Геологическая деформация Исландии — это способ, которым горные породы острова Исландия изменяются из-за тектонических сил. Геологическая деформация помогает объяснить расположение землетрясений, вулканов, трещин и форму острова. Исландия — крупнейший участок суши (102 775 км 2 (39 682 кв. миль)), расположенный на океаническом хребте . [1] : 35 Это возвышенное плато морского дна, расположенное на пересечении Срединно-Атлантического хребта и Гренландско-Исландско-Шотландского хребта. [2] : 59 Он лежит вдоль границы океанических дивергентных плит Северо-Американской плиты и Евразийской плиты . Западная часть Исландии расположена на Северо-Американской плите , а восточная — на Евразийской плите . Хребет Рейкьянес системы Срединно-Атлантических хребтов в этом регионе пересекает остров с юго-запада и соединяется с хребтом Кольбейнсей на северо-востоке. [1] : 39, 40, 49
Исландия геологически молода: все горные породы там образовались в течение последних 25 миллионов лет. [2] Она начала формироваться в раннемиоценовую субэпоху, но самые старые горные породы, обнаруженные на поверхности Исландии, относятся к среднемиоценовой субэпохе. Почти половина Исландии образовалась в период медленного спрединга от 9 до 20 миллионов лет назад (млн лет назад). [2]
Геологические структуры и геоморфология Исландии находятся под сильным влиянием границы расширяющейся плиты и исландской горячей точки . Хотя некоторые сомневаются, необходима ли горячая точка для объяснения наблюдаемых деформаций Исландии, в настоящее время считается, что это наилучшим образом объясняет наблюдения за составом и возрастом горных пород, полученные с помощью современных методов. [3] Плавучесть глубоко залегающего мантийного плюма подняла исландское базальтовое плато на высоту до 3000 м (9800 футов). Кора над плюмом также имеет толщину до 40 км (25 миль), что намного толще, чем в других местах Исландии, и контрастирует с минимальной толщиной 8 км (5,0 миль), которая является толщиной, более типичной для океанических дивергентных границ плит. [4] Центральная часть Исландии все еще поднимается, но текущая скорость подъема коры 3 см/год (1,2 дюйма/год) в основном объясняется ледниковой изостатической регулировкой в ответ на отступление льда с 1890 года, что сняло большую часть веса с толстого ледяного щита. [4] Горячая точка также вызывает высокую вулканическую активность на границе плиты. [1] : 50
В Исландии есть два основных геологических и топографических структурных тренда. Один простирается на северо-восток в южной Исландии и простирается почти на север в северной Исландии. Другой простирается примерно с запада на северо-запад. В целом они создают зигзагообразный рисунок. Рисунок показан разломами , вулканическими трещинами , долинами , дайками , вулканами , грабенами и сбросовыми уступами . [2]
Геологическая деформация Исландии в основном вызвана активным расширением срединно-океанического хребта. Хребет Рейкьянес к югу от Исландии выходит на берег в Рейкьянесе , где все расширение северного хребта Рейкьянес (NRR) [5] размещается на полуострове Рейкьянес . В Рейкьявике по направлению к северному концу этого полуострова относительное движение Североамериканской плиты от Евразийской плиты можно смоделировать как 1,883 см/год (0,741 дюйма/год), но менее 60% этого расхождения компенсируется тектоническими структурами непосредственно к востоку от Рейкьявика, а большая часть остального поглощается тектоническими структурами на юго-востоке Исландии. [6] Это происходит, поскольку другие трещины растяжения и трансформные разломы находятся перпендикулярно направлению спрединга. [1] : 50 Зоны трансформных разломов также известны как зоны разломов . Эти зоны разломов позволяют извергаться большим объемам лавы . Самый продуктивный вулканический регион расположен под ледником Ватнайёкюдль на средне-востоке Исландии, где все около 1,853 см/год (0,730 дюйма/год) расширения размещается вблизи тройного стыка плит . На поверхности Исландии линейные вулканические трещины образовались вдоль разломов и выглядят в виде роя. Они соединены зонами разломов, образуя вулканические зоны. [2]
Хребет Кольбейнсей предполагает 100% скорости дивергенции 1,834 см/год (0,722 дюйма/год), измеренной около Акуреки на северном побережье Исландии, которая по сравнению с вектором на юго-востоке Исландии меньше и немного больше направлена на север. [6] Соответственно, между ними Исландия слегка искривляется, и тектонические структуры расходятся больше на юге, чем на севере. [6]
На деформацию также повлиял контекст оледенения и его последующего отступления примерно 3,3 миллиона лет назад. [4] Исторические подледниковые вулканические извержения привели к обнажению после недавнего отступления льда характерных плосковершинных форм рельефа, таких как туи , и эффекты отскока должны быть учтены в сейсмических интерпретациях, изложенных ниже.
Движения земной коры привели к созданию двух зон деформации границ плит между основными плитами: Североамериканской плитой и Евразийской плитой. [1] : 38–39
В северной части Исландии ширина зоны деформации составляет около 100 км (62 мили). [1] : 38 Она накапливает напряжение, возникающее в результате рифтинга и крупных землетрясений. [1] : 38 Это проявляется в виде зоны разлома Тьёрнес (TFZ) у северного побережья. [1] : 40, 49
В южной Исландии блок, расположенный вдоль границы плиты, идентифицируется как микроплита и называется блоком Хреппар или микроплитой Хреппар. [1] : 53 Его текущее независимое движение к основным плитам было подтверждено измерениями GPS . [1] : 52 Внутренняя деформация блока незначительна, поскольку она не имеет существенных доказательств активной деформации, землетрясений или вулканизма, и предполагается, что распространяющееся происхождение рифта из Восточной вулканической зоны (EVZ), а Западная вулканическая зона (WVZ) является отступающим рифтом. [1] : 53 Северная граница блока связана с поясом Средней Исландии (MIB), где происходит диффузный вулканизм. Южная граница блока называется Южно-Исландской сейсмической зоной (SISZ), где могут происходить сдвиговые землетрясения . [1] : 38, 41
Существуют две основные и активные зоны трансформных разломов , простирающиеся с запада на северо-запад в северной и южной Исландии. [7] Две крупные зоны разломов, связанные с трансформными разломами, а именно TFZ и SISZ, простираются примерно в направлении от 75° с.ш. до 80° з.д. [8]
Напряжение накапливается во время спрединговых движений на границе плиты. Накопленное напряжение в зонах трансформных разломов высвобождается во время сдвиговых землетрясений. Трансформный разлом вызван сдвиговым движением, которое является поперечным к зоне разлома. Блоки между разломами затем слегка поворачиваются. Для иллюстрации этого явления показана диаграмма (рис. 2). Поскольку вращение блоков похоже на ряд книг, прислоненных к книжной полке, это называется «разлом книжной полки». [1] : 41
Книжный шельфовый разлом является индикатором молодой геологической истории зон разломов. Он распространен в районе SISZ и Рейкьянеса.
Помимо книжных полочных разломов, наличие исландских зон разломов подтверждается сейсмологическими свидетельствами. В Исландии деформация обычно концентрируется в зоне конечной ширины. Таким образом, землетрясения обычно происходят вдоль активных зон разломов между гребнями хребтов. [7] Большая часть сейсмической активности в Исландии сосредоточена в трансформных зонах разломов вблизи северного и южного побережья.
Зона разлома Тьёрнес (TFZ, Tjörnes Volcanic Zone, [5] TVZ) является тектонически сложной областью. Возможно, ее лучше всего рассматривать как зону транстенсионного растяжения с трансформным разломом и спредингом. [9] Сейсмологически TFZ определяется как приблизительный треугольник с вершиной около 67° с.ш., сторонами 120 км (75 миль) и основанием 150 км (93 мили) у северного побережья Исландии, соединяющий североисландскую вулканическую зону (NVZ) и южную оконечность хребта Кольбейнсей . [10] : 117 Эта широкая зона разлома характеризуется сейсмической активностью, растяжением земной коры и трансформным разломом. [1] : 49–50 Рои вулканических трещин NVZ связаны с южной оконечностью TFZ. Например, ее юго-восточный конец связан с роем трещин Крафла .
Основные структурные компоненты TFZ можно разделить на три части, которые простираются с северо-запада на юго-восток: сейсмическая зона Гримсей, зона разлома Хусавик-Флатей и сейсмическая зона Дальвик. [10] [1] : 49–50 TFZ показывает огромную пространственную разницу в сейсмической активности. Например, самая западная часть TFZ показывает сейсмическую активность, но несколько более крупных землетрясений (>M=5,5) также происходят в этой зоне. [10] Землетрясения магнитудой M S 7 произошли в зоне Дальвик. [1] : 50
Сложность в TFZ в целом можно объяснить магматическими процессами и движением плит. Скорость расходящегося движения плит, оцениваемая в 18,9 ± 0,5 мм (0,744 ± 0,020 дюйма)/год, сильно зависит от исландского мантийного плюма под центральной Исландией. [11] Вулканическая активность может быть обнаружена в сейсмической зоне Дальвик и южной оконечности хребта Кольбейнсей. [12]
Южная Исландская сейсмическая зона (SISZ), также известная как зона(ы) разлома Рейкьянес, имеет ширину от 75 до 100 км (от 47 до 62 миль) и простирается с северо-востока на юго-запад в юго-западной Исландии. Существует несколько примерно 40-километровых (25 миль) правосторонних смещений гребня хребта. Смещения создают зону трансформного разлома, соединяющую EVZ и вулканический пояс Рейкьянес . [7]
Наблюдается значительное изменение возраста и литологии вулканов в направлении с севера на юг вблизи полуострова Рейкьянес из-за книжного шельфового сброса. Книжный шельфовый сброс распространен в SISZ. Поскольку трансформное движение в SISZ левостороннее, будет происходить правосторонний сброс, а вращение блоков будет выглядеть против часовой стрелки. Последовательное возникновение крупных землетрясений в SISZ предоставило доказательства книжного шельфового сброса. В течение одного события землетрясения начинаются в восточной части SISZ с большими магнитудами и заканчиваются меньшими магнитудами в западной части зоны. [1] : 43 [7]
В зонах трансформных разломов Исландии землетрясения обычно происходят в небольших масштабах (микроземлетрясения) из-за деформации плиты и давления поровой жидкости . Увеличение порового давления может вызвать сейсмичность . Большое количество порового давления жидкости мигрирует из хрупко-пластичной переходной зоны примерно в 10 км (6,2 мили) к литостатической/гидростатической границе на глубине 3 км (1,9 мили). [10] Крупномасштабная сейсмическая активность возникает, если давление не может пройти через переходную зону. Мелкомасштабные землетрясения также возникают локально на пути миграции или выше него. [10]
В 2000 году в SISZ произошло два крупных землетрясения (см. Землетрясения в Исландии 2000 года ) с M w 6,5. [13] [14] Во время этих событий дополнительные землетрясения небольшого масштаба концентрировались узко и линейно вокруг трансформных плоскостей разломов. [1] [15] Таким образом, с помощью того же метода землетрясения небольшого масштаба также используются для определения плоскостей разломов в TFZ. За ними последовало немного меньшее землетрясение в Исландии 2008 года .
Многие вулканы Исландии можно сгруппировать по их отношению к рифтовым зонам, что способствует пониманию произошедшей деформации. Не все названия, используемые для классификации вулканов по группам, еще стандартизированы, и не все вулканические и тектонические отношения хорошо охарактеризованы из-за таких проблем, как доступность или меньшая текущая активность.
Эволюцию исландских вулканических рифтовых зон можно объяснить с помощью модели рифтового скачка. [16]
Ожидается, что синформная складчатость будет происходить на активной оси рифта. Однако на юго-западе Исландии обнаружены характерные инверсии в направлениях падения , которые указывают на антиклиналь . Считается, что относительное положение исландской горячей точки и активной оси распространения рифта со временем изменилось. Если предположить, что исландский мантийный плюм неподвижен, ось распространения должна была изменить положение. [16]
По крайней мере часть оси спрединга мигрирует со скоростью около 3,5–5 см/год (1,4–2,0 дюйма/год). [17] : 17512 После того, как активная ось спрединга отошла от плюма, мантийный плюм скорректировал бы положение оси и образовал бы новый разлом ближе к ее центру. Мигрировавшая ось постепенно бы исчезла. [2] : 67
В Исландии есть три основные вулканические зоны: Северная, Восточная и Западная вулканические зоны (NVZ, EVZ, WVZ), и все они в настоящее время активны. Вулканические рифтовые зоны пересекают остров с юго-запада на северо-восток. Каждая зона состоит из поясов шириной 20–50 км (12–31 миль) и характеризуется действующими вулканами, многочисленными нормальными разломами, высокотемпературным геотермальным полем и роями трещин. [18] EVZ в конечном итоге захватит WVZ в соответствии с процессом рифтового скачка. [1] : 35, 54
Северная вулканическая зона (NVZ, Северная вулканическая зона Исландии, Северная рифтовая зона) [19] шириной 50 км (31 миля) состоит из пяти вулканических систем, расположенных зигзагообразно вдоль границы Срединно-Атлантической плиты. [1] : 46–49 Она показывает довольно низкую сейсмическую активность. Вулканическая активность ограничена центральным вулканом Крафла и связанными с ним роями трещин. [7] Она вмещает весь рифтинг Северной Исландии и в настоящее время может считаться находящейся в устойчивом состоянии скорости спрединга. [3] Здесь больше преобладают лавовые щиты, чем в других активных рифтинговых областях. [1] : 46–47 Исландские щитовые вулканы, которые создали эти большие лавовые поля здесь и в Западной Византийской Зоне, сделали это в ходе одного почти непрерывного извержения, которое отличается от повторяющихся прерывистых извержений, часто наблюдаемых в щитовых вулканах в других местах мира, и которое позволило бы им классифицироваться как центральный вулкан в геологическом контексте Исландии. [20] : 11–12
Центральный вулкан Крафла не выделяется в пределах вулканической рифтовой зоны. Трещинные рои Крафла распространяются от магматического очага, и магма течет вдоль роев к северу и югу от вулкана. Эруптивные трещины внутри трещинных роев наиболее распространены в пределах 20–30 км (12–19 миль) от центральных вулканов. Разломы внутри трещинных роев распространены на расстоянии до 70–90 км (43–56 миль) от центрального вулкана. [7]
Трещины в роях трещин обычно субпараллельны друг другу. Нерегулярные модели трещин обнаружены там, где трансформный разлом Хусавик встречается с роями трещин, что указывает на взаимодействие между роями трещин и сдвиговыми сбросами. [7]
Разделение между NVZ и EVZ является произвольным, поскольку рифтовые структуры представляют собой единую непрерывную структурную идентичность. [3] Потенциальная граница существует, учитывая изменение направления простирания роев трещин, образовавшихся за последние 10 миллионов лет на широте 64,7°, за которым также последовало внедрение даек из Бардарбунги в 2014 году на север, но это может быть пересечено вулканической активностью, происходящей как с юга, так и с севера. [21] Последнее крупное перемещение рифта в Северной Исландии произошло около 6-7 миллионов лет назад, когда северная ныне исчезнувшая рифтовая зона Снайфедльснес-Хунафлои (SHRZ) [22] сместилась на восток к новой оси рифта в NVZ. [3] Благодаря новым методам датирования существует точное понимание истории SHRZ от северо-западного региона Исландии до северо-восточного, которое не было доступно, когда SHRZ была впервые описана. [3]
Восточная вулканическая зона (EVZ, East volcanic zone of Iceland) расположена на юго-востоке Исландии и отличается высокой вулканической активностью. [1] : 46 Она соединяется с SISZ и NVC на западном и северном концах соответственно. Сейсмическая активность сосредоточена в районе ледника Ватнайёкюдль , который является принятым местоположением исландской горячей точки. [1] : 46 EVZ начала формироваться между 1,5 и 3 миллионами лет назад в результате распространения NVZ на юг. [19] : 2 Это восточная граница микроплиты Хреппар.
Деформированные структуры, включая доминирующие северо-восточные простирающиеся эруптивные трещинные рои и вулканические структуры, [1] : 46 и некоторые нормальные структуры разломов, можно найти в EVZ. [23] Длинные гиалокластитовые хребты, образованные подледниковыми извержениями во время последнего ледникового периода , являются отличительными структурами в EVZ. По сравнению с WVZ, эруптивные трещинные рои и гиалокластитовые хребты, как правило, длиннее в EVZ. [1] : 46 Во время прошлого ледникового периода произошел огромный объем базальтовых извержений, создавших длинные вулканические трещинные рои. EVZ геологически молода, как упоминалось выше, EVZ в конечном итоге захватит WVZ в соответствии с моделью процесса рифтового скачка. [1] : 54
Южная EVZ распространяется на юго-запад через более старую кору Евразийской плиты. [3] Это приводит к активному, иногда взрывному вулканизму и рифтингу в офрифтовой области, называемой Южно-Исландской вулканической зоной (SIVZ). [24]
Западная вулканическая зона (ЗВЗ, Западная вулканическая зона Исландии) расположена к северу от SISZ, где ее северный конец соединяется с областью Лаунгйёкюдль . [1] : 44–5 Она была активным распространяющимся рифтом в течение последних 7 миллионов лет, [22] но в настоящее время считается убывающей в активной рифтовой активности, поскольку горячая точка смещается на восток, [3] и с переклассификацией активных вулканов полуострова Рейкьянес из ЗВЗ в вулканический пояс Рейкьянес (ВПР), который теперь рассматривается как транстенсиональная зона с трансформным разломом и спредингом. [9] Структуры, связанные с нормальным разломом, гораздо более очевидны, чем в более молодой EVZ. [1] : 46 Первоначально ЗВЗ заняла место главной границы плит в Исландии около 6 миллионов лет назад от своего предшественника рифта Снайфедльснес, который затем соединял западную Исландию с северной Исландией. [19] : 2 В этот период активности она была известна как рифтовая зона Рейкьянес-Лаунгйёкюдль, которая распространялась на юго-запад. [19] : 2 До 2 миллионов лет назад спрединг морского дна вокруг Исландии был приспособлен этой рифтовой зоной, плохо определенной поперечной соединительной зоной между ней и NVZ. [19] : 2 Когда EVZ стала активной, рифтовая зона Рейкьянес-Лаунгйёкюдль стала сегодняшней WVZ. WVZ остается активной, несмотря на то, что является сверхмедленным центром спрединга со скоростью расширения 0,3–0,7 см/год (0,12–0,28 дюйма/год), что составляет 20–30% от общего раскрытия через южную Исландию. [19] : 3 Прерывистое падение Западной Византийской зоны по сравнению с другими описанными нисходящими рифтами подтверждается, [19] : 26 например, тем, что средняя и северная части Западной Византийской зоны имеют более недавнюю вулканическую активность, чем южные части, что не соответствует ожиданиям для рифта, нисходящего с севера. [19] : Рис.11
В северной части ЗВЗ нормальные сбросы все еще распространены, но вулканические трещины становятся менее доминирующими и активными. ЗВЗ является западной границей микроплиты Хреппар.
В этой зоне также наблюдаются щитовые вулканы. Грабен Тингвеллир является свидетельством расходящегося движения плит в Исландии. Он демонстрирует четкую экстенсиональную особенность. [1] : 44 Он расположен к северу от тройного сочленения плит, проявляющегося как пересечение WVZ, RVB и SISZ около вулкана Хенгилл . [25]
Срединно-Исландский пояс (MIB, Центрально-Исландская вулканическая зона, CIVZ, Средне-Исландская зона, зона Хофсйёкюдль, [19] : 2 Хофсйёкюдльская вулканическая зона, [5] HVZ) вулканов соединяет WVZ с областью пересечения NVZ и EVZ. Он параллелен северу от SISZ и имеет отношение к его трансформной природе. Существует небольшой компонент растяжения, который вызывает локальный вулканизм, но не имеет очевидного сдвигового движения. [3] Было предложено, что компонент растяжения вызван противоположным направлением вращения блоков земной коры на севере, которое находится в Евразийской плите и микроплите Хреппар на юге. [3] Таким образом, это северная граница микроплиты Хреппар, как уже упоминалось. Как вулканическая, так и сейсмическая активность были низкими в голоцене . [1] : 46
Это проявляется в виде вулканических поясов, отделенных от рифтовых зон, связанных с вышеперечисленными. В случае вулканического пояса Öræfi он считается эмбриональным рифтом, процессом, который, вероятно, повторяет прошлые события с южной частью NVZ как эмбриональным рифтом миллионы лет назад, учитывая прыжки рифтовых зон. [26]
Вулканический пояс Снайфедльснес (SVB, вулканическая зона Снайфедльснес, [5] SVZ) — это область возобновленного внутриплитного вулканизма (Североамериканская плита), возраст которой менее 1,5 миллионов лет. [28] SVB извергался через западные аспекты потухшей SHRZ, которая является предшественником нынешней MIB. SHRZ образовалась, когда WVZ имела горячую точку прямо под собой, и существовала до последнего исторического скачка рифтовой зоны. [3] SHRZ произвела подстилающие коровые толеитовые базальты , возраст которых превышает 5 миллионов лет. [28] Неизвестно, являются ли SHRZ и/или взаимодействия горячих точек причиной SVB, и это продолжает оставаться областью изучения. Предложенные механизмы образования магмы включают частичное плавление гидротермально измененной, преимущественно базальтовой коры или фракционную кристаллизацию первичной базальтовой магмы или оба механизма. [29] В настоящее время известно, что временной масштаб образования/созревания магмы, превышающий 100 000 лет, на порядок или более больше, чем в других зонах Исландии, что благоприятствует механизмам фракционной кристаллизации в качестве первичных. [29]
SVB включает стратовулканы Снайфедльсйёкюдль , Хельгриндюр (Лисускард) и Льёсуфьёлль в полуостровном линеаменте с востока на запад [27] и в основном представляет собой базальтовый вулканизм из таких источников, как моногенетические шлаковые конусы и изолированные подледниковые туи, такие как Ватнафелл, а не из длинных трещин, обнаруженных в рифтовых зонах. [28] Эти вулканы недавно извергли небольшие объемы переходных к щелочным магм по сравнению с менее развитыми магмами и большими объемами из рифтовых зон. [28] Подстилающая кора толще примерно на 25 км (16 миль), чем в областях активной рифтовой зоны. [28] Хранение магмы в изученных регионах пояса происходит чуть выше Мохоровичича , примерно на глубине 22–11 км (13,7–6,8 миль) в нижней и средней части земной коры, [24] что обычно не характерно для рифтовых зон, где магматические очаги находятся в средней и мелкой части земной коры на глубине около 5 км (3,1 мили). [28]
Древнейшие вулканические породы, образовавшиеся с тех пор, как пояс изверг переходные лавы через фундамент толеитовой магматической серии, находятся на горе Сетберг к северо-востоку от Грюндарфьордюра и около Эллидатиндара, по обе стороны от современной вулканической системы Хельгриндур. [30] Самое последнее извержение в поясе произошло в Раудхальсахраун в вулканической системе Льосуфьёлль около 960 г. [31]
Вулканический пояс Öræfi (ÖVB, вулканический пояс Öræfajökull-Snæfell, вулканическая система Öræfajökull, зона или пояс, ÖVZ, [5] Восточная фланговая зона) находится на востоке и параллельно EVZ и NVZ. [3] Его три центральных вулкана Öræfajökull , Esjufjöll и Snæfell находятся в линеаменте, простирающемся с юго-запада на северо-восток, и имеют риолитовые и щелочные изверженные базальты. [32] Имеются некоторые доказательства сходства в композиционных исследованиях на Snæfell и подледниковом вулкане Upptyppingar в NVZ, что ÖVB является фланговой зоной. [33]