Geologisk deformation av Island
Geologisk deformation av Island | |
|---|---|
.jpg) Extensionsstruktur, Þingvellir Graben, ger bevis för plattdivergens på Island.
| |
 Fig 1. Denna figur visar placeringen av de stora deformationszonerna på Island. Den tjockaste linjen representerar den divergerande plattgränsen. Legend: RR, Reykjanes Ridge; RVB, Reykjanes vulkanbälte; WVZ, västra vulkaniska zonen; MIB, Mid-Iceland Belt; SISZ, södra Islands seismiska zon; EVZ, östra vulkanzonen; NVZ, norra vulkaniska zonen; TFZ, Tjörnes sprickzon; KR, Kolbeinsey Ridge; ÖVB, Öræfajökuls vulkanbält; SVB, Snæfellsnes vulkanbält. Legenden för basaltregionerna är densamma som nedan . | |
| Ålder | 25 miljoner år |
| Formad av | Tektoniska krafter |
| Område | |
| • Totalt | 102 775 km² |
| Vulkanbälte | Reykjanes |
Den geologiska deformationen av Island är det sätt som klipporna på ön Island förändras på grund av tektoniska krafter. Den geologiska deformationen förklarar platsen för jordbävningar, vulkaner, sprickor och formen på ön. Island är den största landmassan (102 775 km²) som ligger på en oceanisk ås . Det är en förhöjd platå av havsbotten, belägen vid korsningen av Midatlantic Ridge och Grönland-Island-Färöarna. Det ligger längs den oceaniska divergerande plattgränsen mellan North American Plate och Eurasian Plate . Den västra delen av Island ligger på den nordamerikanska plattan och den östra delen sitter på den eurasiska plattan . Reykjanesryggen i det mittatlantiska åssystemet i denna region korsar ön från sydväst och ansluter till Kolbeinsey - ryggen i nordost.
Island är geologiskt ungt: alla bergarter där har bildats inom de senaste 25 miljoner åren. Det började bildas under den tidiga miocena sub-epoken, men de äldsta stenarna som hittats på ytan av Island är från den mellersta miocen sub-epoken. Nästan hälften av Island bildades från en långsam spridningsperiod från 9 till 20 miljoner år sedan (Ma).
geologiska strukturer och geomorfologi är starkt påverkade av gränsen för spridningsplattor och Islands hotspot . Flytkraften hos den djupt sittande mantelplymen under har lyft den isländska basaltplatån till så högt som 3000 meter. Den heta platsen ger också hög vulkanisk aktivitet på plattgränsen.
Det finns två stora geologiska och topografiska strukturella trender på Island. Man slår nordost på södra Island och slår nästan norrut på norra Island. Den andra slår ungefär västnordväst. Sammantaget ger de ett sicksackmönster. Mönstret visas av förkastningar , vulkaniska sprickor , dalar , vallar , vulkaner , graben och förkastningsbranter .
Deformation av Island
Den geologiska deformationen av Island orsakas huvudsakligen av den aktiva spridningen av den mellersta oceaniska åsen . Förlängningssprickor och transformationsfel finns vinkelrätt mot spridningsriktningen. Transformeringsförkastningszonerna är också kända som sprickzoner . Dessa sprickzoner tillåter att stora volymer lava bryts ut . På Islands yta bildades linjära vulkaniska sprickor längs sprickorna och uppträder i ett svärmliknande mönster. De är förbundna med sprickzoner, som bildar vulkaniska zoner.
Plattgräns deformationszon
Skorpans rörelser har skapat två plattgränsdeformationszoner mellan de stora plattorna, den nordamerikanska plattan och den eurasiska plattan.
På norra Island är deformationszonens bredd cirka 100 km bred. Det ackumulerar påfrestningar som kommer från rivning episoder och större jordbävningar.
På södra Island identifieras blocket som ligger längs plattans gräns som en mikroplatta och heter Hrepparblocket. Deformationszonen är relativt liten eftersom den inte har några signifikanta bevis på aktiv deformation, jordbävningar eller vulkanism. Blockets norra gräns är kopplad till Central Island Volcanic Zone (CIVZ), där diffus vulkanism förekommer. Den södra gränsen av blocket kallas för den södra Islands seismiska zonen, där jordbävningar kan inträffa.
Förvandla felzoner
Det finns två stora och aktiva transformationsförkastningszoner som slår mot väst-nordväst på norra och södra Island. Två stora sprickzoner, förknippade med transformationsförkastningarna, nämligen Tjörnes- och Reykjanessprickzoner, har hittats på omkring 75 ° N till 80°V.
Bokhylla defekt
Spänningen byggs upp under spridningsrörelserna vid plåtgränsen. Den ackumulerade spänningen i transformationsförkastningszoner frigörs under jordbävningar. Transformeringsfelet induceras av en slag-slip-rörelse som är tvärgående mot förkastningszonen. Blocken mellan felen vrids något efteråt. Ett diagram (fig.2) visas för att illustrera detta fenomen. Eftersom rotationen av blocken liknar en rad böcker som lutar sig mot en bokhylla, kallas det "bokhylla fel".
Bokhyllförkastning är en indikator på förkastningszonernas unga geologiska historia. Det är vanligt i Reykjaness sprickzoner.
Andra bevis
Förutom bokhyllförkastning stöds förekomsten av de isländska förkastningszonerna av seismologiska bevis. På Island koncentreras deformation vanligtvis över en zon med ändlig bredd. Jordbävningar inträffar alltså vanligtvis längs de aktiva sprickzonerna mellan åsens toppar. Den mesta jordbävningsaktiviteten på Island är fokuserad på transformationsförkastningszonerna nära norra och sydkusten.
Tjörnes Sprickzon
Tjörnes sprickzon (TFZ) är ett tektoniskt komplicerat område. Den förbinder North Island Volcanic Zone (NVZ) och den södra änden av Kolbeinsey Ridge . Denna 50 km breda sprickzon kännetecknas av seismisk aktivitet, jordskorpans utvidgning och transformationsförkastning. De vulkaniska spricksvärmarna i den norra vulkaniska zonen är anslutna till södra änden av Tjörnes sprickzon. Till exempel är dess sydöstra ände ansluten till Krafla- spricksvärmen.
De viktigaste strukturella komponenterna i Tjörnes sprickzon kan delas in i tre delar som trendar från nordväst till sydost, Grímsey seismiska zonen, Húsavík-Flatey förkastningszonen och Dalvík seismiska zonen. Tjörnes sprickzon visar en enorm rumslig skillnad i seismisk aktivitet. Till exempel visar den västligaste delen av Tjörnes sprickzon seismisk aktivitet, men några större jordbävningar (>M=5,5) förekommer också i zonen.
Komplexiteten i Tjörnes sprickzon kan generellt förklaras av de magmatiska processerna och plattans rörelser. Hastigheten för den divergerande plattans rörelse, uppskattad till 18,9 mm/år ±0,5 mm/år, påverkas starkt av den isländska mantelplymen under centrala Island. Vulkanisk aktivitet kan hittas i Dalvíks seismiska zon och södra spetsen av Kolbeinsey Ridge.
Södra Islands seismiska zon
South Island Seismic Zone (SISZ), även känd som Reykjanes Fracture Zone (eller Zoner), är 75 till 100 km bred och slår från nordost till sydväst i sydvästra Island. Det finns flera cirka 40 km höger laterala förskjutningar av åsens krön. Offseten skapar en transformationsförkastningszon som förbinder den östra vulkaniska zonen och Reykjanes .
vulkanernas ålder och litologi i nord-sydlig riktning nära Reykjaneshalvön på grund av förkastning i bokhyllan. Förkastning av bokhyllor är vanligt i södra Islands seismiska zon. Eftersom transformationsrörelsen i den södra isländska seismiska zonen är vänster-lateral, skulle höger-lateral förkastning inträffa och rotation av blocken skulle uppträda moturs. Den sekventiella förekomsten av stora jordbävningar i södra Islands seismiska zon gav bevis på bokhyllafel. Inom en enda händelse börjar jordbävningar i den östra delen av södra Islands seismiska zon med större magnituder och slutar med mindre magnituder i den västra delen av zonen.
I transformationsförkastningszonerna på Island sker jordbävningar vanligtvis i små skalor (mikrojordbävningar) på grund av plåtsträckning och porvätsketryck . En stor mängd porvätsketryck migrerar från den spröda-duktila övergångszonen (~10 km) till den litostatiska gränsen på 3 km djup. Storskalig seismisk aktivitet utlöses om trycket inte kan passera genom övergångszonen. Småskaliga jordbävningar släpps också lokalt i eller ovanför migrationsvägen.
År 2000 inträffade en stor jordbävning (M=6,6) i södra Islands seismiska zon. Under denna händelse koncentrerades småskaliga jordbävningar smalt och linjärt runt transformationsförkastningsplanen. Med samma metod används alltså även småskaliga jordbävningar för att identifiera förkastningsplan i Tjörnes sprickzon.
Vulkaniska sprickzoner
Rifthopp modell
Utvecklingen av de isländska vulkaniska sprickzonerna kan förklaras av sprickhoppmodellen.
Synformveckning förväntas ske vid den aktiva sprickaxeln. Emellertid finns distinkta omkastningar i dipriktningar på sydvästra Island som indikerar en antiklin . Man tror att de relativa positionerna för den isländska hot spot och den aktiva sprickspridningsaxeln har förändrats med tiden. Förutsatt att den isländska mantelplymen är stationär måste spridningsaxeln ha ändrat position.
Spridningsaxeln vandrar västerut med en hastighet av 0,3 cm/år. Efter att den aktiva spridningsaxeln har rört sig bort från plymen, skulle mantelplymen justera axelns position och bildar en ny spricka närmare dess centrum. Den migrerade axeln skulle gradvis dö ut.
Det finns tre stora vulkaniska zoner på Island, som är de norra, östra och västra vulkaniska zonerna (NVZ, EVZ, WVZ), och som alla är aktiva för närvarande. De vulkaniska sprickzonerna korsar ön från sydväst till nordost. Varje zon består av 20–50 km breda bälten och kännetecknas av aktiva vulkaner, många normala förkastningar, ett geotermiskt fält med hög temperatur och spricksvärmar. Den östra vulkaniska zonen kommer så småningom att ta över den västra vulkaniska zonen enligt sprickhoppsprocessen. [ citat behövs ]
Norra vulkaniska zonen
Den 50 km breda Northern Volcanic Zone (NVZ) består av fem vulkaniska system arrangerade sicksackliknande längs den mittatlantiska plattgränsen. Den visar ganska låg seismisk aktivitet. Den vulkaniska aktiviteten är begränsad till Krafla centralvulkan och dess tillhörande spricksvärmar.
Krafla centralvulkan är inte särskiljande inom vulkanisk sprickzon . Spricksvärmar från Krafla sprider sig bort från magmakammaren och magma strömmar längs svärmarna norr och söder om vulkanen. Eruptiva sprickor inom spricksvärmarna är vanligast inom 20–30 km avstånd från centralvulkanerna. Sprickor i spricksvärmarna är vanliga på upp till ett avstånd av 70–90 km från centralvulkanen.
Sprickor i spricksvärmarna är i allmänhet subparallella med varandra. Oregelbundna sprickmönster finns där Húsavík-transformförkastningen möter spricksvärmarna, vilket indikerar interaktion mellan spricksvärmarna och strejkförkastningarna.
Östra vulkaniska zonen
Den östra vulkanzonen (EVZ) ligger på sydöstra Island. Den ansluter till södra Islands seismiska zon och NVC i dess västra respektive norra ände. Seismisk aktivitet fokuserar på Vatnajökullglaciärområdet , som är den accepterade platsen för den isländska hot spot.
Deformerade strukturer, inklusive nordosttrendande eruptiva spricksvärmar och normala förkastningar, kan hittas i den östra vulkaniska zonen. Långa hyaloclastite-åsar, som bildas av subglaciala utbrott under den sista istiden , är distinkta strukturer i den östliga vulkaniska zonen. Jämfört med den västra vulkaniska zonen är eruptiva spricksvärmar och hyaloklastitryggar i allmänhet längre i den östra vulkaniska zonen. Under den förgångna glacialperioden inträffade en enorm volym av basaltutbrott som producerade de långa vulkaniska spricksvärmarna. Den östra vulkaniska zonen är geologiskt ung, som nämnts ovan kommer den östra vulkaniska zonen så småningom att ta över den västra vulkaniska zonen enligt sprickhoppsprocessmodellen.
Western Volcanic Zone (WVZ)
Den västra vulkaniska zonen ligger norr om södra Islands seismiska zon, där dess norra ände ansluter till Langjökullområdet. Det har varit den aktiva spridningen under de senaste 7 miljoner åren. Vulkansprickor och normala förkastningar är vanliga drag i den södra delen av den västra vulkaniska zonen. I den norra delen av den västra vulkaniska zonen är normala förkastningar fortfarande vanliga men vulkaniska sprickor blir mindre dominerande.
Sköldvulkaner observeras också i denna zon. Þingvellir Graben är tydliga bevis som bevis på divergerande plattrörelser på Island. Den visar en tydlig förlängningsfunktion.
