Basen Północnego Fidżi

Basen Północnego Fidżi

Basen Północnego Fidżi ( NFB ) to basen oceaniczny na zachód od Fidżi w południowo-zachodniej części Oceanu Spokojnego . Jest to aktywnie rozprzestrzeniający się basen łuku wstecznego, ograniczony przez wyspy Fidżi na wschodzie, nieaktywny Rów Witiaza na północy, łuk wyspy Vanuatu / Nowych Hebrydów na zachodzie oraz strefę pęknięcia Huntera na południe. Basen o mniej więcej trójkątnym kształcie, z wierzchołkiem położonym na północnym krańcu Łuku Nowych Hebrydów, basen aktywnie rozprzestrzenia się na południe i charakteryzuje się trzema ośrodkami rozprzestrzeniania się oraz skorupą oceaniczną młodszą niż 12 mA . Otwarcie NFB rozpoczęło się, gdy pod Nowymi Hebrydami rozpoczęto cofanie się płyty, a łuk wyspy zaczął obracać się zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Otwarcie basenu było wynikiem zderzenia płaskowyżu Ontong Java oraz płyta australijska wzdłuż nieaktywnego obecnie systemu subdukcji Salomona – Witiaza na północ od NFB. NFB jest największym i najbardziej rozwiniętym basenem łuku wstecznego południowo-zachodniego Pacyfiku. Otwiera się w złożonym otoczeniu geologicznym między dwoma przeciwległymi systemami subdukcji, okopami Nowych Hebrydów / Vanuatu i Tonga, a zatem jego dno oceaniczne ma największą na świecie liczbę centrów rozprzestrzeniania się na obszarze.

Dwa przeciwne systemy deformacji częściowo zachodzą na siebie, gdzie płyty Australii i Pacyfiku stykają się wzdłuż odcinka linii andezytu na południowo-zachodnim Pacyfiku: na wschód od NFB Łuk Kermadec-Tonga rozciąga się około 3000 km (1900 mil) na północ od Nowego Zelandia i na zachód od NFB strefa subdukcji Nowych Hebrydów utworzona podczas otwierania basenu łuku wstecznego NFB.

W NFB znajdują się trzy mikropłytki: New Hebrides , Balmoral Reef i Conway Reef .

Niewiele wiedziano o NFB przed 1985 rokiem, aw latach 70. XX wieku centralna część basenu, jedyny zmapowany obszar, nazywana była Płaskowyżem Północnego Fidżi.

Marginesy

Vanuatu

Centralny łańcuch Nowych Hebrydów rozciąga się na długości 1200 km (750 mil) od wyspy Ureparapara na Wyspach Banksa na północy po wyspę Hunter na południu. Rów Nowych Hebrydów cofa się stopniowo, co powoduje, że południowy kraniec strefy subdukcji wygina się w kierunku wschodnim. Australijska płyta subdukuje pod Vanuatu w wykopie Nowych Hebrydów, co skutkuje kompleksem szczelin i przekształceń w NFB. Sam łańcuch wysp Nowych Hebrydów ulega deformacji w wyniku pływających elementów, takich jak d'Entrecasteaux Ridge i West Torres Plateau są subdukowane w tym procesie. NFB jest iloczynem asymetrycznego otwarcia łuku wstecznego wokół punktu zawiasowego na 11 ° S, 165 ° E, wokół którego łańcuch Vanuatu obrócił się o 28 ° zgodnie z ruchem wskazówek zegara w ciągu ostatnich 6 Ma, czyli 6–7,5 ° / Ma. Ta rotacja spowodowała również pęknięcie w północnej części NFB. Vanuatu można podzielić na południowy i północny blok tektoniczny oddzielony od zachodniego bloku NFB. Bloki te są oddzielone strefą ekstensjonalną na wschód od łańcucha wysp.

Lau

W basenie Lau na wschód od NFB płyta Pacyfiku subdukuje w kierunku zachodnim pod rowem Tonga w najwyższym znanym tempie szczelinowania łuku wstecznego - gdzie łańcuch gór podwodnych Louisville subdukuje pod szczeliną rowu Tonga rozchodzi się z prędkością 100 mm / a (0,12 cala / Ms ). To przecięcie łańcucha gór podwodnych i rowów rozchodzi się na południe z prędkością 128 mm / rok (0,160 cala / Ms), w wyniku czego Wyspy Tonga obracają się zgodnie z ruchem wskazówek zegara z prędkością 9,3 ° / Ma .

Strefa złamania Huntera

Południowy margines NFB jest utworzony przez Hunter Fracture Zone i Hunter Ridge (w tym Matthew i Hunter Islands , dwa aktywne wulkany). Centralny grzbiet NFB przecina Hunter Ridge, a na południe od niego rozwija się mały ośrodek rozprzestrzeniania się. Hunter Ridge utworzone C. 3 Usterki transformacji Ma i skamielin w NFB na północ od grzbietu są pozostałościami rozprzestrzeniającego się grzbietu, który był aktywny, zanim Rów Vanuatu rozprzestrzenił się na południe od południowego krańca Vanuatu, wyspa Anatom .

Rów Witiaza

Północny łuk melanezyjski zderzył się z podbitym południowo-wschodnim segmentem płaskowyżu Ontong Java 10–8 mln lat temu. To zderzenie odwróciło kierunek subdukcji w rowie Vitiaz, a tym samym zapoczątkowało obrót łuku Vanuatu zgodnie z ruchem wskazówek zegara i otwarcie NFB 8–3 Ma.

Morfologia wewnątrz zlewni

Istnieją dwa główne systemy rozprzestrzeniania się w środkowej i południowej części NFB: Central Spreading Ridge i West Fiji Rift, oba ze zmienną szybkością rozprzestrzeniania się 5–8 cm (2,0–3,1 cala) / rok. W północnym NFB szereg centrów rozprzestrzeniania się rozciąga się na 1500 km (930 mil) wzdłuż pasa o kierunku wschód-zachód (z szybkością rozprzestrzeniania się): Futuna (1–4 cm (0,39–1,57 cala) / rok) i Północna Cikobia ( 2 cm (0,79 cala) / rok) centra rozprzestrzeniania się i trójstronne (2–5 cm (0,79–1,97 cala) / rok), południowa Pandora i grzbiety Hazel-Holmes. Bazalty w środkowym grzbiecie rozprzestrzeniania się są typu N-MORB, co wskazuje na dojrzały system akrecyjny, podczas gdy bazalty w północnym NFB mają z wysp oceanicznych (OIB).

Środkowy rozłożysty grzbiet

Centralne centrum rozprzestrzeniania się NFB jest największym i prawdopodobnie najstarszym basenem łuku wstecznego na Ziemi. Można go podzielić na cztery segmenty o długości 120–200 km (75–124 mil):

Segment najbardziej wysunięty na południe (21 ° 40'S – 20 ° 30'S) rozciąga się ok. 120 km (75 mil) z tendencją z północy na południe. Ma skomplikowaną morfologię z grzbietami o głębokości 2500 m (8200 stóp) oddzielonymi zagłębieniami o głębokości 3000 m (9800 stóp). To sprawia, że ​​​​dokładne położenie rozprzestrzeniającego się grzbietu jest trudne do zidentyfikowania, ale linie magnetyczne ujawniają jego obecność. Morfologia jest pośrednia między szybko i wolno rozprzestrzeniającym się grzbietem.

Segment północ-południe (21 ° S – 18 ° 10'S) ma 310 km (190 mil) długości i jest najmniej skomplikowany z osiowym grzbietem poniżej 3000 m (9800 stóp) c . 20 km (12 mil) szerokości. Płaska kopuła sięgająca 2800 m (9200 stóp) jest przecięta na pół przez graben o szerokości kilkuset metrów i głębokości dziesiątek metrów. Kopuła flankowana symetrycznymi ryzalitami. Pseudouskoki w kształcie litery V na północnym i południowym krańcu są śladami rozchodzącego się odcinka grzbietu.

Segment N15° to ok. 120 km (75 mil) długości i odpowiada zmianie kierunku rozprzestrzeniania się z północy na południe do N15 °. Południowa część jest słabo zdefiniowana, z akrecją rozłożoną na liczne małe wulkany rozrzucone na dużym obszarze. Podwójny grzbiet na północ od 17 ° 55'S otacza row o szerokości 2–3 km (1,2–1,9 mil) i głębokości 200–300 m (660–980 stóp). Płytki masyw na północnym krańcu jest przecięty rowem o szerokości 0,5–2 km (0,31–1,24 mil) i głębokości 200 m (660 stóp). W tej części znajdują się kominy hydrotermalne. Segment N15° jest otoczony zakrzywionymi rowami interpretowanymi jako nakładające się na siebie centra rozprzestrzeniania się skamielin. Na 16°50'N znajduje się potrójne skrzyżowanie.

Północny odcinek N160 ° ma 200 km (120 mil) długości i składa się z trzech części:

W części południowej (16 ° 50'S – 15 ° 30'S) oś rozprzestrzeniania się to rów o głębokości 4000–4500 m (13100–14800 stóp) i szerokości 8 km (5,0 mil), otoczony prawie pionowymi ścianami. Ma morfologię wolno rozprzestrzeniających się grzbietów z osią przeciętą przez grzbiet o szerokości 2–3 km (1,2–1,9 mil) i wysokości 400–500 m (1300–1600 stóp). Zakręt na 16 ° 10'S przesuwa grzbiet o 4 km (2,5 mil). Ta część jest otoczona masywem wulkanicznym, który osiąga głębokość mniejszą niż 1700 m (5600 stóp) i ma 100 km (62 mil) szerokości na południowym krańcu, ale znika na północ od 15 ° 30'S. Wulkanizm i wypiętrzenie starszej skorupy oceanicznej rozpoczęło się ok. 1 mama

W centralnej części (15 ° 30'S – 15 ° 00'S) znajdują się dwa rowki eszelonowe, które przesunęły się o 40 km (25 mil). Tworzą domenę o długości 60 km (37 mil) i głębokości 4000 m (13 000 stóp), a każdy róg składa się z segmentów en echelon o długości 10 km (6,2 mil). Zasoby magmowe tutaj ograniczone do wąskiego grzbietu oddzielającego rowy i akrecje były w większości amagmatyczne przez ostatnie 1 mln lat.

Na północ od 15°N centralny grzbiet rozprzestrzeniania się jest złożony z dwoma odgałęzieniami tworzącymi możliwe potrójne skrzyżowanie. Zachodnia gałąź o kierunku N120 ° to rowek o szerokości 4 km (2,5 mil) i głębokości 4000 m (13 000 stóp), który przecina starszą skorupę oceaniczną. Północna gałąź o kierunku N140 ° to grzbiet o głębokości 2400 m (7900 stóp) i stanowi kontynuację odcinka N160 °.

Szczelina Zachodniego Fidżi

Obszar Zachodniego Fidżi jest zdominowany przez zachodni i wschodni róg oddzielony centralnym płaskowyżem. Zachodni róg, szeroki na 10 km (6,2 mil) i głęboki na 4000 km (2500 mil), jest otoczony stromą zachodnią ścianą, ale po wschodniej stronie szeregiem stopni i jest rozprzestrzeniającą się szczeliną . Grzbiet po zachodniej stronie, sięgający mniej niż 2000 m (6600 stóp) nad poziomem morza, jest otoczony innym rowem o szerokości 4 km (2,5 mil) i głębokości 3000 m (9800 stóp). Ten system rowów i grzbietów, prawdopodobnie południowy kraniec strefy pęknięć północnego Fidżi, zbiega się w płaskim obszarze na południowym krańcu zachodniego rowu, o głębokości 3500 m (11500 stóp), który jest otoczony dwoma pseudouskokami C. 500 m (1600 stóp) wysokości. Wschodni róg o szerokości 10–12 km (6,2–7,5 mil) i głębokości 3200 m (10500 stóp) jest otoczony równoległymi grzbietami i zagłębieniami na obszarze o szerokości 25 km (16 mil). Na centralnym płaskowyżu znajduje się wachlarzowaty system grzbietów i zagłębień, którego środek zajmuje row o głębokości 3000 m (9800 stóp) i szerokości 10 km (6,2 mil). Pokrywa osadowa jest cienka lub nieobecna na całym obszarze. Bazalty poduszkowe zarówno w zachodnich, jak i wschodnich rowach mają skład zbliżony do bazaltu grzbietu środkowego oceanu (MORB) centralnego rozłożystego grzbietu.

Północno-północny basen Fidżi

South Pandora i Tripartite Ridges w północnym NFB to aktywne, rozprzestrzeniające się grzbiety z segmentami o długości 50–100 km (31–62 mil), osią wulkaniczną o szerokości 10–20 km (6,2–12,4 mil) i uporządkowanymi liniami magnetycznymi biegnącymi równolegle do grzbietu. Segmenty grzbietu są oddzielone złożonymi strefami przekaźnikowymi, a nie usterkami przekształcającymi.

Grzbiet Południowej Pandory jest podzielony na pięć segmentów o średniej szerokości 20 km (12 mil). Dolina osiowa jest częściowo zasłonięta uskokami i szczelinami wulkanicznymi; wydłużone rowy są typowe dla wolno rozprzestrzeniających się grzbietów ze stromymi ścianami otaczającymi głęboką dolinę. Po obu stronach grzbietu znajdują się liczne, duże wulkany; bardzo cienka lub nieobecna pokrywa osadowa na odcinku ok. 100 km (62 mil); oraz ciągłe linie magnetyczne wskazujące na bardzo niskie tempo rozprzestrzeniania się połowy (8 km (5,0 mil) / mA) w ciągu ostatnich 7 mln lat.

Grzbiet Trójstronny podzielony jest na trzy segmenty zorientowane w różnych kierunkach. Jest to bardzo młody grzbiet, który przechodzi na starszą domenę pokrytą osadami.

Nieaktywne wyspy wulkaniczne Mitre i Anuta to odmłodzone wulkany łukowe Vitiaz, które utworzyły 2,2 mA, prawdopodobnie w wyniku zmiany ruchu płyty Pacyfiku.

Ewolucja tektoniczna

Otwarcie NFB od 12 Ma do chwili obecnej. Szare obszary reprezentują teraz subdukowane dno oceanu.

100–45 mA, po rozpadzie Gondwany, na południowo-zachodnim Pacyfiku, od Wysp Salomona po Wyspę Północną w Nowej Zelandii, istniał pojedynczy, prawie ciągły system subdukcji łukowej. Obecnie w regionie pozostają tylko dwa aktywnie rozprzestrzeniające się baseny łuku wstecznego: Taupo – Kermadec – Tonga i Hunter – Vanuatu. Inne struktury geologiczne to pozostałości łuków wysp i basenów łuku tylnego, głównie z eocenu i miocenu, w tym rowu Vitiaz i grzbietów Lau – Colville, Three Kings i Loyalty.

Region Fidżi-Nowe Hebrydy jest zbudowany ze skał wulkanicznych, ale nie wiadomo, gdzie zaczął się wulkanizm. Region prawdopodobnie uformował się daleko na południowy zachód od swojego obecnego położenia, gdzie został następnie rozdzielony, gdy Basen Południowego Fidżi został otwarty we wczesnym oligocenie. Od wczesnego oligocenu do miocenu region ten był częścią łuku, który tworzył północną krawędź płyty australijskiej. Basen łuku wstecznego NFB przedarł się przez ten margines c. 12 Ma i od późnego miocenu obrócił Łuk Nowych Hebrydów o 30 ° w prawo, a Fidżi o co najmniej 100 ° w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara.

Dziś płyta Pacyfiku przesuwa się na zachód wzdłuż wschodniego brzegu NFB, rowu Tonga-Kermadec. Płyta australijska przesuwa się na wschód wzdłuż zachodniego brzegu NFB, rowu Nowych Hebrydów. Przejście między tymi przeciwstawnymi systemami subdukcji to Strefa Pęknięcia Fidżi, złożona lewostronna sekwencja grzbietów i uskoków na północ od Fidżi, która rozciąga się odpowiednio do basenów Północnego Fidżi i Lau.

Lawina płytowa

Trzęsienia ziemi o dużej wielkości pod NFB zostały przypisane oderwanemu segmentowi płyty subdukowanej płyty australijskiej, który zderzył się z subdukcyjną płytą Pacyfiku na głębokości 500 km (310 mil) c. 5 maja Trzęsienia ziemi są wynikiem zderzających się płyt, które osiadają na nieciągłości o długości 660 km .

Pod Tonga na głębokości 350–500 km (220–310 mil) liczba trzęsień ziemi dramatycznie wzrasta, podczas gdy kształt Pacyfiku staje się złożony. Setki tych trzęsień ziemi występują poza strefą Wadati-Benioff (wierzch płyty) wzdłuż płaszczyzny poziomej. Subdukcja płyty australijskiej na wschód (wraz ze stopioną obecnie płytą południowego Fidżi) pod NFB stworzyła Nowe Hebrydy i południowe Wyspy Salomona. Płyta wytworzona w wyniku tej subdukcji rozciąga się stromo w dół do 300–350 km (190–220 mil), z wyjątkiem jej południowego krańca, gdzie osiąga tylko 150 km (93 mil). Północny kraniec płyty, przy południowym korycie Rennella, odpowiada ostremu załamaniu linii andezytu. Oderwana płyta z opadającej na wschód australijskiej płyty pod NFB przesunęła się na wschód i zderzyła się z opadającą na zachód płytą Pacyfiku. Seria niezwykłych trzęsień ziemi poniżej NFB występuje w kilku takich oderwanych segmentach płyt. Jeśli te segmenty zostaną połączone i zrekonstruowane z powrotem do ich pierwotnego położenia na powierzchni, będą one równe zarówno NFB, jak i subdukowanej części płyty australijskiej od 12 mA w obszarze.

Płyta Tonga schodzi lawinowo przez warstwę o długości 660 km na południowym krańcu łuku i rowu Nowych Hebrydów. Płyta pacyficzna subdukowała w rowie Tonga przez długi czas, co doprowadziło do nagromadzenia się materiału płyty w warstwie 660 km na południe od rowu Vitiaz, podczas gdy łuk wyspy Nowych Hebrydów został przesunięty na południe i zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Odwrócił również kierunek subdukcji i otworzył łuk wsteczny NFB, wepchnął płytę Vitiaz do płaszcza i zainicjował subdukcję w rowie Nowych Hebrydów. Lawina płytowa została zapoczątkowana ok. 8 mA, a większość materiału znajduje się obecnie 450 km (280 mil) poniżej warstwy 660 km.

Płyta pod Tonga i Kermadec przenika do dolnego płaszcza. Opada z rowu Tonga, ale odchyla się poziomo na nieciągłości 660 km. Pod wykopem Vanuatu znajduje się oderwana pozostałość płyty. W rowie Kermadec płyta Pacyfiku subdukuje od 40 mA

Zobacz też

• Geologia Oceanu Spokojnego
• Hotspot Samoa
• Basen Południowego Fidżi

Źródła

• Argus, DF; Gordon, RG; DeMets, C. (2011). „Geologicznie aktualny ruch 56 płyt względem układu odniesienia bez rotacji netto” (PDF) . Geochemia, Geofizyka, Geosystemy . 12 (11): nie dotyczy. Bibcode : 2011GGG....1211001A . doi : 10.1029/2011GC003751 . Źródło 14 stycznia 2017 r .
• Auzende, J.-M.; Hej, RN; Pelletier, B.; Rouland, D.; Lafoy, Y.; Gracia, E.; Huchon, P. (1995). „Rozprzestrzenianie się szczeliny na zachód od archipelagu Fidżi (dorzecze północnego Fidżi, SW Pacyfik)” . Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 100 (B9): 17823–17835. Bibcode : 1995JGR...10017823A . doi : 10.1029/95JB00612 . Źródło 15 stycznia 2017 r .
•   Auzende, J.-M.; Pelletier, B.; Eissen, J.-P. (1995). „Geologia, struktura i ewolucja geodynamiczna basenu północnego Fidżi” (PDF) . Baseny Backarc . Skoczek. s. 139–175. doi : 10.1007/978-1-4615-1843-3_4 . ISBN 978-1-4613-5747-6 . Źródło 14 grudnia 2016 r .
• Eissen, J.-P.; Lefevre, C.; Maillet, P.; Morvan, G.; Nohara, M. (1991). „Petrologia i geochemia środkowego centrum rozprzestrzeniania się basenu północnego Fidżi (południowo-zachodni Pacyfik) między 16 ° S a 22 ° S” (PDF) . Geologia morska . 98 (2–4): 201–239. Bibcode : 1991MGeol..98..201E . doi : 10.1016/0025-3227(91)90104-C . Źródło 12 lutego 2017 r .
• Fukao, Y.; Widiyantoro, S.; Obayashi, M. (2001). „Stojące płyty w górnym i dolnym regionie przejściowym płaszcza” (PDF) . Recenzje geofizyki . 39 (3): 291–323. Bibcode : 2001RvGeo..39..291F . doi : 10.1029/1999RG000068 . Źródło 26 grudnia 2016 r .
•   Garel, E.; Lagabrielle, Y.; Pelletier, B. (2003). „Gwałtowne zmiany osiowe wzdłuż wolnych do bardzo wolnych centrów rozprzestrzeniania się północnego basenu północnego Fidżi (południowo-zachodni Pacyfik): dowody na heterogeniczność fal krótkich w płaszczu łuku wstecznego” . Morskie badania geofizyczne . 24 (3–4): 245–263. Bibcode : 2003MarGR..24..245G . doi : 10.1007/s11001-004-1060-y . S2CID 140537823 . Źródło 15 stycznia 2017 r .
• Hall, R. (2002). „Kenozoiczna ewolucja geologiczna i tektoniczna płyt południowo-wschodniej Azji i południowo-zachodniego Pacyfiku: rekonstrukcje komputerowe, model i animacje” (PDF) . Dziennik azjatyckich nauk o ziemi . 20 (4): 353–431. Bibcode : 2002JAESc..20..353H . doi : 10.1016/S1367-9120(01)00069-4 . Źródło 14 grudnia 2016 r .
•   Johnston ST (2004). „Oroklina Nowa Kaledonia – D'Entrecasteaux i jej rola w obrocie łuku Vanuatu – Nowe Hebrydy zgodnie z ruchem wskazówek zegara i tworzeniu basenu Północnego Fidżi” . Dokumenty specjalne Towarzystwa Geologicznego Ameryki . 383 : 225–236. doi : 10.1130/0-8137-2383-3(2004)383[225:TNCOAI]2.0.CO;2 . ISBN 0-8137-2383-3 . Źródło 29 grudnia 2016 r .
• Kroenke, LW (1995). Morfotektoniczna interpretacja map SOPACMAPS 1: 500 000: środkowe Wyspy Salomona - południowe Tuvalu (PDF) (raport). SOPMAC Raport techniczny 220. Komisja Nauk o Ziemi Stosowanej Południowego Pacyfiku . Źródło 2 kwietnia 2017 r .
• Lagabrielle, Y.; Ruellan, E.; Tanahashi, M.; Bourgois, J.; Bufet, G.; de Alteriis, G.; Dyment, J.; Goslin, J.; Gracia-Mont, E.; Iwabushi, Y.; Jarvis, P.; Joshima, M.; Karpoff, AM; Matsumoto, T.; Ondréas, H.; Pelletier, B.; Sardou, O. (1996). „Aktywne rozprzestrzenianie się oceanów w północnym basenie Północnego Fidżi: wyniki rejsu NOFI R / V L'Atalante (projekt newstarmer)” . Morskie badania geofizyczne . 18 (2–4): 225–247. Bibcode : 1996MarGR..18..225L . doi : 10.1007/BF00286079 . S2CID   53659221 . Źródło 15 stycznia 2017 r .
• Mann, P.; Taira, A. (2004). „Globalne znaczenie tektoniczne Wysp Salomona i strefy zbieżnej płaskowyżu Ontong Java” . Tektofizyka . 389 (3): 137–190. Bibcode : 2004Tectp.389..137M . doi : 10.1016/j.tecto.2003.10.024 . Źródło 14 stycznia 2017 r .
• Monzier, M.; Robin, C.; Eissen, J.-P.; Cotten, J. (1997). „Geochemia a sejsmo-tektonika wzdłuż centralnego łańcucha wulkanicznego Nowych Hebrydów (południowo-zachodni Pacyfik)” (PDF) . Journal of Volcanology and Geothermal Research . 78 (1): 1–29. Bibcode : 1997JVGR...78....1M . doi : 10.1016/S0377-0273(97)00006-1 . Źródło 25 grudnia 2016 r .
• Nohara, M.; Hirose, K.; Eissen, J.-P.; Urabe, T.; Joshima, M. (1994). „Bazalty basenu północnego Fidżi i ich źródła magmy: część II. Ograniczenia izotopowe i pierwiastki śladowe Sr-Nd” (PDF) . Geologia morska . 116 (1): 179–195. Bibcode : 1994MGeol.116..179N . doi : 10.1016/0025-3227(94)90175-9 . Źródło 15 grudnia 2016 r .
• OK, EA; Kirby, SH (1998). „Głębokie trzęsienia ziemi pod basenem Fidżi, południowo-zachodni Pacyfik: najbardziej intensywna głęboka sejsmiczność Ziemi w stojących płytach” (PDF) . Fizyka Ziemi i wnętrz planetarnych . 109 (1): 25–63. Bibcode : 1998PEPI..109...25O . doi : 10.1016/S0031-9201(98)00116-2 . Źródło 8 stycznia 2017 r .
• Patriata, M.; Collot, J.; Danyushevsky, L.; Fabre, M.; Meffre, S.; Falloon, T.; Rouillard, P.; Pelletier, B.; Płoć, M.; Fournier, M. (2015). „Propagacja przedłużenia łuku wstecznego do litosfery łuku w południowym łuku wulkanicznym Nowych Hebrydów” . Geochemia, Geofizyka, Geosystemy . 16 (9): 3142–3159. Bibcode : 2015GGG....16.3142P . doi : 10.1002/2015GC005717 . Źródło 24 grudnia 2016 r .
• Pysklywec, RN; Mitrovica, JX; Ishii, M. (2003). „Lawina płaszcza jako siła napędowa reorganizacji tektonicznej na południowo-zachodnim Pacyfiku” (PDF) . Listy dotyczące nauki o Ziemi i planetach . 209 (1): 29–38. Bibcode : 2003E&PSL.209...29P . doi : 10.1016/S0012-821X(03)00073-6 . Źródło 26 grudnia 2016 r .
•   Richards, S.; Holm R.; Fryzjer, G. (2011). „Kiedy zderzają się płyty: ocena tektoniczna głębokich trzęsień ziemi w regionie Tonga-Vanuatu” . Geologia . 39 (8): 787–790. Bibcode : 2011Geo....39..787R . doi : 10.1130/G31937.1 . S2CID 140706943 . Źródło 24 grudnia 2016 r .
• Segew, A.; Rybakow, M.; Mortimer, N. (2012). „Model skorupy ziemskiej dla Zelandii i Fidżi” . Międzynarodowy Dziennik Geofizyczny . 189 (3): 1277–1292. Bibcode : 2012GeoJI.189.1277S . doi : 10.1111/j.1365-246X.2012.05436.x .
•   Sigurdsson, IA; Kamieniecki VS; Crawford, AJ; jajka, SM; Złobin, SK (1993). „Pierwotny łuk wyspowy i lawy oceaniczne ze strefy pęknięcia grzbietu Huntera-Huntera. Dowody z kompozycji szkła, oliwinu i spinelu” (PDF) . Mineralogia i Petrologia . 47 (2–4): 149–169. Bibcode : 1993MinPe..47..149S . doi : 10.1007/BF01161564 . S2CID 53477063 . Źródło 6 stycznia 2017 r .
• Wallace, LM; McCaffrey, R.; Beavan, J.; Ellis, S. (2005). „Szybkie obroty mikropłytki i pęknięcie łuku wstecznego na przejściu między kolizją a subdukcją” (PDF) . Geologia . 33 (11): 857–860. Bibcode : 2005Geo....33..857W . doi : 10.1130/G21834.1 . Źródło 16 grudnia 2016 r .