Из Википедии, свободной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску
Бассейн Северных Фиджи

Бассейн Северных Фиджи ( NFB ) - это океанический бассейн к западу от Фиджи в юго-западной части Тихого океана . Это активно расширяющийся задуговый бассейн, ограниченный островами Фиджи на востоке, бездействующим желобом Витязь на севере, островной дугой Вануату / Новые Гебриды на западе и зоной разлома Хантера на юге. [1] Приблизительно треугольной формы с вершиной, расположенной на северном конце дуги Новых Гебридских островов, бассейн активно распространяется на юг и характеризуется тремя центрами спрединга и океанической корой моложе 12 лет. Ма . Открытие NFB началось, когда начался откат плиты под Новыми Гебридскими островами, и островная дуга начала вращаться по часовой стрелке. [2] Раскрытие бассейна было результатом столкновения между плато Онтонг-Ява и Австралийской плитой вдоль ныне неактивной системы субдукции Соломон-Витязь к северу от СБП. [3] ЗПБ - самый крупный и наиболее развитый задуговый бассейн юго-западной части Тихого океана. Он открывается в сложной геологической обстановке между двумя противоположно граничащими системами субдукции, желобами Новые Гебриды / Вануату и Тонга, и, следовательно, его океанское дно имеет наибольшее в мире количество центров спрединга на площадь. [3]

Две противоположно обращенные системы деформации частично перекрываются там, где встречаются Австралийская и Тихоокеанская плиты вдоль участка линии андезитов в юго-западной части Тихого океана: к востоку от НФБ дуга Кермадек-Тонга простирается примерно на 3000 км (1900 миль) к северу от Нью-Йорка. Зеландия , а к западу от ЗПЗ зона субдукции Новых Гебридских островов сформировалась во время раскрытия задугового бассейна ЗСП. [4]

В NFB есть три микропланшета: New Hebrides , Balmoral Reef и Conway Reef . [5]

Мало что было известно о NFB до 1985 года, а в 1970-х годах центральная часть бассейна, единственная нанесенная на карту область, была названа плато Северных Фиджи. [6]

Поля [ править ]

Вануату [ править ]

Центральная цепь Новые Гебриды простирается 1200 км (750 миль) от Урепарапара острова , Банки острова , на севере до острова Хантер на юге. [7] Желоб Новых Гебридских островов постепенно отступает, что приводит к изгибу южной оконечности зоны субдукции на восток. [8] Австралийская плита погружается под Вануату в желобе Новых Гебридских островов, что приводит к комплексу рифтов и трансформаций в НСП. Сама цепь островов Новые Гебриды деформируется в виде плавучих элементов, таких как хребет Д'Энтрекасто и плато Западный Торрес.подвергаются субдукции в этом процессе. NFB является продуктом асимметричного раскрытия задней дуги вокруг точки поворота на 11 ° ю.ш., 165 ° в.д., вокруг которой цепь Вануату повернулась на 28 ° по часовой стрелке за последние 6 млн лет, или 6–7,5 ° / млн лет. Это вращение также вызвало рифтинг в северной части СФБ. Вануату можно разделить на южный и северный тектонические блоки, отдельные от западного блока NFB. Эти блоки разделены зоной растяжения к востоку от цепи островов.[9]

Лау [ править ]

В бассейне Лау к востоку от НФБ Тихоокеанская плита погружается на запад под желоб Тонга с самой высокой известной скоростью обратного дугового рифтинга - там, где цепь подводных гор Луисвилл погружается под рифтинг желоба Тонга, распространяется со скоростью 100 мм / год (0,12 дюйма / мс). ). Это пересечение цепи подводных гор и желоба распространяется на юг со скоростью 128 мм / год (0,160 дюйма / мс), и, как следствие, острова Тонга вращаются по часовой стрелке со скоростью 9,3 ° / млн лет . [10]

Зона разлома охотника [ править ]

Южный край НФБ образован зоной разлома Хантера и хребтом Хантер (включая острова Мэтью и Хантер , два действующих вулкана). К югу от него развивается центральный спрединговый хребет трансекта NFB хребта Хантер и небольшой спрединговый центр. Хребет Хантер образовался ок. 3 млн лет назад и ископаемые трансформные разломы в NFB к северу от хребта являются остатками спредингового хребта, который был активен до того, как желоб Вануату распространился к югу от южной оконечности Вануату, острова Анатом .[11]

Витязский желоб [ править ]

Северная меланезийская дуга столкнулась с субдуцированной юго-восточной частью плато Онтонг-Ява 10–8 млн лет назад. Это столкновение изменило направление субдукции в желобе Витязя и, таким образом, инициировало вращение дуги Вануату по часовой стрелке и раскрытие ССП 8–3 млн лет назад. [12]

Морфология внутри бассейна [ править ]

В центральной и южной частях ЗРФ существуют две основные системы распространения: Центральный хребет и рифт Западных Фиджи, обе с переменной скоростью распространения 5–8 см (2,0–3,1 дюйма) / год. В северной части СРТ ряд центров спрединга простирается на 1500 км (930 миль) вдоль пояса, простирающегося с востока на запад (со скоростью распространения): Футуна (1–4 см (0,39–1,57 дюйма) / год) и Северная Цикобия ( 2 см (0,79 дюйма) / год) и хребты Трехчастный (2–5 см (0,79–1,97 дюйма) / год), Южная Пандора и Хейзел-Холмс. Базальты в Центральном хребте Спрединга относятся к типу N-MORB, что свидетельствует о зрелой аккреционной системе, в то время как базальты в северной части Северо-Восточного побережья имеют мантийный источник базальтов на океанских островах (OIB). [3]

Центральный гребень распространения [ править ]

Центральный спрединговый центр ЗПС является крупнейшим и, вероятно, самым старым задуговым бассейном на Земле. [13] Его можно разделить на четыре отрезка длиной 120–200 км (75–124 миль):

Самый южный сегмент (21 ° 40 'ю.ш. – 20 ° 30' ю.ш.) простирается c. 120 км (75 миль) в направлении с севера на юг. Он имеет сложную морфологию с гребнями глубиной 2 500 м (8 200 футов), разделенными депрессиями глубиной 3 000 м (9800 футов). Это затрудняет определение точного местоположения спредингового хребта, но магнитные линии выявляют его присутствие. Морфология промежуточная между быстрым и медленным гребнем спрединга. [14]

Сегмент север-юг (21 ° ю.ш. – 18 ° 10 'ю.ш.) составляет 310 км (190 миль) в длину и наименее сложен с осевым гребнем ниже 3000 м (9800 футов) c. 20 км (12 миль) в ширину. Купол с плоской вершиной, достигающий 2800 м (9200 футов), рассечен пополам грабеном шириной несколько сотен метров и глубиной десятков метров. Купол обрамляют симметричные грабены. V-образные псевдоразломы на северном и южном концах являются следами распространяющегося сегмента хребта. [14]

Сегмент N15 ° - это c. Длина 120 км (75 миль), что соответствует изменению направления распространения с севера на юг на 15 ° с. Южная часть выражена слабо, с насыпью, распределенной по многочисленным небольшим вулканам, разбросанным по обширной территории. Двойной гребень к северу от 17 ° 55 'ю.ш. образует грабен шириной 2–3 км (1,2–1,9 мили) и глубиной 200–300 м (660–980 футов). Неглубокий массив на северной оконечности прорезан грабеном шириной 0,5–2 км (0,31–1,24 мили) и глубиной 200 м (660 футов). В этой части находятся гидротермальные источники. Сегмент N15 ° обрамлен изогнутыми грабенами, которые интерпретируются как перекрывающиеся центры распространения ископаемых. На 16 ° 50 'северной широты есть тройной перекресток. [14]

Северный сегмент N160 ° составляет 200 км (120 миль) в длину и состоит из трех частей:

В южной части (16 ° 50 'ю.ш. – 15 ° 30' ю.ш.) ось распространения представляет собой грабен глубиной 4 000–4 500 м (13 100–14 800 футов) и шириной 8 км (5,0 миль), окруженный почти вертикальными стенками. Он имеет морфологию медленно расширяющихся хребтов с осью, разрезанной на 2–3 км (1,2–1,9 мили) шириной и 400–500 м (1300–1600 футов) высоким гребнем. Изгиб на 16 ° 10 'ю.ш. смещает гребень 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 древней океанической коры началось ок. 1 млн. [14]

Центральная часть (15 ° 30 'ю.ш. – 15 ° 00' ю.ш.) имеет два эшелонированных грабена, которые смещены относительно оси на 40 км (25 миль). Они образуют область длиной 60 км (37 миль) и глубиной 4 000 м (13 000 футов), и каждый грабен состоит из эшелонированных сегментов длиной 10 км (6,2 мили). Подача магматизма здесь, ограниченная узким гребнем, разделяющим грабены и аккрецию, была в основном амагматичной в течение последних 1 млн лет. [14]

К северу от 15 ° с.ш. центральный хребет представляет собой сложный хребет с двумя рукавами, образующими, возможно, тройное сочленение. Западная ветвь, простирающаяся на 120 °, представляет собой грабен шириной 4 км (2,5 мили) и глубиной 4 000 м (13 000 футов), который прорезает более древнюю океаническую кору. Северная ветвь с простиранием N140 ° представляет собой гребень глубиной 2400 м (7900 футов) и является продолжением сегмента N160 °. [14]

Разлом Западных Фиджи [ править ]

В районе Западных Фиджи преобладают западный и восточный грабены, разделенные центральным плато. Западный грабен, шириной 10 км (6,2 мили) и глубиной 4 000 км (2,500 миль), окружен крутой западной стеной, но с восточной стороны имеет ряд ступенек и представляет собой распространяющийся рифт . Гребень на его западной стороне, достигающий менее 2000 м (6600 футов) над уровнем моря, окружен другим грабеном, шириной 4 км (2,5 мили) и глубиной 3000 м (9800 футов). Эта система грабенов и хребтов, вероятно, южная оконечность зоны разлома Северного Фиджи, сходится в плоской области на южной оконечности западного грабена на глубине 3500 м (11500 футов), которая обрамлена двумя псевдоразломами c.500 м (1600 футов) - высота. Восточный грабен, шириной 10–12 км (6,2–7,5 миль) и глубиной 3200 м (10 500 футов), окружен параллельными гребнями и впадинами на площади 25 км (16 миль) в ширину. На центральном плато есть веерообразная система гребней и впадин, центр которой занимает грабен глубиной 3000 м (9800 футов) и шириной 10 км (6,2 мили). Осадочный чехол маломощный или отсутствует на всей территории. Подушевые базальты как в западных, так и в восточных грабенах имеют состав, близкий к базальтам срединно-океанического хребта (MORB) центрального спредингового хребта. [15]

Северный бассейн Северных Фиджи [ править ]

Южный Пандора и Трехсторонний хребет в северной части Северной Бухты представляют собой активные спрединговые хребты с сегментами длиной 50–100 км (31–62 мили), вулканической осью шириной 10–20 км (6,2–12,4 мили) и упорядоченными магнитными линиями, идущими по течению параллельно гребню. Сегменты хребта разделены сложными релейными зонами, а не трансформными разломами. [16]

Хребет Южный Пандора разделен на пять сегментов шириной в среднем 20 км (12 миль). Осевая долина частично закрыта разломами и рифтованными вулканическими образованиями; удлиненные грабены типичны для медленно спрединговых хребтов с крутыми стенками, обрамляющими глубокую долину. По обе стороны от хребта расположены многочисленные большие вулканы; очень тонкий или отсутствующий осадочный покров на расстоянии c. 100 км (62 мили); и непрерывные магнитные линии, указывающие на очень низкую половинную скорость распространения (8 км (5,0 миль) / млн лет) в течение последних 7 млн ​​лет. [16]

Трехсторонний хребет разделен на три сегмента, ориентированных в разные стороны. Это очень молодой хребет, который переходит в более старые владения, покрытые отложениями. [16]

Бездействующие вулканические острова Митра и Анюта - это обновленные вулканы Витязской дуги, образовавшиеся 2,2 млн лет назад, вероятно, в результате изменения движения Тихоокеанской плиты. [17]

Тектоническая эволюция [ править ]

Открытие НФБ с 12 млн лет по настоящее время. Серые области представляют ныне погруженное дно океана.

Через 100–45 млн лет после распада Гондваны в юго-западной части Тихого океана, от Соломоновых островов до Северного острова Новой Зеландии, существовала единая, почти непрерывная система дуговой субдукции. Сегодня в регионе остаются 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 из эоцена и миоцена, включая Витязский желоб и хребты Лау-Колвилл, Трех Королей и Лоялти. [18]

Регион Фиджи - Новые Гебриды состоит из вулканических пород, но неизвестно, где зародился вулканизм. Этот регион, вероятно, образовался далеко на юго-запад от своего нынешнего местоположения, где впоследствии был расколот, когда в раннем олигоцене открылся бассейн Южных Фиджи. С раннего олигоцена до миоцена регион был частью дуги, образующей северную окраину Австралийской плиты. Задний дуговой бассейн NFB прорвался через этот край c. 12  млн лет назад и с позднего миоцена повернул дугу Новых Гебридских островов на 30 ° по часовой стрелке, а Фиджи как минимум на 100 ° против часовой стрелки. [4]

Сегодня Тихоокеанская плита погружается в западном направлении вдоль восточной окраины НФБ, желоба Тонга-Кермадек. Австралийская плита погружается на восток вдоль западной окраины НФБ, желоба Новых Гебридских островов. Переходом между этими противоположными системами субдукции является зона разломов Фиджи, сложная левосторонняя последовательность хребтов и разломов к северу от Фиджи, которая простирается в бассейны Северных Фиджи и Лау соответственно. [19]

Лавина плиты [ править ]

Землетрясения большой магнитуды под NFB были приписаны оторвавшемуся сегменту плиты субдуцированной Австралийской плиты, которая столкнулась с погружающейся Тихоокеанской плитой на глубине 500 км (310 миль) c. 5 Ма. Землетрясения являются результатом оседания этих сталкивающихся плит на разрыве 660 км . [20]

Под Тонгой на глубине 350–500 км (220–310 миль) количество землетрясений резко возрастает, а форма Тихого океана становится сложной. Сотни этих землетрясений происходят за пределами зоны Вадати-Бениофф (вершина плиты) вдоль горизонтальной плоскости. [21] Субдукция на восток Австралийской плиты (вместе с ныне слитой плитой Южных Фиджи) под NFB создала Новые Гебриды и южные Соломоновы Острова. Плита, образовавшаяся в результате этой субдукции, круто спускается вниз до 300–350 км (190–220 миль), за исключением ее южного конца, где она достигает только 150 км (93 миль). Северный конец плиты в южной части прогиба Реннелла соответствует резкому изгибу линии андезита. [22]Отделившаяся плита от австралийской плиты, падающей на восток, под NFB, скользнула на восток и столкнулась с падающей на запад Тихоокеанской плитой. Серия необычных землетрясений ниже НСП происходит в пределах нескольких таких отдельных сегментов плиты. Если эти сегменты объединить и восстановить их исходное положение на поверхности, они будут равны как NFB, так и субдуцированной части Австралийской плиты с площади 12 млн лет назад. [23]

Плита Тонга проходит через 660-километровый слой на южном конце дуги и желоба Новых Гебридских островов. Тихоокеанская плита подвергалась погружению в желобе Тонга в течение длительного времени, что привело к накоплению материала плит в слое 660 км к югу от желоба Витязь, в то время как островная дуга Новых Гебридских островов была сдвинута на юг и по часовой стрелке. Это также изменило направление субдукции и открыло заднюю дугу NFB, втолкнуло плиту Витязя в мантию и инициировало субдукцию в желобе Новых Гебридских островов. Лавина плиты была начата в c. 8 млн лет назад, и большая часть материала теперь расположена на 450 км (280 миль) ниже слоя 660 км. [24]

Плита под Тонга и Кермадек проникает в нижнюю мантию. Он опускается из желоба Тонга, но отклоняется горизонтально на разрыве 660 км. Под траншеей Вануату есть отдельная плита-остаток. В желобе Кермадек Тихоокеанская плита погружается с 40 млн лет назад [25].

См. Также [ править ]

  • Геология Тихого океана
  • Горячая точка Самоа
  • Южный бассейн Фиджи

Ссылки [ править ]

Заметки [ править ]

  1. ^ Нохара и др. 1994 , Введение, стр. 179–180.
  2. ↑ Johnston 2004 , Арка Вануату – Новые Гебриды и бассейн Северных Фиджи, стр. 230
  3. ^ a b c Garel, Lagabrielle & Pelletier 2003 , Обзор систем аккреции бассейна Северных Фиджи, стр. 246, 248
  4. ^ a b Холл 2002 , Фиджи – Новые Гебриды – Северный бассейн Фиджи, 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. ^ Monzier et al. 1997 , Введение, стр. 1-2.
  8. ^ Патриат и др. 2015 , Аннотация
  9. ^ Уоллес и др. 2005 , Вануату, стр. 858
  10. ^ Уоллес и др. 2005 , Тонга, стр. 858
  11. ^ Сигурдссон и др. 1993 , Введение и геологическая обстановка, стр. 150–152; Рис. 1а, стр. 151
  12. ^ Mann & Taira 2004 , 10 млн лет (поздний миоцен), стр. 160; Рис. 6, стр. 151–158
  13. ^ Eissen et al. 1991 , Введение, стр. 201–202.
  14. ^ a b c d e f Auzende, Pelletier & Eissen 1995 , Central Spreading Ridge, стр. 143–147
  15. ^ Auzende et al. 1995 , Структура Западного региона Фиджи, стр. 17824–17825; Фигг. 3 и 6, стр. 17826, 17828
  16. ^ a b c Lagabrielle et al. 1996 , Аннотация
  17. ^ Kroenke 1995 , Северная Новые Гебриды Back-Arc Area, стр. 21-22
  18. ^ Сегев, Рыбаков и Мортимер 2012 , Юго-западные тихоокеанские дуги и бассейны, стр. 1279
  19. ^ Патриат и др. 2015 , Тектоническая обстановка, стр. 2–4.
  20. Перейти ↑ Richards, Holm & Barber 2011 , Abstract
  21. Перейти ↑ Richards, Holm & Barber 2011 , Geometry of the Pacific Slab, p. 788
  22. ↑ Richards, Holm & Barber 2011 , Геометрия австралийской плиты, стр. 788–789.
  23. Перейти ↑ Richards, Holm & Barber 2011 , Interpretation, p. 789
  24. ^ Pysklywec, Митровицкий & Ишие 2003 , мантия лавины под югозападную часть Тихого океан, с. 31; Рис.2, стр. 32
  25. ^ Fukao, Widiyantoro & Обаяши 2001 , Тонга-А и -B (Плиты 7а и 7b), стр. 311-312

Источники [ править ]

  • Argus, DF; Гордон, Р.Г.; Демец, К. (2011). «Геологически текущее движение 56 плит относительно системы отсчета без вращения» (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 12 (11): н / д. DOI : 10.1029 / 2011GC003751 . Проверено 14 января 2017 года .
  • Auzende, J.-M .; Привет, RN; Pelletier, B .; Rouland, D .; Lafoy, Y .; Gracia, E .; Хучон, П. (1995). «Распространение рифта к западу от архипелага Фиджи (Северный бассейн Фиджи, юго-запад Тихого океана)» . Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 100 (B9): 17823–17835. Bibcode : 1995JGR ... 10017823A . DOI : 10.1029 / 95JB00612 . Проверено 15 января 2017 года .
  • Auzende, J.-M .; Pelletier, B .; Эйссен, Ж.-П. (1995). «Геология, структура и геодинамическая эволюция бассейна Северных Фиджи» (PDF) . Backarc Basins . Springer. С. 139–175. DOI : 10.1007 / 978-1-4615-1843-3_4 . ISBN 978-1-4613-5747-6. Проверено 14 декабря +2016 .
  • Eissen, J.P .; Lefevre, C .; Maillet, P .; Morvan, G .; Нохара, М. (1991). «Петрология и геохимия центрального спредингового центра бассейна Северных Фиджи (юго-западная часть Тихого океана) между 16 ° и 22 ° южной широты» (PDF) . Морская геология . 98 (2–4): 201–239. Bibcode : 1991MGeol..98..201E . DOI : 10.1016 / 0025-3227 (91) 90104-C . Проверено 12 февраля 2017 года .
  • Fukao, Y .; Widiyantoro, S .; Обаяши, М. (2001). «Застойные плиты в переходной области верхней и нижней мантии» (PDF) . Обзоры геофизики . 39 (3): 291–323. Bibcode : 2001RvGeo..39..291F . DOI : 10.1029 / 1999RG000068 . Проверено 26 декабря +2016 .
  • Garel, E .; Lagabrielle, Y .; Пеллетье, Б. (2003). «Резкие осевые колебания вдоль центров медленного и сверхмедленного спрединга в северной части бассейна Северных Фиджи (юго-запад Тихого океана): свидетельство коротковолновой неоднородности в мантии задней дуги» . Морские геофизические исследования . 24 (3–4): 245–263. Bibcode : 2003MarGR..24..245G . DOI : 10.1007 / s11001-004-1060-у . S2CID  140537823 . Проверено 15 января 2017 года .
  • Холл, Р. (2002). «Кайнозойская геологическая и тектоническая эволюция плит Юго-Восточной Азии и Юго-Западной части Тихого океана: компьютерные реконструкции, модели и анимация» (PDF) . Журнал азиатских наук о Земле . 20 (4): 353–431. Bibcode : 2002JAESc..20..353H . DOI : 10.1016 / S1367-9120 (01) 00069-4 . Проверено 14 декабря +2016 .
  • Джонстон, ST (2004). «Ороклин Новая Каледония – Д'Энтрекасто и его роль в вращении по часовой стрелке дуги Вануату – Новые Гебриды и формировании бассейна Северных Фиджи» . Специальные статьи Геологического общества Америки . 383 : 225–236. DOI : 10,1130 / 0-8137-2383-3 (2004) 383 [225]: TNCOAI 2.0.CO; 2 . ISBN 0-8137-2383-3. Проверено 29 декабря +2016 .
  • Кроенке, LW (1995). Морфотектоническая интерпретация карт SOPACMAPS 1: 500 000: Центральные Соломоновы Острова - Южный Тувалу (PDF) (Отчет). Технический отчет SOPMAC 220. Южнотихоокеанская комиссия по прикладным наукам о Земле . Проверено 2 апреля 2017 года .
  • Lagabrielle, Y .; Ruellan, E .; Танахаши, М .; Bourgois, J .; Буфет, G .; de Alteriis, G .; Dyment, J .; Goslin, J .; Грасиа-Монт, Э .; Iwabushi, Y .; Jarvis, P .; Джошима, М .; Карпов, А.-М .; Matsumoto, T .; Ondréas, H .; Pelletier, B .; Сарду, О. (1996). «Активное океаническое распространение в северной части бассейна Северных Фиджи: результаты круиза NOFI НИС Л'Аталанте (проект newstarmer)» . Морские геофизические исследования . 18 (2–4): 225–247. Bibcode : 1996MarGR..18..225L . DOI : 10.1007 / BF00286079 . S2CID  53659221 . Проверено 15 января 2017 года .
  • Mann, P .; Тайра, А. (2004). «Глобальное тектоническое значение конвергентной зоны Соломоновых островов и плато Онтонг Джава» . Тектонофизика . 389 (3): 137–190. Bibcode : 2004Tectp.389..137M . DOI : 10.1016 / j.tecto.2003.10.024 . Проверено 14 января 2017 года .
  • Monzier, M .; Робин, С .; Eissen, J.P .; Коттен, Дж. (1997). «Геохимия против сейсмотектоники вдоль центральной вулканической цепи Новых Гебридских островов (юго-западная часть Тихого океана)» (PDF) . Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 78 (1): 1-29. Bibcode : 1997JVGR ... 78 .... 1M . DOI : 10.1016 / S0377-0273 (97) 00006-1 . Проверено 25 декабря +2016 .
  • Nohara, M .; Hirose, K .; Eissen, J.P .; Урабе, Т .; Джошима, М. (1994). «Базальты бассейна Северных Фиджи и их источники магмы: Часть II. Изотопные и следовые ограничения Sr-Nd» (PDF) . Морская геология . 116 (1): 179–195. Bibcode : 1994MGeol.116..179N . DOI : 10.1016 / 0025-3227 (94) 90175-9 . Проверено 15 декабря 2016 .
  • Okal, EA; Кирби, SH (1998). «Глубокие землетрясения под бассейном Фиджи, юго-запад Тихого океана: самая сильная глубокая сейсмичность Земли в застойных плитах» (PDF) . Физика Земли и планетных недр . 109 (1): 25–63. Bibcode : 1998PEPI..109 ... 25O . DOI : 10.1016 / S0031-9201 (98) 00116-2 . Проверено 8 января 2017 года .
  • Патриат, М .; Collot, J .; Данюшевский, Л .; Fabre, M .; Meffre, S .; Falloon, T .; Rouillard, P .; Pelletier, B .; Roach, M .; Фурнье, М. (2015). «Распространение обратного расширения дуги в литосферу дуги в южной части вулканической дуги Новых Гебридских островов» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 16 (9): 3142–3159. Bibcode : 2015GGG .... 16.3142P . DOI : 10.1002 / 2015GC005717 . Проверено 24 декабря +2016 .
  • Pysklywec, RN; Митровица, JX; Исии, М. (2003). «Мантийная лавина как движущая сила тектонической реорганизации в юго-западной части Тихого океана» (PDF) . Письма о Земле и планетах . 209 (1): 29–38. Bibcode : 2003E и PSL.209 ... 29P . DOI : 10.1016 / S0012-821X (03) 00073-6 . Проверено 26 декабря +2016 .
  • Richards, S .; Holm, R .; Барбер, Г. (2011). «Когда плиты сталкиваются: тектоническая оценка глубоких землетрясений в регионе Тонга-Вануату» . Геология . 39 (8): 787–790. Bibcode : 2011Geo .... 39..787R . DOI : 10.1130 / G31937.1 . Проверено 24 декабря +2016 .
  • Сегев, А .; Рыбаков, М .; Мортимер, Н. (2012). «Модель земной коры для Зеландии и Фиджи» (PDF) . Международный геофизический журнал . 189 (3): 1277–1292. Bibcode : 2012GeoJI.189.1277S . DOI : 10.1111 / j.1365-246X.2012.05436.x . Проверено 7 января 2017 года .
  • Сигурдссон, ИА; Каменецкий ВС; Кроуфорд, AJ; Яйца, СМ; Злобин, СК (1993). «Примитивные островные дуги и океанические лавы из зоны разлома хребта Хантер-Хантер. Доказательства по составам стекла, оливина и шпинели» (PDF) . Минералогия и петрология . 47 (2–4): 149–169. Bibcode : 1993MinPe..47..149S . DOI : 10.1007 / BF01161564 . S2CID  53477063 . Проверено 6 января 2017 года .
  • Уоллес, Л. М.; McCaffrey, R .; Beavan, J .; Эллис, С. (2005). «Быстрое вращение микропланшетов и рифтинг задней дуги при переходе между столкновением и субдукцией» (PDF) . Геология . 33 (11): 857–860. Bibcode : 2005Geo .... 33..857W . DOI : 10.1130 / G21834.1 . Проверено 16 декабря +2016 .

Координаты : 17 ° S 173 ° E17 ° ю. Ш. 173 ° в. /  / -17; 173