Океанічний вулканізм

Размещено на http://www.allbest.ru

ПЛАН

ВСТУП

ГЛАВА 1. ОСОБЛИВОСТІ ОКЕАНІЧНОГО ВУЛКАНІЗМУ, ЙОГО ПОШИРЕННЯ. КЛАСИФІКАЦІЇ ВУЛКАНІЧНИХ БУДІВЕЛЬ, ИЗВЕРЖЕНИЙ І ЛАВ

ГЛАВА 2. СЕРЕДНЬО ОКЕАНІЧНИХ ХРЕБТІВ ЇХ МОРФОСТРУКТУРА І ОСОБЛИВОСТІ ВУЛКАНІЗМУ. НЕОВУЛКАНІЧЕСКАЯ ЗОНА

ГЛАВА 3. ІСЛАНДСЬКИЙ ВУЛКАНІЗМ, ЙОГО МОРФОЛОГІЧНІ ВИДИ І ТЕКТОНІЧНА ОБУМОВЛЕНІСТЬ. ГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ІСЛАНДІЇ

ГЛАВА 4. ПОНЯТТЯ ПЛЮМ. ВИДИ ОКЕАНІЧНОГО ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ. ГАВАЙСЬКІ ОСТРОВИ ЯК ПРИКЛАД ПРОЯВИ ПЛЮМОВОГО ВУЛКАНІЗМУ

ГЛАВА 5. ВУЛКАНІЧНІ ОСТРІВНІ ДУГИ. ВУЛКВНІЗМ І ТЕКТОНИКА

ВИСНОВОК

СПИСОК ЛІТЕРАТУРИ



ВСТУП

Вулканизм являє собою сукупність процесів і явищ, пов'язаних з переміщенням магматичних мас і супроводжуючих їх газо-водних продуктів з глибинних частин земної кори, а також верхньої мантії на поверхню [Геологічний словник, 1973]. У зв'язку з тим, що більша частина океанічних вулканів, під якими ми будемо розуміти вулкани, що утворилися на ділянках літосферних плит із земною корою океанічного або субокеанічного типу - діючі або діяли у відносно недавньому геологічному минулому (як правило, вони мають кайнозойский вік), океанічний вулканізм представляє особливий інтерес для різних областей науки - географічної (у тому числі геоморфології), геологічної, геофізичної. Важливою причиною, збудливою цей інтерес, є потенційна небезпека вулканізму як катастрофічного явища, що викликає необхідність ведення моніторингу вулканів і прогнозування їх вивержень. Крім того, океанічний вулканізм представляє і фундаментальний інтерес, наприклад, з точки зору геологічної історії Землі, палеогеографії або визначення віку і будови земної кори за даними, отриманими за допомогою геофізичних методів дослідження.

Вулкани - геологічні тіла і конформні їм форми рельєфу (морфоструктури), виконані вулканічними гірськими породами (вулканітами) і мають канал, по якому магма і гази надходять на поверхню землі. Найбільш яскраво на Землі вулкани представлені саме в районах з корою океанічного типу, невелика потужність якої підвищує ймовірність морфологічного прояву магматизму. В силу відрізняється петрохимических складу лав морфологічні особливості океанічних вулканічних структур значно відрізняються від таких у вулканічних структур, приурочених до континентального типу земної кори.

Існують різні комплекси ендогенних обстановок, що провокують розвиток океанічного вулканізму. Залежно від конкретного комплексу факторів можна виділити: вулкани рифтових зон, вулкани «гарячих точок» і вулкани острівних дуг. Комбінації цих факторів можуть викликати більш специфічні моделі розвитку вулканізму, такі як, наприклад, Азорських або ісландська. Кожна з таких моделей володіє певною морфологією вулканічних апаратів і морфоструктур. Нижче будуть розглянуті всі ці моделі.

Таким чином, об'єктом даної роботи є Океанічний вулканізм, а предметом - рельєф областей океанічного вулканізму і фактори, які забезпечили формування цього рельєфу.

В ході даної роботи була поставлена мета розглянути різні форми прояву океанічного вулканізму, їх комбінації, класифікації та властивості, а також провести їх власну систематизацію та районування

Для досягнення даної мети вирішувалися наступні завдання:

. Розглянути детально різні варіанти розвитку вулканізму і їх поєднання з точки зору різних аспектів, в першу чергу геоморфологічного. Виявити фактори, що зумовлюють конкретний варіант розвитку рельєфу вулканічних областей.

. Зробити висновок про подібності і розходження між різними областями вулканізму в геоморфологічному, геологічному, петрохимических і тектонічному аспектах. Визначити і розглянути залежність між цими категоріями.

. Провести районування Світового океану по районах переважного прояви того чи іншого типу вулканізму і виявити обумовленість цього районування тектонічними причинами.

Незважаючи на те, що океанічний вулканізм, в першу чергу його прояви в районах «гарячих точок» і острівних дуг, відомий вже давно, не всі сторони цього явища представляються нам досить вивченими. З одного боку, в науковій літературі, особливо вітчизняній, якісно і детально описані пов'язані з вулканізмом процеси і явища, що спостерігаються в рифтових зонах і в районах острівних дуг. З іншого боку, інформація, пов'язана з плюмовой характером вулканізму і явищем «гарячих точок», розглянута досить докладно тільки в англомовній літературі. Більше того, існуюча в даний час гіпотеза плюма і приписувані їй конкретні процеси навіть закордонним фахівцям видаються вельми сумнівними; відносно погано вивченою є і ситуація, що склалася районі Азорських мікропліти. Таким чином, океанічний вулканізм являє собою перспективне поле для подальшого дослідження. океанічний вулканізм геоморфологічний



ГЛАВА 1. ОСОБЛИВОСТІ ОКЕАНІЧНОГО ВУЛКАНІЗМУ, ЙОГО ПОШИРЕННЯ. КЛАСИФІКАЦІЇ ВУЛУВНІЧНИХ БУДІВЕЛЬ, ИЗВЕРЖЕНИЙ І ЛАВ

Якщо порівнювати океанічний вулканізм з континентальним, то можна виділити наступні особливості, що відрізняють його розвиток. По-перше, океанічний вулканізм є переважно основним (базальтовим і андезитового), рідкісні випадки сіенітового (як на островах Товариства) або ріолітового вулканізму (острів Пасхи) [В.А. Апродов. Вулкани, с.307-308], як правило, пов'язаний з явищем фракціонування магми. Такий характер вулканізму відповідає, перш за все, молодому віку океанічної кори і відсутності в ній сиалического шару, що забезпечує в острівних дугах і під континентами виверження середніх і кислих магми.

друге, океанічний вулканізм має місце в географічних умовах, відмінних від умов континентальних - так, наприклад, в підводних рифтах продукти вулканізму відразу потрапляють в холодну рідку турбулентне середовище, що викликає дуже швидке їх охолодження з формуванням піллоу-лав; крім того, у всіх випадках океанічного вулканізму прорив магми до поверхні не проходить через скільки-потужну товщу осадового шару, як це найчастіше буває на континентах; вулканізм зазвичай забезпечує формування не тільки вулканічних конусів, а й усієї маси фундаменту, при цьому осадовий елемент в підставі відсутня.

третє, тільки для океанічного вулканізму властиві такі унікальні типи вулканізму, як вулканізм острівних дуг і глибоководний рифтовий вулканізм. Явище вулканізму гарячих точок також більш характерне для океанічної земної кори, ніж для материкової, що можна пояснити більшою потужністю останньої.

Якщо звернути увагу на карту Землі, то океанічний вулканізм має наступне поширення: з одного боку, більшість вулканів приурочена до серединно-океанічних хребтах: Серединно-Атлантичного хребта, Східно-Тихоокеанського підняття, хребту Гаккеля, Серединного , Південно-Східному та Південно-Західному Індійським хребтах. Іншим важливим районом вулканізму є острівні дуги, велика частина яких розташована по західній периферії Тихого океану і яким належать до 60% всіх молодих вулканів на Землі [В.А. Апродов. Вулкани, с.13]. І, нарешті, значно менше вулканів відноситься до витягнутим ланцюгах вулканічних островів, що представляють собою вершини підводних хребтів, які ймовірно мають плюмовой генезис (острови Лайн, Туамоту, Гавайські, Галапагоські, Кергелен, Пасхи, підводні хребти Луїсвілль і Імператорський і т.д.) .

Існує кілька класифікацій вулканічних будівель, класифікація типів вивержень, петрохіміческая і морфологічна класифікація лав (ми розглянемо тільки останню). Вулканічні споруди по морфоструктурного ознакою можна розділити на щитові вулкани, стратовулкани, шлакові і Попільні конуса [Олліер.х Тектоніка і рельєф]. Щитові вулкани являють собою сводоподобние конуси, складені цілком лавовими потоками і покривами, і характерні для вулканів з маловязкой, переважно основний, магмою, що не схильної до експлозівності. Такі вулкани мають широкий діаметр основи і малі кути схилів (до 7-8 про у вершини і до 3-6 про біля основи, для гавайських вулканів - навіть до 2-3 о). Шлакові і Попільні конуси, навпаки, складаються цілком з пірокластичні матеріалу (шлаку або попелу, відповідно) і характерні для вулканів з кислими магмами, що володіють високими експлозівнимі властивостями. Такі конуси мають невелику висоту і круті схили. Стратовулкани складені шарами, що чергуються пірокластичні матеріалу і лав.

Конуси, складені тільки одним типом продуктів вулканізму, як правило, сформувалися в результаті одиничної спалахи активності. Такі конуси називають моногенними. Навпаки, конуси, що сформувалися в ході декількох вивержень, виконані різним матеріалом (і лавами, і пирокластами), називають складними.

Окремо, на підставі морфологічного ознаки, можна виділити ще один тип великих вулканічних форм: кальдери. Кальдери виникають при обваленні покрівлі над спустошеною магматической камерою, що забезпечує харчування вулканів, у разі її високого розташування і дуже швидкого спустошення. Часто виділяють також іншої підтип кальдер, що утворюється при повільному просіданні покрівлі після виверження; такий тип зазвичай характерний для території, в структурі якої були розривні порушення. У разі пароксизмальних експлозія можуть формуватися кальдери вибуху.

Існують більш докладні класифікації, засновані на різних поєднаннях перерахованих вище типів; так, наприклад, класифікація Т. Сузукі (1977) нараховує 57 різновидів, об'єднані в шість серій:

· стратовулкани

· стратовулкани з кальдеро

· щитові вулкани

· щитові вулкани з кальдеро

· кальдерні вулкани

· моногенні вулкани.

В класифікацію Т. Сузукі не включені такі окремі морфологічні типи вулканів, як вулкани типу «Сомма-Везувій», екструзівние купола і Маар.

Вулкани типу «Сомма-Везувій», або подвійні вулкани, являють собою складні вулканічні споруди, в яких молодий вулканічний конус вкладений в більш давнюю альдеру вибуху. Маар, або трубки вибуху, суть вертикальні воронкоподібні кратери без вулканічного конуса, оточені валом з пухкого пірокластичні матеріалу і заповнені водою (інакше їх називають діатремамі). Екструзівние купола для океанічного вулканізму невластиві, якщо не вважати ряду вулканів острівних дуг.

Всі перераховані вище класифікації відносяться тільки до так званих центральним вулканам, для яких характерний підвідний канал трубообразной форми; крім центральних, виділяються також трещинние, або лінійні, вулкани, виверження в яких відбуваються вздовж трещинного порушення або на окремих його ділянках. Конуси таких вулканів практично завжди Моногенне, уздовж тріщин іноді формуються лавові покриви.

За Г. Макдональду (1972), всі вулканічні виверження можна розділити на 6 типів: ісландська, гавайський, стромболианский, вулканскій, фреатический, пелейский, Плініанський (деякими джерелами виділяються також субплініанскій і ультраплініанскій підтипи, а також бандайсанскій і катмайскій типи). Слід звернути увагу на перші п'ять, оскільки саме вони характерні для океанічного вулканізму. [Фирстов, 2003]

Ісландська тип вивержень являє собою вилив рідкої базальтової лави за системою довгих паралельних тріщин (тріщинні вулканізм), іноді пов'язаних з щитовим вулканом. Такі виверження часто формують лавові плато.

Гавайський тип характеризується лавовими фонтанами з рідкої базальтової лави (т.зв. пахоехое, або ропі-лавами), дуже рідкими лавовими потоками, що утворюють лавопади і часто навіть досягають берега моря. Такому типу вивержень невластиві експлозіі і викиди пірокласти.

Стромболіанскій типу вивержень властиві експлозіі вузьких основних лав з утворенням великої кількості грубої пірокластікі і попелу.

Вулканський тип вивержень характерний для вулканів з андезітовимі магмами, багатих летючими. Вулканічний матеріал таких вулканів представлений переважно пірокластичні матеріалом, а експлозіі повторюються раз на кілька років.

Фреатический називаються виверження, що проходять в зоні контакту з водою без виливу або викиду лав. Вулканічний матеріал таких вивержень представлений виключно тефрой і лапіллі, а також вулканічними блоками; вулканічні бомби відсутні. Оскільки найбільш яскраво цей тип вивержень проявляється в Ісландії, для якої характерні виверження на контакті з льодом або озерними водами, остільки нижче ми більш детально розглянемо різновиди фреатомагматіческое вивержень.

Якщо говорити про морфологічну класифікації лав, то можна виділити наступні типи.

Морфологічно лави, що формуються при наземних виверженнях, можна в загальному вигляді розділити на брилові і хвилясті. Брилові, або блокові, лави являють собою в'язкі лавові потоки, в яких поверхнева кірка остигає значно швидше, ніж внутрішня частина, що формує глибовий окремість поверхні. Хвилясті лави характерні для більш рідких потоків, гарячих значною мірою дегазованих, поверхня яких при охолодженні покривається в'язкої скловатою плівкою, яку нижележащих лава легко переносить і скручує в складки. У свою чергу, серед них виділяються наступні найбільш поширені підтипи.

Пахоехое, або пехуху (гавайське назва), вони ж канатні лави, вони ж ропі-лави - різновид хвилястих базальтових лав з дуже малою в'язкістю, поверхня яких має вигляд переплутаних тяжів. Такі лави типові для Гавайських островів, Толбачіка та Ісландії.

Аа-лави (гавайське назва), вони ж анальхраун (исландское назва) - брилові лави; характерні для базальтів середньої та малої в'язкості і відрізняються від інших глибових лав меншими розмірами уламків (до 1-1,5 м) і великою їх спіканням. Часто зустрічаються разом з пахоехое, характерні для Гавайських островів і Ісландії.

Крім них, часто виділяють дермолітовие лави (найбільш типові серед хвилястих) і кускові лави (найбільш типові серед глибових). Часто аа-лави і пахоехое ототожнюють з брилові і хвилястими відповідно, що, загалом кажучи, неправильно.

У випадках же підводного вулканізму, як, наприклад, при рифтової вулканизме, швидкість кристалізації магми настільки велика, що це призводить до утворення т.зв. піллоу-лав, вони ж подушкові, вони ж кульові, що представляють собою основні лави, що складаються з серії куль, налягають один на інший. Кожне з таких кулястих тіл має на поверхні зону гарту, складену склом, а в центрі-кристалічну радіально-променисту окремість. Аналогічні лави можуть утворюватися і при підлідний виверженнях (Ісландія).

ГЛАВА 2. СЕРЕДННО-ОКЕАНІЧНИХ ХРЕБТІВ, ЇХ МОРФОСТРУКТУРА І ОСОБЛИВОСТІ ВУЛКАНІЗМУ. НЕОВУЛКАНІЧНА ЗОНА.

Серединно-океанічні хребти (СОХНУВ) є найбільшим лінійним комплексом мегарельефа у світі, і одночасно поясом зосередження активних центрів неовулканізма. Вулканізм СОХНУВ займає важливу нішу, складаючи, нарівні з плюмовой вулканізмом, два можливі види вулканічної активності в ложі Світового океану.

Загальна протяжність СОХНУВ - 70 тис. км. Морфологічно СОХНУВ являє собою широкий вал зі згладженим рельєфом або увінчаний піками підводних гір, розбитий поперечними розломами і поздовжніми тріщинами. Ширина хребта складає від 200 до 3000 км. У центральній частині СОХНУВ часто розташовується рифт, простягаються по дну рифтової долини - вузької ущелини (близько 30 км завширшки), дно якого знаходиться гіпсометричні нижче рівня оточуючих СОХНУВ абісальних улоговин. Ущелина характеризується крутими стінками і плоским дном; паралельно йому з двох сторін простягаються розчленовані гребневиє гірські системи [Дубінін, Ушаков, 2001].

Категорії СОХСкорость спрединга, см / Годсе повільним спредінгом0-4, 0С середнім спредінгом4 ,0-8, 0С швидким спредінгом8 ,0-12, 0С ультрашвидкі спредінгом12 ,0-16, 0

Серединно-океанічні хребти в процесі свого формування проходять різні еволюційні стадії розвитку, відповідно до яких зазвичай виділяють (див. табл. 1) медленноспредінговие і бистроспредінговие СОХНУВ, які, в свою чергу можна розділити на дрібніші категорії. Морфологічно серед хребтів з середньою швидкістю спрединга можна виділити близькі до СОХНУВ з повільним спрединг (до 6 см / рік) і близькі до СОХНУВ з швидким спрединг (більше 6 см / рік). Найбільш поширеним є процес поступового перетворення бистроспредінгового хребта в медленноспредінговий, що пов'язано з ослабленням внутрімантійной конвекції. Однак, якщо такого ослаблення не відбувається, або ж, навпаки, має місце посилення конвекції, можливий і зворотний перехід.

Серед серединно-океанічних хребтів Світового океану, морфологічно до хребтів з повільним спрединг (0-6,0 см / рік) можна віднести СОХНУВ Атлантичного, Північного Льодовитого і Індійського океанів, а до хребтів з швидким спрединг ( 6,0-14,0 см / рік) - СОХНУВ Тихого океану. Залежно від відповідності ділянки СОХНУВ тій чи іншій стадії розвитку, йому будуть властиві свої морфологічні особливості.

Висока інтенсивність серединно-океанічного неовулканізма обумовлена приуроченностью СОХНУВ до зон підйому мантійного речовини в системі конвекції, а також малою товщиною земної кори в районі рифту (потужність зрілої океанічної кори - 5-8 км, потужність океанічної кори під СОХНУВ - 3-4 км, в рифтових долинах - 1-2 км, тобто речовина астеносфери підходить практично безпосередньо до дна Світового океану). Фактично океанічна кора являє собою безпосередній продукт диференціації мантії, що не пройшов геохімічний цикл.

При розгляді окремо морфології бистроспредінгових і медленноспредінгових СОХНУВ в кожному з типів хребтів виділяються наступні зони (в порядку збільшення охоплення): неовулканіческая зона, для якої властива активна вулканічна діяльність, зона тріщинуватості (в межах якої спостерігається розтріскування неповністю закристалізуватися базальтів), а також дівергентние кордону океанічних літосферних плит. Морфологічно в медленноспредінгових СОХНУВ виділяють внутрішнє дно (ложе долини), внутрішні стінки, тераси, зовнішні стінки і рифтові гори.

Внутрішня долина являє собою депресію в осьовій частині СОХНУВ шириною 2-3 км, обмежену з обох сторін т.зв. внутрішніми стінками. Така будова рельєфу має вулканічний генезис: в осьовій зоні внутрішньої долини розташовується вулканічний хребет, що складається з лінійно витягнутих підняттів з подовженням приблизно 4:1 і депресій між ними. Для внутрішньої долини (головним чином, для її периферії) характерна велика кількість тріщин і скидів, але, тим не менш, рельєф порізаний слабко. Внутрішні стінки являють собою серії великих скидів із загальним перевищенням над дном долини 150-300 м. Для зони внутрішніх стінок характерна висока частота мікроземлетрусів при формуванні тріщин. Між внутрішніми і зовнішніми стінками розташовуються т.зв. тераси серединних долин шириною 5-15 км, що характеризуються вирівняним рельєфом. Зовнішні стінки визначаються шириною рифтової долини і мають перевищення над середніми терасами порядку 1000 м, над внутрішньою долиною - порядку 1500 м. Фактично зовнішні стінки являють собою велику взбросового-скидних систему, протягуючись з кожного боку від осі спрединга, паралельно їй, на відстань 10 -28 км. Із зовнішнього боку від них розташовуються рифтові гори, які практично збігаються з межами літосферних плит і порушені серією скидів.

Морфологічно бистроспредінговие СОХНУВ відрізняються від СОХНУВ з повільним спрединг відсутністю внутрішньої долини. Вони мають меншу ширину (40-50 км замість 50-60); в обидві сторони від осі спрединга рельєф знижується, при цьому тектонічна будова території сильно ускладнено численними грабенамі і горстами, простягаю паралельно осі спрединга. Крупний щілиноподібні скидний грабен шириною від декількох десятків до 2000 м і довжиною до десятків кілометрів знаходиться безпосередньо в центрі підняття У його межах виділяються вузькі і дрібні внутрішні троги, протягуються по синусоїді на відстань 100-1000 м. Вони мають вулканічне походження і називаються верховими кальдерами, або осьовими вершинними трогами обвалення. З кожною з сторін вершинного грабена, за обмежуючими його розломами, розташовується область плавно знижується рельєфу, зрідка ускладненого неовулканіческімі поднятиями.

Висунуто дві гіпотези формування внутрішньої долини. Перша з них, гіпотеза втрати гідравлічного напору, стверджує, що внутрішня долина формується при терті піднімається магми про вузькі стінки рифту; в бистроспредінгових СОХНУВ канал рифту ширше, і тертя значно менше. Відповідно до іншої, гіпотезі шийки, внутрішня долина утворюється в результаті пластичних напруг в літосфері при розтягуванні. У бистроспредінгових СОХНУВ літосфера більш розігріта, і потоншення при розтягуванні поширюється на велику територію, завдяки чому освіти долини не відбувається. В даний час достовірність жодної з цих гіпотез не підтверджена; можливо, що мають місце обидва ефекту.

При накладенні зон тріщинуватості і неовулканізма утворюється так звана зона акреції, для якої характерні голоценова вулканічна і тектонічна активність. Неовулканіческая зона розташовується в рифтової долині і має ширину 1-2 кілометри. Для неї характерні свіжі лавові потоки і відсутність осадового покриву. Весь рельєф обумовлений вулканічними процесами; важливою особливістю неовулканіческіх зон є що виявляється періодичність вулканічної, гідротермальної і сейсмічної активності. Такі періоди досягають найменшою тривалості при швидкості спрединга більше 8 см / рік: серії вивержень в такому випадку відбуваються раз на 50-100 років. При зменшенні швидкості спрединга починається поступове згасання вулканізму і збільшення його періодичності: так, при швидкості спрединга 4-8 см / рік період вулканічної діяльності становить від 300 до 1000 років, а при швидкості 0,5-4 см / рік досягає вже 5-10 тис. років. Період вивержень являє собою квадратичну функцію від швидкості спрединга. У геологічних масштабах він має невелику тривалість: як правило, 1-100 років з подальшим тривалим спокійним періодом. Вулканічні споруди в неовулканіческой зоні СОХНУВ суть розташовані паралельно осі спрединга нагромадження подушкові базальтів. Лінійні розміри таких вулканів складають в середньому 1-4 км, відносна висота - близько 250 м. У хребтах з повільним спрединг вулканізм загасає або взагалі відсутня; в хребтах з середньою швидкістю спрединга такі вулкани морфологічно виражені найбільш яскраво, хоча там в істотному кількості присутні і щитові вулкани. Там їх система виражена більш яскраво, маючи розриви лише в місцях невеликих ешелонообразних розломів. В осьовій зоні висота вулканів досягає 50 м. У хребтах з швидким спрединг вулкани морфологічно аналогічні гавайскому типу, ширина осьових вулканів складає 1-2 км. Витягнуті ланцюжка їх простягаються уздовж рифту на десятки і сотні кілометрів, перериваючись лише на трансформних розломах або в зонах перекриттів центрів спрединга (ПЦС). Така морфологія вулканів обумовлена тим, що в СОХНУВ з високою швидкістю спрединга вилив лави відбувається переважно з високою швидкістю через тріщини; по мірі формування підвідних каналів і трубок зменшується швидкість виливу лави, і вона переходить в подушкові тип. Можливі розриви і зміщення вже існуючих ланцюжків вулканів по розломах. Як правило, при повільному спрединге зміщення відбувається між сусідніми вулканами, а його амплітуда не перевищує ширини підстави одного вулкана

швидкому спрединге розщеплення може відбуватися навіть по самій осі вулкана (що обумовлено ослабленою - завдяки частим вивержень - літосфері) на відстань до 4 км. Можлива поява і неосевих вулканів, яких може налічуватися до 10% від загального числа.

Геоморфологія аккреционной зони обумовлена ??тектонічними рухами, викликаними - в першу чергу - крихкими деформаціями холодної верхній частині літосфери, що контактує з океанічної водою. Подібні деформації призводять до утворення нормальних скидів і супроводжуються впровадженням ДАЕК з осьового магматичного резервуара (так званої осьової магматичної камери - ОМК) по утворилися тріщини. Найбільш інтенсивно тріщинувата зона проявляється в межах 1-2 км по флангах осі спрединга. При цьому зяючі тріщини забезпечують океанічній воді доступ нижче в літосферу, ще більше посилюючи явище розтріскування. Такі тріщини мають ширину 0,3-3 м і довжину 10-2000 м.

Що стосується петрографічних і вулканологічних особливостей неовулканізма в рифтових зонах, то лави представлені подушкові толеітовие базальтами і глибовими базальтовими потоками (для бистроспредінгових хребтів) і толеітовие лопастевіднимі лавовими потоками (для медленноспредінгових хребтів). Тип вулканічного апарату для перших - тріщини і щитової, для других - моногенні лавові конуси піллоу-лав. СОХНУВ з середніми швидкостями спрединга поєднують в собі характерні особливості обох типів.

Особливі умови можуть бути створені при накладенні на ріфтогенез інших процесів, що сприяють вулканізму, як, наприклад, в Ісландії (що буде розглянуто нижче). У районі Азорських мікропліти, де на трансформного розлом, який є кордоном Азорських мікропліти і вторинним центром спрединга [A.Navarro et al., 2009], накладається плюм діаметром приблизно 200 км, розташований під островом Терсейра. Даний плюм викликає висхідні конвективні мантійні потоки і реактивацію Трансформаційний розлому в ролі рифтової зони.

ГЛАВА 3. ІСЛАНДСЬКОГО ВУЛКАНІЗМУ , ЙОГО МОРФОЛОГІЧНІ ВИДИ І ТЕКТОНІЧНОЙ ОБУМОВЛЕНОСТІ . ГЕОЛОГІЧНА ІСТОРІЯ ІСЛАНДІЇ

Острів Ісландія являє собою велике підняття, «насаджене» на СОХНУВ з розташованим під ним ісландським плюмом. Існують різні гіпотези утворення острова, але найбільш вірогідною представляється гіпотеза С. Торарінсона, згідно з якою Ісландія сформувалася в ході компенсаційного підняття ділянки серединно-океанічного хребта з паралельним накопиченням базальтів. Крім того, існують і інші гіпотези, наприклад гіпотеза консолідації кори в прогресивної перехідній зоні, гіпотеза сводового підняття або гіпотеза своєрідного реліктового континентального ділянки, збереженого після ізостатичної опускання навколишньої території, але зараз вони представляються малоймовірними [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960]. Не можна заперечувати і вплив плюма на освіту ісландських базальтових плато.

Будова ісландської земної кори відрізняється від такого у розвивалися аналогічним чином Гренландії, островів Північної Британії, та Норвегії. Відмінно воно і від будови земної кори Атлантичного океану. Раніше, на основі даних глибинного сейсмічного зондування, передбачалося [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960], що земна кора Ісландії складається з трьох шарів. У першому шарі, потужністю близько 2 км, швидкість сейсмічних хвиль (V p) складає 37 км / с. Це осадовий шар. У другому шарі, потужністю 16 км V p=6,7 км / с, що дозволяє припустити його близькість до «базальтовому» прошарку океанічної земної кори. Характер третього шару, що має потужність 10 км, для якого V p=7,4 км / с, в даний час не відомий (багато авторів, наприклад, Г.Пальмасон і Х.Гебрандт відносили цей шар до верхньої мантії). За пізнішими уявленнями [Геншафт, салтиковський, 1999], на основі даних сейсмічної томографії в земній корі також виділяється три шари, однак їхньої потужності відмінні від таких у попередніх моделях. У верхньому, потужністю 0,7-3 км, V p <0,5 км / с, причому потужність цього шару різко зростає в межах неовулканіческой зони. У середньому, потужністю 2-4,5 км, V p=5-6,5 км / с. Покрівля нижньої кори має глибину 4,5 км, а потужність шару складає 14-20 км. У цьому шарі V p поступово зростає до підошви до 7,2-7,25 км / с. На кордоні Мохо, що розташовується в середньому на глибині близько 28 км, спостерігається різкий стрибок V p. Нижче неї швидкість сейсмічних хвиль більше або дорівнює 7,5 км / с. Крім цих, існує безліч інших геофізичних моделей будови земної кори Ісландії. Згідно, наприклад, гіпотезі В.В. Білоусова, шар під кордоном Мохо (швидкості V p в якому більше, ніж типово коровиє, але менше, ніж типово мантійні) слід відносити не до чистої мантії, а так званої «коро-мантійних суміші» [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999].

Розвиток сейсмічної томографії дозволило встановити, що під рифтової зоною на глибинах 0-75 км спостерігається загасання поздовжніх сейсмічних хвиль. Вважається, що це явище пов'язане з існуванням Ісландського плюма (рис. 4). За останніми даними [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999], Ісландська плюм представляє собою високу колону, що бере початок в нижній мантії і сужающуюся до поверхні (ширина в середньому не більше 200 км). Передбачається, що температура плюма вище температури навколишнього мантії на 200-300 о С. Поблизу кори поверхню плюма набуває обрисів, відповідні розташуванню активних наземних вулканічних структур.

Геологічну історію Ісландії можна представити таким чином. Передбачається, що спочатку територію сучасної Ісландії покривав Атлантичний океан з розвиненим підводним вулканізмом. У ході інтенсивної вулканічної діяльності відбувалося накопичення пірокластичні (?) Порід, за яким послідувало ізостатичне опускання території, сліди якого можна виявити на великій території. У ході інтенсивного опускання в центрі опускається області сформувалося компенсаційне підняття, якому, мабуть, сприяло наклавши на нього вплив мантійного плюма, що призвело до дуже нестійкою тектонічної обстановці. Так як дана область була «насадженої» на СОХНУВ, продукти плюмовой вулканізму (базальти) швидко заповнювали тріщини, що утворилися в молодій океанічної корі, і в процесі спрединга «розповзалися» від Ісландії в північно-західному та південно-східному напрямках (що підтверджується аналізом віку і петрохимических складу базальтів Ісландії, Гренландії, Фарерських островів, островів Колбенсей, Сюртсей та ін) [Геншафт, салтиковський, 1999]. Мабуть, впровадження мантійного плюма можна віднести до пізньої крейди, оскільки вік вулканитов закономірно зменшується від позднемелового в Північній Гренландії і на північних островах Великобританії до міоцен-сучасного в самій Ісландії.

Формування Ісландії як острови, мабуть, почалося в ранньому палеогені, разом з утворенням в ході трещинних виливів обширних вулканічних плато, потужністю до 10 км, складених базальтами толеітовой і Олівіновий-лужний серій, що чергуються без видимої закономірності. Цим базальтам, в порівнянні з типовими базальтами серединно-океанічних хребтів, властива велика тітаністий, железистость і кілька знижений вміст кремнезему (що, як вважається, характерно для лав плюмовой вулканізму). Саме для базальтових плато найбільш характерне чергування серій з різним напрямком намагніченості (що пов'язано зі зміною палеомагнітних обстановок; для плато, за даними Кьяртансона, відзначено 30 таких змін з періодом приблизно? Млн років), хоча дане явище характерне для будь-яких вулканічних формацій. Процес вулканізму супроводжувався розвитком пенепленізаціі (за приблизними підрахунками, денудацією було зрізано до 5 км базальтових плато), за якою послідувало інтенсивний розвиток сбросової тектоніки [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960], що, мабуть, можна пов'язати з початком кріохрона і розвитком заледеніння. Формування острова завершилося до верхнього пліоцену, з набуттям ним його сучасних обрисів [Геншафт, салтиковський, 1999]. Значний вплив на склад ісландських вулканитов та обсяги вулканічної діяльності зробили і неоген-четвертинні зледеніння, протягом яких сформувалися займають більшу частину території Ісландії палагонітовие формації. Вже в плейстоцен-голоценових час, у міру деградації покривного льодовика і поетапного гляціоізостатіческого підняття, за цим послідувало осадконакопление, що супроводжується неовулканізмом, пік якого припав на самий початок плейстоцену. Після сходу льодовикового покриву зменшення компенсуючого петростатіческого тиску призвело до збільшення обсягів вулканізму і розширенню каналів надходження магми.

Неовулканіческая зона Ісландії (традиційно до неовулканіческой зоні Ісландії відносяться області з геологічним віком менше 0,7 млн ??років) простягається через острів по генеральному напрямку ЮЗ-СВ, при цьому в ній можна виділити три основні підзони, що мають власні назви. Західна вулканічна зона (ЗВЗ, WVZ) простягається по рифту надводної частини хребта Рейкьянес (вулканічні системи власне Рейкьянес, Лаунгйекюдль, Хофейекюдль). Східну вулканічну зону (ВВЗ, EVZ) складають вулканічні системи Вестманнаейяр, Катла, Торвайекюдль, Вейдіветн, Хейнгідль, Грімсветн та ін Північну вулканічну зону (СВЗ, NVZ), фактично є ділянкою рифту підводного хребта Кольбенсей) складають вулканічні системи Аскья і Крабла. Крім того, трохи осторонь, на п-ове Снайфельдснес, розташовується не настільки значна область неовулканізма, приурочена до разломной зоні.

В даний час до кінця сформувалася конфігурація неовулканіческой зони до кінця не ясна. У першу чергу, незрозумілі відхилення неовулканіческой зони від основної осі спрединга, яка проходить від хребта Рейкьянес через гарячу точку до хребта Кольбенсей (обидва хребта - ультрамедленноспрединговые, тобто швидкість спрединга менше 2 см / рік). Відзначається три відхилення від цієї осі: вулканічна система Снайфельдснес на заході острова, тупикове відгалуження EVZ на південь, до островів Сюртсей і Хеймаей, і розташовані на схід від EVZ ланцюга вулканів центрального типу Ейравайекюдль - Снайфедль, для яких характерна тимчасова ешелонування. Крім того, подібні ланцюга існують і в Західній Ісландії. Існування першого з цих районів прийнято пояснювати приуроченностью до трансформного розлому, але з приводу інших єдиної точки зору не існує. Наприклад, по Х. Сігурдссону, сформована ситуація обумовлена ??нерівномірним розподілом швидкостей спрединга [Геншафт, салтиковський, 1999] як уздовж простягання його осі, так і з боку різних плит (швидкість спрединга Євроазіатської плити значно менше, ніж у Північно-Американської). Крім того, очевидно, важливі і відмінності тектонічної будови хребтів Рейкьянес і Кольбейнсей (наприклад, відсутність сегментації на рівні ТР на хребті Рейкьянес), що, очевидно, обумовлено нерівномірним розподілом розпливаються потоків речовини від Ісландського плюма [Кохан, 2013].

Сильний вплив тектоніки Ісландського плюма на раздвіговую тектоніку і морфологію хребта Рейкьянес також проявляється у відхиленні напрямки спрединга від ортогонального (на 26-30 о), підвищеної щільності вулканічних будівель, а також зміні морфології і утонением земної кори з півночі на південь, у міру видалення від гарячої точки. Так, якщо в своїй північній частині для хребта характерна морфологія бистроспредінгових СОХНУВ, що супроводжується формуванням осьового підняття з насадженими на нього вулканічними хребтами, розділеними неглибокими грабенамі, то для південної частини характерна морфологія типових медленноспредінгових СОХНУВ з формуванням рифтової долини. Між північною і південною частинами хребта распологается зона перехідною морфології. Разом з тим, рельєф хребта і в північній, і в південній частині має суттєві відмінності від своїх аналогів в швидко-та медленноспредінгових СОХНУВ. Так, в рифтової долині південній частині хребта фіксується наявність своєрідних S-образних осьових вулканічних хребтів, що мають ортогональное положення до напряму спрединга і сформувалися над розломами. Згідно з експериментальними даними, формування подібних розломів пов'язано з особливим поєднанням похилого ультрамедленного спрединга і в'язкісно-температурного стану літосфери в умовах накладення плюм-і спредінгових тектоніки. З іншого боку, для перехідної зони характерна наявність V-образних хребтів, формування яких пов'язане з міграцією розплаву від Ісландського плюма. ОМК спостерігається тільки в південній частині хребта Рейкьянес, що вказує на панування плюмовой центру магмогенераціі в північній частині [Дубінін, Кохан, Грохольський та ін, 2012]

По периферії неовулканіческой зони Ісландії розташовується область пліоцен-еоплейстоценових вулканитов, переважно толеітових базальтів (віком 0,7-3,5 млн років). Ще далі від осі спрединга, широкою смугою вздовж північно-західного, північного і північно-східного узбережжя острова простягається область поширення міоценових платобазальтов (толеітових, лужних і Fe-Ti перехідних) з віком від 16 до 3,1 млн років.

Морфологічно на території Ісландії можна виділити три типи вулканічного рельєфу: рельєф базальтових плато палеоген-неогенового віку, рельєф палагонітових формацій неоген-четвертинного віку (в т.ч. неовулканіческой зони) і рельєф зони сучасного постгляціального вулканізму, з властивими для кожного формами.

Ключову роль у формуванні сучасно вигляду рельєфу базальтових плато зіграли денудаційні процеси, які отримали особливий розвиток з неогену. У зв'язку з цим, в залежності від висоти розташування ерозійної поверхні, виділяється чотири т.зв. «Морфологічних рівня» [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960]. Для першого ...

рівня характерні долини глибиною 100-200 м з дуже пологими схилами, причому крутість поздовжнього профілю цих долин найчастіше більше крутизни схилів. Цей рівень в районі Хвальфьордюра простежується на висотах більше 300-400 м над древнім рівнем моря (700-800 м над сучасним), але в міру просування на південь острова може підніматися і вище.

Другий морфологічний рівень сформувався за рахунок поглиблення долин першого морфологічного рівня (як правило, без розширення) і відрізняється більш крутими схилами. Долини мають таку ж (або меншу) ширину, як і долини першого рівня, але мають абсолютну висоту близько 700 м.

Третій морфологічний рівень сформувався в результаті тектонічного підняття території приблизно на 200 м і добре виражений вздовж узбережжя, де представлений терасами 2-3 км шириною і глибокими долинами. Важливою особливістю даного рівня є його часткове перекриття лавами із зворотного намагніченістю, так як його формування завершилося до початку плейстоцену.

Четвертий морфологічний рівень відноситься до плейстоцену. Характерною його особливістю є розвиток ерозії льодовикових цирків при зниженні рівня моря на 80-100 м. Існують різні типи долин цього рівня: так, серед долин Ейяфьордюра виділяється три різних типи [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al ., 1960]: головні, виходять до сучасного рівня моря, і дрібніші - висячі, з різною глибиною долин (що залежить від часу утворення долини - в плейстоцені або до його початку). Інтенсивність ерозійних процесів зменшувалася з часом: так, за обсягом винесеного матеріалу перший етап ерозії (в ході утворення долин першого морфологічного рівня) набагато перевищує другий, другий (в ході утворення долин другого морфологічного рівня) в 10 разів перевищує третій, а третій у 5 разів більше четвертого. В цілому, морфологія базальтових плато закінчила своє формування до початку плейстоцену; останній плейстоценовий льодовиковий покрив розташовувався вже на сформованому рельєфі, близькому до сучасного.

Для геології і морфології палагонітових формацій (також відомі як формація Моберг) характерно переважний вплив льодовиків - як на петрохимических склад лав, так і на формування вулканічних морфоструктур. Для підлідного вулканізму характерні в основному дві форми рельєфу: столові гори і гіалокластітовие хребти (Тиндар). Деяка частина обсягу вулканічних вивержень льодовикового часу відноситься до інтрагляціальному вулканизму з властивими йому формами рельєфу, аналогічними постгляціальним.

Процес формування столових гір (ісландск. тюйя; в Ісландії також носять назву stapiпочинається з розплавлення частини льодовикового покриву над місцем майбутнього виверження потоками фумарольних газів з подальшим виливом лави базальтового складу, кристаллизующейся з утворенням піллоу-лав. При цьому в результаті фазового переходу утворюється колосальну кількість води, яка, у разі, якщо вулкан проплавлять повністю тіло льодовика, прориває лід у вигляді потужного водного потоку - т.зв. йокульлаупа. Подібне явище може спостерігатися і в результаті прориву через край льодовика або, наприклад, при подпруживания льодовиком озер. Ці події мають місце і в даний час, в першу чергу, на вулканах Катла (льодовик Мірдалсйекюдль) і Грімсвотн (льодовик Ватнайекюдль). Так, в 1918 р. в результаті дводенного виверження вулкана Катла витрата води в досяг 200 000 м 3 / с. Разом з йокульлаупом величезні маси води, насичені уламками льоду і продуктами вулканізму, можуть переносити і перевідкладався на своєму шляху до узбережжя океану значна кількість твердого уламкового матеріалу. Як правило, потоки з обох льодовиків спрямовані на південь.

Аналогічні потоки формуються в Андах. Так, в Еквадорі (вулкан Котопахи) вони отримали назву «авенідас». При прориві водного потоку над вулканом утворюється блоково-скидна просадка поверхні льодовика, звана кальдроном. Одночасно з утворенням водних лінз над вулканом накопичення піллоу-лав поступово змінюється експлозівно-еффузівним виверженням гіалокластітов і гіалокластітових брекчий (часто званих також «брекчии потоку підошви» або «брекчии лавової дельти»), які по досягненні поверхні води змінюються на покривні лави з високими концентраціями флюїдів. Якщо в ході формування вулканічного конуса він досягає поверхні льодовика і потім стабілізується, утворюється форма рельєфу, близька в поперечному розрізі до конічної і звана Тиндар. Якщо ж вулканічна діяльність триває, вище поверхні льодовика схили конуса набувають набагато більш пологий ухил, і утворилася форма рельєфу, близька до усеченному конусу, називається тюйей [Личардой та ін, 2007]. Як приклад столових гір в неовулканіческой зоні можна привести Хердубрейі (EVZ) або Гейтафелл (WVZ).

Тиндар формуються в результаті вивержень центрального типу при швидкому переміщенні центру вулканічної активності і уявляю собою послідовно формується ряд вулканічних споруд. Великі Тиндар можуть досягати значних розмірів: до 44 км в довжину і 3,8 км завширшки (Тиндар Скюггафьолл). Довжина Тиндар, як правило, в 2 і більше рази перевищує ширину. Тюйя, що формуються в ході вивержень центрального типу, відрізняються великим обсягом вулканічних будівель - до 48 км 3 (тюйя Ейріксйокуль), площею (до 77 км 2) і висотою (до 1000 м). Довжина тюйя зазвичай перевищує ширину менш ніж у 2 рази. Крім того, вважається що спалахи вулканічної активності, які призвели до формування тюйя, мали велику тривалість і могли складатися з декількох циклів, в той час як Тиндар сформувалися протягом короткочасного періоду.

Між тюйя і Тиндар NVZ, EVZ і WVZ спостерігаються деякі відмінності в розмірах форм, їх будову і розповсюдженні. Так, тюйя характерні для NVZ і WVZ, в EVZ вони відсутні. Найбільші Тиндар характерні для NVZ. Деякі Тиндар WVZ мають тонкі лавові покриви вершини, у той час як деякі тюйя їх позбавлені. Всього в Ісландії налічується 89 тюйя і Тиндар [Jakobsson, Gudmundsson, 2008].

Важливою одиницею неовулканізма є т.зв. вулканічні системи Вулканічні виверження в Ісландії в плейстоцені мали своїм джерелом живлення порівняно неглибоко розташовані невеликі резервуари магми. Ці резервуари, як правило, були пов'язані з поверхнею ланцюгом потужних ДАЕК по периферії і мережею більш дрібних даек в центрі (де відстань до поверхні було менше). В результаті вивержень по цих дайкам по периферії таких магматичних камер формувалися столові гори, а на проекції центру - гіалокластітовие форми.Згадані форми (тюйя, гіалокластітовие хребти і конуса) характерні не тільки для неоген-плейстоценового, але і для сучасного підлідного вулканізму. Крім того, існують кальдери, що мають часом свого формування саме період деградації льодовикового покриву. Пходження багатьох кальдер в Ісландії пов'язують із зменшенням стабілізуючого петростатіческого тиску з подальшим обваленням стінок кратера.

Крім них, в зоні постгляціального вулканізму (у зв'язку з дискретним поширенням льодовиків) існують і інші форми рельєфу, розвиток яких залежить від типу вулканічного апарату (тріщинні, центральний), складу лав (як правило, мафічних) і навколишніх умов (аквальних, субаквальних і т.д.). В цілому, як і повсюдно, для Ісландії можна виділити чотири типи вивержень: еффузівний, екструзівний, експлозівний і змішаний (причому останні два поширені значно більше, ніж в інших регіонах).Чисто ефузивні виверження - без супроводжуючої їх експлозівной фази - властиві в Ісландії тільки лавам кислого і основного складу (переважно ріолітового і базальтовим). Більшість вулканів з еффузівамі ріолітового складу розташовані в NVZ і EVZ і, мабуть, пов'язані з явищем фракціонування магми в проміжних камерах. Але цей процес мало поширений, набагато більш характерно для лав цього складу освіту екструзівних куполів, крім того, кислі лави складають всього 8% від загального обсягу ісландських лав [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et .. al., 1960 ]. Найбільш відомі ріолітового вулканіти вулкана Крафла. Відомо дві фази ріолітовой вулканічної активності Крафла, в ході яких мали місце впровадження екструзій і виверження стромболианского типу з викидом пірокласти змішаного риолит-базальтового складу. Водночас, відомі випадки формування деяких тюйя вулканітами ріолітового складу [Jonasson, 1994]. Ефузивні ж виверження базальтів можна розділити залежно від дебіту лави на слабкі і сильні. Для слабодебітних вивержень характерні потоки лав пахое-хое, просуваються на велику відстань (до 25 км). Для високодебітних, навпаки, характерні виверження стромболианского типу з просуванням лав типу аа на відстань 13 км і менше.Моногенні вулканічні щити (мал. 9), складені лавами пахоехое (пікрітового або толеітовие складу), сформувалися переважно відразу ж після сходу льодовикового покриву (11 тис. років тому) і мають вік від 11 до 5 тис . років (що не відомо щитів молодше 3500 років). Їх формування відбувалося в обстановці найбільш інтенсивного з початку неогену вулканізму (див. вище), вході високодебітних трещинних або нізкодебітних центральних вивержень, що тривали безперервно тривалий час (годи.і десятки років). Серед вулканічних щитів виділяються два типи. Тип А (влк. Пейстареікянбунга) складний тільки прихованими в лавоводах лавовими потоками, що живляться дренируемой лавовим озером, розташованому в кратері, і має крутизну схилів біля 3 о. Тип Б (влк. Трелладінгья), крім центрального конуса, складеного відкритими лавовими потоками, має і периферійний лавовий шлейф, що живиться прихованими в лавоводах лавовими потоками з лавового озера. Крутизна схилів таких вулканів - 3-8 о (до підніжжя зменшується). Важливою особливістю ісландських щитових вулканів можна вважати їх освіту в ході одного виверження (на відміну від, наприклад, гавайських полігенний щитових вулканів).

Приблизно всіх вивержень в Ісландії - експлозівние, серед яких 86% протікає в присутності води, а 14% - без її участі. Виверження змішаного типу досить рідкісні; практично всі відомі виверження змішаного типу відносяться до стратовулканів Гекла і мають три фази активності: впродовж першої фази (менше години) спостерігається виверження плініанскімі або субплініанского типу з дуже високою витратою магми і тефри. У ході цієї події відбувається утворення тріщини (фаза 2), через яку починає вивергатися фонтануюча лава, що формує потоки типу аа. Ставлення лави до Тефра у складі продуктів виверження різко збільшується, інтенсивність - зменшується. У міру зменшення дебіту магми виверження вступає у фазу 3, коли вулканічна діяльність концентрується в серії локальних експлозівних центрів з виверженнями стромболианского типу. Для фази 3 характерні дуже малі витрати лави (менш 20 м 3 / с).

Вологий експлозівний вулканізм в Ісландії, в свою чергу, представлений трьома типами: фреатический, фреатомагматіческое і фреатоплініанскім.Пфреатический, або гідротермальні, виверження відносно рідкі (0,5% експлозія, характерні, наприклад, для вулканів Крафла і Гренаватн). Їх формування пов'язане з підвищеним тиском пари та / або води в перегрітих геотермальних системах і характерно для районів, що знаходяться в стадії підвищення або зниження вулканічної активності. Фреатомагматіческое (сюртсейскіе) виверження мають місце у разі безпосереднього контакту базальтової магми з водою або льодом. Їх можна розділити на виверження двох типів: «півнячий хвіст» (при попаданні води в жерло вулкана відбуваються переривчасті викиди тефри як у вертикальному, так і практично в горизонтальному напрямках) і «безперервна струмінь» (безперервне фонтанування тефри). Хоча вулканічна колона таких вивержень може досягати висоти 12 км, розсіювання тефри досить слабке, тому що більша частина енергії витрачається на дефрагментацію і переплавлені льоду. Фреатомагматіческое підлідні експлозіі, як правило, слабкі і характерні насамперед для трьох вулканів: Грімсватн, Бардарбунга і Катла. Підлідним фреатомагматіческое подіям властиві йокульлаупи. Крім того, в прибережному сегменті хребта Рейкьянес розвинені підводні фреатомагматіческе події - наприклад, в результаті такого виверження сформувався острів Сюртсей. Субаеральние фреатомагматіческое виверження (розвинені в системах Крафла і Аскья) в цілому аналогічні підлідним, але більш потужні. Найбільш типовою формою рельєфу таких вивержень є група бескорневая конусів (10-1000 конусів). Бескорневая конуси формуються при попаданні потоку лави пахоехое в озеро, при якому мова лавового потоку починає кристалізуватися по периферії, тиск нераскрісталлізовавшейся маси в ньому росте, і врешті-решт кірку прориває, а лавовий потік продовжує рухатися далі. Далі, нове надходження лави також призводить до роздування тиловій частині лавового мови та міграції рідкої лави поверх сформувалися дрен (каналів), в результаті чого вони просідають, відкриваючись прямо в мулисту поверхню дна, і рідка водно-мулиста маса починає надходити прямо всередину лавового потоку, створюючи умови для формування експлозія.Фреатоплініанскіе виверження більш рідкісні і пов'язані переважно з бзальтовимі виверженнями (в т.ч. тріщини) великого обсягу, а також з кислими виверженнями центральних вулканів. Формування таких вивержень пов'язано з контактом високофлюідізірованной магми з водою. Прикладами вулканів, для яких відомі фреатоплініанскіе події, можна вважати Аскью, Гекла або Ватнайелдур. Всі різновиди фреатоплініанскіх вивержень дуже різняться за обсягами викидається тефри.

Сухі експлозівние виверження значно менш характерні для Ісландії, ніж вологі, і представлені виверженнями 4 типів: гавайський, стромболианский, субплініанскій і Плініанський. Відмінності між ними зумовлені інтенсивністю експлозія: при низькому дебіте магми мають місце Стромболіанскій і гавайські події (зареєстровані на вулканах відповідно Хейм і Снефелснесс), при високому - плініанскімі і субплініанскіе (часто пов'язані з кислими лавами, приклади їх найбільш характерні для вулканів Катла і Гекла) . Сухі експлозівние виверження можуть слідувати за вологими в міру осушення резервуара [Thordarson, Hoskuldson, 2008].Вулканизм Ісландії, в порівнянні з вулканізмом підводних ріфтов СОХНУВ і плюмовой вулканізмом, має як загальні риси, так і відмінні риси. Так, з вулканізмом підводних ріфтов СОХНУВ його зближує лінійна витягнутість зони вулканічної активності уздовж рифтової зони СОХНУВ, широке поширення вулканічних апаратів тріщиною типу і толеітовие склад лав, а також властиве для транстенсіонних СОХНУВ з ультрамедленним спрединг ешелоновані розміщення вулканічних систем. З плюмовой вулканізмом пов'язано розвиток у минулому базальтових плато і щитових вулканів, а також підвищений вміст Fe-Ti компонентів. Але вулканізм Ісландії має і ряд відмінностей. Так, на острівній суші, крім характерних для плюмовой вулканізму і глибоководних ріфтов щитових вулканів, присутні й інші види вулканічних форм. До таких належать пов'язані з постгляціальним і інтрагляціальним вулканізмом (столові гори, гіалокластітовие хребти), а також з фреатический виверженнями (шлакові і бескорневая конуси і т.д.). Самі щитові вулкани, завдяки проривів лавових озер по лавоводам, часто мають більш пологі схили, ніж приурочені до інших районам плюмовой вулканізму: близько 2-3 про біля основи замість 5-10 о.