Хребет Лау -Колвилл — вымерший океанический хребет , расположенный на океанической Австралийской плите в юго-западной части Тихого океана и простирающийся примерно на 2700 км (1700 миль) [1] от юго-востока Фиджи до окраины континентального шельфа Северного острова . Новая Зеландия . Это была историческая граница субдукции между Австралийской плитой и Тихоокеанской плитой.и имеет важные тектонические связи на востоке, где сегодня происходят очень активные процессы спрединга и субдукции. В настоящее время это неактивная часть мигрирующей на восток дуговой/задуговой системы или комплекса Лау-Тонга-Хавр-Кермадек возрастом 100 миллионов лет [2] и важна для понимания подводного дугового вулканизма из-за этих взаимосвязей. [3] К западу от него находится бассейн Южного Фиджи , северная коренная порода которого имеет олигоценовое происхождение. [4]
Он разделен на два сегмента, поскольку хребет окружен с восточной стороны двумя простирающимися на юг задуговыми бассейнами , северным хребтом Лау (исторически называемым хребтом Южный Фиджи [5] ), который образует западную границу бассейна Лау и имеет внес свой вклад во многие острова к юго-востоку от Фиджи. Бассейн Лау к востоку от него в настоящее время содержит активные центры распространения возрастом 6 миллионов лет между микроплитами Австралии и Ниуафоу или Тонга . Южный хребет Колвилл образует западную границу Гаврского желоба . [6] [7]В течение последних 2 миллионов лет Гаврский желоб имел расширение рифта между Австралийской плитой и микроплитой Кермадек , и он простирается до континентального рифта Таупо в Зеландии и вулканической зоны Таупо в Новой Зеландии . [8]
Остатки андезитовой вулканической дуги Лау-Ридж были в основном активны между 14 и 6 миллионами лет назад, хотя поздний вулканизм сохранялся до 2,5 миллионов лет назад. [9] В горном хребте Колвилл были обнаружены вулканические образования возрастом от 7,5 до 2,6 миллионов лет назад. [10] Диапазон составов варьируется от основного пикробазальта до дацита с дуговым типом структуры элементов, промежуточным между базальтом Тихоокеанского срединно-океанического хребта и субдуктированной литосферой. [4] [11]Бассейн Южного Фиджи к западу от хребта Лау-Колвиль содержит базальты задугового бассейна возрастом до 33 миллионов лет, которые извергались во время спрединга, а некоторые базальты, подобные океаническим островам, извергались через несколько миллионов лет после прекращения распространения в бассейне, который был до 22 г. миллионов лет назад [12] Непосредственно к востоку от хребта в его центральной части бассейн Лау содержит область отложений, которая была названа Западным осадочным бассейном. [13] Толщина отложений Гаврского желоба может достигать 1,5 км (0,93 мили). [14]
Позднемиоценовый рифтогенез около 6 миллионов лет назад начался в том, что было старой преддугой (называемой Дугой Витязя) и находилось в мелово - эоценовой коре дуги, которая стала частью северного хребта Лау. [15] В настоящее время задуговое спрединг к востоку от хребта Лау в соседнем бассейне Лау происходит вдоль ряда центров спрединга и хребта Валу-Фа (VFR). [16] По мере того, как мы спускаемся на юг, скорость распространения в бассейне Лау снижается и составляет для Центрального центра распространения Лау (CLSC) 120 мм (4,7 дюйма) / год, чуть выше Восточного центра распространения Лау (ELSC) 102 мм (4,0 дюйма) / год. , в начале хребта Валу-Фа (VFR) на юг 69 мм (2,7 дюйма) / год, а на его южном конце - 48 мм (1,9 дюйма) / год, [17 ]в соответствии с ранее упомянутым распространением на юг. Эти центры распространения в настоящее время частично расчленили хребет Лау. [18] В настоящее время считается, что распространение морского дна на юг в Гаврском желобе началось около 5,5–5,0 миллионов лет назад в ответ на откат погружающейся Тихоокеанской плиты и резко прекратилось около 3,0–2,5 миллионов лет назад, что, возможно, объясняет давно отмеченное отсутствие структуры срединно-океанического хребта, а скорее рифтоподобное опускание. [14]