ラウ盆地

ラウ盆地の太平洋上へのおおよその表面投影。拡大中心は黄色で示されています。地図をクリックすると、拡大したり、マウスオーバーで地物を移動したりできます。

ラウ盆地は、オーストラリア・太平洋プレート境界にある背弧盆地（「インターアーク盆地」 ^[1]とも呼ばれる）である。太平洋プレートが オーストラリアプレートの下に沈み込むことで形成される。前弧であるトンガ・ケルマディック海嶺と残存弧であるラウ・コルビル海嶺は、それぞれ盆地の東側と西側に位置する。^{[2]盆地の南側には、}ハバー・トラフと合流する隆起した遷移領域がある。

ラウ盆地は、以前は連続していた島弧を伸張による亀裂形成^[1]と拡大^[3 ]によって分離した、若い盆地（多くは500万年未満）^[2]です。鮮新世 の間、太平洋プレートはオーストラリアプレートの下に沈み込んでいました。^[2]太平洋プレートのスラブは押し下げられるにつれて溶け、その後隆起して元のトンガ・ケルマディック海嶺を形成しました。約2500万年前、太平洋プレートはオーストラリアプレートから離れ始め、火山の海嶺を分割しました。亀裂は当初、600万年前までの伸張によって引き起こされ、その頃にはこの地域で海底拡大が始まり、最終的に分離された海嶺の間にラウ盆地が形成されました。^[4]北部では盆地は最大幅500km（310マイル）に達し、南部では三角形になっているが、これは主な伸張中心が南に広がり、非対称で主に西向きに開いている結果であると考えられている。^[3]

V字型のラウ盆地は、中央ラウ拡大中心 (CLSC) と東ラウ拡大中心 (ELSC) という、南向きに広がる2つの拡大中心によって形成されました。 ^[4]初期のELSCは南北方向に伸びており、拡大率は約100 mm (3.9インチ)/年です。中央海嶺 玄武岩(MORB) を噴出します。^[5] ELSCの北東端は他の部分よりも速く南に広がり、170度の方向の疑似断層を形成しました。^[6] ELSCは時計回りに15～25度回転し、南に向かって拡大し続けました。その後、CLSCと、 2つの拡大中心を結ぶ伸張変換帯 (ETZ) が形成されました。CLSCは南に広がり、北部セグメントのELSCに取って代わりました。^[7] CLSCとELSCが重なる領域は、横ずれ地震によって特徴付けられます。中間ラウ拡大中心（ILSC）は、この2つの間、ELSCの東側にあり、現在4つの特徴的なセグメントがあります。^[8] ELSCの第3セグメントでは、海嶺形態の遷移があり、盆地の深さが2.7 km（1.7マイル）から2.1 km（1.3マイル）に大幅に減少しており、これはELSCの南部の軸方向のマグマ溜まり反射体の出現と相関しています。^[8] 最近の測定では、ELSCとCLSCの開口率が上昇していることが示されています。^{[7]現在、ラウ盆地の拡大率は約150 mm（5.9インチ）/年であり、急速に拡大する}背弧盆地の例として^[9] 、追加の拡大中心を特定する多くの追加研究が行われてきました。^[5]ラウ盆地を南下するにつれ、拡大率は減少し、CLSCでは120 mm（4.7インチ）/年、ELSCのすぐ北にあるILSCでは102 mm（4.0インチ）/年、南のValu Fa Ridge（VFR）の始まりでは69 mm（2.7インチ）/年、その南端では48 mm（1.9インチ）/年です。^[10]一部の著者はVFRをELSCの一部として統合していますが、地質が若干異なります。^[11] VFRの最も南の拡大セグメント（2つのセグメントに分かれている）^[8]は、東の約24°Sで弧から20 km（12マイル）以内に接近しており、深さはわずか1,700 m（5,600フィート）です。^[5]これらの拡大センターは現在、ラウ海嶺を部分的に分断しています。^[12] VFRの南側の背弧地域は、主に正断層が多いが明らかな拡大は見られない引き伸ばされた弧地殻の領域であり、現在活発な浅い地震が発生している地域である南ラウリフト（SLR）と呼ばれています。^[11]同様に、南のハヴル・トラフでは、現在、地溝帯のみが発達している。北東には、南に伝播しているフォヌアレ・リフト・アンド・スプレッディング・センター（FRSC）の南部があるが、北ではFRSCの相互作用がより複雑に見え、以下で説明する。^[13]

CLSC の北からは北東方向に向いたラウ伸張変形帯 (LETZ) があり、これがペギー海嶺に繋がっています。ペギー海嶺は、ラウ盆地中央部にある 200 km (120 マイル) を超える、かなり直線的な南西から北東方向に向いた海嶺です^[14] (このページの盆地図では PR と表示)。LETZ は東西方向の伸張に対応していますが、その東にある FRSC も同様であり、このような二重の平行配置は他の背弧盆地では確認されていません。^[15]ラウ盆地の北部では、現在 5 つの独立した海洋テクトニックプレートが相互作用しており、かなり複雑になっています。ラウ盆地の北西側には北西ラウ拡大中心 (NWLSC) があります。これは 75 mm (3.0 インチ)/年の速度で拡大しています。^[10] NWLSCの北東にあるロシャンボーリフトは、年間110 mm（4.3インチ）の速度で移動しています。^{[10]ロシャンボーリフトの東側には、}ニウアフォウプレートと北トンガプレートの間に広がる海底の領域があります。南北では、42 mm (1.7 インチ)/年の速度で分離している北東ラウ拡大中心 (NELSC)、30 mm (1.2 インチ)/年の速度で分離しているマンガトル三重会合点 (MTJ、キングス三重会合点^[16]としても知られる) の南の地域、および最初の北部セグメントが北に向かって拡大している FRSC ^[17]があり、北東ラウ盆地での拡大速度は 28 mm (1.1 インチ)/年ですが、FRCS の最後のセグメントがトンガ海嶺の西にあるトフア火山弧を横切る場所では 9 mm (0.35 インチ)/年まで低下し^ます。^[17]ニウアフォウ楯状火山 を含む、若い火山構造の顕著な北西方向の形成は、MTJの西約75km（47マイル）でラウ盆地北部を横切っており、西部地溝帯（WRM）と呼ばれています。^[3] WRMの東側の海底には、WRMとほぼ同じ方向の複数の北北西方向の細長い尾根があり、西側の海底は火山活動が多く混沌としています。^[3]

ラウ盆地の火山岩は主に640万年から900万年前に噴出した安山岩とデイサイトである。発見された苦鉄質岩のほとんどはSiO2含有量55%の玄武岩質安山岩である。^[2]盆地底全体は主にMORB様岩石で構成されているが、盆地底の西端80～120kmにはMORB、遷移玄武岩、弧状玄武岩が混在している。この西部地域は、海底拡大が始まる前にラウ海嶺とトンガ海嶺の間の伸張とリフトによって形成されたため、組成が異なっている。この地域の地溝は、CLSC/ELSCのマントル源とは異なるマントル源からの新鮮なマグマで満たされた。^[2]盆地の北東部には、ニウアタヒ海底カルデラの北に402 km ² (155 平方マイル) を超えるデイサイト溶岩が あり、これはカルデラとは関係のない海底活動から来たものと思われます。カルデラの側面にもデイサイト噴出物があります。^[18]盆地南部の火山岩とアタ火山の火山岩は、ルイビル海山列の沈み込んだ部分からの再循環と関連している可能性があります。^[19] FRSCから浚渫された溶岩は、近くの島弧火山の溶岩とほぼ同じです。^[13]ラウ盆地のこの部分の南の溶岩は、玄武岩と安山岩が見られ、ELSCのMORBよりも弧状になっています。^[5]さらに南のSLRの東側のリフトバレーの噴火物は主に安山岩やデイサイト質であり、SLRの西縁には安山岩と玄武岩があります。^[11]

ラウ盆地へのマントルメルトの供給源は、拡大中心の西側の浅い深さに集中している。この供給源は、ラウ盆地の西部に直接供給された可能性がある。MORB型玄武岩は、もともとラウ盆地西部の伸張によって形成された地溝を埋めた。非対称のメルト供給は、盆地の異なるセクションで地殻の厚さが非対称になった原因である。このメルト供給は、ラウ盆地西部の下部マントルの上部に低速度異常が見られることから、現在も続いている可能性がある。 ^[4]

太平洋プレートとトンガプレートおよびケルマデックプレートの間の沈み込み境界では、トンガ海溝と太平洋スラブのロールバックにより、ラウ盆地の下でマントルの補償流動が発生しました。この肥沃なマントルは、沈み込む太平洋スラブの脱水から放出された水に遭遇し、部分溶融を起こします。その結果、肥沃なマントルと沈み込むスラブの間に枯渇したマントルの塊が形成されます。その後、背弧の拡大とスラブの沈み込みにより、マントルが水分を含むコーナー領域に向かって枯渇層の上向きの流れが誘発されます。この領域での溶融の促進により、枯渇したマントルが再び豊かになることが防止され、ひっくり返るまで流れ続けます。その後、沈み込みが続くと、枯渇したマントルは背弧の下に再び運ばれます。 ELSC は高度に枯渇したマントルの真上に位置し、マグマの供給が減少するため、地殻の層が薄くなり、拡大速度が速くなります。一方、CLSC は、火山フロントの影響からほぼ排除された肥沃なマントルの上にあるため、地殻が厚くなります。ELSC とは異なり、CLSC は中央海嶺に非常に似た特徴を持っています。^[9]

地殻の厚さは、東部の 6 km (3.7 マイル) から西部の 9 km (5.6 マイル) まで増加しています。ラウ盆地の地殻全体は、太平洋プレートで見られるものよりも厚い中部地殻セクションを持っています。ラウ盆地の地殻は、厚さ (それぞれ 5.5～6.5、7.5～8.5、9 km) によって東部、中央、西部のセクションに分けることができます。東部セクションの地殻は、中部地殻層が厚く、下部地殻層が薄いという点で、太平洋プレートの地殻に似ています。これは、150 万年以上前に ELSC で生成された海洋地殻で構成されていることを示唆しています。東部セクションと中央セクションの境界は、ELSC 地殻と CLSC 地殻の境界と一致しており、この 2 つの拡大海嶺の内部構造が異なっているか、異なっていたことを示唆しています。中央部は、過去 150 万年以内に CLSC で形成された比較的厚い地殻を持つ。中央部と西部の地殻セクションの境界は ELSC 地殻の中央にあり、西部セクションには ELSC での海洋拡大と元のラウ盆地からの島弧拡大の両方によって形成された地殻が含まれていることを示唆している。^[1] ELSC では、さらなる研究により、火山弧前面から 50 km (31 マイル) 未満の場所で形成された背弧地殻が 8 ～ 9 km と異常に厚く、背弧拡大中心の亜軸溶融領域にスラブ由来の水が流入したために、厚い上部地殻層と下部地殻層 (「ドメイン II 地殻」、「含水」地殻) があることがわかった。^[20]地震学的研究によると、火山弧前面から70km（43マイル）以上離れた場所で形成された背弧地殻はより薄く、典型的な海洋地殻（「ドメインIII地殻」）に似ています。^{[20] FRSC南部の地殻は、さまざまな}マグマ活動の流入による弧地殻の伸張によって形成され、マグマの基盤は南部ニウアフォウマイクロプレートの一部で発見されています。^[21]

背弧盆地の形成過程は、1970年にダニエル（ダン）カリグによってラウ盆地の研究から初めて提唱されました^{[1] 。 [15]}この地域に複数の構造プレートと三重会合点が存在する可能性は、翌年クレメント・チェイスによって示唆されました。^[15]現在、ラウ盆地は、東にオーストラリアプレート、北東にニウアフォウプレート、西に時計回りに回転するトンガプレート の海洋地殻を有しています。 ^[22]フツナマイクロプレートは、この最も活発な構造地域の北に密接な関係にあります。^{[22]ラウ盆地北部では、}オーストラリアとトンガの基準点間の伸張運動は、ニウアフォウマイクロプレートの境界に沿って位置する活発なリフトと拡大の複数のゾーンによって調整されています。^[3]これらは、特に北に向かって非常に複雑であるため、現在、他のより小さなマイクロプレートが存在する可能性があり、プレート境界の一部は変形帯であるか、または他の理由で明確に定義されていないことは確かです。^[23]東のFRSCの最北端セグメントから西のマンガトル三重会合点の最南端セグメントまで、重複した拡大中心があります。 ^[3]拡大中心までの距離、水深、地殻年齢など、中央海嶺での観測に基づいて確立された海底と地殻の特性の関係は、背弧盆地の状況には厳密には適用できない可能性があります。^[24]特に、北部セクションの複雑さは、背弧盆地での拡大が中央海嶺に沿ったものほど直線的なプロセスではなく、むしろ背弧の拡大が拡大中心の新たな出現またはジャンプの可能性があるとすれば、最もよく説明されます。^[25]

西に傾斜した太平洋プレートの基盤岩は約1億1千万年前のもので、現在は独立したトンガマイクロプレートの下に沈み込んでいる。トンガマイクロプレートのオーストラリアプレートからの拡大中心は、南ラウ盆地である。^[12]ラウ盆地の下の地震発生帯はトンガ海溝から大きくずれているため、プレートはラウ盆地拡大軸の下約250km（160マイル）の深さにある。^[12]盆地の南限は、ケルマデック-トンガ沈み込み帯の下のルイビル海嶺の沈み込みと関係している。

現在、ラウ盆地は依然として活発な背弧であり、時間とともに急速に進化している。ラウ盆地の7つの火山のうち6つが現在も活動している。^[26]ニウアフォウ島の火山は、歴史の記録が始まって以来、複数回噴火している。東には、80 km (50 mi)離れたフンガ・トンガ・フンガ・ハアパイ諸島の最近の噴火歴を考慮すると、トンガ海山列の緯度範囲内にトンガのいくつかの島々が位置している。 ^{[8]以前に沈み込んだ}ルイビル海山列の火山に堆積した炭酸塩堆積物が、2022年の噴火の爆発的な性質の要因であった可能性があることが示唆されている。^[27]アタはヴァルファ海嶺の東約50kmに位置し^[8]、火山岩の組成分析により、ルイビル海山の沈み込んだ部分と関連していることが特定されている。^{[28] [19]} トンガの最高地点があるカオとトフアは、ELSCの最北端の東約95kmに位置する。^[8]大きなニウアタヒカルデラは盆地の北東部にある。^[18]盆地の東側には、トンガ海嶺の西側に沿ってトフア火山弧がある。

この地域の地震は、ほとんどが地殻地震である。盆地の小地震は、マントル減衰が大きいため、陸上ではほとんど記録されていない。^[9]しかし、低マグニチュードの地震活動（主にM _w 5未満）は、海底地震計によってラウ盆地の活発な拡大中心に沿って記録されている。^[29] 地震と火山活動のほとんどは、火山活動が非常に活発なトンガ海嶺に沿ったラウ盆地の東境界に位置している。^[2]南部ラウリフトでは、浅い地震群発が発生している。^{[11] M} _w 5を超える浅い地震、つまり地殻地震に関しては、 地震を応力領域に分類することが可能である。

• 北部ラウ盆地地域（拡散変形帯における右横ずれ断層と、顕著な地殻規模のプレート境界断層に沿った左横ずれ断層が優勢）^[30]
  • フィジー北東部の応力領域（FSC南端とフィジートランスフォームゾーン）^[30]
  • セントラル・フツナのストレス領域（フツナ中央地帯）^[30]
  • 北部ラウ応力領域（ロシャンボーリフトを中心とする）^[30]
  • 北東ラウおよびトンガ前弧応力領域（MTJおよびNELSCを含む）^[30]
• 東ラウ盆地地域^[31]
  • 北部FRSC応力領域（横ずれ断層が支配的）^[31]
  • 南部FRSC応力領域（伝播先端の伸長が支配的）^[31]
• 中央ラウ盆地^[32]
  • ペギーリッジ応力領域（その西側ではプレート境界は東側と同様に現在は不活性で、最も西側の部分は伸張応力に変換されている）^[32]
  • 中央ラウ応力領域（LETZのプレート境界は変形応力から伸長応力を持ち、より南のCLSCからELSC領域は変形応力から伸長応力を持つ）^[32]
• 南ラウ盆地地域^[33]
  • トフア応力領域（トンガ本島トンガタプ島の西側に圧縮帯、南東側に伸張帯があり、活発なトフア弧に隣接している）^[33]
  • Valu Fa応力領域（Valu Fa伝播先端での延長）^[33]

出典

南緯19度 西経176度 / 南緯19度 西経176度 / -19; -176