Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску

Извержение на Крафле , 1984 г.
Активные вулканические районы и системы в Исландии
Среднеатлантический хребет Исландии map.svg

Iceland точка доступа является точка доступа , которая частично отвечает за высокой вулканической активности , которая сформировала Iceland плоскогорье и остров Исландия .

Исландия - один из самых активных вулканических регионов в мире, извержения которого происходят в среднем примерно каждые три года (в 20 веке в Исландии и вокруг нее было 39 извержений вулканов). [ необходимая цитата ] Около трети базальтовых лав, извергавшихся в зарегистрированной истории, были произведены исландскими извержениями. Известные извержения включают извержение Эльдджа , трещины Катла , в 934 году (крупнейшее в мире извержение базальта, когда-либо наблюдавшееся), Лаки в 1783 году (второе по величине в мире) и несколько извержений под ледяными шапками , которые привели к разрушительным ледниковым взрывам., последний раз в 2010 году после извержения вулкана Эйяфьятлайокудль .

Расположение Исландии по обе стороны Срединно-Атлантического хребта , где Евразийская и Североамериканская плиты раздвигаются, частично является причиной этой интенсивной вулканической активности, но необходима дополнительная причина, чтобы объяснить, почему Исландия является значительным островом, а остальная часть хребта в основном состоит из подводных гор с вершинами ниже уровня моря .

Считается, что это не только область с более высокой температурой, чем окружающая мантия , но и более высокая концентрация воды . Присутствие воды в магме снижает температуру плавления, что также может сыграть роль в усилении исландского вулканизма.

Теории причинности [ править ]

Продолжается дискуссия о том, вызвана ли горячая точка глубоким мантийным шлейфом или возникла на гораздо меньшей глубине. [1] Недавно исследования сейсмической томографии обнаружили аномалии скорости сейсмических волн под Исландией, соответствующие горячему каналу диаметром 100 км, который простирается до нижней мантии. [2]

Некоторые геологи [ кто? ] задаются вопросом, имеет ли точка доступа Исландии то же происхождение, что и другие горячие точки, такие как горячая точка Гавайев . В то время как цепь гавайских островов и Императорские горы демонстрируют четкий прогрессирующий во времени вулканический след, вызванный движением Тихоокеанской плиты над гавайской горячей точкой, в Исландии такой след нельзя увидеть.

Предполагается, что линия от вулкана Гримсвётн до Суртсея показывает движение Евразийской плиты , а линия от вулкана Гримсвётн до вулканического пояса Рейкьянес показывает движение Североамериканской плиты. [3]

Теория мантийного плюма [ править ]

Исландия струйки есть постулируемый апвеллинг аномально горячая порода в земной мантии под Исландией . Считается, что его происхождение лежит глубоко в мантии, возможно, на границе между ядром и мантией на глубине примерно 2880 км. Мнения расходятся относительно того, отображали ли сейсмические исследования такую ​​структуру. [4] В соответствии с теорией У. Джейсона Моргана этому шлейфу приписывают вулканизм Исландии . [5]

Считается, что под Исландией лежит мантийный шлейф , горячая точка которого, как полагают, является проявлением поверхности, и что его присутствие усиливает вулканизм, уже вызванный разделением плит. Кроме того, наводнения базальты на континентальных окраинах в Гренландии и Норвегии , косой ориентации хребта Рейкьянес сегментов в направлении их распространения, а также повышенной магматической толщины коры найдены вдоль южных AEGIR и Kolbeinsey хребтами могут быть результаты взаимодействия между факела и Срединно-Атлантический хребет . [6]Считается, что ножка плюма довольно узкая, возможно, 100 км в поперечнике и простирается по крайней мере до 400–650 км под поверхностью Земли и, возможно, до границы ядро-мантия , в то время как голова плюма может иметь диаметр более 1000 км. . [6] [7]

Предполагается, что отсутствие прогрессивной во времени траектории подводных гор связано с расположением плюма под мощным Гренландским кратоном в течение ~ 15 млн лет после разрушения континентов [8] и более поздним проникновением материала плюма в северную часть Среднего моря. -Атлантический хребет после его образования. [6]

Геологическая история [ править ]

Согласно модели плюма , источник исландского вулканизма находится глубоко под центром острова. Самые ранние вулканические породы, относящиеся к плюму, обнаружены по обе стороны Атлантики. Их возраст составляет от 58 до 64 миллионов лет. Это совпадает с открытием Северной Атлантики в конце палеоцена и начале эоцена , что привело к предположениям о том, что появление плюма было связано и, возможно, способствовало распаду [9]Североатлантический континент. В рамках гипотезы плюма вулканизм был вызван потоком горячего материала плюма сначала под толстую континентальную литосферу, а затем под литосферу растущего океанского бассейна по мере того, как продолжался рифтогенез. Точное положение плюма в то время является предметом разногласий между учеными [10], равно как и то, считается ли плюм поднявшимся из глубокой мантии только в то время, или же он намного старше и также несет ответственность за старость. вулканизм в северной Гренландии, на острове Элсмир и на хребте Альфа в Арктике. [11]

Когда в эоцене северная Атлантика открылась к востоку от Гренландии, Северная Америка и Евразия разошлись; Срединно-Атлантический хребет образован как океанический расширяющий центр и часть подводной вулканической системы срединно-океанические хребты . [12] Начальная голова шлейфа, возможно, была несколько тысяч километров в диаметре, и она извергала вулканические породы по обе стороны нынешнего океанического бассейна, создавая Североатлантическую магматическую провинцию.. Постулируется, что после дальнейшего открытия океана и дрейфа плит плюм и срединно-Атлантический хребет приблизились друг к другу и наконец встретились. Избыточный магматизм, сопровождавший переход от вулканизма наводнения в Гренландии, Ирландии и Норвегии к современной исландской активности, был результатом подъема горячего мантийного источника под постепенно истончающейся литосферой, согласно модели плюма, или постулируемой необычно продуктивной части система срединно-океанических хребтов. [13] Некоторые геологи предположили, что исландский плюм мог быть ответственным за палеогеновое поднятие Скандинавских гор , вызвав изменения плотности литосферы и астеносферы.во время открытия Северной Атлантики. [14] Южнее палеогеновое поднятие английских меловых отложений, которое привело к образованию субпалеогеновой поверхности , также приписывается исландскому плюму. [15]

В западной Исландии существует потухший хребет, что позволяет предположить, что шлейф со временем сместился на восток. Самой старой коре Исландии более 20 миллионов лет, и она образовалась в старом океаническом центре распространения в регионе Вестфьорд (Вестфирдир). Движение плит и хребта над плюмом на запад и сильная тепловая аномалия последнего вызвали прекращение существования этого старого центра распространения 15 миллионов лет назад и привели к образованию нового в районе сегодняшних полуостровов Скаги и Снайфелльснес ; в последнем все еще существует некоторая активность в виде Snæfellsjökullвулкан. Центр распространения, а следовательно, и основная активность, снова сместились на восток 7–9 миллионов лет назад и сформировали нынешние вулканические зоны на юго-западе ( Рейкьянес , Хофсйёкюдль ) и северо-востоке ( Тьёрнес ). В настоящее время происходит медленное снижение активности на северо-востоке, при этом развивается вулканическая зона на юго-востоке ( Катла , Ватнайёкюдль ), возникшая 3 миллиона лет назад. [16] Реорганизация границ плит в Исландии также была приписана тектонике микроплит. [13]

Топография / батиметрия Северной Атлантики вокруг Исландии

Проблемы модели шлейфа [ править ]

Слабая видимость постулируемого плюма на томографических изображениях нижней мантии и геохимические свидетельства наличия эклогита в мантийном источнике привели к теории о том, что Исландия вовсе не подстилается мантийным плюмом, а вулканизм там является результатом процессов, связанных к тектонике плит и ограничивается верхней мантией . [17] [1]

Погруженная океаническая плита [ править ]

Согласно одной из этих моделей, большой кусок субдуцированной плиты бывшего океана сохранился в самой верхней части мантии в течение нескольких сотен миллионов лет, а его океаническая кора теперь вызывает чрезмерное образование таяния и наблюдаемый вулканизм. [13] Эта модель, однако, не подкреплена динамическими расчетами и не требуется исключительно данными, а также оставляет без ответа вопросы, касающиеся динамической и химической стабильности такого тела в течение этого длительного периода или теплового воздействия такого тела. массивное таяние.

Конвекция в верхней мантии [ править ]

Другая модель предполагает, что апвеллинг в районе Исландии вызван горизонтальными градиентами температуры между субокеанской мантией и соседним Гренландским кратоном и, следовательно, также ограничен верхними слоями мантии (200–300 км). [18] Однако этот механизм конвекции, вероятно, недостаточно силен в условиях, преобладающих в Северной Атлантике, в отношении скорости распространения, и он не предлагает простого объяснения наблюдаемой аномалии геоида.

Геофизические и геохимические наблюдения [ править ]

Информация о строении недр Земли может быть получена только косвенно геофизическими и геохимическими методами. Для исследования предполагаемых плюмов особенно полезными оказались гравиметрические , геоидные и, в частности, сейсмологические методы, наряду с геохимическим анализом извергнутых лав. Численные модели геодинамических процессов пытаются объединить эти наблюдения в целостную общую картину.

Сейсмология [ править ]

Важным методом визуализации крупномасштабных структур в недрах Земли является сейсмическая томография , с помощью которой рассматриваемая область «освещается» со всех сторон сейсмическими волнами от землетрясений с максимально возможного количества различных направлений; эти волны регистрируются сетью сейсмометров . Размер сети имеет решающее значение для протяженности региона, который может быть надежно отображен. Для исследования Исландского плюма использовалась как глобальная, так и региональная томография; в первом случае вся мантия отображается с относительно низким разрешением с использованием данных со станций со всего мира, тогда как во втором случае более плотная сеть только на Исландии отображает мантию до глубины 400–450 км с более высоким разрешением.

Региональные исследования 1990-х и 2000-х годов показывают, что под Исландией существует аномалия низкой скорости сейсмических волн, но мнения разделились относительно того, продолжается ли она глубже, чем переходная зона мантии, на глубине примерно 600 км. [12] [19] [20] Скорости сейсмических волн снижаются до 3% ( P-волны ) и более чем на 4% ( S-волны ), соответственно. Эти значения согласуются с небольшим процентом частичного плавления, высоким содержанием магния в мантии или повышенной температурой. Невозможно однозначно отделить, какой эффект вызывает наблюдаемое снижение скорости.

Геохимия [ править ]

Многочисленные исследования были посвящены геохимическим характеристикам лав, присутствующих в Исландии и в Северной Атлантике. Полученная картина согласуется в нескольких важных отношениях. Например, не оспаривается, что источник вулканизма в мантии химически и петрологически неоднороден: он содержит не только перидотит , основной тип мантийных пород, но также эклогит , тип породы, который происходит из базальта в субдуцированных плитах и легче плавится, чем перидотит. [21] [22] Предполагается, что происхождение последнего связано с метаморфизмом очень старой океанической коры, которая погрузилась в мантию несколько сотен миллионов лет назад во время субдукции океана, а затем поднялась из глубины мантии.

Исследования с использованием основных и микроэлементных составов исландских вулканитов показали, что источник современного вулканизма был примерно на 100 ° C больше, чем источник базальтов срединно-океанических хребтов. [23]

Различия в концентрациях микроэлементов, таких как гелий , свинец , стронций , неодим и других, ясно показывают, что Исландия по составу отличается от остальной части Северной Атлантики. Например, соотношение He-3 и He-4 имеет ярко выраженный максимум в Исландии, что хорошо коррелирует с геофизическими аномалиями, а уменьшение этой и других геохимических характеристик по мере удаления от Исландии указывает на то, что степень аномалии состава достигает около 1500 км по хребту Рейкьянес и не менее 300 км по хребту Кольбейнси . [24] В зависимости от того, какие элементы рассматриваются и насколько велика покрываемая площадь, можно выделить до шести различных компонентов мантии, которые не все присутствуют в каком-либо одном месте.

Кроме того, некоторые исследования показывают, что количество воды, растворенной в минералах мантии, в районе Исландии в два-шесть раз выше, чем в ненарушенных частях срединно-океанических хребтов, где, как считается, она составляет около 150 частей на миллион. [25] [26] Присутствие такого большого количества воды в источнике лавы может снизить его температуру плавления и сделать его более продуктивным при данной температуре.

Гравиметрия / геоид [ править ]

Северная Атлантика характеризуется сильными крупномасштабными аномалиями гравитационного поля и геоида . Геоид возвышается на 70 м над эллипсоидом геодезической привязки в приблизительно круговой области диаметром несколько сотен километров. В контексте гипотезы плюма это объясняется динамическим эффектом восходящего плюма, который вздымается над поверхностью Земли. [27] Кроме того, шлейф и утолщенная кора вызывают положительную аномалию силы тяжести около 60 мГал (= 0,0006 м / с²) (в открытом воздухе).

Аномалии силы тяжести в свободном воздухе в северной части Атлантического океана вокруг Исландии. Для лучшего представления цветовая шкала была ограничена аномалиями до +80 мГал (+0,8 мм / с²).

Геодинамика [ править ]

С середины 1990-х годов было предпринято несколько попыток объяснить наблюдения численными геодинамическими моделями мантийной конвекции . Целью этих расчетов было, среди прочего, разрешить парадокс, согласно которому широкий шлейф с относительно низкой температурной аномалией лучше согласуется с наблюдаемой толщиной коры, рельефом и гравитацией, чем тонкий горячий шлейф, о котором говорилось. для объяснения сейсмологических и геохимических наблюдений. [28] [29] Самые последние модели предпочитают шлейф, который на 180–200 ° C горячее окружающей мантии и имеет стержень с радиусом ок. 100 км. Однако петрология еще не подтвердила такие температуры.

См. Также [ править ]

  • Геология Исландии
  • Прорыв ледникового озера
  • Список вулканов в Исландии
  • Вулканология Исландии

Ссылки [ править ]

Примечания [ править ]

  1. ^ a b Foulger, GR (8 февраля 2005 г.). «Исландия и магматическая провинция в Северной Атлантике» . MantlePlumes.org . Проверено 22 марта 2008 .
  2. ^ Рикерс, Флориан; Фихтнер, Андреас; Трамперт, Жанно (1 апреля 2013 г.). «Система плюмов Исландия – Ян-Майен и ее влияние на динамику мантии в Североатлантическом регионе: данные инверсии полной волновой формы» . Письма о Земле и планетологии . 367 : 39–51. Bibcode : 2013E и PSL.367 ... 39R . DOI : 10.1016 / j.epsl.2013.02.022 .
  3. ^ Морган, В. Джейсон ; Морган, Джейсон Фиппс (2009). «Скорости пластин в системе отсчета горячей точки: электронное приложение» (PDF) . В Foulger, Gillian R .; Джерди, Донна М. (ред.). Пластины, плюмы и планетные процессы (P 4 ) .
  4. ^ Ritsema, J .; Van Heijst, HJ; Вудхаус, JH (1999). «Сложная структура скорости поперечной волны, изображенная под Африкой и Исландией». Наука . 286 (5446): 1925–1928. DOI : 10.1126 / science.286.5446.1925 . PMID 10583949 . 
  5. ^ Морган, WJ (1971). «Конвекционные плюмы в нижней мантии». Природа . 230 (5288): 42–43. Bibcode : 1971Natur.230 ... 42M . DOI : 10.1038 / 230042a0 .
  6. ^ a b c Хауэлл, Сэмюэл М .; Ито, Гарретт; Breivik, Asbjørn J .; Рай, Абхишек; Мьельде, Рольф; Ханан, Барри; Сайит, Каан; Фогт, Питер (15 апреля 2014 г.). «Происхождение асимметрии в горячей точке Исландии вдоль Срединно-Атлантического хребта от разрыва континентов до наших дней». Письма о Земле и планетологии . 392 : 143–153. Bibcode : 2014E и PSL.392..143H . DOI : 10.1016 / j.epsl.2014.02.020 . hdl : 10125/41133 .
  7. ^ Дордевич, Младен; Георген, Дженнифер (1 января 2016 г.). «Динамика взаимодействия плюма и тройного стыка: результаты серии трехмерных численных моделей и последствия для образования океанических плато» . Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 121 (3): 2014JB011869. Bibcode : 2016JGRB..121.1316D . DOI : 10.1002 / 2014JB011869 . ISSN 2169-9356 . 
  8. ^ Михалфи, Питер; Штейнбергер, Бернхард; Шмелинг, Харро (1 февраля 2008 г.). «Влияние крупномасштабного поля мантийного течения на след горячей точки Исландии». Тектонофизика . Движение плит и процессы земной коры в Исландии и вокруг нее. 447 (1–4): 5–18. Bibcode : 2008Tectp.447 .... 5M . DOI : 10.1016 / j.tecto.2006.12.012 .
  9. ^ Белый, R .; Маккензи, Д. (1989). «Магматизм в рифтовых зонах: образование вулканических окраин континентов и паводковых базальтов». Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 94 (B6): 7685. Bibcode : 1989JGR .... 94.7685W . DOI : 10.1029 / JB094iB06p07685 .
  10. ^ Лоувер, Лос-Анджелес; Мюллер, RD (1994). «Трек Исландии». Геология . 22 (4): 311–314. Bibcode : 1994Geo .... 22..311L . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1994) 022 <0311: IHT> 2.3.CO; 2 .
  11. ^ Форсайт, DA; Morel-A-L'Huissier, P .; Асуде, I .; Грин, AG (1986). «Альфа Ридж и Исландия - продукты одного шлейфа?». Журнал геодинамики . 6 (1–4): 197–214. Bibcode : 1986JGeo .... 6..197F . DOI : 10.1016 / 0264-3707 (86) 90039-6 .
  12. ^ а б Вулф, CJ; Bjarnason, I. Th .; VanDecar, JC; Соломон, SC (1997). «Сейсмическое строение мантийного плюма Исландии». Природа . 385 (6613): 245–247. Bibcode : 1997Natur.385..245W . DOI : 10.1038 / 385245a0 .
  13. ^ a b c Фулже, ГР ; Андерсон, DL (2005). «Классная модель для горячей точки Исландии». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 141 (1–2): 1–22. Bibcode : 2005JVGR..141 .... 1F . DOI : 10.1016 / j.jvolgeores.2004.10.007 .
  14. ^ Нильсен, SB; и другие. (2002). «Палеоценовое начало кайнозойского поднятия в Норвегии». In Doré, AG; Картрайт, JA; Стокер, MS; Тернер, JP; Уайт, Н. (ред.). Эксгумация североатлантического побережья: сроки, механизмы и последствия для разведки нефти . Лондонское геологическое общество, специальные публикации . Геологическое общество, Лондон, специальные публикации. 196 . Геологическое общество Лондона. С. 103–116. Bibcode : 2002GSLSP.196 ... 45N . DOI : 10.1144 / GSL.SP.2002.196.01.04 .
  15. ^ Гейл, Эндрю S .; Ловелл, Брайан (2018). «Труды Союза геологов». Несоответствие мела и палеогена в Англии: поднятие и эрозия, связанные с исландским мантийным плюмом . 129 (3): 421–435. DOI : 10.1016 / j.pgeola.2017.04.002 .
  16. ^ Sæmundsson, К. (1979). «Очерк геологии Исландии» (PDF) . Йёкюлл . 29 : 7–28.
  17. ^ Foulger, GR (2010). Пластины против плюмов: геологический спор . Вили-Блэквелл . ISBN 978-1-4051-6148-0.
  18. ^ Король, SD; Андерсон, DL (1995). «Альтернативный механизм образования паводковых базальтов». Письма о Земле и планетологии . 136 (3–4): 269–279. Bibcode : 1995E и PSL.136..269K . DOI : 10.1016 / 0012-821X (95) 00205-Q .
  19. ^ Аллен, Р. М.; и другие. (2002). «Построение изображения мантии под Исландией с использованием интегрированных сейсмологических методов» . Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 107 (B12): ESE 3-1 – ESE 3-16. Bibcode : 2002JGRB..107.2325A . DOI : 10.1029 / 2001JB000595 .
  20. ^ Foulger, G. R; и другие. (2001). «Сейсмическая томография показывает, что апвеллинг под Исландией ограничен верхней мантией» . Международный геофизический журнал . 146 (2): 504–530. DOI : 10.1046 / j.0956-540x.2001.01470.x .
  21. ^ Thirlwall, MF (1995). «Генерация изотопных характеристик Pb Исландского плюма». Журнал геологического общества . 152 (6): 991–996. DOI : 10.1144 / GSL.JGS.1995.152.01.19 .
  22. ^ Мертон, BJ (2002). «Взаимодействие Плюм-хребет: геохимическая перспектива с хребта Рейкьянес» . Журнал петрологии . 43 (11): 1987–2012. Bibcode : 2002JPet ... 43.1987M . DOI : 10.1093 / петрологии / 43.11.1987 .
  23. ^ Herzberg, C .; и другие. (2007). «Температура окружающей мантии и плюмов: ограничители из базальтов, пикритов и коматиитов» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 8 (2): Q02006. Bibcode : 2007GGG ..... 8.2006H . DOI : 10.1029 / 2006GC001390 .
  24. ^ Breddam, K .; Курц, доктор медицины; Стори, М. (2000). «Картирование канала исландского мантийного плюма с изотопами гелия». Письма о Земле и планетологии . 176 (1): 45. Bibcode : 2000E и PSL.176 ... 45B . DOI : 10.1016 / S0012-821X (99) 00313-1 .
  25. ^ Jamtveit, B .; Brooker, R .; Brooks, K .; Ларсен, LM; Педерсен, Т. (2001). «Обводненность оливинов Северо-Атлантической вулканической провинции». Письма о Земле и планетологии . 186 (3–4): 401. Bibcode : 2001E & PSL.186..401J . DOI : 10.1016 / S0012-821X (01) 00256-4 .
  26. ^ Николс, ARL; Кэрролл, MR; Höskuldsson, Á. (2002). «Является ли горячая точка Исландии также влажной? Доказательства содержания воды в недегазированных подводных и подледниковых подушечных базальтах». Письма о Земле и планетологии . 202 (1): 77. Bibcode : 2002E и PSL.202 ... 77N . DOI : 10.1016 / S0012-821X (02) 00758-6 .
  27. Перейти ↑ Marquart, G. (2001). «О геометрии мантийного течения под дрейфующими литосферными плитами» . Международный геофизический журнал . 144 (2): 356–372. Bibcode : 2001GeoJI.144..356M . DOI : 10.1046 / j.0956-540X.2000.01325.x .
  28. ^ Рибе, Нью-Мексико; Christensen, UR; Тейссинг, Дж. (1995). «Динамика взаимодействия плюма-гребня, 1: плюмы с центром в гребне». Письма о Земле и планетологии . 134 (1): 155. Bibcode : 1995E и PSL.134..155R . DOI : 10.1016 / 0012-821X (95) 00116-Т .
  29. ^ Ито, G .; Lin, J .; Гейбл, CW (1996). «Динамика мантийного потока и таяния в горячей точке с центром в центре хребта: Исландия и Срединно-Атлантический хребет». Письма о Земле и планетологии . 144 (1-2): 53. Bibcode : 1996E и PSL.144 ... 53I . DOI : 10.1016 / 0012-821X (96) 00151-3 .

Библиография [ править ]

  • Аллен, РМ; Nolet, G .; Морган, WJ; и другие. (1999). «Тонкий горячий шлейф под Исландией». Международный геофизический журнал . 137 (1): 51–63. Bibcode : 1999GeoJI.137 ... 51A . CiteSeerX  10.1.1.412.695 . DOI : 10.1046 / j.1365-246x.1999.00753.x .
  • Foulger, GR ; Андерсон, DL (2005). «Классная модель для горячей точки Исландии». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 141 (1–2): 1–22. Bibcode : 2005JVGR..141 .... 1F . DOI : 10.1016 / j.jvolgeores.2004.10.007 .
  • Морган, У. Джейсон ; Морган, Джейсон Фиппс (2009). «Скорости пластин в системе отсчета горячей точки: электронное приложение» (PDF) . В Foulger, Gillian R .; Джерди, Донна М. (ред.). Пластины, плюмы и планетные процессы (P 4 ) .
  • Николс, ARL; Кэрролл, MR; Höskuldsson, Á. (2002). «Является ли горячая точка Исландии также влажной? Доказательства содержания воды в недегазированных подводных и подледниковых подушечных базальтах» . Письма о Земле и планетологии . 202 (1): 77–87. Bibcode : 2002E и PSL.202 ... 77N . DOI : 10.1016 / S0012-821X (02) 00758-6 .

Внешние ссылки [ править ]

  • mantleplumes.org
  • Исландская страница Ричарда Аллена, Калифорнийский университет в Беркли
  • Геология и геодинамика Исландии, Рейдар Г. Трённес, Институт наук о Земле, Рейкьявик (PDF)
  • Обзорная статья о шлейфе Исландии, на основе которой была создана эта статья, написана Т. Руэдасом, Г. Марквартом и Х. Шмелингом
  • Фильм о создании Исландии , анимационная обучающая сводка об исландском шлейфе.

Координаты : 64.4000 ° N 17.3000 ° W64 ° 24′00 ″ с.ш. 17 ° 18′00 ″ з.д. /  / 64,4000; -17,3000