Рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие его формирование

Размещено на http://www.allbest.ru/

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ

• ГЛАВА 1. ОСОБЕННОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОГО ВУЛКАНИЗМА, ЕГО РАСПРОСТРАНЕНИЕ. КЛАССИФИКАЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОСТРОЕК, ИЗВЕРЖЕНИЙ И ЛАВ
• ГЛАВА 2. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, ИХ МОРФОСТРУКТУРА И ОСОБЕННОСТИ ВУЛКАНИЗМА. НЕОВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
• ГЛАВА 3. ИСЛАНДСКИЙ ВУЛКАНИЗМ, ЕГО МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ВИДЫ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ОБУСЛОВЛЕННОСТЬ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ ИСЛАНДИИ
• ГЛАВА 4. ПОНЯТИЕ ПЛЮМА. ВИДЫ ОКЕАНИЧЕСКОГО ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНИЗМА. ГАВАЙСКИЕ ОСТРОВА КАК ПРИМЕР ПРОЯВЛЕНИЯ ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНИЗМА
• ГЛАВА 5. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОСТРОВНЫЕ ДУГИ. ВУЛКАНИЗМ И ТЕКТОНИКА
• ЗАКЛЮЧЕНИЕ
• СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

ВВЕДЕНИЕ

Вулканизм представляет собой совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магматических масс и сопровождающих их газо-водных продуктов из глубинных частей земной коры, а также верхней мантии на поверхность [Геологический словарь, 1973]. В связи с тем, что большая часть океанических вулканов, под которыми мы будем понимать вулканы, образовавшиеся на участках литосферных плит с земной корой океанического или субокеанического типа - действующие или действовали в относительно недавнем геологическом прошлом (как правило, они имеют кайнозойский возраст), океанический вулканизм представляет особый интерес для различных областей науки - географической (в том числе геоморфологии), геологической, геофизической. Важной причиной, возбуждающей этот интерес, является потенциальная опасность вулканизма как катастрофического явления, что вызывает необходимость ведения мониторинга вулканов и прогнозирования их извержений. Кроме того, океанический вулканизм представляет и фундаментальный интерес, например, с точки зрения геологической истории Земли, палеогеографии или определения возраста и строения земной коры по данным, полученным при помощи геофизических методов исследования.

Вулканы - геологические тела и конформные им формы рельефа (морфоструктуры), выполненные вулканическими горными породами (вулканитами) и имеющие канал, по которому магма и газы поступают на поверхность земли. Наиболее ярко на Земле вулканы представлены именно в районах с корой океанического типа, небольшая мощность которой повышает вероятность морфологического проявления магматизма. В силу отличающегося петрохимического состава лав морфологические особенности океанических вулканических структур значительно отличаются от таковых у вулканических структур, приуроченных к континентальному типу земной коры.

Существуют различные комплексы эндогенных обстановок, провоцирующих развитие океанического вулканизма. В зависимости от конкретного комплекса факторов можно выделить: вулканы рифтовых зон, вулканы «горячих точек» и вулканы островных дуг. Комбинации этих факторов могут вызывать более специфичные модели развития вулканизма, такие как, например, азорская или исландская. Каждая из таких моделей обладает определённой морфологией вулканических аппаратов и морфоструктур. Ниже будут рассмотрены все эти модели.

Таким образом, объектом данной работы является океанический вулканизм, а предметом - рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие формирование этого рельефа.

В ходе данной работы была поставлена цель рассмотреть различные формы проявления океанического вулканизма, их комбинации, классификации и свойства, а также провести их собственную систематизацию и районирование. Для достижения данной цели решались следующие задачи:

1. Рассмотреть подробно различные варианты развития вулканизма и их сочетания с точки зрения различных аспектов, в первую очередь геоморфологического. Выявить факторы, обусловливающие конкретный вариант развития рельефа вулканических областей.

2. Сделать вывод о сходствах и различиях между различными областями вулканизма в геоморфологическом, геологическом, петрохимическом и тектоническом аспектах. Определить и рассмотреть зависимость между этими категориями.

3. Провести районирование Мирового океана по районам преобладающего проявления того или иного типа вулканизма и выявить обусловленность этого районирования тектоническими причинами.

Несмотря на то, что океанический вулканизм, в первую очередь его проявления в районах «горячих точек» и островных дуг, известен уже давно, не все стороны этого явления представляются нам достаточно изученными. С одной стороны, в научной литературе, особенно отечественной, качественно и подробно описаны связанные с вулканизмом процессы и явления, наблюдающиеся в рифтовых зонах и в районах островных дуг. С другой стороны, информация, связанная с плюмовым характером вулканизма и явлением «горячих точек», рассмотрена достаточно подробно только в англоязычной литературе. Более того, существующая в настоящее время гипотеза плюма и приписываемые ей конкретные процессы даже зарубежным специалистам представляются весьма сомнительными; относительно плохо изученной является и ситуация, сложившаяся районе Азорской микроплиты. Таким образом, океанический вулканизм представляет собой перспективное поле для дальнейшего исследования.

ГЛАВА 1. ОСОБЕННОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОГО ВУЛКАНИЗМА, ЕГО РАСПРОСТРАНЕНИЕ. КЛАССИФИКАЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОСТРОЕК, ИЗВЕРЖЕНИЙ И ЛАВ

Если сравнивать океанический вулканизм с континентальным, то можно выделить следующие особенности, отличающие его развитие. Во-первых, океанический вулканизм является преимущественно основным (базальтовым и андезитовым), редкие случаи сиенитового (как на островах Общества) или риолитового вулканизма (остров Пасхи) [В.А. Апродов. Вулканы, с.307-308], как правило, связан с явлением фракционирования магмы. Такой характер вулканизма соответствует, прежде всего, молодому возрасту океанической коры и отсутствию в ней сиалического слоя, обеспечивающего в островных дугах и под континентами извержения средних и кислых магм.

Во-вторых, океанический вулканизм имеет место в географических условиях, отличных от условий континентальных - так, например, в подводных рифтах продукты вулканизма сразу попадают в холодную жидкую турбулентную среду, вызывающую очень быстрое их остывание с формированием пиллоу-лав; кроме того, во всех случаях океанического вулканизма прорыв магмы к поверхности не проходит через сколько-нибудь мощную толщу осадочного слоя, как это чаще всего бывает на континентах; вулканизм обычно обеспечивает формирование не только вулканических конусов, но и всей массы фундамента, при этом осадочный элемент в основании отсутствует.

В-третьих, только для океанического вулканизма свойственны такие уникальные типы вулканизма, как вулканизм островных дуг и глубоководный рифтовый вулканизм. Явление вулканизма горячих точек также более характерно для океанической земной коры, нежели для материковой, что можно объяснить большей мощностью последней.

Если обратить внимание на карту Земли, то океанический вулканизм имеет следующее распространение: с одной стороны, большая часть вулканов приурочена к срединно-океаническим хребтам: Срединно-Атлантическому хребту, Восточно-Тихоокеанскому поднятию, хребту Гаккеля, Срединному, Юго-Восточному и Юго-Западному Индийским хребтам. Другим важным районом вулканизма являются островные дуги, большая часть которых расположена по западной периферии Тихого океана и которым принадлежат до 60% всех молодых вулканов на Земле [В.А. Апродов. Вулканы, с.13]. И, наконец, значительно меньше вулканов относится к вытянутым цепям вулканических островов, представляющих собой вершины подводных хребтов, которые предположительно имеют плюмовый генезис (острова Лайн, Туамоту, Гавайские, Галапагосские, Кергелен, Пасхи, подводные хребты Луисвилль и Императорский и т.д.).

Существует несколько классификаций вулканических построек, классификация типов извержений, петрохимическая и морфологическая классификация лав (мы рассмотрим только последнюю). Вулканические постройки по морфоструктурному признаку можно разделить на щитовые вулканы, стратовулканы, шлаковые и пепловые конуса [Оллиер.х Тектоника и рельеф]. Щитовые вулканы представляют собой сводоподобные конусы, сложенные целиком лавовыми потоками и покровами, и характерны для вулканов с маловязкой, преимущественно основной, магмой, не склонной к эксплозивности. Такие вулканы имеют широкий диаметр основания и малые углы склонов (до 7-8^о у вершины и до 3-6^о у основания, для гавайских вулканов - даже до 2-3^о). Шлаковые и пепловые конусы, напротив, состоят целиком из пирокластического материала (шлака или пепла, соответственно) и характерны для вулканов с кислыми магмами, обладающими высокими эксплозивными свойствами. Такие конусы имеют небольшую высоту и крутые склоны. Стратовулканы сложены чередующимися слоями пирокластического материала и лав.

Конусы, сложенные только одним типом продуктов вулканизма, как правило, сформировались в результате единичной вспышки активности. Такие конусы называют моногенными. Напротив, конусы, сформировавшиеся в ходе нескольких извержений, выполненные различным материалом (и лавами, и пирокластами), называют сложными.

Отдельно, на основании морфологического признака, можно выделить ещё один тип крупных вулканических форм: кальдеры. Кальдеры возникают при обрушении кровли над опустошённой магматической камерой, обеспечивающей питание вулканов, в случае её высокого расположения и очень быстрого опустошения. Часто выделяют также другой подтип кальдер, образующийся при медленном проседании кровли после извержения; такой тип обычно характерен для территории, в структуре которой имелись разрывные нарушения. В случае пароксизмальных эксплозий могут формироваться кальдеры взрыва.

Существуют более подробные классификации, основанные на различных сочетаниях вышеперечисленных типов; так, например, классификация Т. Сузуки (1977) насчитывает 57 разновидностей, объединённые в шесть серий:

· стратовулканы

· стратовулканы с кальдерой

· щитовые вулканы

· щитовые вулканы с кальдерой

· кальдерные вулканы

· моногенные вулканы.

В классификацию Т. Сузуки не включены такие отдельные морфологические типы вулканов, как вулканы типа «Сомма-Везувий», экструзивные купола и маары.

Вулканы типа «Сомма-Везувий», или двойные вулканы, представляют собой сложные вулканические постройки, в которых молодой вулканический конус вложен в более древнюю кальдеру взрыва. Маары, или трубки взрыва, суть вертикальные воронкообразные кратеры без вулканического конуса, окружённые валом из рыхлого пирокластического материала и заполненные водой (в противном случае их называют диатремами). Экструзивные купола для океанического вулканизма несвойственны, если не считать ряда вулканов островных дуг.

Все вышеперечисленные классификации относятся только к так называемым центральным вулканам, для которых характерен подводящий канал трубообразной формы; помимо центральных, выделяются также трещинные, или линейные, вулканы, извержения в которых происходят вдоль трещинного нарушения или на отдельных его участках. Конусы таких вулканов практически всегда моногенны, вдоль трещин иногда формируются лавовые покровы.

По Г. Макдональду (1972), все вулканические извержения можно разделить на 6 типов: исландский, гавайский, стромболианский, вулканский, фреатический, пелейский, плинианский (некоторыми источниками выделяются также субплинианский и ультраплинианский подтипы, а также бандайсанский и катмайский типы). Следует обратить внимание на первые пять, поскольку именно они характерны для океанического вулканизма. [Фирстов, 2003]

Исландский тип извержений представляет собой излияние жидкой базальтовой лавы по системе длинных параллельных трещин (трещинный вулканизм), иногда связанных с щитовым вулканом. Такие извержения часто формируют лавовые плато.

Гавайский тип характеризуется лавовыми фонтанами из жидкой базальтовой лавы (т.н. пахоэхоэ, или ропи-лавами), очень жидкими лавовыми потоками, образующими лавопады и часто даже достигающими берега моря. Такому типу извержений несвойственны эксплозии и выбросы пирокластов.

Стромболианскому типу извержений свойственны эксплозии вязких основных лав с образованием большого количества грубой пирокластики и пепла.

Вулканский тип извержений характерен для вулканов с андезитовыми магмами, богатых летучими. Вулканический материал таких вулканов представлен преимущественно пирокластическим материалом, а эксплозии повторяются раз в несколько лет.

Фреатическими называются извержения, проходящие в зоне контакта с водой без излияния или выброса лав. Вулканический материал таких извержений представлен исключительно тефрой и лапиллями, а также вулканическими блоками; вулканические бомбы отсутствуют. Поскольку наиболее ярко этот тип извержений проявляется в Исландии, для которой характерны извержения на контакте со льдом или озёрными водами, постольку ниже мы более подробно рассмотрим разновидности фреатомагматических извержений.

Если говорить о морфологической классификации лав, то можно выделить следующие типы.

Морфологически лавы, формирующиеся при наземных извержениях, можно в общем виде разделить на глыбовые и волнистые. Глыбовые, или блоковые, лавы представляют собой вязкие лавовые потоки, в которых поверхностная корка остывает значительно быстрее, чем внутренняя часть, что формирует глыбовую отдельность поверхности. Волнистые лавы характерны для более жидких потоков, горячих в значительной степени дегазированных, поверхность которых при остывании покрывается вязкой стекловатой плёнкой, которую нижележащая лава легко переносит и скручивает в складки. В свою очередь, среди них выделяются следующие наиболее распространённые подтипы.

Пахоэхоэ, или пехуху (гавайское название), они же канатные лавы, они же ропи-лавы от англ. rope - канат, верёвка - разновидность волнистых базальтовых лав с очень малой вязкостью, поверхность которых имеет вид перепутанных тяжей. Такие лавы типичны для Гавайских островов, Толбачика и Исландии.

Аа-лавы (гавайское название), они же анальхраун (исландское название) - глыбовые лавы; характерны для базальтов средней и малой вязкости и отличаются от других глыбовых лав меньшими размерами обломков (до 1-1,5 м) и большим их спеканием. Часто встречаются вместе с пахоэхоэ, характерны для Гавайских островов и Исландии.

Кроме них, часто выделяют дермолитовые лавы (наиболее типичные среди волнистых) и кусковые лавы (наиболее типичные среди глыбовых). Часто аа-лавы и пахоэхоэ отождествляют с глыбовыми и волнистыми соответственно Общая геология: в 2 т. Под ред. А.К. Соколовского//М.:Университет, книжный дом, 2006, т.1, с. 164, что, в общем говоря, неправильно.

В случаях же подводного вулканизма, как, например, при рифтовом вулканизме, скорость кристаллизации магмы настолько велика, что это приводит к образованию т.н. пиллоу-лав от англ. pillow - подушка, они же подушечные, они же шаровые, представляющие собой основные лавы, состоящие из серии шаров, налегающих один на другой. Каждое из таких шарообразных тел имеет на поверхности зону закалки, сложенную стеклом, а в центре -кристаллическую радиально-лучистую отдельность. Аналогичные лавы могут образовываться и при подлёдных извержениях (Исландия).

ГЛАВА 2. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, ИХ МОРФОСТРУКТУРА И ОСОБЕННОСТИ ВУЛКАНИЗМА. НЕОВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА

Срединно-океанические хребты (СОХ) являются крупнейшим линейным комплексом мегарельефа в мире, и одновременно поясом сосредоточения активных центров неовулканизма. Вулканизм СОХ занимает важную нишу, составляя, наравне с плюмовым вулканизмом, два возможных вида вулканической активности в ложе Мирового океана.

Общая протяжённость СОХ - 70 тыс. км. Морфологически СОХ представляет собой широкий вал со сглаженным рельефом или увенчанный пиками подводных гор, разбитый поперечными разломами и продольными трещинами. Ширина хребта составляет от 200 до 3000 км. В центральной части СОХ часто располагается рифт, протягивающийся по дну рифтовой долины - узкого ущелья (около 30 км в ширину), дно которого находится гипсометрически ниже уровня окружающих СОХ абиссальных котловин. Ущелье характеризуется крутыми стенками и плоским дном; параллельно ему с двух сторон протягиваются расчленённые гребневые горные системы [Дубинин, Ушаков, 2001].

Табл. 1. Скорости спрединга различных видов СОХ (по [Дубинин, Ушаков, 2001]).

Категории СОХ	Скорость спрединга, см/год
С медленным спредингом	0-4,0
Со средним спредингом	4,0-8,0
С быстрым спредингом	8,0-12,0
С ультрабыстрым спредингом	12,0-16,0

Срединно-океанические хребты в процессе своего формирования проходят различные эволюционные стадии развития, в соответствии с которыми обычно выделяют (см. табл. 1) медленноспрединговые и быстроспрединговые СОХ, которые, в свою очередь можно разделить на более мелкие категории. Морфологически среди хребтов со средней скоростью спрединга можно выделить близкие к СОХ с медленным спредингом (до 6 см/год) и близкие к СОХ с быстрым спредингом (более 6 см/год). Наиболее распространённым является процесс постепенного превращения быстроспредингового хребта в медленноспрединговый, что связано с ослаблением внутримантийной конвекции. Однако, если такого ослабления не происходит, или же, напротив, имеет место усиление конвекции, возможен и обратный переход.

Среди срединно-океанических хребтов Мирового океана, морфологически к хребтам с медленным спредингом (0-6,0 см/год) можно отнести СОХ Атлантического, Северного Ледовитого и Индийского океанов, а к хребтам с быстрым спредингом (6,0-14,0 см/год) - СОХ Тихого океана. В зависимости от соответствия участка СОХ той или иной стадии развития, ему будут свойственны свои морфологические особенности.

Высокая интенсивность срединно-океанического неовулканизма обусловлена приуроченностью СОХ к зонам подъёма мантийного вещества в системе конвекции, а также малой толщиной земной коры в районе рифта (мощность зрелой океанической коры - 5-8 км, мощность океанической коры под СОХ - 3-4 км, в рифтовых долинах - 1-2 км, т.е. вещество астеносферы подходит практически непосредственно ко дну Мирового океана). Фактически океаническая кора представляет собой непосредственный продукт дифференциации мантии, не прошедший геохимический цикл.

При рассмотрении отдельно морфологии (см. рис. 1) быстроспрединговых и медленноспрединговых СОХ в каждом из типов хребтов выделяются следующие зоны (в порядке увеличения охвата): неовулканическая зона, для которой свойственна активная вулканическая деятельность, зона трещиноватости (в пределах которой наблюдается растрескивание не полностью закристаллизовавшихся базальтов), а также дивергентные границы океанических литосферных плит. Морфологически в медленноспрединговых СОХ выделяют внутреннее дно (ложе долины), внутренние стенки, террасы, внешние стенки и рифтовые горы.

Внутренняя долина представляет собой депрессию в осевой части СОХ шириной 2-3 км, ограниченную с обеих сторон т.н. внутренними стенками. Такое строение рельефа имеет вулканический генезис: в осевой зоне внутренней долины располагается вулканический хребет, состоящий из линейно вытянутых поднятий с удлинением примерно 4:1 и депрессий между ними. Для внутренней долины (главным образом, для её периферии) характерно большое количество трещин и сбросов, но, тем не менее, рельеф изрезан слабо. Внутренние стенки представляют собой серии крупных сбросов с общим превышением над дном долины 150-300 м. Для зоны внутренних стенок характерна высокая частота микроземлетрясений при формировании трещин. Между внутренними и внешними стенками располагаются т.н. террасы срединных долин шириной 5-15 км, характеризующиеся выровненным рельефом. Внешние стенки определяются шириной рифтовой долины и имеют превышение над средними террасами порядка 1000 м, над внутренней долиной - порядка 1500 м. Фактически внешние стенки представляют собой крупную взбросово-сбросовую систему, протягиваясь с каждой стороны от оси спрединга, параллельно ей, на расстояние 10-28 км. С внешней стороны от них располагаются рифтовые горы, которые практически совпадают с границами литосферных плит и нарушены серией сбросов.

Морфологически быстроспрединговые СОХ отличаются от СОХ с медленным спредингом отсутствием внутренней долины. Они имеют меньшую ширину (40-50 км вместо 50-60); в обе стороны от оси спрединга рельеф понижается, при этом тектоническое строение территории сильно осложнено многочисленными грабенами и горстами, протягивающимися параллельно оси спрединга. Крупный щелеподобный сбросовый грабен шириной от нескольких десятков до 2000 м и длиной до десятков километров находится непосредственно в центре поднятия (см. рис. 2). В его пределах выделяются узкие и мелкие внутренние троги, протягивающиеся по синусоиде на расстояние 100-1000 м. Они имеют вулканическое происхождение и называются вершинными кальдерами, или осевыми вершинными трогами обрушения. С каждой из сторон вершинного грабена, за ограничивающими его разломами, располагается область плавно понижающегося рельефа, изредка осложнённого неовулканическими поднятиями.

Выдвинуты две гипотезы формирования внутренней долины. Первая из них, гипотеза потери гидравлического напора, утверждает, что внутренняя долина формируется при трении поднимающейся магмы об узкие стенки рифта; в быстроспрединговых СОХ канал рифта шире, и трение значительно меньше. Согласно другой, гипотезе шейки, внутренняя долина образуется в результате пластичных напряжений в литосфере при растяжении. В быстроспрединговых СОХ литосфера более разогрета, и утончение при растяжении распространяется на большую территорию, благодаря чему образования долины не происходит. В настоящее время достоверность ни одной из этих гипотез не подтверждена; возможно, что имеют место оба эффекта.

При наложении зон трещиноватости и неовулканизма образуется так называемая зона аккреции, для которой характерны голоценовая вулканическая и тектоническая активность. Неовулканическая зона располагается в рифтовой долине и имеет ширину 1-2 километра. Для неё характерны свежие лавовые потоки и отсутствие осадочного покрова. Весь рельеф обусловлен вулканическими процессами; важной особенностью неовулканических зон является проявляющаяся периодичность вулканической, гидротермальной и сейсмической активности. Такие периоды достигают наименьшей продолжительности при скорости спрединга более 8 см/год: серии извержений в таком случае происходят раз в 50-100 лет. При уменьшении скорости спрединга начинается постепенное затухание вулканизма и увеличение его периодичности: так, при скорости спрединга 4-8 см/год период вулканической деятельности составляет от 300 до 1000 лет, а при скорости 0,5-4 см/год достигает уже 5-10 тыс. лет. Период извержений представляет собой квадратичную функцию от скорости спрединга. В геологических масштабах он имеет небольшую продолжительность: как правило, 1-100 лет с последующим продолжительным спокойным периодом. Вулканические постройки в неовулканической зоне СОХ суть расположенные параллельно оси спрединга нагромождения подушечных базальтов. Линейные размеры таких вулканов составляют в среднем 1-4 км, относительная высота - около 250 м. В хребтах с медленным спредингом вулканизм затухает или вообще отсутствует; в хребтах со средней скоростью спрединга такие вулканы морфологически выражены наиболее ярко, хотя там в существенном количестве присутствуют и щитовые вулканы. Там их система выражена более ярко, имея разрывы лишь в местах небольших эшелонообразных разломов. В осевой зоне высота вулканов достигает 50 м. В хребтах с быстрым спредингом вулканы морфологически аналогичны гавайскому типу, ширина осевых вулканов составляет 1-2 км. Вытянутые цепочки их протягиваются вдоль рифта на десятки и сотни километров, прерываясь лишь на трансформных разломах или в зонах перекрытий центров спрединга (ПЦС). Такая морфология вулканов обусловлена тем, что в СОХ с высокой скоростью спрединга излияние лавы происходит преимущественно с высокой скоростью через трещины; по мере формирования подводящих каналов и трубок уменьшается скорость излияния лавы, и она переходит в подушечный тип. Возможны разрывы и смещения уже существующих цепочек вулканов по разломам. Как правило, при медленном спрединге смещение происходит между соседними вулканами, а его амплитуда не превышает ширины основания одного вулкана. При быстром спрединге расщепление может происходить даже по самой оси вулкана (что обусловлено ослабленной - благодаря частым извержениям - литосфере) на расстояние до 4 км. Возможно появление и неосевых вулканов, которых может насчитываться до 10% от общего числа.

Геоморфология аккреционной зоны обусловлена тектоническими движениями, вызванными - в первую очередь - хрупкими деформациями холодной верхней части литосферы, контактирующей с океанической водой. Подобные деформации приводят к образованию нормальных сбросов и сопровождаются внедрением даек из осевого магматического резервуара (так называемой осевой магматической камеры - ОМК) по образовавшимся трещинам. Наиболее интенсивно трещиноватая зона проявляется в пределах 1-2 км по флангам оси спрединга. При этом зияющие трещины обеспечивают океанической воде доступ ниже в литосферу, ещё более усиливая явление растрескивания. Такие трещины имеют ширину 0,3-3 м и длину 10-2000 м.

Что касается петрографических и вулканологических особенностей неовулканизма в рифтовых зонах, то лавы представлены подушечными толеитовыми базальтами и глыбовыми базальтовыми потоками (для быстроспрединговых хребтов) и толеитовыми лопастевидными лавовыми потоками (для медленноспрединговых хребтов). Тип вулканического аппарата для первых - трещинный и щитовой, для вторых - моногенные лавовые конусы пиллоу-лав. СОХ со средними скоростями спрединга сочетают в себе характерные особенности обоих типов.

Особые условия могут быть созданы при наложении на рифтогенез других процессов, способствующих вулканизму, как, например, в Исландии (что будет рассмотрено ниже). В районе Азорской микроплиты, где на трансформный разлом, являющийся границей Азорской микроплиты и вторичным центром спрединга [A.Navarro et al., 2009], накладывается плюм диаметром примерно 200 км, расположенный под островом Терсейра. Данный плюм вызывает восходящие конвективные мантийные потоки и реактивацию трансформного разлома в роли рифтовой зоны.

ГЛАВА 3. ИСЛАНДСКИЙ ВУЛКАНИЗМ, ЕГО МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ВИДЫ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ОБУСЛОВЛЕННОСТЬ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ ИСЛАНДИИ

Остров Исландия представляет собой крупное поднятие, «насаженное» на СОХ с расположенным под ним Исландским плюмом. Существуют различные гипотезы образования острова, но наиболее вероятной представляется гипотеза С. Тораринсона, согласно которой Исландия сформировалась в ходе компенсационного поднятия участка срединно-океанического хребта с параллельным накоплением базальтов. Кроме того, существуют и другие гипотезы, например гипотеза консолидации коры в прогрессивной переходной зоне, гипотеза сводового поднятия или гипотеза своеобразного реликтового континентального участка, сохранившегося после изостатического опускания окружающей территории, но в настоящий момент они представляются маловероятными [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Нельзя отрицать и влияние плюма на образование исландских базальтовых плато.

Строение исландской земной коры (рис. 3) отличается от такового у развивавшихся аналогичным образом Гренландии, островов Северной Британии, и Норвегии. Отлично оно и от строения земной коры Атлантического океана. Ранее, на основе данных глубинного сейсмического зондирования, предполагалось [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960], что земная кора Исландии состоит из трёх слоёв. В первом слое, мощностью около 2 км, скорость сейсмических волн (V_p) составляет 3,7 км/с. Это осадочный слой. Во втором слое, мощностью 16 км V_p=6,7 км/с, что позволяет предположить его близость к «базальтовому» слою океанической земной коры. Характер третьего слоя, имеющего мощность 10 км, для которого V_p=7,4 км/с, в настоящее время не известен (многие авторы, например, Г.Пальмасон и Х.Гебрандт относили этот слой к верхней мантии). По позднейшим представлениям [Геншафт, Салтыковский, 1999], на основе данных сейсмической томографии в земной коре также выделяется три слоя, однако их мощности отличны от таковых в предыдущих моделях. В верхнем, мощностью 0,7-3 км, V_p<0,5 км/с, причём мощность этого слоя резко возрастает в пределах неовулканической зоны. В среднем, мощностью 2-4,5 км, V_p=5-6,5 км/с. Кровля нижней коры имеет глубину 4,5 км, а мощность слоя составляет 14-20 км. В этом слое V_p постепенно возрастает к подошве до 7,2-7,25 км/с. На границе Мохо, располагающейся в среднем на глубине около 28 км, наблюдается резкий скачок V_p. Ниже неё скорость сейсмических волн больше либо равна 7,5 км/с. Помимо этих, существует множество других геофизических моделей строения земной коры Исландии. Согласно, например, гипотезе В.В. Белоусова, слой под границей Мохо (скорости V_p в котором больше, чем типично коровые, но меньше, чем типично мантийные) следует относить не к чистой мантии, а так называемой «коро-мантийной смеси» [Белоусов, 1985, Геншафт, Салтыковский, 1999].



Развитие сейсмической томографии позволило установить, что под рифтовой зоной на глубинах 0-75 км наблюдается затухание продольных сейсмических волн. Считается, что это явление связано с существованием Исландского плюма (рис. 4). По последним данным [Белоусов, 1985, Геншафт, Салтыковский, 1999], Исландский плюм представляет собой высокую колонну, берущую начало в нижней мантии и сужающуюся к поверхности (ширина в среднем не более 200 км). Предполагается, что температура плюма выше температуры окружающей мантии на 200-300 ^оС. Вблизи коры поверхность плюма приобретает очертания, соответствующие расположению активных наземных вулканических структур.



Геологическую историю Исландии можно представить следующим образом. Предполагается, что первоначально территорию современной Исландии покрывал Атлантический океан с развитым подводным вулканизмом. В ходе интенсивной вулканической деятельности происходило накопление пирокластических (?) пород, за которым последовало изостатическое опускание территории, следы которого можно обнаружить на большой территории. В ходе интенсивного опускания в центре опускающейся области сформировалось компенсационное поднятие, которому, по-видимому, способствовало наложившееся на него влияние мантийного плюма, что привело к очень неустойчивой тектонической обстановке. Так как данная область являлась «насаженной» на СОХ, продукты плюмового вулканизма (базальты) быстро заполняли трещины, образовавшиеся в молодой океанической коре, и в процессе спрединга «расползались» от Исландии в северо-западном и юго-восточном направлениях (что подтверждается анализом возраста и петрохимического состава базальтов Исландии, Гренландии, Фарерских островов, островов Колбенсей, Сюртсей и др.) [Геншафт, Салтыковский, 1999]. По-видимому, внедрение мантийного плюма можно отнести к позднему мелу, так как возраст вулканитов закономерно уменьшается от позднемелового в Северной Гренландии и на северных островах Великобритании до миоцен-современного в самой Исландии.

Формирование Исландии как острова, по-видимому, началось в раннем палеогене, вместе с образованием в ходе трещинных излияний обширных вулканических плато, мощностью до 10 км, сложенных базальтами толеитовой и оливиново-щелочной серий, чередующимися без видимой закономерности. Этим базальтам, по сравнению с типичными базальтами срединно-океанических хребтов, свойственна большая титанистость, железистость и несколько пониженное содержание кремнезёма (что, как считается, характерно для лав плюмового вулканизма). Именно для базальтовых плато наиболее характерно чередование серий с различным направлением намагниченности (что связано со сменой палеомагнитных обстановок; для плато, по данным Кьяртансона, отмечено 30 таких смен с периодом приблизительно Ѕ млн лет), хотя данное явление характерно для любых вулканических формаций. Процесс вулканизма сопровождался развитием пенепленизации (по приблизительным подсчётам, денудацией было срезано до 5 км базальтовых плато), за которой последовало интенсивное развитие сбросовой тектоники [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960], что, по-видимому, можно связать с началом криохрона и развитием оледенения. Формирование острова завершилось к верхнему плиоцену, с приобретением им его современных очертаний [Геншафт, Салтыковский, 1999]. Значительное влияние на состав исландских вулканитов и объёмы вулканической деятельности оказали и неоген-четвертичные оледенения, на протяжении которых сформировались занимающие большую часть территории Исландии палагонитовые формации. Уже в плейстоцен-голоценовое время, по мере деградации покровного ледника и поэтапного гляциоизостатического поднятия, за этим последовало осадконакопление, сопровождающееся неовулканизмом, пик которого пришёлся на самое начало плейстоцена. После схода ледникового покрова уменьшение компенсирующего петростатического давления привело к увеличению объёмов вулканизма и расширению каналов поступления магмы.

Неовулканическая зона Исландии (традиционно к неовулканической зоне Исландии относятся области с геологическим возрастом менее 0,7 млн лет) протягивается через остров по генеральному направлению ЮЗ-СВ, при этом в ней можно выделить три основные подзоны, имеющие собственные названия. Западная вулканическая зона (ЗВЗ, WVZ) протягивается по рифту надводной части хребта Рейкьянес (вулканические системы собственно Рейкьянес, Лаунгйекюдль, Хофейекюдль). Восточную вулканическую зону (ВВЗ, EVZ) составляют вулканические системы Вестманнаэйяр, Катла, Торвайекюдль, Вейдиветн, Хейнгидль, Гримсветн и др. Северную вулканическую зону (СВЗ, NVZ), фактически являющуюся участком рифта подводного хребта Кольбенсей) составляют вулканические системы Аскья и Крабла. Кроме того, несколько в стороне, на п-ове Снайфельдснес, располагается не столь значительная область неовулканизма, приуроченная к разломной зоне.

В настоящее время до конца сформировавшаяся конфигурация неовулканической зоны до конца не ясна. В первую очередь, непонятны отклонения неовулканической зоны от основной оси спрединга, которая проходит от хребта Рейкьянес через горячую точку до хребта Кольбенсей (оба хребта - ультрамедленноспрединговые, т.е. скорость спрединга меньше 2 см/год). Отмечается три отклонения от этой оси: вулканическая система Снайфельдснес на западе острова, тупиковое ответвление EVZ к югу, до островов Сюртсей и Хеймаэй, и располагающиеся к востоку от EVZ цепи вулканов центрального типа Эйравайекюдль - Снайфедль, для которых характерна временная эшелонированность. Кроме того, подобные цепи существуют и в Западной Исландии. Существование первого из этих районов принято объяснять приуроченностью к трансформному разлому, но по поводу остальных единой точки зрения не существует. Например, по Х. Сигурдссону, сложившаяся ситуация обусловлена неравномерным распределением скоростей спрединга [Геншафт, Салтыковский, 1999] как вдоль простирания его оси, так и со стороны различных плит (скорость спрединга Евроазиатской плиты значительно меньше, чем у Северо-Американской). Кроме того, по-видимому, важны и различия тектонического строения хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей (например, отсутствие сегментации на уровне ТР на хребте Рейкьянес), что, очевидно, обусловлено неравномерным распределением растекающихся потоков вещества от Исландского плюма [Кохан, 2013].

Сильное влияние тектоники Исландского плюма на раздвиговую тектонику и морфологию хребта Рейкьянес также проявляется в отклонении направления спрединга от ортогонального (на 26-30^о), повышенной плотности вулканических построек, а также смене морфологии и утонении земной коры с севера на юг, по мере удаления от горячей точки. Так, если в своей северной части для хребта характерна морфология быстроспрединговых СОХ, сопровождающаяся формированием осевого поднятия с насаженными на него вулканическими хребтами, разделёнными неглубокими грабенами, то для южной части характерна морфология типичных медленноспрединговых СОХ с формированием рифтовой долины. Между северной и южной частями хребта распологается зона переходной морфологии. Вместе с тем, рельеф хребта и в северной, и в южной части имеет существенные отличия от своих аналогов в быстро- и медленноспрединговых СОХ. Так, в рифтовой долине южной части хребта фиксируется наличие своеобразных S-образных осевых вулканических хребтов, имеющих ортогональное положение к направлению спрединга и сформировавшихся над разломами. Согласно экспериментальным данным, формирование подобных разломов связано с особым сочетанием наклонного ультрамедленного спрединга и вязкостно-температурного состояния литосферы в условиях наложения плюм- и спрединговой тектоники. С другой стороны, для переходной зоны характерно наличие V-образных хребтов, формирование которых связано с миграцией расплава от Исландского плюма. ОМК наблюдается только в южной части хребта Рейкьянес, что указывает на господство плюмового центра магмогенерации в северной части [Дубинин, Кохан, Грохольский и др., 2012].

По периферии неовулканической зоны Исландии располагается область плиоцен-эоплейстоценовых вулканитов, преимущественно толеитовых базальтов (возрастом 0,7-3,5 млн лет). Ещё дальше от оси спрединга, широкой полосой вдоль северо-западного, северного и северо-восточного побережья острова протягивается область распространения миоценовых платобазальтов (толеитовых, щелочных и Fe-Ti переходных) с возрастом от 16 до 3,1 млн лет.

Морфологически на территории Исландии можно выделить три типа вулканического рельефа: рельеф базальтовых плато палеоген-неогенового возраста, рельеф палагонитовых формаций неоген-четвертичного возраста (в т.ч. неовулканической зоны) и рельеф зоны современного постгляциального вулканизма, со свойственными для каждого формами.

Ключевую роль в формировании современно облика рельефа базальтовых плато сыграли денудационные процессы, получившие особенное развитие с неогена. В связи с этим, в зависимости от высоты расположения эрозионной поверхности, выделяется четыре т.н. «морфологических уровня» [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Для первого уровня характерны долины глубиной 100-200 м с очень пологими склонами, причём крутизна продольного профиля этих долин зачастую больше крутизны склонов. Этот уровень в районе Хвальфьордюра прослеживается на высотах более 300-400 м над древним уровнем моря (700-800 м над современным), но по мере продвижения к югу острова может подниматься и выше.

Второй морфологический уровень сформировался за счёт углубления долин первого морфологического уровня (как правило, без расширения) и отличается более крутыми склонами. Долины имеют такую же (или меньшую) ширину, как и долины первого уровня, но имеют абсолютную высоту около 700 м.

Третий морфологический уровень сформировался в результате тектонического поднятия территории приблизительно на 200 м и хорошо выражен вдоль побережья, где представлен террасами 2-3 км шириной и глубокими долинами. Важной особенностью данного уровня является его частичное перекрытие лавами с обратной намагниченностью, так как его формирование завершилось до начала плейстоцена.

Четвёртый морфологический уровень относится к плейстоцену. Характерной его особенностью является развитие эрозии ледниковых цирков при понижении уровня моря на 80-100 м. Существуют различные типы долин этого уровня: так, среди долин Эйяфьордюра выделяется три различных типа [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]: главные, выходящие к современному уровню моря, и более мелкие - висячие, с различной глубиной долин (что зависит от времени образования долины - в плейстоцене или до его начала). Интенсивность эрозионных процессов уменьшалась со временем: так, по объёму вынесенного материала первый этап эрозии (в ходе образования долин первого морфологического уровня) намного превышает второй, второй (в ходе образования долин второго морфологического уровня) в 10 раз превышает третий, а третий в 5 раз больше четвёртого. В целом, морфология базальтовых плато закончила своё формирование к началу плейстоцена; последний плейстоценовый ледниковый покров располагался уже на сформировавшемся рельефе, близком к современному.



Для геологии и морфологии палагонитовых формаций (также известны как формация Моберга) характерно преимущественное влияние ледников - как на петрохимический состав лав, так и на формирование вулканических морфоструктур. Для подлёдного вулканизма характерны в основном две формы рельефа: столовые горы и гиалокластитовые хребты В случае формирования таких форм в результате единичных извержений центрального типа они называются гиалокластитовыми конусами. (тиндар). Некоторая часть объёма вулканических извержений ледникового времени относится к интрагляциальному вулканизму со свойственными ему формами рельефа, аналогичными постгляциальным.

Процесс формирования столовых гор (исландск. тюйя; в Исландии также носят название stapi; см. рис. 6, 7) начинается с расплавления части ледникового покрова над местом будущего извержения потоками фумарольных газов с последующим излиянием лавы базальтового состава, кристаллизующейся с образованием пиллоу-лав. При этом в результате фазового перехода образуется колоссальное количество воды, которая, в случае, если вулкан не проплавляет полностью тело ледника, прорывает лёд в виде мощного водного потока - т.н. йокульлаупа. Подобное явление может наблюдаться и в результате прорыва через край ледника или, например, при подпруживании ледником озёр. Эти события имеют место и в настоящее время, в первую очередь, на вулканах Катла (ледник Мирдалсйёкюдль) и Гримсвотн (ледник Ватнайёкюдль). Так, в 1918 г. в результате двухдневного извержения вулкана Катла расход воды в йокульлаупе достиг 200000 м³/с. Вместе с йокульлаупом огромные массы воды, насыщенные обломками льда и продуктами вулканизма, могут переносить и переоткладывать на своём пути к побережью океана значительное количество твёрдого обломочного материала. Как правило, потоки с обоих ледников направлены на юг.

Аналогичные потоки формируются в Андах. Так, в Эквадоре (вулкан Котопахи) они получили название «авенидас». При прорыве водного потока над вулканом образуется блоково-сбросовая просадка поверхности ледника, называемая кальдроном. Одновременно с образованием водных линз над вулканом накопление пиллоу-лав постепенно сменяется эксплозивно-эффузивным извержением гиалокластитов и гиалокластитовых брекчий (часто называемых также «брекчии потока подошвы» или «брекчии лавовой дельты»), которые по достижении поверхности воды сменяются на покровные лавы с высокими концентрациями флюидов. Если в ходе формирования вулканического конуса он достигает поверхности ледника и затем стабилизируется, образуется форма рельефа, близкая в поперечном разрезе к конической и называемая тиндар. Если же вулканическая деятельность продолжается, выше поверхности ледника склоны конуса приобретают намного более пологий уклон, и образовавшаяся форма рельефа, близкая к усечённому конусу, называется тюйей [Личарди и др., 2007]. В качестве примера столовых гор в неовулканической зоне можно привести Хердубрейи (EVZ) или Гейтафелл (WVZ).

Тиндар формируются в результате извержений центрального типа при быстром перемещении центра вулканической активности и представляю собой последовательно формирующийся ряд вулканических сооружений. Крупные тиндар могут достигать значительных размеров: до 44 км в длину и 3,8 км в ширину (тиндар Скюггафьолл). Длина тиндар, как правило, в 2 и более раза превышает ширину. Тюйя, формирующиеся в ходе извержений центрального типа, отличаются большим объёмом вулканических построек - до 48 км³ (тюйя Эйриксйокуль), площадью (до 77 км²) и высотой (до 1000 м). Длина тюйя обычно превышает ширину менее чем в 2 раза. Кроме того, считается что вспышки вулканической активности, которые привели к формированию тюйя, имели большую продолжительность и могли состоять из нескольких циклов, в то время как тиндар сформировались в течение кратковременного периода.

Между тюйя и тиндар NVZ, EVZ и WVZ наблюдаются некоторые различия в размерах форм, их строении и распространении. Так, тюйя характерны для NVZ и WVZ, в EVZ они отсутствуют. Крупнейшие тиндар характерны для NVZ. Некоторые тиндар WVZ имеют тонкие лавовые покровы вершины, в то время как некоторые тюйя их лишены. Всего в Исландии насчитывается 89 тюйя и тиндар [Jakobsson, Gudmundsson, 2008].

Важной единицей неовулканизма являются т.н. вулканические системы (см. табл. 2). Вулканические извержения в Исландии в плейстоцене имели своим источником питания сравнительно неглубоко расположенные небольшие резервуары магмы. Эти резервуары, как правило, были связаны с поверхностью цепью мощных даек по периферии и сетью более мелких даек в центре (где расстояние до поверхности было меньше). В результате извержений по этим дайкам по периферии таких магматических камер формировались столовые горы, а на проекции центра - гиалокластитовые формы.

Упомянутые формы (тюйя, гиалокластитовые хребты и конуса) характерны не только для неоген-плейстоценового, но и для современного подлёдного вулканизма. Кроме того, существуют кальдеры, имеющие временем своего формирования именно период деградации ледникового покрова. Происхождение многих кальдер в Исландии связывают с уменьшением стабилизирующего петростатического давления с последующим обрушением стенок кратера.

Помимо них, в зоне постгляциального вулканизма (в связи с дискретным распространением ледников) существуют и другие формы рельефа, развитие которых зависит от типа вулканического аппарата (трещинный, центральный), состава лав (как правило, мафический) и окружающих условий (аквальных, субаквальных и т.д.). В целом, как и повсеместно, для Исландии можно выделить четыре типа извержений: эффузивный, экструзивный, эксплозивный и смешанный (причём последние два распространены значительно больше, чем в других регионах).

Чисто эффузивные извержения - без сопровождающей их эксплозивной фазы - свойственны в Исландии только лавам кислого и основного состава (преимущественно риолитовым и базальтовым). Большинство вулканов с эффузивами риолитового состава расположены в NVZ и EVZ и, по-видимому, связаны с явлением фракционирования магмы в промежуточных камерах. Но данный процесс мало распространён, намного более характерно для лав этого состава образование экструзивных куполов, кроме того, кислые лавы составляют всего 8% от общего объёма исландских лав [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Наиболее известны риолитовые вулканиты вулкана Крафла. Известно две фазы риолитовой вулканической активности Крафлы, в ходе которых имели место внедрение экструзий и извержения стромболианского типа с выбросом пирокластов смешанного риолит-базальтового состава. В то же время, известны случаи формирования некоторых тюйя вулканитами риолитового состава [Jonasson, 1994]. Эффузивные же извержения базальтов можно разделить в зависимости от дебита лавы на слабые и сильные. Для слабодебитных извержений характерны потоки лав пахоэ-хоэ, продвигающихся на большое расстояние (до 25 км). Для высокодебитных, напротив, характерны извержения стромболианского типа с продвижением лав типа аа на расстояние 13 км и менее.

Моногенные вулканические щиты (рис. 9), сложенные лавами пахоэхоэ (пикритового или толеитового состава), сформировались преимущественно сразу же после схода ледникового покрова (11 тыс. лет назад) и имеют возраст от 11 до 5 тыс. лет (не известно щитов моложе 3500 лет). Их формирование происходило в обстановке наиболее интенсивного с начала неогена вулканизма (см. выше), входе высокодебитных трещинных или низкодебитных центральных извержений, продолжавшихся непрерывно продолжительное время (годы.и десятки лет). Среди вулканических щитов выделяются два типа. Тип А (влк. Пейстареикянбунга) сложен только скрытыми в лавоводах лавовыми потоками, питаемыми дренируемым лавовым озером, расположенном в кратере, и имеет крутизну склонов около 3^о. Тип Б (влк. Трёлладингья), помимо центрального конуса, сложенного открытыми лавовыми потоками, имеет и периферийный лавовый шлейф, питаемый скрытыми в лавоводах лавовыми потоками из лавового озера. Крутизна склонов таких вулканов - 3-8^о (к подножию уменьшается). Важной особенностью исландских щитовых вулканов можно считать их образование в ходе одного извержения (в отличие от, например, гавайских полигенных щитовых вулканов).

Приблизительно ѕ всех извержений в Исландии - эксплозивные, среди которых 86% протекает в присутствии воды, а 14% - без её участия. Извержения смешанного типа достаточно редки; практически все известные извержения смешанного типа относятся к стратовулкану Гекла и имеют три фазы активности: в течение первой фазы (менее часа) наблюдается извержение плинианского или субплинианского типа с очень высоким расходом магмы и тефры. В ходе этого события происходит образование трещины (фаза 2), через которую начинает извергаться фонтанирующая лава, формирующая потоки типа аа. Отношение лавы к тефре в составе продуктов извержения резко увеличивается, интенсивность - уменьшается. По мере уменьшения дебита магмы извержение вступает в фазу 3, когда вулканическая деятельность концентрируется в серии локальных эксплозивных центров с извержениями стромболианского типа. Для фазы 3 характерны очень малые расходы лавы (менее 20 м³/с).

Влажный эксплозивный вулканизм в Исландии, в свою очередь, представлен тремя типами: фреатическим, фреатомагматическим и фреатоплинианским.

Фреатические, или гидротермальные, извержения относительно редки (0,5% эксплозий, характерны, например, для вулканов Крафла и Грэнаватн). Их формирование связано с повышенным давлением пара и/или воды в перегретых геотермальных системах и характерно для районов, находящихся в стадии повышения или понижения вулканической активности. Фреатомагматические (сюртсейские) извержения имеют место в случае непосредственного контакта базальтовой магмы с водой или льдом. Их можно разделить на извержения двух типов: «петушиный хвост» (при попадании воды в жерло вулкана происходят прерывистые выбросы тефры как в вертикальном, так и практически в горизонтальном направлениях) и «непрерывная струя» (непрерывное фонтанирование тефры). Хотя эруптивная колонна таких извержений может достигать высоты 12 км, рассеяние тефры достаточно слабое, так как большая часть энергии расходуется на дефрагментацию и переплавление льда. Фреатомагматические подлёдные эксплозии, как правило, слабые и характерны прежде всего для трёх вулканов: Гримсватн, Бардарбунга и Катла. Подлёдным фреатомагматическим событиям свойственны йокульлаупы. Кроме того, в прибрежном сегменте хребта Рейкьянес развиты подводные фреатомагматические события - например, в результате такого извержения сформировался остров Сюртсей. Субаэральные фреатомагматические извержения (развиты в системах Крафла и Аскья) в целом аналогичны подлёдным, но более мощные. Наиболее типичной формой рельефа таких извержений является группа бескорневых конусов (10-1000 конусов). Бескорневые конусы (рис. 10) формируются при попадании потока лавы пахоэхоэ в озеро, при котором язык лавового потока начинает кристаллизоваться по периферии, давление нераскристаллизовавшейся массы в нём растёт, и в конце концов корку прорывает, а лавовый поток продолжает двигаться дальше. Далее, новое поступление лавы также приводит к раздуванию тыловой части лавового языка и миграции жидкой лавы поверх сформировавшихся дрен (каналов), в результате чего они проседают, открываясь прямо в илистую поверхность дна, и жидкая водно-илистая масса начинает поступать прямо внутрь лавового потока, создавая условия для формирования эксплозий.