Впадина Гавр ( бассейн Гавр [1] ) в настоящее время является активно рифтовым задуговым бассейном [1] шириной около 100 км (62 миль) - 120 км (75 миль) [2] между Австралийской плитой и микроплитой Кермадек . Впадина простирается на север от новозеландской прибрежной вулканической зоны Таупо , начинаясь у континентального шельфа Зеландии и продолжаясь как тектоническая особенность, как впадина Лау , которая в настоящее время содержит активные центры спрединга морского дна. Ее восточная окраина определяется хребтом Кермадек , созданным субдукцией Тихоокеанской плиты под микроплитой Кермадек , в то время как западная окраина является остатком хребта Лау-Колвилл .
Гаврский желоб характеризуется рядом бассейнов глубиной до 3,7 км (2,3 мили) на юге, [3] с несколькими более мелкими вулканическими постройками, которые могут подниматься до 2,5 км (1,6 мили) от поверхности океана. [4] Это задуговая область, где рифтинг повсеместно наклонен к ограничивающим хребтам и состоит из рифтовых горстов и грабенов, экструзивного магматизма и частично осадочных рифтов. [5] Западные бассейны имеют плоское дно и осадочные отложения в заполнениях, как правило, толщиной от 0,4 км (0,25 мили) до 0,8 км (0,50 мили), что соответствует незначительной текущей активности расширения. [6] Самые толстые осадки в Гаврском желобе имеют толщину до 1,5 км (0,93 мили). [1] Здесь нет четкого спредингового хребта, подобного тем, что обнаружены в бассейне Лау. [6] Картирование магнитных аномалий показывает определенные зоны. [6] Однако сейсмические разрезы показывают погребенный хребет под осадками. [2] Восточные бассейны в желобе более мелкие и связаны с доказательствами активного расширения, включая небольшой осадочный покров, высокий тепловой поток, неглубокую сейсмичность, плохо определенные магнитные зоны и лавы с более выраженной островной дуговой базальтовой сигнатурой по мере продвижения с запада на восток к активному вулканизму хребта Кермадек. [6] Примерно на 20° ю.ш. кора Австралийской плиты имеет толщину от 10 км (6,2 мили) до 13 км (8,1 мили), что тоньше, чем 16 км (9,9 мили) океанической коры плиты Кермадек под хребтом Кермадек. [3] Дальше на юг кора может истончаться до 5 км (3,1 мили) в самых глубоких бассейнах. [3] Самой южной особенностью бассейна является рифт Нгаторо на 36,5° ю.ш., включающий рифтовую верхушку желоба, которая распространяет океаническую заднюю дугу на новозеландскую континентальную окраину, где она продолжается как рифт Таупо и новозеландская вулканическая зона Таупо . [4] [7] Текущий активный рифтинг происходит в области между хребтом Колвилл и хребтом Кермадек, ширина которой составляет не более 15 км (9,3 мили). [7] Текущая скорость расширения рифта составляет от 15 мм (0,59 дюйма)/год до 25 мм (0,98 дюйма)/год, [8] что следует рассматривать в контексте тенденции более высоких скоростей с юга на север на север, а также того, что возраст некоторых образцов базальта подразумевает примерно в три раза более высокую скорость расширения, чем для желоба Гавр. [9] Действительно, бассейн Лау на севере имеет скорость расширения, которая увеличивается от 48 мм (1,9 дюйма)/год до 120 мм (4,7 дюйма)/год на севере. [10] Бассейн Лау отделен от впадины Гавр промежуточной приподнятой областью. Это северо-западнее хребта ЛуисвиллПодводные горы погружаются под Индо-Австралийскую плиту. Вулканизм хребта Тонга-Кермадак очень активен в этой области к северу от подводной горы Моноваи . [10] Два других выдающихся бассейна в пределах желоба — это рифт Нгатороиранги на 33,5° ю.ш. и рифт Рамбл на 35,5° ю.ш. [4] Выдающаяся поперечная цепь дугового вулканизма хребта Рамбл V находится примерно на 36° ю.ш. Этот желоб менее изучен дальше от Новой Зеландии.
Наблюдается умеренная активность, особенно в восточной части Гаврского прогиба. Около 30° ю.ш. находится кластер землетрясений средней глубины (от 200 км (120 миль) до 450 км (280 миль)), отражающий сейсмологию субдуцированной плиты. [3]
Вулканические образцы, извлеченные из глубины желоба, в основном представляют собой базальты или базальтовые андезиты в отличие от образцов андезита и дацита с фронта дуги хребта Кермадек. [11] Это согласуется с тем, что окружающий мантийный клин под Гаврским желобом является тихоокеанским на его текущей стадии рифтинга развития задней дуги. [12] Базальты варьируются от практически не имеющих влияния субдукции до значительного влияния на вулканы задней дуги. [12] Самые старые извлеченные образцы, как и ожидалось, имеют возраст более 100 миллионов лет, но большинство из них намного моложе, и есть вариации состава. [13] Некоторые из них имеют возраст около 5 миллионов лет дуговых хребтов, но большинство разбросанных по всему желобу еще моложе. [13] На сегодняшний день только два образца из желоба, близкого к хребту Колвилл, [12] имеют какую-либо композиционную связь с протодугой (дугой Витязя). [14] Однако в 30° ю.ш. в середине впадины был обнаружен кальдера вулкана , который является риолитовым , [15] и извергался 52 000 лет назад. [12] Единственным другим известным примером щелочного риолита в активном внутриокеаническом задуговом бассейне является остров Мэр . [15] Образцы из хребта Рамбл V имеют возраст менее 110 000 лет, а возраст рифта Нгаторо составляет от 200 000 до 680 000 лет. [11] Немного севернее задуговой вулкан Джилл , который находится в западной части желоба к северу от хребта Рамблс V, имеет возраст от 880 000 до 1,19 миллионов лет назад, [11] в то время как хребет Рапухия, который простирается на юго-запад от вулкана Рапухия в центре желоба Гавр, поэтому может рассматриваться как часть рифтовой линии, имеет гораздо более молодой возраст от 50 000 до 110 000 лет назад. [11] В четырехстах пятидесяти милях к северу от вулкана Джилл, в западном желобе Харв, базальтовый вулканический образец был датирован возрастом 1,1 ± 0,4 млн лет. [9] Кроме того, есть три образца, извлеченных из восточного желоба Гавр, ни один из которых не старше 150 000 лет назад. [9]
Погружающаяся Тихоокеанская плита находится на глубине от 170 км (110 миль) до 450 км (280 миль) под Гаврским прогибом между 28° ю.ш. и 35° ю.ш. [3] К югу от уступа Рапухия на 35° ю.ш. считается, что вулканические породы плато Хикуранги , толщина которых достигает 15 км (9,3 мили), погружаются, и этот остаток большой магматической провинции мелового периода изменяет извергающийся вулканический состав над ним. [3]
В настоящее время считается, что расширение морского дна в Гаврском желобе началось около 5,5–5,0 миллионов лет назад в ответ на откат субдуцирующей Тихоокеанской плиты и резко прекратилось около 3,0–2,5 миллионов лет назад [7] В западной части Гаврского желоба свидетельства исторического расширения морского дна, как полагают, возникли в результате начальной фазы расширения после распада первоначальной протодуги Колвилла-Кермадека [2] (дуги Витязя). [16] Однако рифтогенез и вулканизм в настоящее время все еще активны, и некоторые вулканические данные предполагают, что значительные части желоба могли образоваться только порядка миллиона лет назад или меньше. [9] Это означает, что скорость спрединга и, следовательно, недавняя тектоника не будут определены без отбора проб бурением и других исследований. [9] Независимо от того, является ли восточная часть впадины молодой сейсмологически и вулканически активной тектонической структурой, [9] преждевременно думать, что вся западная часть старше, учитывая полученные на сегодняшний день вулканические образцы. [12]
30°42′ю.ш. 179°24′з.д. / 30,7°ю.ш. 179,4°з.д. / -30,7; -179,4