Geologická deformace Islandu - Geological deformation of Iceland

Geologická deformace Islandu
Národní park Þingvellir, Bláskógabyggð (6969755432) .jpg
Rozšiřující struktura, Þingvellir Graben, poskytuje důkazy o divergenci desek na Islandu.
Nástin islandských deformačních zón.svg
Obr. 1. Tento obrázek ukazuje umístění hlavních deformačních zón na Islandu. Nejsilnější čára představuje hranici divergentní desky.

Legenda: RR, Reykjanes Ridge; RVB, vulkanický pás Reykjanes; WVZ, západní vulkanická zóna; MIB, střed Islandu; SISZ, jižní Islandská seizmická zóna; EVZ, východní vulkanická zóna; NVZ, severní vulkanická zóna; TFZ, zóna zlomeniny Tjörnes; KR, Kolbeinsey Ridge; ÖVB, Öræfajökul Volcanic Belt; SVB, Snæfellsnes Volcanic Belt. Legenda pro čedičové oblasti je stejná jako níže.
Plocha102 775 km²
TvořilTektonické síly
Stáří25 milionů let
Sopečný pásReykjanes

The geologická deformace Islandu je způsob, jakým skály ostrova Island se mění kvůli tektonický síly. Geologická deformace vysvětluje umístění zemětřesení, sopek, trhlin a tvar ostrova. Island je největší pevnina (102 775 km²) nacházející se na oceánský hřeben.[1] Jedná se o vyvýšenou náhorní plošinu mořského dna, která se nachází na křižovatce Středoatlantický hřeben a Grónsko-Island-Faerský hřeben.[2] Leží podél hranice oceánské divergentní desky Severoamerický talíř a Euroasijská deska. Západní část Islandu leží na Severoamerický talíř a východní část sedí na Euroasijská deska. The Reykjanes Ridge středoatlantického hřebenového systému v této oblasti protíná ostrov od jihozápadu a napojuje se na Kolbeinsey Ridge na severovýchodě.[1]

Island je geologicky mladý: všechny horniny tam byly vytvořeny za posledních 25 milionů let.[3] Začalo se to formovat v Raný miocén subepochy, ale nejstarší skály nalezené na povrchu Islandu jsou z Střední miocén subepocha. Téměř polovina Islandu byla vytvořena z období pomalého šíření před 9 až 20 miliony let (Ma).[3]

Geologické stavby a geomorfologie Islandu jsou silně ovlivněny hranicí rozmetací desky a Hotspot Islandu. Vztlak hluboce sedícího plášťový oblak zdola pozvedl islandskou čedičovou plošinu až na 3000 metrů. Horké místo také produkuje vysokou vulkanickou aktivitu na hranici desky.[1]

Na Islandu existují dva hlavní geologické a topografické strukturální trendy. Jeden stávky severovýchodně na jižním Islandu a zasahuje téměř na severu severního Islandu. Druhý udeří přibližně na západ-severozápad. Dohromady vytvářejí klikatý vzor. Vzor je zobrazen pomocí poruchy, sopečné trhliny, údolí, hráze, sopky, chytne a poruchové jizvy.[3]

Deformace Islandu

Geologická deformace Islandu je způsobena hlavně aktivním šířením středooceánský hřeben. Prodloužené trhliny a transformovat poruchy se nacházejí kolmo ke směru rozmetání.[1] Zóny poruch transformace jsou také známé jako zóny zlomenin. Tyto lomové zóny umožňují velké objemy láva být vybuchl. Na povrchu Islandu, lineární sopečné trhliny vytvořené podél rozporů a vypadají jako rojovitý vzor. Jsou spojeny lomovými zónami a tvoří vulkanické zóny.[3]

Zóna hraniční deformace desky

Pohyby kůry vytvořily dvě hraniční deformační zóny desek mezi hlavními deskami, Severoamerickou deskou a Euroasijskou deskou.[1]

Na severu Islandu je šířka deformační zóny široká asi 100 km. Shromažďuje napětí, které pochází z epizod riftingu a větších zemětřesení.[1]

Na jižním Islandu je blok umístěný podél hranice desky označen jako a mikrodestička a jmenuje se Hrepparův blok. Deformační zóna je relativně malá, protože nemá žádné významné důkazy o aktivní deformaci, zemětřesení nebo vulkanismu. Severní hranice bloku je spojena s vulkanickou zónou na středním Islandu (CIVZ), kde se vyskytuje rozptýlený vulkanismus. Jižní hranice bloku se nazývá jižní Islandská seizmická zóna, kde úderná zemětřesení může dojít.[1]

Transformujte poruchové zóny

Existují dva hlavní a aktivní transformovat poruchy zóny zasahující západ-severozápad na severním a jižním Islandu.[4] Dvě velké zóny zlomenin spojené s poruchami transformace, konkrétně Tjörnesova a Reykjanesova zóna zlomenin, jsou nápadné asi 75°N až 80 ° z.[3]

Knihovnička chybující

Obr. 2. Mechanismus poruchy knihovny: Chyba transformace je vyvolána pohybem úderu (sinistrálním pohybem), který je příčný k oblasti poruchy. Bloky mezi poruchami se poté mírně otočí a pohybují se dextrálním pohybem.

Při rozmetacích pohybech na hranici desky se vytváří napětí. Akumulované napětí v poruchových zónách transformace se uvolňuje během úderů zemětřesením. Porucha transformace je vyvolána úderovým pohybem, který je příčný k oblasti poruchy. Bloky mezi poruchami se poté mírně otočí. Pro ilustraci tohoto jevu je zobrazen diagram (obr. 2). Vzhledem k tomu, že rotace bloků je podobná řadě knih opírajících se o polici, nazývá se to „vadná knihovna“.[1]

Chybující knihovna je indikátorem mladé geologické historie zlomových zón. V zónách zlomenin Reykjanes je běžné.

Další důkazy

Kromě chyb v knihovně je přítomnost islandských zlomových zón podpořena seismologickými důkazy. Na Islandu se deformace obvykle soustředí na zónu konečné šířky. Zemětřesení se tedy obvykle vyskytují podél aktivních lomových zón mezi hřebenovými hřebeny.[4] Největší aktivita na Islandu je zaměřena na zóny narušující transformaci poblíž severního a jižního pobřeží.

Zóna zlomeniny Tjörnes

Zóna zlomeniny Tjörnes (TFZ) je tektonicky komplikovaná oblast. Spojuje vulkanickou zónu severního Islandu (NVZ) a jižní konec ostrova Kolbeinsey Ridge.[5] Tato 50 km široká zlomová zóna je charakterizována seismickou aktivitou, rozšířením kůry a porušením transformace.[3] Roje sopečných trhlin severní vulkanické zóny jsou spojeny s jižním koncem zlomové zóny Tjörnes. Například její jihovýchodní konec je připojen k Krafla trhlina roj.

Hlavní konstrukční prvky zlomové zóny Tjörnes lze rozdělit na tři části, které se vyvíjejí od severozápadu k jihovýchodu, seismická zóna Grímsey, zlomová zóna Húsavík-Flatey a seismická zóna Dalvík.[5] Zóna zlomeniny Tjörnes vykazuje obrovský prostorový rozdíl v seismické aktivitě. Například nejzápadnější část zlomové zóny Tjörnes vykazuje seismickou aktivitu, ale v zóně se také objeví několik větších zemětřesení (> M = 5,5).[5]

Složitost v lomové zóně Tjörnes lze obecně vysvětlit magmatickými procesy a pohyby desek. Rychlost pohybu divergentní desky, odhadovaná na 18,9 mm / rok ± 0,5 mm / rok, je silně ovlivněna islandským plášťový oblak pod středním Islandem.[6] Sopečnou činnost lze nalézt v seizmické zóně Dalvík a jižním cípu hřebene Kolbeinsey.[7]

Jižní Islandská seismická zóna

Jižní Islandská seizmická zóna (SISZ), známá také jako Reykjanesova zlomová zóna (nebo zóny), je široká 75 až 100 km a zasahuje na severovýchod až jihozápad na jihozápadním Islandu. Existuje několik přibližně 40 km pravých bočních offsetů hřebenového hřebenu. Ofsety vytvářejí transformační poruchovou zónu spojující východní sopečnou zónu a Reykjanes.[4]

Dochází k významné změně ve věku a litologie sopek ve směru sever-jih poblíž poloostrova Reykjanes kvůli zavinění knihovny. Selhání knihovny je v seizmické zóně jižního Islandu běžné. Vzhledem k tomu, že transformační pohyb v seizmické zóně jižního Islandu je levostranný, došlo by k pravostrannému chybování a rotace bloků by se objevila proti směru hodinových ručiček. Postupný výskyt velkých zemětřesení v seizmické zóně jižního Islandu poskytl důkazy o chybách knihovny. V rámci jedné události začínají zemětřesení ve východní části jižní Islandské seizmické zóny s většími magnitudy a končí menšími magnitudy v západní části zóny.[1][4]

V poruchových zónách transformace Islandu se zemětřesení obvykle vyskytují v malém měřítku (mikrozemětřesení) v důsledku napínání tlak pórů. Velké množství tlaku pórových tekutin migruje z křehko-tvárná přechodová zóna (~ 10 km) do lithostatická hranice v hloubce 3 km.[5] Pokud tlak nemůže projít přechodovou zónou, spustí se seizmická aktivita velkého rozsahu. Drobná zemětřesení jsou také uvolňována lokálně v migrační cestě nebo nad ní.[5]

V roce 2000 došlo v seizmické zóně na jižním Islandu k velkému zemětřesení (M = 6,6). Během této události se zemětřesení malého rozsahu soustředila úzce a lineárně kolem poruchových rovin transformace.[1][8] Stejnou metodou se tedy malá zemětřesení používají také k identifikaci poruchových rovin v oblasti zlomenin Tjörnes.

Sopečné riftové zóny

Umístění sopečných trhlin a hlavních sopek.

Rift skok model

Vývoj islandských sopečných trhlin lze vysvětlit modelem trhlin.[9]

Synform Očekává se, že dojde ke skládání na aktivní ose trupu. Výrazné zvraty však dip směry se nacházejí na jihozápadním Islandu, které označují antiklinála. Předpokládá se, že relativní polohy islandského horkého bodu a aktivní osy roztržení trhliny se časem změnily. Za předpokladu, že oblak islandského pláště je nehybný, osa rozmetání musela změnit polohu.[9]

Osa šíření migruje na západ rychlostí 0,3 cm / rok. Poté, co se aktivní osa šíření vzdálila od oblaku, oblak pláště by upravil polohu osy a vytvořil novou trhlinu blíže k jejímu středu. Migrovaná osa postupně vyhynula.[1]

Na Islandu existují tři hlavní vulkanické zóny, kterými jsou severní, východní a západní vulkanické zóny (NVZ, EVZ, WVZ). Sopečné riftové zóny protínají ostrov od jihozápadu k severovýchodu. Každá zóna se skládá z 20–50 km širokých pásů a vyznačuje se aktivními sopkami, četnými běžnými poruchami, vysokoteplotním geotermálním polem a puklinami.[10] Aktuálně aktivní zóny jsou severní vulkanická zóna a západní vulkanická zóna. Východní vulkanická zóna nakonec převezme západní vulkanickou zónu podle postupu skokové roztržky.

Severní vulkanická zóna

50 km široká severní vulkanická zóna (NVZ) se skládá z pěti vulkanických systémů uspořádaných klikatě podél hranic středoatlantické desky. Vykazuje poměrně nízkou seismickou aktivitu. Sopečná činnost je omezena na Krafla centrální sopka a s ní spojené trhliny rojů.[4]

The Krafla centrální sopka není v zóně vulkanické trhliny výrazná. Fisurové roje Krafly se šíří pryč z magmatické komory a magma proudí podél rojů na sever a na jih od sopky. Erupční trhliny v puklinových rojích jsou nejčastější ve vzdálenosti 20–30 km od centrálních sopek. Zlomeniny v puklinách rojů jsou běžné až do vzdálenosti 70–90 km od centrální sopky.[4]

Zlomeniny v puklinách rojů jsou obecně vzájemně paralelní. Nepravidelné lomové vzorce se vyskytují tam, kde se porucha Húsavíkovy transformace setkává s fisurními roji, což naznačuje interakci mezi fisurními roji a poruchami úderu.[4]

Východní sopečná zóna

Východní sopečná zóna (EVZ) se nachází na jihovýchodě Islandu. Připojuje se k seizmické zóně jižního Islandu a NVC na západním a severním konci. Seismická aktivita se zaměřuje na Vatnajökull Oblast ledovců, která je přijímaným místem islandského horkého místa.[1]

Ve východní sopečné zóně lze najít deformované struktury, včetně rojů s trhlinami v trhlinách a normálních poruch na severovýchodě.[11] Dlouhé hřebeny hyaloklastitu, tvořené subglaciální erupce Během poslední ledové období, jsou charakteristické struktury ve východní vulkanické zóně. Ve srovnání se západní vulkanickou zónou byly erupční roje prasklin a hyaloklastit hřebeny jsou obecně delší ve východní vulkanické zóně.[1] Během minulosti doba ledová došlo k obrovskému množství čedičových erupcí, které způsobily dlouhé roje sopečných trhlin. Východní sopečná zóna je geologicky mladá, jak bylo zmíněno výše, východní vulkanická zóna nakonec převezme západní vulkanickou zónu podle modelu procesu rozkolů.[1]

Západní vulkanická zóna (WVZ)

Západní vulkanická zóna se nachází na sever od seizmické zóny na jihu Islandu, kde se její severní konec připojuje k oblasti Langjökull.[1] Byla to aktivní rozmnožovací trhlina za posledních 7 milionů let.[12] Sopečné trhliny a normální poruchy jsou společné rysy v jižní části západní vulkanické zóny. V severní části západní vulkanické zóny je běžné porušování stále běžné, ale sopečné trhliny jsou méně dominantní.

V této zóně jsou také pozorovány štítové sopky. Þingvellir Graben je jasným důkazem jako důkaz divergentního pohybu desek na Islandu. Ukazuje jasnou rozšiřující funkci.[1]

Viz také

Reference

  1. ^ A b C d E F G h i j k l m n Ó p Einarsson, P. (2008). "Hranice talířů, trhliny a transformace na Islandu". Jökull. 58 (12): 35–58.
  2. ^ Árnadóttir, T .; Geirsson, H .; Jiang, W. (2008). „Crustal deformation in Iceland: Plate sprawing and earthquake deformation“. Jökull. 58: 59–74.
  3. ^ A b C d E F Ward, P. L. (1971). „Nová interpretace geologie Islandu“. Bulletin americké geologické společnosti. 82 (11): 2991–3012. doi:10.1130 / 0016-7606 (1971) 82 [2991: NIOTGO] 2.0.CO; 2.
  4. ^ A b C d E F G Einarsson, P. (1991). "Zemětřesení a současný tektonismus na Islandu". Tektonofyzika. 189 (1–4): 261–279. doi:10.1016 / 0040-1951 (91) 90501-I.
  5. ^ A b C d E Stefansson, R .; Gudmundsson, G. B .; Halldorsson, P. (únor 2008). „Zóna zlomenin Tjörnes. Nové a staré seismické důkazy o vazbě mezi severo Islandskou riftovou zónou a středoatlantickým hřebenem“. Tektonofyzika. 447 (1–4): 117–126. Bibcode:2008Tectp.447..117S. doi:10.1016 / j.tecto.2006.09.019.
  6. ^ Stefánsson, R .; Halldórsson, P. (září 1988). „Uvolnění kmene a nárůst kmene v seizmické zóně na jihu Islandu“. Tektonofyzika. 152 (3–4): 267–276. Bibcode:1988 Tectp.152..267S. doi:10.1016/0040-1951(88)90052-2.
  7. ^ Riedel, C .; Schmidt, M .; Botz, R .; Theilen, F. (prosinec 2001). „Hydrotermální pole Grimsey na moři na severním Islandu: struktura kůry, poruchy a související odvětrávání plynu“. Dopisy o Zemi a planetách. 193 (3–4): 409–421. Bibcode:2001E & PSL.193..409R. doi:10.1016 / S0012-821X (01) 00519-2.
  8. ^ Stefánsson, R., Guðmundsson, G. B. a Roberts, M. J. (2006). Dlouhodobá a krátkodobá varování před zemětřesením na základě seismických informací v SISZ. Veðurstofa Íslands.
  9. ^ A b Sæmundsson, K. (1974). „Vývoj zóny axiálního riftingu na severním Islandu a v oblasti zlomenin Tjörnes“. Bulletin americké geologické společnosti. 85 (4): 495–504. Bibcode:1974GSAB ... 85..495S. doi:10.1130 / 0016-7606 (1974) 85 <495: EOTARZ> 2.0.CO; 2.
  10. ^ Flóvenz, Ó. G.; Saemundsson, K. (1993). „Tepelný tok a geotermální procesy na Islandu“. Tektonofyzika. 225 (1–2): 123–138. Bibcode:1993 Tectp.225..123F. doi:10.1016 / 0040-1951 (93) 90253-G.
  11. ^ Arinórarinsson, S., Sæmundsson, K., & Williams, R. S. (1973). Obraz Vatnajökull ERTS-1: analýza glaciologických, strukturálních a vulkanických rysů.
  12. ^ Kristjánsson, L .; Jónsson, G. (1998). "Aeromagnetické výsledky a přítomnost vyhynulé příkopové zóny na západním Islandu". Žurnál geodynamiky. 25 (1–2): 99–108. doi:10.1016 / S0264-3707 (97) 00009-4.