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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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