Геологическая деформация Исландии - Geological deformation of Iceland

Геологическая деформация Исландии
Национальный парк Тингвеллир, Bláskógabyggð (6969755432) .jpg
Структура растяжения, ,ingvellir Graben, свидетельствует о дивергенции плит в Исландии.
Схема зон деформации Исландии.svg
Рис. 1. На этом рисунке показано расположение основных зон деформации в Исландии. Самая толстая линия представляет границу расходящейся пластины.

Легенда: Р. Р., хребет Рейкьянес; RVB, вулканический пояс Рейкьянес; WVZ, Западная вулканическая зона; MIB, пояс Средней Исландии; SISZ, сейсмическая зона Южной Исландии; EVZ, Восточная вулканическая зона; NVZ, Северная вулканическая зона; TFZ, зона разлома Тьёрнес; КР, хребет Кольбейнси; ÖVB, вулканический пояс Öröfajökul; SVB, Вулканический пояс Снайфедльснес. Легенда для базальтовых регионов такая же, как ниже.
Площадь102 775 км²
ОбразованаТектонические силы
Возраст25 миллионов лет
Вулканический поясРейкьянес

В геологические деформации Исландии так скалы острова Исландия меняются из-за тектонический силы. Геологическая деформация объясняет расположение землетрясений, вулканов, трещин и форму острова. Исландия - самая большая территория (102 775 км²), расположенная на океанический хребет.[1] Это возвышенное плато морского дна, расположенное на пересечении Срединно-Атлантический хребет и Гренландия-Исландия-Фарерский хребет.[2] Он расположен вдоль границы океанических расходящихся плит Североамериканская плита и Евразийская плита. Западная часть Исландии находится на Североамериканская плита а восточная часть находится на Евразийская плита. В Рейкьянес Ридж системы Срединно-Атлантического хребта в этом регионе пересекает остров с юго-запада и соединяется с Кольбейнси Ридж на северо-востоке.[1]

Исландия геологически молода: все породы здесь образовались за последние 25 миллионов лет.[3] Он начал формироваться в Ранний миоцен суб-эпохи, но самые старые породы, найденные на поверхности Исландии, происходят из Средний миоцен субэпоха. Почти половина Исландии образовалась в период медленного распространения от 9 до 20 миллионов лет назад (млн лет назад).[3]

Геологические структуры и геоморфология Исландии сильно зависят от границы расширяющейся плиты и Горячая точка Исландии. Плавучесть глубинных мантийный шлейф внизу поднял Исландское базальтовое плато на высоту до 3000 метров. Горячая точка также вызывает высокую вулканическую активность на границе плиты.[1]

В Исландии есть две основные геологические и топографические структурные тенденции. Один удары северо-восток в южной Исландии и простирается почти на север в северной Исландии. Другой простирается примерно на запад-северо-запад. Все вместе они образуют зигзагообразный узор. Образец показан недостатки, вулканические трещины, долины, дамбы, вулканы, грабенс и уступы.[3]

Деформация Исландии

Геологическая деформация Исландии в основном вызвана активным распространением Срединно-океанический хребет. Расширенные трещины и преобразовать разломы находятся перпендикулярно направлению распространения.[1] Зоны трансформно-разломов также известны как зоны разлома. Эти зоны разлома позволяют большие объемы лава быть извергнутый. На поверхности Исландии линейный вулканические трещины формируются вдоль перекатов и появляются в виде роя. Они связаны зонами разломов, образующими вулканические зоны.[3]

Пластина пограничная зона деформации

Движения земной коры создали две пограничные зоны деформации плит между основными плитами, Североамериканской плитой и Евразийской плитой.[1]

На севере Исландии ширина зоны деформации составляет около 100 км. Он накапливает напряжение, возникающее в результате эпизодов рифтинга и сильных землетрясений.[1]

На юге Исландии блок, расположенный вдоль границы плиты, идентифицируется как микропланшет и называется Блок Хреппар. Зона деформации относительно мала, поскольку в ней нет значительных свидетельств активной деформации, землетрясений или вулканизма. Северная граница блока связана с вулканической зоной Центральной Исландии (CIVZ), где происходит диффузный вулканизм. Южная граница блока называется сейсмической зоной Южной Исландии, где сдвиговые землетрясения может случиться.[1]

Преобразование зон разломов

Есть два основных и активных преобразовать разломы зоны, простирающиеся с запада на северо-запад на севере и юге Исландии.[4] Две большие зоны разлома, связанные с трансформными разломами, а именно зоны разлома Тьёрнес и Рейкьянес, обнаружены на высоте около 75°С.ш. до 80 ° з.д.[3]

Книжная полка неисправности

Рис. 2. Механизм разлома книжной полки: Трансформный разлом вызван сдвиговым движением (левосторонним движением), поперечным к зоне разлома. После этого блоки между разломами слегка поворачивают, перемещая вправо.

Напряжение создается во время распространяющихся движений на границе плиты. Накопленные напряжения в зонах трансформных разломов снимаются при сдвиговых землетрясениях. Трансформный разлом вызван сдвиговым движением, поперечным к зоне разлома. После этого блоки между разломами немного повернуты. Диаграмма (рис.2) показана для иллюстрации этого явления. Поскольку вращение блоков похоже на ряд книг, опирающихся на книжную полку, это называется «неисправностью книжной полки».[1]

Книжные разломы - показатель молодой геологической истории зон разломов. Это обычное явление в зонах разломов Рейкьянеса.

Другое свидетельство

Помимо разломов книжных полок, наличие зон исландских разломов подтверждается сейсмологическими данными. В Исландии деформация обычно концентрируется в зоне конечной ширины. Таким образом, землетрясения обычно происходят по зонам активных разломов между гребнями хребтов.[4] Большая часть землетрясений в Исландии сосредоточена в зонах трансформных разломов у северного и южного побережья.

Зона разлома Тьёрнес

Зона разломов Тьернес (TFZ) представляет собой тектонически сложную зону. Он соединяет вулканическую зону Северной Исландии (NVZ) и южную оконечность Кольбейнси Ридж.[5] Эта зона разломов шириной 50 км характеризуется сейсмической активностью, растяжением земной коры и трансформными разломами.[3] Рои вулканических трещин Северной вулканической зоны связаны с южным концом зоны разломов Тьёрнес. Например, его юго-восточный конец подключен к Krafla рой трещин.

Основные структурные компоненты зоны разлома Тьёрнес можно разделить на три части, простирающиеся с северо-запада на юго-восток: сейсмическую зону Гримсея, зону разлома Хусавик-Флатей и сейсмическую зону Далвик.[5] Зона разлома Тьёрнес показывает огромную пространственную разницу в сейсмической активности. Например, самая западная часть зоны разлома Тьернес демонстрирует сейсмическую активность, но в этой зоне также возникают несколько более крупных землетрясений (> M = 5,5).[5]

Сложность зоны разлома Тьернес в целом можно объяснить магматическими процессами и движениями плит. Скорость движения расходящейся плиты, оцениваемая в 18,9 мм / год ± 0,5 мм / год, сильно зависит от исландского мантийный шлейф под центральной Исландией.[6] Вулканическая активность наблюдается в сейсмической зоне Дальвик и на южной оконечности хребта Кольбейнси.[7]

Сейсмическая зона Южной Исландии

Сейсмическая зона Южной Исландии (SISZ), также известная как зона разлома Рейкьянес (или зоны), имеет ширину от 75 до 100 км и простирается с северо-востока на юго-запад на юго-западе Исландии. Есть несколько примерно 40 км правых боковых ответвлений гребня хребта. Выносы создают зону трансформного разлома, соединяющую Восточную вулканическую зону и Рейкьянес.[4]

Значительно изменились возраст и литология вулканов в направлении север-юг возле полуострова Рейкьянес из-за разлома книжной полки. Разломы книжных полок распространены в сейсмической зоне Южной Исландии. Поскольку трансформационное движение в сейсмической зоне Южной Исландии является левосторонним, возникнет правостороннее разломообразование и возникнет вращение блоков против часовой стрелки. Последовательное возникновение крупных землетрясений в сейсмической зоне Южной Исландии свидетельствует о разломах книжных полок. В рамках одного события землетрясения начинаются в восточной части сейсмической зоны Южной Исландии с большей магнитудой и заканчиваются меньшими магнитудой в западной части зоны.[1][4]

В зонах трансформных разломов Исландии землетрясения обычно происходят небольшого масштаба (микроземлетрясения) из-за деформации плит и давление поровой жидкости. Большое количество порового флюида мигрирует из хрупко-пластичная переходная зона (~ 10 км) до литостатическая граница на глубине 3 км.[5] Крупномасштабная сейсмическая активность возникает, если давление не может пройти через переходную зону. Мелкомасштабные землетрясения также происходят локально на пути миграции или над ним.[5]

В 2000 г. в сейсмической зоне Южной Исландии произошло сильное землетрясение (М = 6,6). Во время этого события мелкомасштабные землетрясения концентрировались узко и линейно вокруг плоскостей трансформных разломов.[1][8] Таким образом, с помощью того же метода мелкомасштабные землетрясения также используются для определения плоскостей разломов в зоне разлома Тьернес.

Вулканические рифтовые зоны

Расположение вулканических рифтовых зон и главных вулканов.

Модель прыжка через разлом

Эволюцию вулканических рифтовых зон Исландии можно объяснить с помощью модели рифтового скачка.[9]

Synform ожидается, что складчатость произойдет на активной оси рифта. Однако характерные развороты в окунать направления находятся на юго-западе Исландии, что указывает на антиклиналь. Считается, что относительное положение исландской горячей точки и активной оси распространения рифта со временем менялось. Если предположить, что исландский мантийный шлейф неподвижен, ось распространения должна была изменить положение.[9]

Ось спрединга перемещается на запад со скоростью 0,3 см / год. После того, как активная ось спрединга переместится от плюма, мантийный плюм изменит положение оси и образует новый рифт ближе к своему центру. Мигрированная ось постепенно вымрет.[1]

В Исландии есть три основных вулканических зоны: Северная, Восточная и Западная вулканические зоны (NVZ, EVZ, WVZ). Вулканические рифтовые зоны пересекают остров с юго-запада на северо-восток. Каждая зона состоит из поясов шириной 20–50 км и характеризуется действующими вулканами, многочисленными сбросами, высокотемпературным геотермальным полем и скоплениями трещин.[10] В настоящее время активными зонами являются Северная вулканическая зона и Западная вулканическая зона. Восточная вулканическая зона в конечном итоге займет место Западной вулканической зоны в соответствии с процессом рифтового скачка.

Северная вулканическая зона

Северная вулканическая зона (NVZ) шириной 50 км состоит из пяти вулканических систем, расположенных зигзагообразно вдоль границы Срединно-Атлантической плиты. Он показывает довольно низкую сейсмическую активность. Вулканическая активность приурочена к Krafla Центральный вулкан и связанные с ним рои трещин.[4]

В Krafla Центральный вулкан не выделяется в пределах вулканической рифтовой зоны. Рой трещин Крафлы распространяется прочь от магматического очага, и магма течет вдоль роя к северу и югу от вулкана. Эруптивные трещины в толще трещин наиболее распространены в пределах 20–30 км от центральных вулканов. Трещины в толще трещин обычны на расстоянии до 70–90 км от центрального вулкана.[4]

Трещины в толще трещин обычно субпараллельны друг другу. Неравномерные структуры трещин обнаруживаются там, где трансформный разлом Хусавик встречается с роями трещин, что указывает на взаимодействие между роями трещин и сдвиговыми разломами.[4]

Восточная вулканическая зона

Восточная вулканическая зона (EVZ) расположена на юго-востоке Исландии. Он соединяется с сейсмической зоной Южной Исландии и NVC в его западной и северной части соответственно. Сейсмическая активность сосредоточена в Ватнайёкюдль Район ледников, который является признанным местом горячей точки Исландии.[1]

Деформированные структуры, в том числе рои изверженных трещин северо-восточного простирания и нормальные разломы, можно найти в Восточной вулканической зоне.[11] Длинные гребни гиалокластита, образованные подледниковые извержения вовремя последний ледниковый период, являются своеобразными структурами в Восточной вулканической зоне. По сравнению с Западной вулканической зоной, рои эруптивных трещин и гиалокластит хребты в Восточной вулканической зоне обычно длиннее.[1] В прошлом ледниковый период произошел огромный объем базальтовых извержений, в результате чего образовались длинные рои вулканических трещин. Восточная вулканическая зона является геологически молодой, как упоминалось выше, Восточная вулканическая зона в конечном итоге займет место Западной вулканической зоны в соответствии с моделью процесса скачка рифта.[1]

Западная вулканическая зона (WVZ)

Западная вулканическая зона расположена к северу от сейсмической зоны Южной Исландии, где ее северный конец соединяется с районом Лангьёкюдль.[1] Это был активный разлом, распространяющийся за последние 7 миллионов лет.[12] Вулканические трещины и нормальные разломы являются общими чертами южной части Западной вулканической зоны. В северной части Западной вулканической зоны нормальные разломы все еще распространены, но вулканические трещины становятся менее доминирующими.

В этой зоне также наблюдаются щитовые вулканы. Тингвеллир Грабен является ярким доказательством расходящегося движения плит в Исландии. Он показывает явную экстенсиональную особенность.[1]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ а б c d е ж грамм час я j k л м п о п Эйнарссон, П. (2008). «Границы плит, трещины и трансформации в Исландии». Jökull. 58 (12): 35–58.
  2. ^ Árnadóttir, T .; Geirsson, H .; Цзян, В. (2008). «Деформация земной коры в Исландии: распространение плит и деформация землетрясения». Jökull. 58: 59–74.
  3. ^ а б c d е ж Уорд, П. Л. (1971). «Новая интерпретация геологии Исландии». Бюллетень Геологического общества Америки. 82 (11): 2991–3012. Дои:10.1130 / 0016-7606 (1971) 82 [2991: NIOTGO] 2.0.CO; 2.
  4. ^ а б c d е ж грамм Эйнарссон, П. (1991). «Землетрясения и современный тектонизм в Исландии». Тектонофизика. 189 (1–4): 261–279. Дои:10.1016 / 0040-1951 (91) 90501-I.
  5. ^ а б c d е Stefansson, R .; Gudmundsson, G.B .; Холлдорссон, П. (февраль 2008 г.). «Зона разлома Тьёрнес. Новые и старые сейсмические свидетельства связи между рифтовой зоной Северной Исландии и Срединно-Атлантическим хребтом». Тектонофизика. 447 (1–4): 117–126. Bibcode:2008Tectp.447..117S. Дои:10.1016 / j.tecto.2006.09.019.
  6. ^ Stefánsson, R .; Халлдорссон, П. (сентябрь 1988 г.). «Деформация и накопление деформации в сейсмической зоне южной Исландии». Тектонофизика. 152 (3–4): 267–276. Bibcode:1988Tectp.152..267S. Дои:10.1016/0040-1951(88)90052-2.
  7. ^ Riedel, C .; Schmidt, M .; Botz, R .; Тейлен Ф. (декабрь 2001 г.). «Гидротермальное месторождение Гримси на шельфе Северной Исландии: строение земной коры, разломы и соответствующий отвод газа». Письма по науке о Земле и планетах. 193 (3–4): 409–421. Bibcode:2001E и PSL.193..409R. Дои:10.1016 / S0012-821X (01) 00519-2.
  8. ^ Стефанссон, Р., Гудмундссон, Г. Б., и Робертс, М. Дж. (2006). Долгосрочные и краткосрочные предупреждения о землетрясениях на основе сейсмической информации в SISZ. Veðurstofa Íslands.
  9. ^ а б Сæмундссон, К. (1974). «Эволюция зоны осевого рифтинга в Северной Исландии и зоны разлома Тьернес». Бюллетень Геологического общества Америки. 85 (4): 495–504. Bibcode:1974GSAB ... 85..495S. Дои:10.1130 / 0016-7606 (1974) 85 <495: EOTARZ> 2.0.CO; 2.
  10. ^ Flóvenz, Ó. ГРАММ.; Saemundsson, К. (1993). «Тепловой поток и геотермальные процессы в Исландии». Тектонофизика. 225 (1–2): 123–138. Bibcode:1993Tectp.225..123F. Дои:10.1016 / 0040-1951 (93) 90253-Г.
  11. ^ Тораринссон, С., Сомундссон, К., и Уильямс, Р. С. (1973). Изображение Ватнайёкюдля ERTS-1: анализ гляциологических, структурных и вулканических особенностей.
  12. ^ Kristjánsson, L .; Йонссон, Г. (1998). «Аэромагнитные результаты и наличие потухшей рифтовой зоны на западе Исландии». Журнал геодинамики. 25 (1–2): 99–108. Дои:10.1016 / S0264-3707 (97) 00009-4.