Горячая точка Исландии — это горячая точка , которая частично ответственна за высокую вулканическую активность, которая сформировала Исландское плато и остров Исландия .
Исландия — один из самых активных вулканических регионов в мире: извержения происходят в среднем примерно каждые три года (в 20 и 21 веках до 2010 года на Исландии и вокруг нее произошло 45 извержений вулканов). [1] Около трети базальтовых лав, извергавшихся за всю историю человечества, образовались в результате извержений в Исландии. Известные извержения включают извержения Эльджья , трещины Катлы , в 934 году (крупнейшее в мире из когда-либо наблюдавшееся базальтовое извержение), Лаки в 1783 году (второе по величине в мире) [2] и несколько извержений под ледяными шапками , которые вызвали разрушительные ледниковые извержения . всплески , последний раз в 2010 году после извержения вулкана Эйяфьятлайокудль .
Расположение Исландии по обе стороны Срединно-Атлантического хребта , где Евразийская и Северо-Американская плиты раздвигаются, частично является причиной этой интенсивной вулканической активности, но необходима дополнительная причина, чтобы объяснить, почему Исландия представляет собой крупный остров, в то время как остальная часть хребта в основном состоит из подводных гор , вершины которых находятся ниже уровня моря .
Помимо того, что это область с более высокой температурой, чем окружающая мантия , горячая точка, как полагают, имеет более высокую концентрацию 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 возникла на гораздо меньшей глубине. [3] Недавно исследования сейсмической томографии обнаружили аномалии скорости сейсмических волн под Исландией, соответствующие горячему каналу диаметром 100 км, который простирается до нижней мантии. [4]
Фулгер и др. полагают, что исландский плюм достигает только переходного слоя мантии и, следовательно, не может происходить из того же источника, что и Гавайи. [5] Биджваард и Спакман, однако, полагают, что исландский шлейф действительно достигает мантии и, следовательно, происходит из того же источника, что и Гавайи. [6] Хотя цепь Гавайских островов и Императорские подводные горы демонстрируют четкий прогрессирующий во времени вулканический след, вызванный движением Тихоокеанской плиты над горячей точкой Гавайских островов, в Исландии такого следа не видно.
Предполагается, что линия от вулкана Гримсвётн до Суртсей показывает движение Евразийской плиты , а линия от вулкана Гримсвётн до вулканического пояса Рейкьянес показывает движение Северо-Американской плиты. [7]
Исландский шлейф — это постулируемый апвеллинг аномально горячих пород в мантии Земли под Исландией . Считается, что его происхождение находится глубоко в мантии, возможно, на границе между ядром и мантией на глубине примерно 2880 км. Мнения относительно того, выявили ли сейсмические исследования такую структуру, расходятся. [8] В этой связи вулканизм Исландии приписывается этому шлейфу, согласно теории У. Джейсона Моргана . [9]
Считается, что под Исландией, на поверхности которой, как полагают, находится горячая точка, находится мантийный плюм, и что присутствие плюма усиливает вулканизм, уже вызванный разделением плит. Кроме того , результатом взаимодействия плюма и _ _ _ _ _ _ Срединно-Атлантический хребет . [10] Считается, что ствол плюма довольно узкий, примерно 100 км в поперечнике и простирается как минимум на 400–650 км под поверхностью Земли и, возможно, до границы ядра и мантии , в то время как высота головы плюма может составлять > 1000 км. км в диаметре. [10] [11]
Предполагается, что отсутствие прогрессивного во времени трека подводных гор обусловлено расположением плюма под мощным Гренландским кратоном в течение ~15 млн лет после распада континента [12] и более поздним углублением материала плюма в северную часть Средней Азии. -Атлантический хребет после своего образования. [10]
Согласно плюмовой модели, источник исландского вулканизма находится глубоко под центром острова. Самые ранние вулканические породы, относящиеся к плюму, встречаются по обе стороны Атлантики. Было установлено, что их возраст составляет от 58 до 64 миллионов лет. Это совпадает с открытием Северной Атлантики в позднем палеоцене и начале эоцена , что привело к предположениям, что появление шлейфа было связано и, возможно, способствовало распаду [13] Североатлантического континента. В рамках плюмовой гипотезы вулканизм был вызван потоком горячего плюмового материала сначала под мощную континентальную литосферу, а затем под литосферу растущего океанического бассейна по мере развития рифтогенеза. Точное положение плюма в то время является предметом разногласий между учеными [14] , как и то, считается ли, что плюм поднялся из глубокой мантии только в это время, или же он намного старше и также ответственен за старую мантию. вулканизм в северной Гренландии, на острове Элсмир и на хребте Альфа в Арктике. [15]
Когда в эоцене северная Атлантика открылась к востоку от Гренландии, Северная Америка и Евразия разошлись; Срединно -Атлантический хребет сформировался как океанический спрединговый центр и часть подводной вулканической системы срединно-океанических хребтов . [16] Первоначальная головка шлейфа могла иметь диаметр несколько тысяч километров, и она извергла вулканические породы по обе стороны нынешнего океанского бассейна, образовав Северо- Атлантическую магматическую провинцию . Предполагается, что после дальнейшего открытия океана и дрейфа плит плюм и Срединно-Атлантический хребет сблизились и, наконец, встретились. Избыточный магматизм, сопровождавший переход от паводкового вулканизма в Гренландии, Ирландии и Норвегии к современной исландской активности, был результатом подъема горячего мантийного источника под постепенно истончающуюся литосферу, согласно плюмовой модели, или постулируемой необычайно продуктивной части система срединно-океанических хребтов. [17] Некоторые геологи предположили, что Исландский шлейф мог быть ответственным за палеогеновое поднятие Скандинавских гор , вызывая изменения в плотности литосферы и астеносферы во время открытия Северной Атлантики. [18] На юге палеогеновое поднятие английских мелов, которое привело к образованию субпалеогеновой поверхности, также было приписано Исландскому плюму. [19]
На западе Исландии существует вымерший хребет, что позволяет предположить, что шлейф со временем сместился на восток. Древнейшей коре Исландии более 20 миллионов лет, и она образовалась в старом океаническом центре распространения в районе Вестфьордов (Вестфирдир). Движение плит и хребта над плюмом на запад и сильная термическая аномалия последнего привели к прекращению действия этого старого центра спрединга 15 миллионов лет назад и к образованию нового в районе нынешних полуостровов Скаги и Снайфедльснес ; в последнем все еще наблюдается некоторая активность в виде вулкана Снайфедльсйокудль . Центр спрединга, а следовательно, и основная деятельность, снова сместились на восток 7–9 миллионов лет назад и образовали современные вулканические зоны на юго-западе ( Рейкьянес , Хофсйёкюдль ) и северо-востоке ( Тьёрнес ). В настоящее время происходит медленное снижение активности на северо-востоке, а на юго-востоке развивается вулканическая зона ( Катла , Ватнайокудль ), зародившаяся 3 млн лет назад. [20] Реорганизацию границ плит в Исландии также приписывают тектонике микроплит. [17]
Слабая видимость постулируемого плюма на томографических изображениях нижней мантии и геохимические свидетельства наличия эклогита в мантийном источнике привели к теории, что Исландия вообще не подстилается мантийным плюмом, но что вулканизм там является результатом процессов, связанных с тектонике плит и ограничивается верхней мантией . [21] [3]
Согласно одной из этих моделей, большой кусок субдуцированной плиты бывшего океана сохранился в самой верхней мантии в течение нескольких сотен миллионов лет, и его океаническая кора теперь вызывает чрезмерное образование расплава и наблюдаемый вулканизм. [17] Однако эта модель не подкреплена динамическими расчетами и не требует исключительно данных, а также оставляет без ответа вопросы, касающиеся динамической и химической стабильности такого тела в течение такого длительного периода или теплового воздействия такого массовое таяние.
Другая модель предполагает, что апвеллинг в регионе Исландии обусловлен латеральными градиентами температуры между субокеанической мантией и соседним Гренландским кратоном и, следовательно, также ограничивается верхними 200–300 км мантии. [22] Однако этот механизм конвекции, вероятно, недостаточно силен в условиях, преобладающих в Северной Атлантике, относительно скорости спрединга и не дает простого объяснения наблюдаемой аномалии геоида.
Сведения о строении недр Земли можно получить лишь косвенно, геофизическими и геохимическими методами. Для исследования постулируемых плюмов особенно полезными оказались гравиметрические , геоидные и, в частности, сейсмологические методы, а также геохимический анализ извергнутой лавы. Численные модели геодинамических процессов пытаются объединить эти наблюдения в единую общую картину.
Важным методом изображения крупномасштабных структур в недрах Земли является сейсмическая томография , при которой рассматриваемая территория «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 размера региона, который можно надежно отобразить. Для исследования Исландского плюма использовалась как глобальная, так и региональная томография; в первом случае вся мантия отображается с относительно низким разрешением с использованием данных станций со всего мира, тогда как во втором более плотная сеть только на Исландии отображает мантию до глубины 400–450 км с более высоким разрешением.
Региональные исследования 1990-х и 2000-х годов показывают, что под Исландией существует аномалия низкой скорости сейсмических волн, но мнения разделились относительно того, продолжается ли она глубже мантийной переходной зоны на глубине примерно 600 км. [16] [23] [24] Скорости сейсмических волн снижаются до 3% ( P-волны ) и более чем 4% ( S-волны ) соответственно. Эти значения согласуются с небольшим процентом частичного расплава, высоким содержанием магния в мантии или повышенной температурой. Однозначно выделить, какой именно эффект вызывает наблюдаемое уменьшение скорости, не представляется возможным.
Многочисленные исследования изучали геохимические особенности лав, присутствующих в Исландии и в Северной Атлантике. Полученная картина согласуется в нескольких важных отношениях. Например, не оспаривается, что источник вулканизма в мантии химически и петрологически неоднороден: он содержит не только перидотит , основной тип мантийных пород, но и эклогит , тип породы, который происходит из базальта в субдуцированных плитах и легче плавится, чем перидотит. [25] [26] Предполагается, что происхождением последней является метаморфизованная очень старая океаническая кора, которая погрузилась в мантию несколько сотен миллионов лет назад во время субдукции океана, а затем поднялась из глубины мантии.
Исследования с использованием основных и микроэлементных составов исландских вулканов показали, что источник современного вулканизма был примерно на 100 ° C мощнее, чем источник базальтов срединно-океанических хребтов. [27]
Изменения в концентрациях микроэлементов, таких как гелий , свинец , стронций , неодим и других, ясно показывают, что Исландия по составу отличается от остальной части Северной Атлантики. Прекрасным примером этого является соотношение изотопов He-3 и He-4. Соотношение He-3 и He-4 является отличным маркером, указывающим на происхождение мантии, участвовавшей в извержениях. He-3 захватывается во время планетарной аккреции и поэтому связан с относительно более глубокой или нижней мантией. He-4 образуется в результате распада родительских изотопов урана и тория. Низкое соотношение He-3 к He-4 тесно коррелирует с извержениями срединно-океанических хребтов из-за неглубокого источника мантии, тогда как высокие отношения He-3 к He-4 коррелируют с базальтами океанских островов из-за более глубокого источника мантия. В Исландии наблюдаются как высокие, так и низкие отношения He-3 к He-4. Высокие показатели связаны с западной частью острова, а более низкие – с восточной частью острова (Hardardóttir et al., 2018). [28] Эти тенденции соотношения хорошо коррелируют с геофизическими аномалиями и уменьшением этих и других геохимических признаков по мере удаления от Исландии. В совокупности они указывают на то, что протяженность аномалии состава достигает около 1500 км вдоль хребта Рейкьянес и не менее 300 км вдоль хребта Кольбейнси . В зависимости от того, какие элементы рассматриваются и насколько велика покрытая площадь, можно выделить 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 районе Исландии в два-шесть раз выше, чем в ненарушенных частях срединно-океанических хребтов, где считается, что оно составляет около 150 частей на миллион. [29] [30] Присутствие такого большого количества воды в источнике лавы могло бы снизить ее температуру плавления и сделать ее более продуктивной для данной температуры.
Северная Атлантика характеризуется сильными, масштабными аномалиями гравитационного поля и геоида . Геоид возвышается на высоту до 70 м над геодезическим опорным эллипсоидом на приблизительно круглой территории диаметром несколько сотен километров. В контексте гипотезы шлейфа это объясняется динамическим эффектом восходящего шлейфа, который выпячивается вверх по поверхности Земли. [31] Кроме того, шлейф 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, разрешить парадокс, заключающийся в том, что широкий плюм с относительно низкой температурной аномалией лучше согласуется с наблюдаемой толщиной коры, топографией и гравитацией, чем тонкий горячий плюм, на который ссылались для пояснения сейсмологических и геохимических наблюдений. [32] [33] Самые последние модели предпочитают шлейф, который на 180–200 ° C горячее, чем окружающая мантия, и имеет стержень радиусом ок. 100 км. Однако такие температуры пока не подтверждены петрологией.
Понимание того, как магма переносится с больших глубин вблизи разрыва Мохо на поверхность, имеет большое значение для понимания механики движения магмы под Исландией. В 2019 году было проведено исследование базальтового потока Боргарраун с целью ограничения скорости переноса магмы с больших глубин на поверхность. [34] Геотермическая 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. При этом магма изначально находилась на глубине 24 километра. Результирующая скорость подъема магмы была рассчитана как 0,02-0,1 м/с. Используя эту скорость, они обнаружили, что магме требуется в среднем 10 дней, чтобы достичь поверхности Исландии от разрыва Мохо. [35] Используя этот пример тематического исследования, можно сделать вывод, что магма транспортируется на поверхность с больших глубин с большей скоростью, чем считалось ранее.
Портал Исландии
Портал вулканов{{cite book}}: |journal=игнорируется ( помощь )64 ° 24'00 "N 17 ° 18'00" W / 64,4000 ° N 17,3000 ° W / 64,4000; -17.3000