Dorsal Tonga-Kermadec
La dorsal de Tonga-Kermadec es una dorsal oceánica del suroeste del océano Pacífico que subyace al arco insular de Tonga-Kermadec. Es el límite de subducción más lineal, de convergencia más rápida y de mayor actividad sísmica de la Tierra y, por consiguiente, tiene la mayor densidad de volcanes submarinos.[1]
La dorsal de Tonga-Kermadec se extiende más de 3.000 km en dirección norte-noreste desde la isla Norte de Nueva Zelanda. La placa del Pacífico subduce hacia el oeste bajo la placa Australiana a lo largo de la dorsal. Está dividida en dos segmentos, la dorsal septentrional de Tonga y la meridional de Kermadec, por la cadena montañosa de Louisville. En su lado occidental, la dorsal está flanqueada por dos cuencas de retroarco, la cuenca de Lau y la fosa de Havre, que comenzaron a abrirse a los 6 Ma y 2 Ma respectivamente. Junto con estas cuencas más jóvenes, la dorsal forma el sistema o complejo de arco/arco posterior Lau-Tonga-Havre-Kermadec, de 100 Ma de antigüedad, que se desplaza hacia el este.[2]
La extensión en la cuenca de Lau-Havre da lugar a una mayor tasa de subducción que de convergencia a lo largo del límite de la placa australiano-pacífica. Los ritmos de extensión, subducción y convergencia aumentan hacia el norte en este complejo, la subducción a un ritmo de 24-6 cm/año (9,4-2,4 pulg/año) y la extensión a un ritmo de 91-159 mm/año (3,6-6,3 pulg/año). Como resultado, la dorsal Tonga-Kermadec se desplaza independientemente de ambas placas tectónicas y forma la placa Tonga-Kermadec, fragmentada a su vez en las microplacas Niuafo'ou, Tonga y Kermadec.[3]
Las plumas del manto de Samoa y Louisville contribuyen ambas a las lavas de dos de las islas septentrionales de Tonga, Tafahi y Niuatoputapu; el basalto oceánico insular (OIB) de la pluma de Samoa se introdujo a partir de 3-4 Ma cuando cesó la subducción en la fosa de Vitiaz (noroeste de Tonga). Las lavas de la cadena montañosa de Louisville se generaron hace 80-90 Ma, pero comenzaron a subducirse bajo la dorsal Tonga-Kermadec hace unos 8 Ma.[4]
Las mesetas Hikurangi y Manihiki, al norte y al sur de la dorsal Tonga-Kermadec respectivamente, forman parte de la gran provincia ígnea (GIP) Ontong Java-Hikurangi-Manihiki, el mayor acontecimiento volcánico de la Tierra durante los últimos 200 millones de años.[5] La fosa de Osbourn, situada justo al norte de la intersección Tonga-Kermadec y Louisville, es el centro de paleosubducción entre las mesetas de Hikurangi y Manihiki a partir del cual la edad de la Placa del Pacífico aumenta desde c. 85 Ma a 144 Ma.[1]
La subducción de la meseta de Hikurangi bajo Nueva Zelanda y la parte sur del arco Kermadec ha dado lugar a grandes volúmenes de lava y a una alta densidad de volcanes en el arco. Sin embargo, la colisión inicial Hikurangi-Kermadec se produjo a 250 km al norte, donde ya se ha subductado un trozo perdido del GIP Ontong Java-Hikurangi-Manihiki.[6]
Referencias
- Timm et al., 2013, Geological and geochemical background, pp. 2–3
- Ewart et al., 1998, Introduction, p. 332
- Smith y Price, 2006, Tectonic setting, pp. 321–322
- Wendt et al., 1997, Conclusions, p. 614
- Tarduno et al., 1991, p. 401
- Timm et al., 2014, Abstract
Fuentes
- Ewart, A.; Collerson, K. D.; Regelous, M.; Wendt, J. I.; Niu, Y. (1998). «Geochemical evolution within the Tonga-Kermadec-Lau arc-back-arc systems: the role of varying mantle wedge composition in space and time». Journal of Petrology 39 (3): 331-368. Bibcode:1998JPet...39..331E. doi:10.1093/petroj/39.3.331. Consultado el 19 de marzo de 2017.
- Smith, I. E.; Price, R. C. (2006). «The Tonga–Kermadec arc and Havre–Lau back-arc system: their role in the development of tectonic and magmatic models for the western Pacific». Journal of Volcanology and Geothermal Research 156 (3): 315-331. Bibcode:2006JVGR..156..315S. doi:10.1016/j.jvolgeores.2006.03.006. Consultado el 19 de marzo de 2017.
- Tarduno, J. A.; Mayer, H.; Winterer, E. L.; Sliter, W. V.; Kroenke, L.; Mahoney, J. J.; Leckie, M.; Musgrave, R. et al. (1991). «Rapid formation of Ontong Java Plateau by Aptian mantle plume volcanism». Science 254 (5030): 399-403. Bibcode:1991Sci...254..399T. PMID 17742226. S2CID 7627426. doi:10.1126/science.254.5030.399. Consultado el 17 de diciembre de 2016.
- Timm, C.; Bassett, D.; Graham, I. J.; Leybourne, M. I.; De Ronde, C. E.; Woodhead, J.; Layton-Matthews, D.; Watts, A. B. (2013). «Louisville seamount subduction and its implication on mantle flow beneath the central Tonga–Kermadec arc». Nature Communications 4: 1720. Bibcode:2013NatCo...4.1720T. PMID 23591887. doi:10.1038/ncomms2702. Consultado el 19 de marzo de 2017.
- Timm, C.; Davy, B.; Haase, K.; Hoernle, K. A.; Graham, I. J.; de Ronde, C. E.; Woodhead, J.; Bassett, D.; Hauff, F.; Mortimer, N.; Seebeck, H. C.; Wysoczanski, R. J.; Caratori-Tontini, F.; Gamble, J. A. (2014). «Subduction of the oceanic Hikurangi Plateau and its impact on the Kermadec arc». Nature Communications 5: 4923. Bibcode:2014NatCo...5.4923T. PMID 25230110. doi:10.1038/ncomms5923. Consultado el 19 de marzo de 2017.
- Wendt, J. I.; Regelous, M.; Collerson, K. T.; Ewart, A. (1997). «Evidence for a contribution from two mantle plumes to island-arc lavas from northern Tonga». Geology 25 (7): 611-614. Bibcode:1997Geo....25..611W. doi:10.1130/0091-7613(1997)025<0611:EFACFT>2.3.CO;2. Consultado el 25 de febrero de 2017.
Enlaces externos
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