciente historia eruptiva Hunga Tonga–Hunga Haʻapai , a 80 km (50 millas) de distancia. [8] Se ha sugerido que los sedimentos carbonatados depositados en un volcán de la cadena de montes submarinos de Louisville previamente subducido pueden haber sido un factor en la naturaleza explosiva de la erupción de 2022 . [27] ʻAta está a unos 50 km (31 millas) al este de Valu Fa Ridge [8] y el análisis de composición de sus volcanes ha identificado que están asociados con las porciones subducidas de los montes submarinos de Louisville. [28] [19] Kao , que tiene el punto más alto de Tonga, y Tofua están a unos 95 km (59 millas) al este del segmento más septentrional del ELSC. [8] La gran caldera de Niuatahi se encuentra en el noreste de la cuenca. [18] El lado oriental de la cuenca tiene el arco volcánico de Tofua a lo largo del lado occidental de Tonga Ridge.
Los terremotos en esta región son en su mayoría terremotos de corteza terrestre. Los pequeños terremotos de la cuenca apenas se registran en tierra debido a la alta atenuación del manto. [9] Sin embargo , los sismómetros del fondo del océano han registrado sismicidad de baja magnitud (es decir, principalmente M w menos de 5) a lo largo de los centros de expansión activos en la cuenca de Lau. [29] La mayoría de los terremotos, así como las actividades volcánicas, se localizan en el límite este de la cuenca de Lau, a lo largo de la cresta de Tonga, que es muy volcánicamente activa. [2] En el sur de Lau Rift se han producido enjambres de terremotos poco profundos . [11] En términos de terremotos superficiales y, por lo tanto, de la corteza terrestre, mayores que M w 5, ha sido posible agrupar los terremotos en dominios de tensión:
19°S 176°W / 19°S 176°W / -19; -176