2015-08-13
324
Острів Ісландія являє собою велике підняття, «насаджене» на СОХНУВ з розташованим під ним ісландським плюмом. Існують різні гіпотези утворення острова, але найбільш вірогідною представляється гіпотеза С. Торарінсона, згідно з якою Ісландія сформувалася в ході компенсаційного підняття ділянки серединно-океанічного хребта з паралельним накопиченням базальтів. Крім того, існують і інші гіпотези, наприклад гіпотеза консолідації кори в прогресивної перехідній зоні, гіпотеза сводового підняття або гіпотеза своєрідного реліктового континентального ділянки, збереженого після ізостатичної опускання навколишньої території, але зараз вони представляються малоймовірними [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Не можна заперечувати і вплив плюма на освіту ісландських базальтових плато.
Будова ісландської земної кори відрізняється від такого у розвивалися аналогічним чином Гренландії, островів Північної Британії, та Норвегії. Відмінно воно і від будови земної кори Атлантичного океану. Раніше, на основі даних глибинного сейсмічного зондування, передбачалося [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960], що земна кора Ісландії складається з трьох шарів. У першому шарі, потужністю близько 2 км, швидкість сейсмічних хвиль (V p) складає 37 км / с. Це осадовий шар. У другому шарі, потужністю 16 км V p=6,7 км / с, що дозволяє припустити його близькість до «базальтовому» прошарку океанічної земної кори. Характер третього шару, що має потужність 10 км, для якого V p=7,4 км / с, в даний час не відомий (багато авторів, наприклад, Г.Пальмасон і Х.Гебрандт відносили цей шар до верхньої мантії). За пізнішими уявленнями [Геншафт, салтиковський, 1999], на основі даних сейсмічної томографії в земній корі також виділяється три шари, однак їхньої потужності відмінні від таких у попередніх моделях. У верхньому, потужністю 0,7-3 км, V p <0,5 км / с, причому потужність цього шару різко зростає в межах неовулканіческой зони. У середньому, потужністю 2-4,5 км, V p=5-6,5 км / с. Покрівля нижньої кори має глибину 4,5 км, а потужність шару складає 14-20 км. У цьому шарі V p поступово зростає до підошви до 7,2-7,25 км / с. На кордоні Мохо, що розташовується в середньому на глибині близько 28 км, спостерігається різкий стрибок V p. Нижче неї швидкість сейсмічних хвиль більше або дорівнює 7,5 км / с. Крім цих, існує безліч інших геофізичних моделей будови земної кори Ісландії. Згідно, наприклад, гіпотезі В.В. Білоусова, шар під кордоном Мохо (швидкості V p в якому більше, ніж типово коровиє, але менше, ніж типово мантійні) слід відносити не до чистої мантії, а так званої «коро-мантійних суміші» [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999].
Розвиток сейсмічної томографії дозволило встановити, що під рифтової зоною на глибинах 0-75 км спостерігається загасання поздовжніх сейсмічних хвиль. Вважається, що це явище пов'язане з існуванням Ісландського плюма (рис. 4). За останніми даними [Бєлоусов, 1985, Геншафт, салтиковський, 1999], Ісландська плюм представляє собою високу колону, що бере початок в нижній мантії і сужающуюся до поверхні (ширина в середньому не більше 200 км). Передбачається, що температура плюма вище температури навколишнього мантії на 200-300 о С. Поблизу кори поверхню плюма набуває обрисів, відповідні розташуванню активних наземних вулканічних структур.
Геологічну історію Ісландії можна представити таким чином. Передбачається, що спочатку територію сучасної Ісландії покривав Атлантичний океан з розвиненим підводним вулканізмом. У ході інтенсивної вулканічної діяльності відбувалося накопичення пірокластичні (?) Порід, за яким послідувало ізостатичне опускання території, сліди якого можна виявити на великій території. У ході інтенсивного опускання в центрі опускається області сформувалося компенсаційне підняття, якому, мабуть, сприяло наклавши на нього вплив мантійного плюма, що призвело до дуже нестійкою тектонічної обстановці. Так як дана область була «насадженої» на СОХНУВ, продукти плюмовой вулканізму (базальти) швидко заповнювали тріщини, що утворилися в молодій океанічної корі, і в процесі спрединга «розповзалися» від Ісландії в північно-західному та південно-східному напрямках (що підтверджується аналізом віку і петрохимических складу базальтів Ісландії, Гренландії, Фарерських островів, островів Колбенсей, Сюртсей та ін) [Геншафт, салтиковський, 1999]. Мабуть, впровадження мантійного плюма можна віднести до пізньої крейди, оскільки вік вулканитов закономірно зменшується від позднемелового в Північній Гренландії і на північних островах Великобританії до міоцен-сучасного в самій Ісландії.
Формування Ісландії як острови, мабуть,
очалося в ранньому палеогені, разом з утворенням в ході трещинних виливів обширних вулканічних плато, потужністю до 10 км, складених базальтами толеітовой і Олівіновий-лужний серій, що чергуються без видимої закономірності. Цим базальтам, в порівнянні з типовими базальтами серединно-океанічних хребтів, властива велика тітаністий, железистость і кілька знижений вміст кремнезему (що, як вважається, характерно для лав плюмовой вулканізму). Саме для базальтових плато найбільш характерне чергування серій з різним напрямком намагніченості (що пов'язано зі зміною палеомагнітних обстановок; для плато, за даними Кьяртансона, відзначено 30 таких змін з періодом приблизно? Млн років), хоча дане явище характерне для будь-яких вулканічних формацій. Процес вулканізму супроводжувався розвитком пенепленізаціі (за приблизними підрахунками, денудацією було зрізано до 5 км базальтових плато), за якою послідувало інтенсивний розвиток сбросової тектоніки [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960], що, мабуть, можна пов'язати з початком кріохрона і розвитком заледеніння. Формування острова завершилося до верхнього пліоцену, з набуттям ним його сучасних обрисів [Геншафт, салтиковський, 1999]. Значний вплив на склад ісландських вулканитов та обсяги вулканічної діяльності зробили і неоген-четвертинні зледеніння, протягом яких сформувалися займають більшу частину території Ісландії палагонітовие формації. Вже в плейстоцен-голоценових час, у міру деградації покривного льодовика і поетапного гляціоізостатіческого підняття, за цим послідувало осадконакопление, що супроводжується неовулканізмом, пік якого припав на самий початок плейстоцену. Після сходу льодовикового покриву зменшення компенсуючого петростатіческого тиску призвело до збільшення обсягів вулканізму і розширенню каналів надходження магми.
Неовулканіческая зона Ісландії (традиційно до неовулканіческой зоні Ісландії відносяться області з геологічним віком менше 0,7 млн??років) простягається через острів по генеральному напрямку ЮЗ-СВ, при цьому в ній можна виділити три основні підзони, що мають власні назви. Західна вулканічна зона (ЗВЗ, WVZ) простягається по рифту надводної частини хребта Рейкьянес (вулканічні системи власне Рейкьянес, Лаунгйекюдль, Хофейекюдль). Східну вулканічну зону (ВВЗ, EVZ) складають вулканічні системи Вестманнаейяр, Катла, Торвайекюдль, Вейдіветн, Хейнгідль, Грімсветн та ін Північну вулканічну зону (СВЗ, NVZ), фактично є ділянкою рифту підводного хребта Кольбенсей) складають вулканічні системи Аскья і Крабла. Крім того, трохи осторонь, на п-ове Снайфельдснес, розташовується не настільки значна область неовулканізма, приурочена до разломной зоні.
В даний час до кінця сформувалася конфігурація неовулканіческой зони до кінця не ясна. У першу чергу, незрозумілі відхилення неовулканіческой зони від основної осі спрединга, яка проходить від хребта Рейкьянес через гарячу точку до хребта Кольбенсей (обидва хребта - ультрамедленноспрединговые, тобто швидкість спрединга менше 2 см / рік). Відзначається три відхилення від цієї осі: вулканічна система Снайфельдснес на заході острова, тупикове відгалуження EVZ на південь, до островів Сюртсей і Хеймаей, і розташовані на схід від EVZ ланцюга вулканів центрального типу Ейравайекюдль - Снайфедль, для яких характерна тимчасова ешелонування. Крім того, подібні ланцюга існують і в Західній Ісландії. Існування першого з цих районів прийнято пояснюв.
ати приуроченностью до трансформного розлому, але з приводу інших єдиної точки зору не існує. Наприклад, по Х. Сігурдссону, сформована ситуація обумовлена??нерівномірним розподілом швидкостей спрединга [Геншафт, салтиковський, 1999] як уздовж простягання його осі, так і з боку різних плит (швидкість спрединга Євроазіатської плити значно менше, ніж у Північно-Американської). Крім того, очевидно, важливі і відмінності тектонічної будови хребтів Рейкьянес і Кольбейнсей (наприклад, відсутність сегментації на рівні ТР на хребті Рейкьянес), що, очевидно, обумовлено нерівномірним розподілом розпливаються потоків речовини від Ісландського плюма [Кохан, 2013].
Сильний вплив тектоніки Ісландського плюма на раздвіговую тектоніку і морфологію хребта Рейкьянес також проявляється у відхиленні напрямки спрединга від ортогонального (на 26-30 о), підвищеної щільності вулканічних будівель, а також зміні морфології і утонением земної кори з півночі на південь, у міру видалення від гарячої точки. Так, якщо в своїй північній частині для хребта характерна морфологія бистроспредінгових СОХНУВ, що супроводжується формуванням осьового підняття з насадженими на нього вулканічними хребтами, розділеними неглибокими грабенамі, то для південної частини характерна морфологія типових медленноспредінгових СОХНУВ з формуванням рифтової долини. Між північною і південною частинами хребта распологается зона перехідною морфології. Разом з тим, рельєф хребта і в північній, і в південній частині має суттєві відмінності від своїх аналогів в швидко-та медленноспредінгових СОХНУВ. Так, в рифтової долині південній частині хребта фіксується наявність своєрідних S-образних осьових вулканічних хребтів, що мають ортогональное положення до напряму спрединга і сформувалися над розломами. Згідно з експериментальними даними, формування подібних розломів пов'язано з особливим поєднанням похилого ультрамедленного спрединга і в'язкісно-температурного стану літосфери в умовах накладення плюм-і спредінгових тектоніки. З іншого боку, для перехідної зони характерна наявність V-образних хребтів, формування яких пов'язане з міграцією розплаву від Ісландського плюма. ОМК спостерігається тільки в південній частині хребта Рейкьянес, що вказує на панування плюмовой центру магмогенераціі в північній частині [Дубінін, Кохан, Грохольський та ін, 2012]
По периферії неовулканіческой зони Ісландії розташовується область пліоцен-еоплейстоценових вулканитов, переважно толеітових базальтів (віком 0,7-3,5 млн років). Ще далі від осі спрединга, широкою смугою вздовж північно-західного, північного і північно-східного узбережжя острова простягається область поширення міоценових платобазальтов (толеітових, лужних і Fe-Ti перехідних) з віком від 16 до 3,1 млн років.
Морфологічно на території Ісландії можна виділити три типи вулканічного рельєфу: рельєф базальтових плато палеоген-неогенового віку, рельєф палагонітових формацій неоген-четвертинного віку (в т.ч. неовулканіческой зони) і рельєф зони сучасного постгляціального вулканізму, з властивими для кожного формами.
Ключову роль у формуванні сучасно вигляду рельєфу базальтових плато зіграли денудаційні процеси, які отримали особливий розвиток з неогену. У зв'язку з цим, в залежності від висоти розташування ерозійної поверхні, виділяється чотири т.зв. «Морфологічних рівня» [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]. Для першого...
рівня характерні долини глибиною 100-200 м з дуже пологими схилами, причому крутість поздовжнього профілю цих долин найчастіше більше крутизни схилів. Цей рівень в районі Хвальфьордюра простежується на висотах більше 300-400 м над древнім рівнем моря (700-800 м над сучасним), але в міру просування на південь острова може підніматися і вище.
Другий морфологічний рівень сформувався за рахунок поглиблення долин першого морфологічного рівня (як правило, без розширення) і відрізняється більш крутими схилами. Долини мають таку ж (або меншу) ширину, як і долини першого рівня, але мають абсолютну висоту близько 700 м.
Третій морфологічний рівень сформувався в результаті тектонічного підняття території приблизно на 200 м і добре виражений вздовж узбережжя, де представлений терасами 2-3 км шириною і глибокими долинами. Важливою особливістю даного рівня є його часткове перекриття лавами із зворотного намагніченістю, так як його формування завершилося до початку плейстоцену.
Четвертий морфологічний рівень відноситься до плейстоцену. Характерною його особливістю є розвиток ерозії льодовикових цирків при зниженні рівня моря на 80-100 м. Існують різні типи долин цього рівня: так, серед долин Ейяфьордюра виділяється три різних типи [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960]: головні, виходять до сучасного рівня моря, і дрібніші - висячі, з різною глибиною долин (що залежить від часу утворення долини - в плейстоцені або до його початку). Інтенсивність ерозійних процесів зменшувалася з часом: так, за обсягом винесеного матеріалу перший етап ерозії (в ході утворення долин першого морфологічного рівня) набагато перевищує другий, другий (в ході утворення долин другого морфологічного рівня) в 10 разів перевищує третій, а третій у 5 разів більше четвертого. В цілому, морфологія базальтових плато закінчила своє формування до початку плейстоцену; останній плейстоценовий льодовиковий покрив розташовувався вже на сформованому рельєфі, близькому до сучасного.
Для геології і морфології палагонітових формацій (також відомі як формація Моберг) характерно переважний вплив льодовиків - як на петрохимических склад лав, так і на формування вулканічних морфоструктур. Для підлідного вулканізму характерні в основному дві форми рельєфу: столові гори і гіалокластітовие хребти (Тиндар). Деяка частина обсягу вулканічних вивержень льодовикового часу відноситься до інтрагляціальному вулканизму з властивими йому формами рельєфу, аналогічними постгляціальним.
Процес формування столових гір (ісландск. тюйя; в Ісландії також носять назву stapiпочинається з розплавлення частини льодовикового покриву над місцем майбутнього виверження потоками фумарольних газів з подальшим виливом лави базальтового складу, кристаллизующейся з утворенням піллоу-лав. При цьому в результаті фазового переходу утворюється колосальну кількість води, яка, у разі, якщо вулкан проплавлять повністю тіло льодовика, прориває лід у вигляді потужного водного потоку - т.зв. йокульлаупа. Подібне явище може спостерігатися і в результаті прориву через край льодовика або, наприклад, при подпруживания льодовиком озер. Ці події мають місце і в даний час, в першу чергу, на вулканах Катла (льодовик Мірдалсйекюдль) і Грімсвотн (льодовик Ватнайекюдль). Так, в 1918 р. в результаті дводенного виверження вулкана Катла витрата води в йокульлауп...
е досяг 200 000 м 3 / с. Разом з йокульлаупом величезні маси води, насичені уламками льоду і продуктами вулканізму, можуть переносити і перевідкладався на своєму шляху до узбережжя океану значна кількість твердого уламкового матеріалу. Як правило, потоки з обох льодовиків спрямовані на південь.
Аналогічні потоки формуються в Андах. Так, в Еквадорі (вулкан Котопахи) вони отримали назву «авенідас». При прориві водного потоку над вулканом утворюється блоково-скидна просадка поверхні льодовика, звана кальдроном. Одночасно з утворенням водних лінз над вулканом накопичення піллоу-лав поступово змінюється експлозівно-еффузівним виверженням гіалокластітов і гіалокластітових брекчий (часто званих також «брекчии потоку підошви» або «брекчии лавової дельти»), які по досягненні поверхні води змінюються на покривні лави з високими концентраціями флюїдів. Якщо в ході формування вулканічного конуса він досягає поверхні льодовика і потім стабілізується, утворюється форма рельєфу, близька в поперечному розрізі до конічної і звана Тиндар. Якщо ж вулканічна діяльність триває, вище поверхні льодовика схили конуса набувають набагато більш пологий ухил, і утворилася форма рельєфу, близька до усеченному конусу, називається тюйей [Личардой та ін, 2007]. Як приклад столових гір в неовулканіческой зоні можна привести Хердубрейі (EVZ) або Гейтафелл (WVZ).
Тиндар формуються в результаті вивержень центрального типу при швидкому переміщенні центру вулканічної активності і уявляю собою послідовно формується ряд вулканічних споруд. Великі Тиндар можуть досягати значних розмірів: до 44 км в довжину і 3,8 км завширшки (Тиндар Скюггафьолл). Довжина Тиндар, як правило, в 2 і більше рази перевищує ширину. Тюйя, що формуються в ході вивержень центрального типу, відрізняються великим обсягом вулканічних будівель - до 48 км 3 (тюйя Ейріксйокуль), площею (до 77 км 2) і висотою (до 1000 м). Довжина тюйя зазвичай перевищує ширину менш ніж у 2 рази. Крім того, вважається що спалахи вулканічної активності, які призвели до формування тюйя, мали велику тривалість і могли складатися з декількох циклів, в той час як Тиндар сформувалися протягом короткочасного періоду.
Між тюйя і Тиндар NVZ, EVZ і WVZ спостерігаються деякі відмінності в розмірах форм, їх будову і розповсюдженні. Так, тюйя характерні для NVZ і WVZ, в EVZ вони відсутні. Найбільші Тиндар характерні для NVZ. Деякі Тиндар WVZ мають тонкі лавові покриви вершини, у той час як деякі тюйя їх позбавлені. Всього в Ісландії налічується 89 тюйя і Тиндар [Jakobsson, Gudmundsson, 2008].
Важливою одиницею неовулканізма є т.зв. вулканічні системи Вулканічні виверження в Ісландії в плейстоцені мали своїм джерелом живлення порівняно неглибоко розташовані невеликі резервуари магми. Ці резервуари, як правило, були пов'язані з поверхнею ланцюгом потужних ДАЕК по периферії і мережею більш дрібних даек в центрі (де відстань до поверхні було менше). В результаті вивержень по цих дайкам по периферії таких магматичних камер формувалися столові гори, а на проекції центру - гіалокластітовие форми.Згадані форми (тюйя, гіалокластітовие хребти і конуса) характерні не тільки для неоген-плейстоценового, але і для сучасного підлідного вулканізму. Крім того, існують кальдери, що мають часом свого формування саме період деградації льодовикового покриву. Пходження багатьох кальдер в Ісландії пов'язують із зменшенням стабілізуючого петростатіческого тиску з подальшим обваленням стінок кратера.
Крім них, в зоні постгляціального вулканізму (у зв'язку з дискретним поширенням льодовиків) існують і інші форми рельєфу, розвиток яких залежить від типу вулканічного апарату (тріщинні, центральний), складу лав (як правило, мафічних) і навколишніх умов (аквальних, субаквальних і т.д.). В цілому, як і повсюдно, для Ісландії можна виділити чотири типи вивержень: еффузівний, екструзівний, експлозівний і змішаний (причому останні два поширені значно більше, ніж в інших регіонах).Чисто ефузивні виверження - без супроводжуючої їх експлозівной фази - властиві в Ісландії тільки лавам кислого і основного складу (переважно ріолітового і базальтовим). Більшість вулканів з еффузівамі ріолітового складу розташовані в NVZ і EVZ і, мабуть, пов'язані з явищем фракціонування магми в проміжних камерах. Але цей процес мало поширений, набагато більш характерно для лав цього складу освіту екструзівних куполів, крім того, кислі лави складають всього 8% від загального обсягу ісландських лав [Askelsson J., Bodvarsson G., Einarsson T. et.. al., 1960 ]. Найбільш відомі ріолітового вулканіти вулкана Крафла. Відомо дві фази ріолітовой вулканічної активності Крафла, в ході яких мали місце впровадження екструзій і виверження стромболианского типу з викидом пірокласти змішаного риолит-базальтового складу. Водночас, відомі випадки формування деяких тюйя вулканітами ріолітового складу [Jonasson, 1994]. Ефузивні ж виверження базальтів можна розділити залежно від дебіту лави на слабкі і сильні. Для слабодебітних вивержень характерні потоки лав пахое-хое, просуваються на велику відстань (до 25 км). Для високодебітних, навпаки, характерні виверження стромболианского типу з просуванням лав типу аа на відстань 13 км і менше.Моногенні вулканічні щити (мал. 9), складені лавами пахоехое (пікрітового або толеітовие складу), сформувалися переважно відразу ж після сходу льодовикового покриву (11 тис. років тому) і мають вік від 11 до 5 тис. років (що не відомо щитів молодше 3500 років). Їх формування відбувалося в обстановці найбільш інтенсивного з початку неогену вулканізму (див. вище), вході високодебітних трещинних або нізкодебітних центральних вивержень, що тривали безперервно тривалий час (годи.і десятки років). Серед вулканічних щитів виділяються два типи. Тип А (влк. Пейстареікянбунга) складний тільки прихованими в лавоводах лавовими потоками, що живляться дренируемой лавовим озером, розташованому в кратері, і має крутизну схилів біля 3 о. Тип Б (влк. Трелладінгья), крім центрального конуса, складеного відкритими лавовими потоками, має і периферійний лавовий шлейф, що живиться прихованими в лавоводах лавовими потоками з лавового озера. Крутизна схилів таких вулканів - 3-8 о (до підніжжя зменшується). Важливою особливістю ісландських щитових вулканів можна вважати їх освіту в ході одного виверження (на відміну від, наприклад, гавайських полігенний щитових вулканів).
Приблизно всіх вивержень в Ісландії - експлозівние, серед яких 86% протікає в присутності води, а 14% - без її участі. Виверження змішаного типу досить рідкісні; практично всі відомі виверження змішаного типу відносяться до стратовулканів Гекла і мають три фази активності: впродовж першої фази (менше години) спостерігається виверження плініанскімі або субплініанского типу з дуже високою витратою магми і тефри. У ході цієї події відбувається утворення тріщини (фаза 2), через яку починає вивергатися фонтануюча лава, що формує потоки типу аа. Ставлення лави до Тефра у складі продуктів виверження різко збільшується, інтенсивність - зменшується. У міру зменшення дебіту магми виверження вступає у фазу 3, коли вулканічна діяльність концентрується в серії локальних експлозівних центрів з виверженнями стромболианского типу. Для фази 3 характерні дуже малі витрати лави (менш 20 м 3 / с).
Вологий експлозівний вулканізм в Ісландії, в свою чергу, представлений трьома типами: фреатический, фреатомагматіческое і фреатоплініанскім.Пфреатический, або гідротермальні, виверження відносно рідкі (0,5% експлозія, характерні, наприклад, для вулканів Крафла і Гренаватн). Їх формування пов'язане з підвищеним тиском пари та / або води в перегрітих геотермальних системах і характерно для районів, що знаходяться в стадії підвищення або зниження вулканічної активності. Фреатомагматіческое (сюртсейскіе) виверження мають місце у разі безпосереднього контакту базальтової магми з водою або льодом. Їх можна розділити на виверження двох типів: «півнячий хвіст» (при попаданні води в жерло вулкана відбуваються переривчасті викиди тефри як у вертикальному, так і практично в горизонтальному напрямках) і «безперервна струмінь» (безперервне фонтанування тефри). Хоча вулканічна колона таких вивержень може досягати висоти 12 км, розсіювання тефри досить слабке, тому що більша частина енергії витрачається на дефрагментацію і переплавлені льоду. Фреатомагматіческое підлідні експлозіі, як правило, слабкі і характерні насамперед для трьох вулканів: Грімсватн, Бардарбунга і Катла. Підлідним фреатомагматіческое подіям властиві йокульлаупи. Крім того, в прибережному сегменті хребта Рейкьянес розвинені підводні фреатомагматіческое події - наприклад, в результаті такого виверження сформувався острів Сюртсей. Субаеральние фреатомагматіческое виверження (розвинені в системах Крафла і Аскья) в цілому аналогічні підлідним, але більш потужні. Найбільш типовою формою рельєфу таких вивержень є група бескорневая конусів (10-1000 конусів). Бескорневая конуси (рис. 10) формуються при попаданні потоку лави пахоехое в озеро, при якому мова лавового потоку починає кристалізуватися по периферії, тиск нераскрісталлізовавшейся маси в ньому росте, і врешті-решт кірку прориває, а лавовий потік продовжує рухатися далі. Далі, нове надходження лави також призводить до роздування тиловій частині лавового мови та міграції рідкої лави поверх сформувалися дрен (каналів), в результаті чого вони просідають, відкриваючись прямо в мулисту поверхню дна, і рідка водно-мулиста маса починає надходити прямо всередину лавового потоку, створюючи умови для формування експлозія.Фреатоплініанскіе виверження більш рідкісні і пов'язані переважно з бзальтовимі виверженнями (в т.ч. тріщини) великого обсягу, а також з кислими виверженнями центральних вулканів. Формування таких вивержень пов'язано з контактом високофлюідізірованной магми з водою. Прикладами вулканів, для яких відомі фреатоплініанскіе події, можна вважати Аскью, Гекла або Ватнайелдур. Всі різновиди фреатоплініанскіх вивержень дуже різняться за обсягами викидається тефри.
Сухі експлозівние виверження значно менш характерні для Ісландії, ніж вологі, і представлені виверженнями 4 типів: гавайський, стромболианский, субплініанскій і Плініанський. Відмінності між ними зумовлені інтенсивністю експлозія: при низькому дебіте магми мають місце Стромболіанскій і гавайські події (зареєстровані на вулканах відповідно Хейм і Снефелснесс), при високому - плініанскімі і субплініанскіе (часто пов'язані з кислими лавами, приклади їх найбільш характерні для вулканів Катла і Гекла). Сухі експлозівние виверження можуть слідувати за вологими в міру осушення резервуара [Thordarson, Hoskuldson, 2008].Вулканизм Ісландії, в порівнянні з вулканізмом підводних ріфтов СОХНУВ і плюмовой вулканізмом, має як загальні риси, так і відмінні риси. Так, з вулканізмом підводних ріфтов СОХНУВ його зближує лінійна витягнутість зони вулканічної активності уздовж рифтової зони СОХНУВ, широке поширення вулканічних апаратів тріщиною типу і толеітовие склад лав, а також властиве для транстенсіонних СОХНУВ з ультрамедленним спрединг ешелоновані розміщення вулканічних систем. З плюмовой вулканізмом пов'язано розвиток у минулому базальтових плато і щитових вулканів, а також підвищений вміст Fe-Ti компонентів. Але вулканізм Ісландії має і ряд відмінностей. Так, на острівній суші, крім характерних для плюмовой вулканізму і глибоководних ріфтов щитових вулканів, присутні й інші види вулканічних форм. До таких належать пов'язані з постгляціальним і інтрагляціальним вулканізмом (столові гори, гіалокластітовие хребти), а також з фреатический виверженнями (шлакові і бескорневая конуси і т.д.). Самі щитові вулкани, завдяки проривів лавових озер по лавоводам, часто мають більш пологі схили, ніж приурочені до інших районам плюмовой вулканізму: близько 2-3 про біля основи замість 5-10 о.
