Геологическая деформация Исландии

Геологическая деформация Исландии
Геологическая деформация Исландии
Деформация земли
	Структура растяжения Тингвеллир Грабен свидетельствует о расхождении плит в Исландии.
	Рис. 1. На этом рисунке показано расположение основных зон деформации в Исландии и векторы относительно движения Северо-Американской плиты Евразийской плиты . ; Легенда: RR, хребет Рейкьянес; РВБ — вулканический пояс Рейкьянеса; WVZ — Западная вулканическая зона; MIB — Среднеисландский пояс; SISZ — сейсмическая зона Южной Исландии; ЭВЗ — Восточная вулканическая зона; ; СИВЗ — вулканическая зона Южной Исландии; НВЗ — Северная вулканическая зона; TFZ — зона разлома Тьернеса; КР, хребет Колбейнси; ÖVB, вулканический пояс Орефайёкуль; SVB, вулканический пояс Снайфедльснес. Легенда для базальтовых регионов такая же, как ниже .
Возраст	Возраст: Палеоген - Мегалаянский PreꞒ Ꞓ ТО С Д С П Т Дж К стр. Н
Сформировано	Тектонические силы
Область
• Общий	102 775 км 2 (39 682 квадратных миль)
Вулканическая дуга / пояс	Срединно-Атлантический хребет , горячая точка Исландии
Последнее извержение	2024

Геологическая деформация Исландии – это то, как горные породы острова Исландия изменяются под действием тектонических сил. Геологические деформации помогают объяснить расположение землетрясений, вулканов, трещин и форму острова. Исландия является крупнейшим массивом суши (102 775 км²). ² (39 682 квадратных миль)) расположен на океаническом хребте . ^{[ 1 ]}^: 35 Это возвышенное плато морского дна, расположенное на пересечении Срединно-Атлантического хребта и Гренландско-Исландско-Шотландского хребта. ^{[ 2 ]}^: 59 Он расположен вдоль границы океанических расходящихся плит Северо-Американской и Евразийской плит . Западная часть Исландии расположена на Северо-Американской плите , а восточная часть — на Евразийской плите . Хребет Рейкьянес системы Срединно-Атлантических хребтов в этом регионе пересекает остров с юго-запада и соединяется с хребтом Кольбейнси на северо-востоке. ^{[ 1 ]}^{: 39, 40, 49}

Исландия геологически молода: все горные породы здесь образовались в течение последних 25 миллионов лет. ^{[ 2 ]} Он начал формироваться в субэпоху раннего миоцена , но самые старые породы, обнаруженные на поверхности Исландии, относятся к среднего миоцена субэпохе . Почти половина Исландии образовалась в период медленного распространения от 9 до 20 миллионов лет назад (млн лет назад). ^{[ 2 ]}

Геологические структуры и геоморфология Исландии находятся под сильным влиянием границы спрединговой плиты и горячей точки Исландии . Хотя некоторые задаются вопросом, необходима ли горячая точка для объяснения наблюдаемых деформаций Исландии, в настоящее время считается, что это лучше всего объясняет наблюдения за составом и возрастом горных пород, полученные с помощью современных методов. ^{[ 3 ]} Плавучесть глубоко расположенного мантийного шлейфа под ним подняла базальтовое плато Исландии на высоту до 3000 м (9800 футов). Толщина коры над шлейфом также достигает 40 км (25 миль), что намного толще, чем где-либо еще в Исландии, и контрастирует с минимальной толщиной в 8 км (5,0 миль), которая является толщиной, более типичной для границ океанических расходящихся плит. ^{[ 4 ]} Центральная часть Исландии все еще поднимается, но нынешняя скорость подъема земной коры, составляющая 3 см/год (1,2 дюйма в год), в основном объясняется ледниковой изостатической корректировкой в ответ на отступление льда с 1890 года, которое устранило большую часть веса толстой части Исландии. ледниковый покров. ^{[ 4 ]} Горячая точка также производит высокую вулканическую активность на границе плиты. ^{[ 1 ]}^: 50

В Исландии существуют две основные геологические и топографические структурные тенденции. Один простирается на северо-восток в южной Исландии и почти на север в северной Исландии. Другой простирается примерно с запада на северо-запад. В целом они образуют зигзагообразный узор. Схема представлена разломами , вулканическими трещинами , долинами , дайками , вулканами , грабенами и уступами разломов . ^{[ 2 ]}

Деформация Исландии

Геологическая деформация Исландии вызвана главным образом активным распространением срединно-океанического хребта. Хребет Рейкьянес к югу от Исландии выходит на берег в районе Рейкьянеса , где находится все продолжение северного хребта Рейкьянес (NRR), ^{[ 5 ]} расположен на полуострове Рейкьянес . В Рейкьявике к северной оконечности этого полуострова относительное движение Северо-Американской плиты от Евразийской плиты можно смоделировать как 1,883 см/год (0,741 дюйма в год), но менее 60% этого расхождения компенсируется тектоническими структурами. к востоку от Рейкьявика, а большая часть остального поглощена тектоническими структурами на юго-востоке Исландии. ^{[ 6 ]} Это связано с тем, что другие трещины растяжения и трансформные разломы обнаруживаются перпендикулярно направлению распространения. ^{[ 1 ]}^: 50 Зоны трансформных разломов также известны как зоны разломов . Эти зоны разломов позволяют лавы извергаться большим объемам . Самый продуктивный вулканический регион расположен под ледником Ватнайёкюдль на среднем востоке Исландии, где вся протяженность около 1,853 см/год (0,730 дюйма/год) приходится на тройное соединение плит . На поверхности Исландии вдоль разломов образовались линейные вулканические трещины , образующие рой-подобный узор. Они соединены зонами разломов, образуя вулканические зоны. ^{[ 2 ]}

предполагает Хребет Колбейнси 100% скорости дивергенции 1,834 см/год (0,722 дюйма в год), измеренной возле Акуреки на северном побережье Исландии, что по сравнению с вектором на юго-востоке Исландии меньше и немного больше указывает на север. ^{[ 6 ]} Соответственно, Исландия слегка искривляется, а тектонические структуры расходятся больше на юге, чем на севере. ^{[ 6 ]}

На деформацию также повлиял период оледенения, а затем его отступление примерно 3,3 миллиона лет назад. ^{[ 4 ]} Исторические подледные извержения вулканов возникают в результате обнажения после недавнего отступления льда характерных форм рельефа с плоскими вершинами, таких как туи , и эффекты отскока необходимо учитывать в сейсмических интерпретациях, изложенных ниже.

Зоны граничных деформаций пластины

Движения земной коры создали две зоны деформации границ плит между основными плитами: Северо-Американской плитой и Евразийской плитой. ^{[ 1 ]}^: 38–39

На севере Исландии ширина зоны деформации составляет около 100 км (62 мили). ^{[ 1 ]}^: 38 Он накапливает напряжения, возникающие в результате рифтогенных явлений и более крупных землетрясений. ^{[ 1 ]}^: 38 Это проявляется в зоне разлома Тьернеса (TFZ) у северного побережья. ^{[ 1 ]}^: 40, 49

Заменяет микропланшет

На юге Исландии блок, расположенный вдоль границы плиты, идентифицируется как микроплита и называется блоком Хреппара или микроплитой Хреппар. ^{[ 1 ]}^: 53 Его текущее независимое движение к основным плитам было подтверждено измерениями GPS . ^{[ 1 ]}^: 52 Деформация внутреннего блока незначительна, поскольку она не имеет существенных свидетельств активной деформации, землетрясений или вулканизма, и предполагается, что распространение рифта происходит из Восточной вулканической зоны (EVZ), а Западная вулканическая зона (WVZ) является отступающим рифтом. ^{[ 1 ]}^: 53 Северная граница блока связана со Среднеисландским поясом (МИБ), где наблюдается диффузный вулканизм. Южная граница блока называется сейсмической зоной Южной Исландии (SISZ), где могут возникать сдвиговые землетрясения . ^{[ 1 ]}^: 38, 41

Трансформировать зоны разломов

Есть две основные и активные зоны трансформных разломов, простирающиеся с запада на северо-запад на севере и юге Исландии. ^{[ 7 ]} Две крупные зоны разломов, связанные с трансформными разломами, а именно TFZ и SISZ, простираются примерно от 75° с.ш. до 80° з.д. ^{[ 8 ]}

Ошибка книжной полки

Во время растекающихся движений на границе плиты создается напряжение. Накопленные напряжения в зонах трансформных разломов высвобождаются при сдвиговых землетрясениях. Трансформный разлом вызван сдвиговым движением, поперечным зоне разлома. Блоки между разломами впоследствии слегка поворачиваются. Для иллюстрации этого явления показана диаграмма (рис.2). Поскольку вращение блоков похоже на линию книг, опирающихся на книжную полку, это называется «разлом книжной полки». ^{[ 1 ]}^: 41

Полочные разломы являются показателем молодой геологической истории разломных зон. Это распространено в районе SISZ и Рейкьянеса.

Другие доказательства

Помимо разломов «книжной полки», наличие зон исландских разломов подтверждается сейсмологическими данными. В Исландии деформация обычно концентрируется в зоне конечной ширины. Таким образом, землетрясения обычно происходят вдоль зон активных разломов между гребнями хребтов. ^{[ 7 ]} Большая часть сейсмической активности в Исландии сосредоточена в зонах трансформных разломов вблизи северного и южного побережья.

Зона разлома Тьернеса

Зона разлома Тьернес (TFZ, вулканическая зона Тьернес, ^{[ 5 ]} ТВЗ) представляет собой сложную в тектоническом отношении территорию. Вероятно, ее лучше всего рассматривать как зону транс-напряжения с трансформными разломами и спредингами. ^{[ 9 ]} Сейсмологическая зона TFZ определяется как примерный треугольник с вершиной около 67° с.ш., сторонами в 120 км (75 миль) и основанием в 150 км (93 мили) от северного побережья Исландии, соединяющий вулканическую зону Северной Исландии (NVZ) и южный конец хребта Колбейнси . ^{[ 10 ]}^: 117 Эта широкая зона разлома характеризуется сейсмической активностью, растяжением земной коры и трансформными разломами. ^{[ 1 ]}^: 49–50 Рой вулканических трещин НВЗ соединен с южным концом ТФЗ. Например, его юго-восточный конец соединен с рой трещин Крафла .

Основные структурные компоненты СФЗ можно разделить на три части, простирающиеся с северо-запада на юго-восток: сейсмическую зону Гримсей, зону разломов Хусавик-Флатей и сейсмическую зону Далвик. ^{[ 10 ]}^{[ 1 ]}^: 49–50 Зона TFZ демонстрирует огромную пространственную разницу в сейсмической активности. Например, самая западная часть СФЗ демонстрирует сейсмическую активность, но в зоне также происходят несколько более сильных землетрясений (>M=5,5). ^{[ 10 ]} магнитудой _{7 баллов .}В зоне Дальвика произошло землетрясение ^{[ 1 ]}^: 50

Сложность ТФЗ в целом можно объяснить магматическими процессами и движениями плит. На скорость движения расходящихся плит, оцениваемую в 18,9 ± 0,5 мм (0,744 ± 0,020 дюйма) в год, сильно влияет исландский мантийный плюм под центральной Исландией. ^{[ 11 ]} Вулканическую активность можно обнаружить в сейсмической зоне Далвик и на южной оконечности хребта Колбейнси. ^{[ 12 ]}

Сейсмическая зона Южной Исландии

Сейсмическая зона Южной Исландии (SISZ), также известная как зона(ы) разлома Рейкьянеса, имеет ширину от 75 до 100 км (от 47 до 62 миль) и простирается с северо-востока на юго-запад на юго-западе Исландии. Есть несколько правых боковых смещений гребня хребта примерно по 40 км (25 миль). Смещения создают зону трансформного разлома, соединяющую EVZ и вулканический пояс Рейкьянес . ^{[ 7 ]}

В районе полуострова Рейкьянес происходят значительные изменения в возрасте и литологии вулканов в направлении с севера на юг из-за разломов «книжной полки». Разломы на книжных полках распространены в SISZ. Поскольку трансформное движение в СИСЗ левостороннее, произойдет правосторонний разлом и возникнет вращение блоков против часовой стрелки. Последовательное возникновение сильных землетрясений в СИСЗ стало свидетельством разломов книжной полки. В рамках одного события землетрясения начинаются в восточной части СИСЗ с более крупными магнитудами и заканчиваются меньшими магнитудами в западной части зоны. ^{[ 1 ]}^: 43^{[ 7 ]}

В зонах трансформных разломов Исландии землетрясения обычно происходят небольших масштабов (микроземлетрясения) из-за деформации плит и давления поровой жидкости . Увеличение порового давления может вызвать сейсмичность . Большая часть давления поровой жидкости мигрирует из хрупко-пластической переходной зоны на расстоянии около 10 км (6,2 мили) к литостатическая/гидростатическая граница на глубине 3 км (1,9 мили). ^{[ 10 ]} Крупномасштабная сейсмическая активность возникает, если давление не может пройти через переходную зону. Мелкомасштабные землетрясения также происходят локально на пути миграции или над ним. ^{[ 10 ]}

В 2000 году произошли два сильных землетрясения (см. Землетрясения в Исландии в 2000 году ) в M _w 6,5 произошел в СИСЗ. ^{[ 13 ]}^{[ 14 ]} Во время этих событий дополнительные мелкомасштабные землетрясения концентрировались узко и линейно вокруг плоскостей трансформных разломов. ^{[ 1 ]}^{[ 15 ]} Таким образом, с помощью того же метода мелкомасштабные землетрясения также используются для выявления плоскостей разломов в СФЗ. За этим последовало немного меньшее землетрясение в Исландии в 2008 году .

Вулканические рифтовые зоны

Многие вулканы Исландии можно сгруппировать по их отношению к рифтовым зонам и внести вклад в понимание произошедшей деформации. Не все названия, используемые для классификации вулканов по группам, еще стандартизированы, и не все вулканические и тектонические связи хорошо охарактеризованы из-за таких проблем, как доступность или меньшая текущая активность.

Модель прыжка через разлом

Эволюцию исландских вулканических рифтовых зон можно объяснить с помощью модели рифтового скачка. ^{[ 16 ]}

синформная Ожидается, что складчатость произойдет на активной оси рифта. Однако падения на юго-западе Исландии наблюдаются характерные развороты направлений , которые указывают на антиклиналь . Считается, что взаимное расположение Исландской горячей точки и активной оси распространения рифта со временем изменилось. Если предположить, что исландский мантийный плюм неподвижен, то ось распространения должна была изменить положение. ^{[ 16 ]}

По крайней мере, часть оси спрединга мигрирует со скоростью около 3,5–5 см/год (1,4–2,0 дюйма/год). ^{[ 17 ]}^: 17512 После удаления активной оси спрединга от плюма мантийный плюм корректирует положение оси и формирует новый рифт ближе к ее центру. Мигрировавшая ось постепенно вымерла. ^{[ 2 ]}^: 67

В Исландии есть три основные вулканические зоны: Северная, Восточная и Западная вулканические зоны (NVZ, EVZ, WVZ), и все они в настоящее время активны. Вулканические рифтовые зоны пересекают остров с юго-запада на северо-восток. Каждая зона состоит из поясов шириной 20–50 км (12–31 миль) и характеризуется действующими вулканами, многочисленными сбросами, высокотемпературным геотермальным полем и роями трещин. ^{[ 18 ]} EVZ в конечном итоге возьмет на себя управление WVZ в соответствии с процессом прыжка через разлом. ^{[ 1 ]}^: 35, 54

Исторические прыжки в главную рифтовую зону Исландии. Самая старая рифтовая зона Вестфьордс (3) находится у северо-западного побережья, рифтовая зона Снайфедльснес-Хунафлой (2) стала неактивной, когда она прыгнула 6–7 миллионов лет назад, Западная вулканическая зона (1v) становится неактивной, в то время как Северная вулканическая зона зона (1n) распространяется на юг как Восточная вулканическая зона (4).

Северная вулканическая зона

Северная вулканическая зона шириной 50 км (31 миль) (НВЗ, Северная вулканическая зона Исландии, Северная рифтовая зона) ^{[ 19 ]} состоит из пяти вулканических систем, расположенных зигзагообразно вдоль границы Срединно-Атлантической плиты. ^{[ 1 ]}^: 46–49 Здесь наблюдается довольно низкая сейсмическая активность. Вулканическая активность ограничена Крафла центральным вулканом и связанными с ним роями трещин. ^{[ 7 ]} Он вмещает в себя весь рифтоген Северной Исландии, и в настоящее время его можно считать находящимся в состоянии устойчивого распространения. ^{[ 3 ]} Здесь наблюдается большее преобладание лавовых щитов, чем в других активных рифтогенных областях. ^{[ 1 ]}^: 46–47 Исландские щитовые вулканы, которые образовали эти большие поля лавы здесь и в ЗВЗ, сделали это в рамках единого, почти непрерывного извержения, которое отличается от повторяющихся прерывистых извержений, часто наблюдаемых в щитовых вулканах в других частях мира, и это позволило бы им быть отнесено к классу центральный вулкан в геологическом контексте Исландии. ^{[ 20 ]}^: 11–12

Центральный вулкан Крафла не выделяется в пределах вулканической рифтовой зоны. Трещинные рои Крафлы распространяются от магматического очага и магма течет вдоль роев к северу и югу от вулкана. Эруптивные трещины внутри роев трещин чаще всего встречаются на расстоянии 20–30 км (12–19 миль) от центральных вулканов. Разломы внутри групп трещин обычны на расстоянии до 70–90 км (43–56 миль) от центрального вулкана. ^{[ 7 ]}

Разломы в группах трещин обычно субпараллельны друг другу. Неправильная структура трещин обнаруживается там, где трансформный разлом Хусавик встречается с роями трещин, что указывает на взаимодействие между роями трещин и сдвигами. ^{[ 7 ]}

Деление на НВЗ и ЭВЗ условно, так как рифтогенные структуры представляют собой единое непрерывное структурное единство. ^{[ 3 ]} Потенциальная граница существует, учитывая изменение направления простирания роев трещин, образовавшихся за последние 10 миллионов лет на широте 64,7 °, за которым также последовало даек вторжение в 2014 году из Бардарбунги на север, но это может быть пересечено вулканической активностью, возникшей либо на юг или север. ^{[ 21 ]} Последнее крупное перемещение рифта в Северной Исландии произошло примерно 6–7 миллионов лет назад, когда северная, ныне вымершая рифтовая зона Снайфеллснес-Хунафлой (SHRZ), ^{[ 22 ]} сместилась на восток к новой оси рифта в НВЗ. ^{[ 3 ]} Благодаря новым методам датирования появилось точное понимание истории SHRZ от северо-западного региона Исландии до северо-восточного, которое не было доступно, когда SHRZ был впервые описан. ^{[ 3 ]}

Восточная вулканическая зона

Восточная вулканическая зона (EVZ, Восточная вулканическая зона Исландии) расположена на юго-востоке Исландии и отличается высокой вулканической активностью. ^{[ 1 ]}^: 46 Он соединяется с SISZ и NVC на своем западном и северном конце соответственно. Сейсмическая активность сосредоточена в районе ледника Ватнайёкюдль , который считается общепринятым местом расположения горячей точки Исландии. ^{[ 1 ]}^: 46 ЭВЗ начала формироваться между 1,5 и 3 миллионами лет назад в результате распространения НВЗ на юг. ^{[ 19 ]}^: 2 Это восточная граница микроплиты Хреппар.

Деформированные структуры, включая доминирующие рои извержений северо-восточного простирания и вулканические структуры. ^{[ 1 ]}^: 46 и некоторые обычные структуры разломов можно найти в EVZ. ^{[ 23 ]} длинные гиалокластитовые хребты, образовавшиеся в результате подледных извержений последнего ледникового периода Отличительными структурами ЭВЗ являются . По сравнению с ЗВЗ рои эруптивных трещин и гиалокластитовые хребты в ЭВЗ обычно длиннее. ^{[ 1 ]}^: 46 В течение последнего ледникового периода произошло огромное количество извержений базальта, образовавших длинные рои вулканических трещин. EVZ геологически молода, как уже говорилось выше, EVZ в конечном итоге поглотит WVZ согласно модели процесса рифтового скачка. ^{[ 1 ]}^: 54

Южная EVZ распространяется на юго-запад через более древнюю кору Евразийской плиты. ^{[ 3 ]} Это приводит к активному, иногда взрывному вулканизму и рифтингу в рифтовой области, называемой вулканической зоной Южной Исландии (SIVZ). ^{[ 24 ]}

Западная вулканическая зона

Западная вулканическая зона (WVZ, Западная вулканическая зона Исландии) расположена к северу от СИСЗ, где ее северный конец соединяется с районом Лангйокудль . ^{[ 1 ]}^: 44–5 Это был активно распространяющийся разлом за последние 7 миллионов лет. ^{[ 22 ]} но в настоящее время считается, что активная рифтовая активность ослабевает по мере того, как горячая точка смещается на восток, ^{[ 3 ]} и с реклассификацией действующих вулканов полуострова Рейкьянес из WVZ в вулканический пояс Рейкьянес (RVB), который теперь рассматривается как зона транс-напряжения с трансформными разломами и спредингом. ^{[ 9 ]} Структуры, связанные со сбросами, выражены гораздо более четко, чем в более молодой ЭВЗ. ^{[ 1 ]}^: 46 Первоначально ЗВЗ стала основной границей плиты в Исландии около 6 миллионов лет назад у своего предшественника, рифта Снайфеллснес, который затем соединил западную Исландию с северной Исландией. ^{[ 19 ]}^: 2 В этот период активности она была известна как рифтовая зона Рейкьянес-Лангьёкюдль, которая распространялась на юго-запад. ^{[ 19 ]}^: 2 Еще 2 миллиона лет назад морское дно, простирающееся вокруг Исландии, было окружено этой рифтовой зоной, плохо выраженной поперечной соединительной зоной между ней и НВЗ. ^{[ 19 ]}^: 2 Когда EVZ стала активной, рифтовая зона Рейкьянес-Лангйокудль стала сегодняшней WVZ. ЗВЗ остается активным, несмотря на то, что это центр сверхмедленного расширения со скоростью расширения 0,3–0,7 см в год (0,12–0,28 дюйма в год), что составляет 20–30% от общего раскрытия на юге Исландии. ^{[ 19 ]}^: 3 О прерывистом разрушении WVZ по сравнению с другими описанными разломами свидетельствует: ^{[ 19 ]}^: 26 например, в средней и северной частях ЗВЗ наблюдается более поздняя вулканическая активность, чем в южных частях, что не так, как ожидалось, из-за разлома, обрывающегося с севера. ^{[ 19 ]}^{: Рис.11}

В северной части ЗВЗ нормальные разломы все еще распространены, но вулканические трещины становятся менее доминирующими и активными. ЗВЗ является западной границей микроплиты Хреппар.

В этой зоне также наблюдаются щитовые вулканы. Грабен Тингвеллир является свидетельством расходящегося движения плит в Исландии. Он демонстрирует явную экстенсиональную особенность. ^{[ 1 ]}^: 44 Он расположен к северу от тройного соединения плит, проявляющегося как пересечение WVZ, RVB и SISZ возле вулкана Хенгилл . ^{[ 25 ]}

Среднеисландский пояс

Пояс Средней Исландии (MIB, вулканическая зона Центральной Исландии, CIVZ, зона Средней Исландии, зона Хофсйёкюдль, ^{[ 19 ]}^: 2 Вулканическая зона Хофсйёкюдль, ^{[ 5 ]} ХВЗ) вулканов, соединяет ВВЗ с областью пересечения НВЗ и ЭВЗ. Он расположен параллельно северу СИСЗ и имеет отношение к его трансформной природе. Существует небольшой компонент растяжения, который вызывает местный вулканизм, но не имеет явного сдвигового движения. ^{[ 3 ]} Было высказано предположение, что компонент растяжения вызван противоположным направлением вращения блоков земной коры на север, который находится на Евразийской плите и микроплите Хреппар на юге. ^{[ 3 ]} Таким образом, как уже упоминалось, это северная граница микроплиты Хреппар. как вулканическая, так и сейсмическая активность были низкими В голоцене . ^{[ 1 ]}^: 46

Внутрипластинчатая деформация

Это проявляется в том, что вулканические пояса отделяются от зон, связанных с рифтами, расположенными выше. В случае вулканического пояса Орефи он считается зародышевым разломом, и этот процесс, вероятно, будет повторять прошлые события, когда южная часть НВЗ представляла собой зародышевый разлом миллионы лет назад, учитывая скачок рифтовой зоны. ^{[ 26 ]}

Вулканический пояс Снайфелльснес

Викимедиа | © OpenStreetMap

Карта центральных вулканов и их трещинных полей (более бледная штриховка) вулканического пояса Снайфедльснес: ^{[ 27 ]}

Ледник Снайфелл

Хелгринд

Светлые горы

Вулканический пояс Снайфедльснес (SVB, вулканическая зона Снайфедльснес, ^{[ 5 ]} СВЗ) — область возобновления внутриплитного вулканизма (Северо-Американская плита), возраст которой менее 1,5 млн лет. ^{[ 28 ]} SVB прорвался через западные аспекты исчезнувшего SHRZ, который является предшественником нынешнего MIB. SHRZ сформировалась, когда WVZ располагала горячей точкой непосредственно под собой, и существовала до последнего исторического скачка в рифтовую зону. ^{[ 3 ]} SHRZ произвел подстилающие коры толеитовые базальты , возраст которых превышает 5 миллионов лет. ^{[ 28 ]} Неизвестно, являются ли взаимодействия SHRZ и «горячих точек» причиной SVB, и это продолжает оставаться областью изучения. Предлагаемые механизмы образования магмы включают частичное плавление гидротермально измененной преимущественно базальтовой коры или фракционную кристаллизацию первичной базальтовой магмы или оба механизма. ^{[ 29 ]} Теперь известно, что временной масштаб производства/созревания магмы, составляющий более 100 000 лет, на порядок или более больше, чем в других зонах Исландии, где механизмы фракционной кристаллизации являются первичными. ^{[ 29 ]}

SVB включает стратовулканы Снайфедльсйёкюдль , Хельгриндур (Лисускард) и Льосуфьёлль, образующие полуостровную линию с востока на запад. ^{[ 27 ]} и представляет собой в основном базальтовый вулканизм из таких источников, как моногенетические шлаковые конусы и изолированные подледниковые туи, такие как Ватнафелл, а не из длинных трещин, обнаруженных в рифтовых зонах. ^{[ 28 ]} Эти вулканы недавно извергли небольшие объемы переходной к щелочной магмы по сравнению с менее развитыми магмами и большими объемами из рифтовых зон. ^{[ 28 ]} Подстилающая кора толще примерно на 25 км (16 миль), чем в районах активной рифтовой зоны. ^{[ 28 ]} Хранилище магмы в изученных регионах пояса происходит чуть выше Мохо , примерно на высоте 22–11 км (13,7–6,8 миль) в нижней и средней коре. ^{[ 24 ]} что обычно не происходит в рифтовых зонах, где магматические очаги встречаются в средней и мелкой коре на глубине около 5 км (3,1 мили). ^{[ 28 ]}

Викимедиа | © OpenStreetMap

Приблизительные очертания центральных вулканов вулканического пояса Орефи коричневого цвета. Щелкнув изображение, чтобы включить наведение курсора мыши, можно увеличить масштаб, при котором элементы кальдеры показаны красной штриховкой, а особенности ледника - бело-синей штриховкой.

Самые старые вулканические породы, образовавшиеся после извержения переходных лав пояса через серию толеитовой магмы в фундаменте, находятся на горе Сетберг к северо-востоку от Грюндарфьордюра и недалеко от Эллидатиндара, по обе стороны нынешней вулканической системы Хельгриндур. ^{[ 30 ]} Последнее извержение пояса произошло в Раудхалсахрауне в вулканической системе Льосуфьёлль около 960 года. ^{[ 31 ]}

Вулканический пояс Орефи

Вулканический пояс Орефи (ÖVB, вулканический пояс Орефайёкюдль-Снайфелль, вулканическая система, зона или пояс Орефайёкюдль, ÖVZ, ^{[ 5 ]} Восточная фланговая зона) расположена восточнее и параллельно ЭВЗ и НВЗ. ^{[ 3 ]} Его три составных центральных вулкана — Орефайёкюдль , Эсьюфьёлль и Снайфелл — расположены в линеаменте простирания с юго-запада на северо-восток и содержат от риолита до щелочных изверженных базальтов. ^{[ 32 ]} Имеются некоторые свидетельства сходства в исследованиях состава Снайфелла и подледникового вулкана Упптиппингар в НВЗ, поскольку ÖVB является фланговой зоной. ^{[ 33 ]}

См. также

Ссылки

^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж ^к ^л ^м ^н ^тот ^п ^д ^р ^с ^т ^в ^v ^В ^х ^и ^С ^аа ^аб ^и ^{объявление} Эйнарссон, П. (2008). «Границы плит, разломы и трансформации в Исландии». Йокулл . 58 (12): 35–58. дои : 10.33799/jokull2008.58.035 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Арнадоттир, Т.; Гейрссон, Х.; Цзян, В. (2008). «Деформация земной коры в Исландии: распространение плит и деформация землетрясения». Йокулл . 58 : 59–74. дои : 10.33799/jokull2008.58.059 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж ^к Арнадоттир, С.; Тордарсон, Т.; Хьяртарсон, А.; Гаутасон, Б. (2023). «U – Pb возраст циркона и хронология центрального вулкана Торфуфелл: значение для определения времени перемещения рифта в Северной Исландии» . Бюллетень вулканологии . 85 (10): 52. Бибкод : 2023Б Том...85...52А . дои : 10.1007/s00445-023-01667-8 . ^{: Введение}
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с Зигмундссон, Ф.; Эйнарссон, П.; Хьяртардоттир, Ар.Р.; Друэн, В.; Йонсдоттир, К.; Арнадоттир, Т.; Гейрссон, Х.; Хрейнсдоттир, С.; Ли, С.; Офейгссон, Б.Г. (2020). «Геодинамика Исландии и признаки распространения плит». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 391 : 106436. Бибкод : 2020JVGR..39106436S . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2018.08.014 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и Якобссон, СП; Йонассон, К.; Сигурдссон, Айова (2008). «Три серии магматических пород Исландии» (PDF) . Йокулл . 58 (1): 117–138. дои : 10.33799/jokull2008.58.117 . Проверено 7 мая 2024 г. ^: 118
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с Ислам, Монтана; Старкелл, Э.; ЛаФемина, П.; Гейрссон, Х.; Зигмундссон, Ф.; Олафссон, Х. (2016). «Непрерывное опускание рифтового грабена Тингвеллир, Исландия: геодезические наблюдения с 1967 года по сравнению с реологическими моделями распространения плит». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 121 (1): 321–338. Бибкод : 2016JGRB..121..321I . дои : 10.1002/2015JB012306 . ^{: Рис. 1}
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г Эйнарссон, П. (1991). «Землетрясения и современный тектонизм в Исландии». Тектонофизика . 189 (1–4): 261–279. Бибкод : 1991Tectp.189..261E . дои : 10.1016/0040-1951(91)90501-I .
^ Уорд, Польша (1971). «Новая интерпретация геологии Исландии». Бюллетень Геологического общества Америки . 82 (11): 2991–3012. doi : 10.1130/0016-7606(1971)82[2991:NIOTGO]2.0.CO;2 .
^ Перейти обратно: ^а ^б Сэмундссон, К.; Сигургерссон, магистр искусств; Фридлейфссон, Г.О. (2020). «Геология и строение вулканической системы Рейкьянес, Исландия». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 391 (106501). Бибкод : 2020JVGR..39106501S . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2018.11.022 . ^{: Введение}
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и Стефанссон, Р.; Гудмундссон, Великобритания; Халлдорссон, П. (февраль 2008 г.). «Зона разлома Тьернес. Новые и старые сейсмические свидетельства связи между рифтовой зоной Северной Исландии и Срединно-Атлантическим хребтом». Тектонофизика . 447 (1–4): 117–126. Бибкод : 2008Tectp.447..117S . дои : 10.1016/j.tecto.2006.09.019 .
^ Стефанссон, Р.; Халлдорссон, П. (сентябрь 1988 г.). «Снятие и накопление напряжений в сейсмической зоне южной Исландии». Тектонофизика . 152 (3–4): 267–276. Бибкод : 1988Tectp.152..267S . дои : 10.1016/0040-1951(88)90052-2 .
^ Ридель, К.; Шмидт, М.; Ботц, Р.; Тайлен, Ф. (декабрь 2001 г.). «Гидротермальное месторождение Гримси на шельфе Северной Исландии: структура земной коры, разломы и связанные с ними газовые выбросы». Письма о Земле и планетологии . 193 (3–4): 409–421. Бибкод : 2001E&PSL.193..409R . дои : 10.1016/S0012-821X(01)00519-2 .
^ «М 6,5 – 25 км к востоку от Селфосса, Исландия» . Землетрясение.usgs.gov . Геологическая служба США . Проверено 1 января 2024 г.
^ «М 6,5 – 12 км к востоку-востоку от Селфосса, Исландия» . Землетрясение.usgs.gov . Геологическая служба США . Проверено 1 января 2024 г.
^ Стефанссон Р., Гудмундссон ГБ и Робертс МД (2006). Долгосрочные и краткосрочные предупреждения о землетрясениях на основе сейсмической информации в СИСЗ . Исландское метеорологическое бюро.
^ Перейти обратно: ^а ^б Сэмундссон, К. (1974). «Эволюция зоны осевого рифтинга в Северной Исландии и зоны разлома Тьернес». Бюллетень Геологического общества Америки . 85 (4): 495–504. Бибкод : 1974GSAB...85..495S . doi : 10.1130/0016-7606(1974)85<495:EOTARZ>2.0.CO;2 .
^ Фулджер, Греция; Туми, Д.Р. (1989). «Структура и эволюция вулканического комплекса Хенгилл-Гренсдалур, Исландия: геология, геофизика и сейсмическая томография». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 94 (Б12): 17511–17522. Бибкод : 1989JGR....9417511F . дои : 10.1029/JB094iB12p17511 .
^ Фловенц, О. Г.; Самундссон, К. (1993). «Тепловой поток и геотермические процессы в Исландии». Тектонофизика . 225 (1–2): 123–138. Бибкод : 1993Tectp.225..123F . дои : 10.1016/0040-1951(93)90253-G .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж Синтон, Дж.; Грёнвольд, К; Сэмундссон, К. (2005). «Постледниковая история извержений западной вулканической зоны, Исландия». Геохимия, геофизика, геосистемы . 6 (12): 1–34. Бибкод : 2005GGG.....612009S . дои : 10.1029/2005GC001021 .
^ Эндрю, РЭБ (2008). Кандидатская диссертация: Вулканотектоническая эволюция и характерный вулканизм неовулканической зоны Исландии (PDF) (Диссертация). Университет Георга Августа, Геттинген. стр. 1–122. Архивировано из оригинала (PDF) 9 марта 2012 г. Проверено 24 мая 2011 г.
^ Гудмундссон, А.; Лекер, Н.; Мохаджери, Н.; Тордарсон, Т. (2014). «Установка дамб в Бардарбунге, Исландия, вызывает необычные изменения напряжения, деформацию кальдеры и землетрясения». Бюллетень вулканологии . 76 (10): 1–7. Бибкод : 2014BVol...76..869G . дои : 10.1007/s00445-014-0869-8 . ^: 1
^ Перейти обратно: ^а ^б Кристьянссон, Л.; Йонссон, Г. (1998). «Аэромагнитные результаты и наличие вымершей рифтовой зоны на западе Исландии». Журнал геодинамики . 25 (1–2): 99–108. Бибкод : 1998JGeo...25...99K . дои : 10.1016/S0264-3707(97)00009-4 .
^ Тораринссон, С., Самундссон, К., и Уильямс, Р. (1973). Изображение Ватнайёкюдля, полученное с помощью ERTS-1: анализ гляциологических, структурных и вулканических особенностей .
^ Перейти обратно: ^а ^б Каль, М; Бали, Э.; Гудфиннссон, Г.Х.; Нив, округ Колумбия; Убиде, Т.; ван дер Меер, QHA; Мэтьюз, С. (2021). «Условия и динамика хранения магмы в вулканической зоне Снайфедльснес, Западная Исландия: данные извержений Будахраун и Берсеркьяхраун». Журнал петрологии . 62 (9). doi : 10.1093/petrology/egab054 .
^ Декрим, Дж.; Арнадоттир, Т.; Хупер, А.; Гейрссон, Х.; Зигмундссон, Ф.; Кейдинг, М.; Офейгссон, Б.Г.; Хрейнсдоттир, С.; Эйнарссон, П.; ЛаФемина, П.; Беннетт, РА (2010). «Двойное землетрясение 29 мая 2008 года на юго-западе Исландии » Международный геофизический журнал . 181 (2): 1128–1146. Бибкод : 2010GeoJI.181.1128D . дои : 10.1111/j.1365-246x.2010.04565.x . ^: 1128
^ Арнадоттир, С.; Тордарсон, Т.; Хьяртарсон, А.; Гаутасон, Б. (2023). «U – Pb возраст циркона и хронология центрального вулкана Торфуфелл: значение для определения времени перемещения рифта в Северной Исландии» . Бюллетень вулканологии . 85 (10): 52. Бибкод : 2023Б Том...85...52А . дои : 10.1007/s00445-023-01667-8 . ^{: Обсуждение}
^ Перейти обратно: ^а ^б Йоханнессон, Хаукур (2019). «Каталог исландских вулканов — Снайфелльсйёкюдль» . Исландское метеорологическое управление, Институт наук о Земле Исландского университета, Департамент гражданской защиты Национального комиссара полиции Исландии . Проверено 3 января 2024 г.
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Берни, Д.; Пит, Д.В.; Рийшуус, М.С.; Укстиньш, ИА (2020). «Реконструкция водопроводной системы внерифтовой примитивной щелочной туи (Ватнафелл, Исландия) с использованием геотермобарометрии и CSD» . Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 399 : 106914. Бибкод : 2020JVGR..39906914B . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2020.106914 . ^{: Аннотация,Введение}
^ Перейти обратно: ^а ^б Баник, Ти Джей; Карли, ТЛ; Кобл, Массачусетс; Ханчар, Дж. М.; Додд, JP; Казале, генеральный директор; МакГуайр, SP = (2021). «Магматические процессы в вулкане Снайфелл, Исландия, ограниченные возрастом циркона, изотопами и микроэлементами». Геохимия, геофизика, геосистемы . 22 (3): p.e2020GC009255. Бибкод : 2021GGG....2209255B . дои : 10.1029/2020GC009255 .
^ Тордардоттир, Солрун (2020). Природа полуострова Снайфедльснес: бакалаврская диссертация (PDF) (Диссертация). Природа и лес, Сельскохозяйственный университет Исландии, Хваннейри. стр. 1–58 . Проверено 25 февраля 2024 г. ^: 2–3
^ «Льосуфьёлль» . Глобальная программа вулканизма . Смитсоновский институт . Проверено 25 июня 2021 г.
^ Хёскульдссон, Арманн (2019). «Каталог исландских вулканов — Орефайокудль» . Исландское метеорологическое управление, Институт наук о Земле Исландского университета, Департамент гражданской защиты Национального комиссара полиции Исландии . Проверено 6 января 2023 г. ^{: Подробное описание:1. Геологическая обстановка и тектонический контекст}
^ Холм, премьер-министр; Бертоти, П.; Соагер, Н. (2022). «Переработанные компоненты земной коры Исландского плюмового центра: ультраобезвоженная кора и окисленная водоносная плодородная мантия» . Журнал петрологии . 63 (9): egac082. doi : 10.1093/petrology/egac082 .

[Einarsson2008-1] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж ^к ^л ^м ^н ^тот ^п ^д ^р ^с ^т ^в ^v ^В ^х ^и ^С ^аа ^аб ^и ^{объявление} Эйнарссон, П. (2008). «Границы плит, разломы и трансформации в Исландии». Йокулл . 58 (12): 35–58. дои : 10.33799/jokull2008.58.035 .

[Árnadóttir2008-2] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Арнадоттир, Т.; Гейрссон, Х.; Цзян, В. (2008). «Деформация земной коры в Исландии: распространение плит и деформация землетрясения». Йокулл . 58 : 59–74. дои : 10.33799/jokull2008.58.059 .

[Árnadóttir2023-3] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж ^к Арнадоттир, С.; Тордарсон, Т.; Хьяртарсон, А.; Гаутасон, Б. (2023). «U – Pb возраст циркона и хронология центрального вулкана Торфуфелл: значение для определения времени перемещения рифта в Северной Исландии» . Бюллетень вулканологии . 85 (10): 52. Бибкод : 2023Б Том...85...52А . дои : 10.1007/s00445-023-01667-8 . ^{: Введение}

[Sigmundsson2020-4] Перейти обратно: ^а ^б ^с Зигмундссон, Ф.; Эйнарссон, П.; Хьяртардоттир, Ар.Р.; Друэн, В.; Йонсдоттир, К.; Арнадоттир, Т.; Гейрссон, Х.; Хрейнсдоттир, С.; Ли, С.; Офейгссон, Б.Г. (2020). «Геодинамика Исландии и признаки распространения плит». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 391 : 106436. Бибкод : 2020JVGR..39106436S . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2018.08.014 .

[Jakobsson2008-5] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и Якобссон, СП; Йонассон, К.; Сигурдссон, Айова (2008). «Три серии магматических пород Исландии» (PDF) . Йокулл . 58 (1): 117–138. дои : 10.33799/jokull2008.58.117 . Проверено 7 мая 2024 г. ^: 118

[Islam2016-6] Перейти обратно: ^а ^б ^с Ислам, Монтана; Старкелл, Э.; ЛаФемина, П.; Гейрссон, Х.; Зигмундссон, Ф.; Олафссон, Х. (2016). «Непрерывное опускание рифтового грабена Тингвеллир, Исландия: геодезические наблюдения с 1967 года по сравнению с реологическими моделями распространения плит». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 121 (1): 321–338. Бибкод : 2016JGRB..121..321I . дои : 10.1002/2015JB012306 . ^{: Рис. 1}

[:1-7] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г Эйнарссон, П. (1991). «Землетрясения и современный тектонизм в Исландии». Тектонофизика . 189 (1–4): 261–279. Бибкод : 1991Tectp.189..261E . дои : 10.1016/0040-1951(91)90501-I .

[Árnadóttir1971-8] Уорд, Польша (1971). «Новая интерпретация геологии Исландии». Бюллетень Геологического общества Америки . 82 (11): 2991–3012. doi : 10.1130/0016-7606(1971)82[2991:NIOTGO]2.0.CO;2 .

[Sæmundsson2020-9] Перейти обратно: ^а ^б Сэмундссон, К.; Сигургерссон, магистр искусств; Фридлейфссон, Г.О. (2020). «Геология и строение вулканической системы Рейкьянес, Исландия». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 391 (106501). Бибкод : 2020JVGR..39106501S . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2018.11.022 . ^{: Введение}

[:2-10] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и Стефанссон, Р.; Гудмундссон, Великобритания; Халлдорссон, П. (февраль 2008 г.). «Зона разлома Тьернес. Новые и старые сейсмические свидетельства связи между рифтовой зоной Северной Исландии и Срединно-Атлантическим хребтом». Тектонофизика . 447 (1–4): 117–126. Бибкод : 2008Tectp.447..117S . дои : 10.1016/j.tecto.2006.09.019 .

[11] Стефанссон, Р.; Халлдорссон, П. (сентябрь 1988 г.). «Снятие и накопление напряжений в сейсмической зоне южной Исландии». Тектонофизика . 152 (3–4): 267–276. Бибкод : 1988Tectp.152..267S . дои : 10.1016/0040-1951(88)90052-2 .

[12] Ридель, К.; Шмидт, М.; Ботц, Р.; Тайлен, Ф. (декабрь 2001 г.). «Гидротермальное месторождение Гримси на шельфе Северной Исландии: структура земной коры, разломы и связанные с ними газовые выбросы». Письма о Земле и планетологии . 193 (3–4): 409–421. Бибкод : 2001E&PSL.193..409R . дои : 10.1016/S0012-821X(01)00519-2 .

[13] «М 6,5 – 25 км к востоку от Селфосса, Исландия» . Землетрясение.usgs.gov . Геологическая служба США . Проверено 1 января 2024 г.

[14] «М 6,5 – 12 км к востоку-востоку от Селфосса, Исландия» . Землетрясение.usgs.gov . Геологическая служба США . Проверено 1 января 2024 г.

[:3-15] Стефанссон Р., Гудмундссон ГБ и Робертс МД (2006). Долгосрочные и краткосрочные предупреждения о землетрясениях на основе сейсмической информации в СИСЗ . Исландское метеорологическое бюро.

[:4-16] Перейти обратно: ^а ^б Сэмундссон, К. (1974). «Эволюция зоны осевого рифтинга в Северной Исландии и зоны разлома Тьернес». Бюллетень Геологического общества Америки . 85 (4): 495–504. Бибкод : 1974GSAB...85..495S . doi : 10.1130/0016-7606(1974)85<495:EOTARZ>2.0.CO;2 .

[17] Фулджер, Греция; Туми, Д.Р. (1989). «Структура и эволюция вулканического комплекса Хенгилл-Гренсдалур, Исландия: геология, геофизика и сейсмическая томография». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 94 (Б12): 17511–17522. Бибкод : 1989JGR....9417511F . дои : 10.1029/JB094iB12p17511 .

[18] Фловенц, О. Г.; Самундссон, К. (1993). «Тепловой поток и геотермические процессы в Исландии». Тектонофизика . 225 (1–2): 123–138. Бибкод : 1993Tectp.225..123F . дои : 10.1016/0040-1951(93)90253-G .

[Sinton2005-19] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж Синтон, Дж.; Грёнвольд, К; Сэмундссон, К. (2005). «Постледниковая история извержений западной вулканической зоны, Исландия». Геохимия, геофизика, геосистемы . 6 (12): 1–34. Бибкод : 2005GGG.....612009S . дои : 10.1029/2005GC001021 .

[Andrews2008-20] Эндрю, РЭБ (2008). Кандидатская диссертация: Вулканотектоническая эволюция и характерный вулканизм неовулканической зоны Исландии (PDF) (Диссертация). Университет Георга Августа, Геттинген. стр. 1–122. Архивировано из оригинала (PDF) 9 марта 2012 г. Проверено 24 мая 2011 г.

[21] Гудмундссон, А.; Лекер, Н.; Мохаджери, Н.; Тордарсон, Т. (2014). «Установка дамб в Бардарбунге, Исландия, вызывает необычные изменения напряжения, деформацию кальдеры и землетрясения». Бюллетень вулканологии . 76 (10): 1–7. Бибкод : 2014BVol...76..869G . дои : 10.1007/s00445-014-0869-8 . ^: 1

[Kristjánsson1998-22] Перейти обратно: ^а ^б Кристьянссон, Л.; Йонссон, Г. (1998). «Аэромагнитные результаты и наличие вымершей рифтовой зоны на западе Исландии». Журнал геодинамики . 25 (1–2): 99–108. Бибкод : 1998JGeo...25...99K . дои : 10.1016/S0264-3707(97)00009-4 .

[23] Тораринссон, С., Самундссон, К., и Уильямс, Р. (1973). Изображение Ватнайёкюдля, полученное с помощью ERTS-1: анализ гляциологических, структурных и вулканических особенностей .

[Kahl2021-24] Перейти обратно: ^а ^б Каль, М; Бали, Э.; Гудфиннссон, Г.Х.; Нив, округ Колумбия; Убиде, Т.; ван дер Меер, QHA; Мэтьюз, С. (2021). «Условия и динамика хранения магмы в вулканической зоне Снайфедльснес, Западная Исландия: данные извержений Будахраун и Берсеркьяхраун». Журнал петрологии . 62 (9). doi : 10.1093/petrology/egab054 .

[25] Декрим, Дж.; Арнадоттир, Т.; Хупер, А.; Гейрссон, Х.; Зигмундссон, Ф.; Кейдинг, М.; Офейгссон, Б.Г.; Хрейнсдоттир, С.; Эйнарссон, П.; ЛаФемина, П.; Беннетт, РА (2010). «Двойное землетрясение 29 мая 2008 года на юго-западе Исландии » Международный геофизический журнал . 181 (2): 1128–1146. Бибкод : 2010GeoJI.181.1128D . дои : 10.1111/j.1365-246x.2010.04565.x . ^: 1128

[26] Арнадоттир, С.; Тордарсон, Т.; Хьяртарсон, А.; Гаутасон, Б. (2023). «U – Pb возраст циркона и хронология центрального вулкана Торфуфелл: значение для определения времени перемещения рифта в Северной Исландии» . Бюллетень вулканологии . 85 (10): 52. Бибкод : 2023Б Том...85...52А . дои : 10.1007/s00445-023-01667-8 . ^{: Обсуждение}

[Jóhannesson2019-27] Перейти обратно: ^а ^б Йоханнессон, Хаукур (2019). «Каталог исландских вулканов — Снайфелльсйёкюдль» . Исландское метеорологическое управление, Институт наук о Земле Исландского университета, Департамент гражданской защиты Национального комиссара полиции Исландии . Проверено 3 января 2024 г.

[Burney2020-28] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Берни, Д.; Пит, Д.В.; Рийшуус, М.С.; Укстиньш, ИА (2020). «Реконструкция водопроводной системы внерифтовой примитивной щелочной туи (Ватнафелл, Исландия) с использованием геотермобарометрии и CSD» . Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 399 : 106914. Бибкод : 2020JVGR..39906914B . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2020.106914 . ^{: Аннотация,Введение}

[Banik2021-29] Перейти обратно: ^а ^б Баник, Ти Джей; Карли, ТЛ; Кобл, Массачусетс; Ханчар, Дж. М.; Додд, JP; Казале, генеральный директор; МакГуайр, SP = (2021). «Магматические процессы в вулкане Снайфелл, Исландия, ограниченные возрастом циркона, изотопами и микроэлементами». Геохимия, геофизика, геосистемы . 22 (3): p.e2020GC009255. Бибкод : 2021GGG....2209255B . дои : 10.1029/2020GC009255 .

[30] Тордардоттир, Солрун (2020). Природа полуострова Снайфедльснес: бакалаврская диссертация (PDF) (Диссертация). Природа и лес, Сельскохозяйственный университет Исландии, Хваннейри. стр. 1–58 . Проверено 25 февраля 2024 г. ^: 2–3

[31] «Льосуфьёлль» . Глобальная программа вулканизма . Смитсоновский институт . Проверено 25 июня 2021 г.

[32] Хёскульдссон, Арманн (2019). «Каталог исландских вулканов — Орефайокудль» . Исландское метеорологическое управление, Институт наук о Земле Исландского университета, Департамент гражданской защиты Национального комиссара полиции Исландии . Проверено 6 января 2023 г. ^{: Подробное описание:1. Геологическая обстановка и тектонический контекст}

[33] Холм, премьер-министр; Бертоти, П.; Соагер, Н. (2022). «Переработанные компоненты земной коры Исландского плюмового центра: ультраобезвоженная кора и окисленная водоносная плодородная мантия» . Журнал петрологии . 63 (9): egac082. doi : 10.1093/petrology/egac082 .

[ 1 ]

[ 2 ]

[ 3 ]

[ 4 ]

[ 5 ]

[ 6 ]

[ 7 ]

[ 8 ]

[ 9 ]

[ 10 ]

[ 11 ]

[ 12 ]

[ 13 ]

[ 14 ]

[ 15 ]

[ 16 ]

[ 17 ]

[ 18 ]

[ 19 ]

[ 20 ]

[ 21 ]

[ 22 ]

[ 23 ]

[ 24 ]

[ 25 ]

[ 26 ]

[ 27 ]

[ 28 ]

[ 29 ]

[ 30 ]

[ 31 ]

[ 32 ]

[ 33 ]