Исландская горячая точка — это горячая точка , которая частично ответственна за высокую вулканическую активность, сформировавшую Исландское плато и остров Исландия . Она способствует пониманию геологической деформации Исландии .
Исландия является одним из самых активных вулканических регионов в мире, извержения здесь происходят в среднем каждые три года (в 20-м и 21-м веках до 2010 года на территории Исландии и вокруг нее произошло 45 вулканических извержений). [1] Около трети базальтовых лав , извергнутых в зарегистрированной истории, были произведены исландскими извержениями. Известные извержения включают извержение Eldgjá , трещины Katla , в 934 году (крупнейшее в мире базальтовое извержение, когда-либо наблюдавшееся), Laki в 1783 году (второе по величине в мире), [2] и несколько извержений под ледяными шапками , которые вызвали разрушительные ледниковые взрывы , последний раз в 2010 году после извержения Eyjafjallajökull .
Расположение Исландии по обе стороны Срединно-Атлантического хребта , где Евразийская и Североамериканская плиты расходятся, отчасти является причиной этой интенсивной вулканической активности, но необходима дополнительная причина, чтобы объяснить, почему Исландия является крупным островом, в то время как остальная часть хребта в основном состоит из подводных гор с вершинами ниже уровня моря .
Помимо того, что эта горячая точка является областью с более высокой температурой, чем окружающая мантия , считается, что в ней более высокая концентрация воды . Присутствие воды в магме снижает температуру плавления, что также может играть роль в усилении исландского вулканизма.
Продолжается дискуссия о том, вызвана ли горячая точка глубоким мантийным плюмом или она зарождается на гораздо меньшей глубине. [3] Недавно исследования сейсмической томографии обнаружили аномалии скорости сейсмических волн под Исландией, соответствующие горячему каналу диаметром 100 км (62 мили), который простирается до нижней мантии. [4]
Фоулджер и др. полагают, что исландский плюм достигает только переходного слоя мантии и, следовательно, не может исходить из того же источника, что и Гавайи. [5] Однако Бийваард и Спакман полагают, что исландский плюм достигает мантии и, следовательно, исходит из того же источника, что и Гавайи. [6] В то время как Гавайская островная цепь и Императорские подводные горы демонстрируют четкий прогрессивный во времени вулканический след, вызванный движением Тихоокеанской плиты над Гавайской горячей точкой, в Исландии такой след не наблюдается.
Предполагается, что линия от вулкана Гримсвотн до острова Сюртсей показывает движение Евразийской плиты , а линия от вулкана Гримсвотн до вулканического пояса Рейкьянес показывает движение Северо-Американской плиты. [7]
Исландский плюм — это предполагаемый подъем аномально горячей породы в мантии Земли под Исландией . Считается, что его происхождение находится глубоко в мантии, возможно, на границе между ядром и мантией на глубине около 2880 км (1790 миль). Мнения расходятся относительно того, выявили ли сейсмические исследования такую структуру. [8] В этой связи вулканизм Исландии приписывается этому плюму, согласно теории У. Джейсона Моргана . [9]
Считается, что мантийный плюм лежит под Исландией, горячая точка которой считается поверхностным выражением, и что присутствие плюма усиливает вулканизм, уже вызванный разделением плит. Кроме того, потоки базальтов на континентальных окраинах Гренландии и Норвегии , наклонная ориентация сегментов хребта Рейкьянес к направлению их распространения и увеличенная толщина магматической коры, обнаруженная вдоль южных хребтов Эгир и Кольбейнсей, могут быть результатами взаимодействия между плюмом и Срединно-Атлантическим хребтом . [10] Считается, что стебель плюма довольно узкий, возможно, 100 км (62 мили) в поперечнике и простирается вниз по крайней мере на 400–650 км (250–400 миль) под поверхностью Земли, и, возможно, вниз до границы ядро-мантия , в то время как голова плюма может быть больше 1000 км (620 миль) в диаметре. [10] [11]
Предполагается, что отсутствие прогрессирующего во времени пути подводных гор объясняется расположением плюма под толстым Гренландским кратоном в течение примерно 15 млн лет после континентального распада [12] и более поздним внедрением материала плюма в северную часть Срединно-Атлантического хребта после его формирования [10] .
Согласно модели плюма , источник исландского вулканизма находится глубоко под центром острова. Самые ранние вулканические породы, приписываемые плюму, обнаружены по обе стороны Атлантики. Их возраст был определен как от 64 до 58 миллионов лет. [13] : 73–74 Это совпадает с открытием северной Атлантики в позднем палеоцене и раннем эоцене , что привело к предположениям о том, что прибытие плюма было связано с распадом [14] североатлантического континента и, возможно, способствовало ему. В рамках гипотезы плюма вулканизм был вызван потоком горячего материала плюма первоначально под толстой континентальной литосферой, а затем под литосферой растущего океанического бассейна по мере развития рифтинга. Точное положение плюма в то время является предметом разногласий среди ученых [15], как и то, считается ли, что плюм поднялся из глубин мантии только в то время или он намного старше и также ответственен за древний вулканизм в северной Гренландии, на острове Элсмир и на хребте Альфа в Арктике. [16]
Когда северная Атлантика открылась к востоку от Гренландии в эоцене, Северная Америка и Евразия разошлись; Срединно-Атлантический хребет сформировался как центр океанического спрединга и часть подводной вулканической системы срединно-океанических хребтов . [17] Первоначальная голова плюма могла иметь диаметр в несколько тысяч километров, и она извергла вулканические породы по обе стороны нынешнего океанического бассейна, образовав Северо-Атлантическую магматическую провинцию . [13] : 74 При дальнейшем открытии океана и дрейфе плит постулируется, что плюм и Срединно-Атлантический хребет приблизились друг к другу и, наконец, встретились. Избыточный магматизм, который сопровождал переход от вулканизма потопа в Гренландии, Ирландии и Норвегии к современной исландской активности, был результатом подъема горячего мантийного источника под постепенно истончающейся литосферой, согласно модели плюма, или постулированной необычно продуктивной части системы срединно-океанического хребта. [18] Некоторые геологи предположили, что исландский плюм мог быть ответственным за палеогеновое поднятие Скандинавских гор , вызвав изменения плотности литосферы и астеносферы во время открытия Северной Атлантики. [19] На юге палеогеновое поднятие английских меловых отложений, которое привело к образованию субпалеогеновой поверхности, также было приписано исландскому плюму. [20]
На западе Исландии существует потухший хребет, что приводит к теории о том, что плюм с течением времени сместился на восток. Самая старая кора Исландии имеет возраст более 20 миллионов лет и была сформирована в старом океаническом центре спрединга в регионе Вестфирдир (Вестфирдир). [13] : 74 Движение плит и хребта на запад над плюмом и сильная термальная аномалия последнего привели к прекращению существования этого старого центра спрединга 15 миллионов лет назад и образованию нового в районе современных полуостровов Скаги и Снайфедльснес ; на последнем все еще наблюдается некоторая активность в виде вулкана Снайфедльсйёкюдль . Центр спрединга, а следовательно, и основная активность, снова сместились на восток 9–7 миллионов лет назад и сформировали современные вулканические зоны на юго-западе ( Рейкьянес , Хофсйёкюдль ) и северо-востоке ( Тьёрнес ). В настоящее время происходит медленное снижение активности на северо-востоке, в то время как вулканическая зона на юго-востоке ( Катла , Ватнайёкюдль ), которая была инициирована 3 миллиона лет назад, развивается. [21] Реорганизация границ плит в Исландии также была отнесена к тектонике микроплит, [18] и существует независимая микроплита Хреппар .
Слабая видимость предполагаемого плюма на томографических снимках нижней мантии и геохимические доказательства наличия эклогита в мантийном источнике привели к теории о том, что Исландия вообще не подстилается мантийным плюмом, а вулканизм там является результатом процессов, связанных с тектоникой плит , и ограничивается верхней мантией . [22] [3]
Согласно одной из этих моделей, большой кусок погруженной плиты бывшего океана сохранился в верхней мантии в течение нескольких сотен миллионов лет, и его океаническая кора теперь вызывает чрезмерное образование расплава и наблюдаемый вулканизм. [18] Однако эта модель не подкреплена динамическими расчетами и не является исключительно необходимой для данных, а также оставляет без ответа вопросы, касающиеся динамической и химической стабильности такого тела в течение столь длительного периода или теплового эффекта такого массивного плавления.
Другая модель предполагает, что подъем глубинных вод в районе Исландии обусловлен боковыми градиентами температуры между субокеанической мантией и соседним Гренландским кратоном и, следовательно, также ограничен верхними 200–300 км (120–190 миль) мантии. [23] Однако этот механизм конвекции, вероятно, недостаточно силен в условиях, преобладающих в северной части Атлантического океана, с точки зрения скорости спрединга, и он не дает простого объяснения наблюдаемой аномалии геоида.
Информация о строении глубоких недр Земли может быть получена только косвенным путем геофизическими и геохимическими методами. Для исследования предполагаемых плюмов гравиметрические , геоидные и, в частности, сейсмологические методы, а также геохимические анализы извергаемых лав оказались особенно полезными. Численные модели геодинамических процессов пытаются объединить эти наблюдения в согласованную общую картину.
Важным методом визуализации крупномасштабных структур в недрах Земли является сейсмическая томография , при которой рассматриваемая область «освещается» со всех сторон сейсмическими волнами от землетрясений с максимально возможного количества различных направлений; эти волны регистрируются сетью сейсмометров . Размер сети имеет решающее значение для протяженности региона, который может быть надежно отображен. Для исследования Исландского плюма использовались как глобальная, так и региональная томография; в первом случае вся мантия отображается с относительно низким разрешением с использованием данных станций по всему миру, тогда как во втором случае более плотная сеть только в Исландии отображает мантию до глубины 400–450 км (250–280 миль) с более высоким разрешением.
Региональные исследования 1990-х и 2000-х годов показывают, что под Исландией имеется аномалия низкой скорости сейсмических волн, но мнения разделились относительно того, продолжается ли она глубже переходной зоны мантии на глубине примерно 600 км (370 миль). [17] [24] [25] Скорости сейсмических волн снижаются до 3% ( волны P ) и более чем на 4% ( волны S ) соответственно. Эти значения согласуются с небольшим процентом частичного расплавления, высоким содержанием магния в мантии или повышенной температурой. Невозможно однозначно выделить, какой эффект вызывает наблюдаемое снижение скорости.
Многочисленные исследования были посвящены геохимической сигнатуре лав, присутствующих в Исландии и в северной части Атлантики. Полученная картина является последовательной в нескольких важных отношениях. Например, не оспаривается, что источник вулканизма в мантии химически и петрологически неоднороден: он содержит не только перидотит , основной тип мантийной породы, но и эклогит, тип породы, который происходит из базальта в субдуцированных плитах и более легкоплавок, чем перидотит. [26] [27] Предполагается, что происхождение последнего - метаморфизованная, очень старая океаническая кора, которая погрузилась в мантию несколько сотен миллионов лет назад во время субдукции океана, а затем поднялась из глубин мантии.
Исследования, в которых использовались основные и микроэлементные составы исландских вулканов, показали, что источник современного вулканизма был примерно на 100 °C (212 °F) выше, чем источник базальтов срединно-океанического хребта. [28]
Изменения в концентрациях микроэлементов, таких как гелий , свинец , стронций , неодим и другие, ясно показывают, что Исландия по составу отличается от остальной части Северной Атлантики. Примером этого является соотношение изотопов гелия-3 ( 3He ) к гелию-4 ( 4He ) . Соотношение гелия-3 и гелия-4 является маркером, указывающим на происхождение мантии, участвующей в извержениях. Гелий-3 захватывается во время планетарной аккреции, поэтому связан с относительно более глубокой или нижней мантией. Гелий-4 образуется в результате распада материнских изотопов урана и тория. Низкое соотношение 3He к 4He тесно связано с извержениями срединно-океанических хребтов из-за его неглубокого источника мантии, в то время как высокие соотношения 3He к 4He связаны с базальтами океанических островов из-за его более глубокого источника мантии. В Исландии обнаружены как высокие, так и низкие соотношения 3 He к 4 He. Высокие соотношения связаны с западной частью острова, в то время как более низкие соотношения связаны с восточной частью острова. [29] Эти тенденции соотношения хорошо коррелируют с геофизическими аномалиями и уменьшением этой и других геохимических сигнатур с увеличением расстояния от Исландии. В совокупности они указывают на то, что протяженность композиционной аномалии достигает около 1500 км (930 миль) вдоль хребта Рейкьянес и не менее 300 км (190 миль) вдоль хребта Кольбейнсей . В зависимости от того, какие элементы рассматриваются и насколько велика охваченная область, можно идентифицировать до шести различных компонентов мантии, которые не все присутствуют в каком-либо одном месте.
Более того, некоторые исследования показывают, что количество воды, растворенной в мантийных минералах, в два-шесть раз выше в районе Исландии, чем в нетронутых частях срединно-океанических хребтов, где оно, как считается, составляет около 150 частей на миллион. [30] [31] Присутствие такого большого количества воды в источнике лавы будет иметь тенденцию к снижению ее точки плавления и сделает ее более продуктивной для данной температуры. Это также приведет к более высоким температурам плавления, чем типичные для базальтов срединно-океанических хребтов. [13] : 106
Северная Атлантика характеризуется сильными, крупномасштабными аномалиями гравитационного поля и геоида . Геоид возвышается до 70 м (230 футов) над геодезическим референц-эллипсоидом в приблизительно круглой области диаметром в несколько сотен километров. В контексте гипотезы плюма это объясняется динамическим эффектом восходящего плюма, который выпячивает поверхность Земли. [32] Кроме того, плюм и утолщенная кора вызывают положительную гравитационную аномалию около 60 мГал (=0,0006 м/с²) (в свободном воздухе).
С середины 1990-х годов было предпринято несколько попыток объяснить наблюдения с помощью численных геодинамических моделей мантийной конвекции . Целью этих расчетов было, среди прочего, разрешение парадокса, что широкий шлейф с относительно низкой температурной аномалией лучше согласуется с наблюдаемой толщиной земной коры, топографией и гравитацией, чем тонкий горячий шлейф, который был привлечен для объяснения сейсмологических и геохимических наблюдений. [33] [34] Самые последние модели предпочитают шлейф, который на 180–200 °C (356–392 °F) горячее окружающей мантии и имеет стержень с радиусом около 100 км (62 мили). [13] : 71 Однако такие температуры еще не подтверждены петрологией .
Понимание того, как магма переносится с больших глубин вблизи границы Мохоровичича на поверхность, имеет значение для понимания механики движения магмы под Исландией. Исследование базальтового потока Боргархраун помогло ограничить скорость переноса магмы с больших глубин на поверхность. [35] Геотермальная барометрия и статистический анализ алюминия в кристаллах оливина позволили исследователям определить глубину, на которой образовались эти кристаллы, и сколько времени им потребовалось, чтобы достичь поверхности. В этом случае магма изначально находилась на глубине 24 км (15 миль). Результирующая скорость подъема магмы была рассчитана как 0,02-0,1 м/с, так что магме требуется в среднем 10 дней, чтобы достичь поверхности Исландии от границы Мохоровичича, что быстрее, чем считалось ранее. [35]
Исландский портал
Портал вулканов64 ° 24'00 "N 17 ° 18'00" W / 64,4000 ° N 17,3000 ° W / 64,4000; -17.3000