В течение последнего десятилетия о. Исландия привлекает к себе растущее внимание исландских и зарубежных исследователей. Существенный вклад в его изучение внесла комплексная геолого-геофизическая экспедиция АН СССР под руководством В.В. Белоусова [Белоусов и Милановский, 1975; Исландия и Срединно-океанический хребет, 1977; 1978; 1978а; 1978б; 1979; 1979а]; в ее работе участвовал и автор статьи. К числу районов, наиболее детально геологически исследованных в последние годы, принадлежит юго-западная часть Исландии (рис. 1). В тектоническом отношении она представляет собой участок современной Западной рифтовой зоны Исландии, служащей северо-восточным наземным продолжением северной части Срединно-Атлантического рифтового хребта (хр. Рейкьянес), широкого северо-западного фланга этой зоны, а также антиклинальной зоны Хреппар, отделяющей Западную рифтовую зону от параллельной ей Восточной.

Сравнительно хорошая геологическая изученность Юго-Западной Исландии имела немаловажное значение при выборе объекта для сейсмических наблюдений 1976 г. Этот эксперимент, проведенный советскими геофизиками при активном содействии и участии исландских ученых, позволил получить исключительно интересный относительно детальный сейсмический разрез земной коры до глубин 15-20 км, пересекающий западный фланг Западной рифтовой зоны Исландии и ее современную активную осевую часть. До этого мы располагали менее детальными данными о строении самых верхних горизонтов земной коры Исландии (до глубин 5-10 км), полученными Г. Пальмасоном по методу преломленных волн [Palmason, 1967; 1971], и самыми общими представлениями о структуре коры Исландии и Фареро-Исландского порога по материалам ГСЗ [Зверев и др., 1975; Исландия и Срединно-океанический хребет, 1977; 1978а]. Результаты этого исследования изложены в коллективной статье С.И. Зверева, И.В. Литвиненко, Г. Пальмасона и др. [1979]. В предлагаемой статье сделана попытка увязать сейсмический разрез [Зверев и др., 1979] с данными геологических наблюдений, проведенных автором и другими исследователями в этом районе, и обсудить возможную геологическую природу сейсмических границ, установленных в глубоких частях коры.

Для тектоники Исландии характерно широкое развитие структур растяжения, свойственных областям рифтогенеза, - нормальных наклонных сбросов, грабенов, горстов, базальтовых даек и их роев, вытянутых обычно вдоль простирания рифтовой системы. В активных ныне осевых частях рифтовых зон распространены продольные зияющие трещины, рассекающие даже голоценовые лавовые покровы. О масштабе горизонтального расширения земной коры в Исландии существуют, однако, различные взгляды.

В соответствии с концепцией тектоники плит предполагается, что современная структура Исландии была сформирована в процессе последовательного раздвижения и новообразования коры в нескольких рифтовых зонах (зонах спрединга), которые либо развивались одновременно, либо возникали попеременно на тех или иных участках нынешнего острова, а затем отмирали [Саймундссон, 1977; Saemundsson, 1974; Walker, 1965; 1975a]. По этим представлениям, в пределах активных осевых участков современных рифтовых зон под выполняющими их четвертичными вулканитами могут отсутствовать неогеновые вулканогенные толщи, ибо во время накопления последних осевые зоны еще не существовали, а под крыльями зон, сложенными плиоценовыми и эоплейстоценовыми лавами, должны выклиниваться миоценовые базальтовые толщи. По этим взглядам, вся земная кора Исландии с ее мощными миоценовыми, плиоценовыми и четвертичными вулканическими комплексами образовалась за счет подъема глубинного мантийного материала и выноса на поверхность продуктов его плавления в ходе последовательного «раскрытия» зоны «зияния» между расходящимися в стороны Европейской и Гренландской литосферными плитами.

Согласно другим взглядам [Белоусов и Милановский, 1975; Исландия и Срединно-океанический хребет, 1979а; Милановский, 1976; Einarsson, 1967; 1967a; Rutten, 1971], вулканогенные существенно базальтовые толщи неогенового возраста, обнажающиеся на западной и восточной периферии Исландской рифтовой системы и внутри нее, между Западной и Восточной рифтовыми зонами, должны присутствовать и в пределах последних, под покровами четвертичных вулканитов. Допускается, что ниже могут залегать толщи палеогеновых базальтов, обнажающиеся в Восточной Гренландии и на Фарерских островах [Белоусов и Милановский, 1975; Исландия и Срединно-океанический хребет, 1979а; Милановский, 1976] и вскрытые бурением на ряде участков дна Северной Атлантики [Исландия и Срединно-океанический хребет, 1978б]. Природа ложа кайнозойского вулканогенного комплекса остается неясной. Структура Исландии в целом рассматривается как система чередующихся линейных поднятий и депрессий, осложненных многочисленными сбросами и трещинами. Суммарный масштаб горизонтального расширения коры в пределах всей Исландии за неоген-четвертичное время оценивается максимально в несколько десятков километров [Белоусов и Милановский, 1975; Исландия и Срединно-океанический хребет, 1979а]. Главным структурным доказательством справедливости этой концепции служит присутствие в основании разреза практически всей рифтовой системы Исландии плиоценовых, а в ряде частных ее зон и подзон также миоценовых вулканогенных толщ (рис. 1). Естественно, что выяснение глубинной структуры Исландской рифтовой системы и истории ее формирования невозможно без проведения глубокого бурения и геофизических, в частности сейсмических, исследований. Поэтому такой большой интерес привлекают данные, полученные при проведении сейсмического профиля через Западную рифтовую зону в 1976 г.

Рассматриваемый район Исландии слагают вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи верхнемиоценового, плиоценового и антропогенового возраста общей мощностью около 5 км. В крайних северо-западных и восточных районах острова обнажаются также нижне- и среднемиоценовые вулканогенные существенно базальтовые толщи с абсолютным возрастом 10-16 млн. лет, суммарной мощностью более 7 км. Общая мощность неогена и антропогена в Исландии превышает 12-13 км [Исландия и Срединно-океанический хребет, 1978]. На западном крыле Западной рифтовой зоны распространены верхнемиоценовые, плиоценовые и эоплейстоценовые образования, слагающие обширную пологую антиклиналь Боргарнес. В юго-восточный угол района попадает участок антиклинальной зоны Хреппар, сложенный породами плиоцена и эоплейстоцена.

Неогеновые и эоплейстоценовые образования восточного крыла антиклинали Боргарнес в последнее время явились объектом детального изучения. Тщательное исследование макрофлористических и пыльцевых остатков, обнаруженных в ряде осадочных и туфогенных прослоев, позволило М.А. Ахметьеву [Исландия и Срединно-океанический хребет, 1978] выделить в разрезе верхнего миоцена и плиоцена несколько фитостратиграфических горизонтов. По наблюдениям автора и Н.А. Логачева, среди плиоценовых и эоплейстоценовых образований южной части западного крыла рифтовой зоны между г. Рейкьявиком и оз. Скоррадальсватн может быть выделено 10 толщ различного строения общей мощностью около 3,5 км, сложенных многочисленными маломощными, преимущественно субаэральными, потоками платобазальтов. Они чередуются с толщами, в которых наряду с платобазальтами участвуют постройки центральных вулканов, образованные более мощными и менее выдержанными потоками и шлейфами основных и кислых вулканитов, накапливавшихся в наземных и в подводных условиях.

Сооружения центрального типа наиболее распространены в районах Эсья-Скардсхейди, тогда как севернее оз. Скоррадальсватн имеются лишь единичные центральные вулканы - позднемиоценовый центр Халлармули в долине р. Нордурау [McDougall et al., 1977] и длительно развивавшийся позднеплиоценовый вулкан Хусафедль в истоках р. Хвитау [Saemundsson & Noll, 1974]. В разрезе верхнего плиоцена и эоплейстоцена начиная с низов свиты 7 и ее эквивалентов в более северной части района присутствует не менее 8 горизонтов тиллитов и прослои флювиогляциальных отложений.

Абсолютный возраст доплейстоценовых вулканитов, слагающих осевую зону и восточное крыло антиклинали Боргарнес, установлен по более чем 40 определениям, выполненным по K-Ar-методу [Aronson & Saemundsson, 1975; McDougall et al., 1977; Saemundsson & Noll, 1974]; в большинстве они дают хорошо согласующиеся между собой датировки в диапазоне от 9,4 млн. лет (может быть даже 13,2 млн. лет) [Moorbath et al., 1968] в ядре антиклинали у г. Боргарнеса до 1,6-1,8 и даже 0,8-1 млн. лет близ границы с осевой зоной Западного рифта [Saemundsson & Noll, 1974].

Более 20 лет назад Тр. Эйнарссон [1962] начал изучение палеомагнитных свойств базальтовых толщ юго-западной Исландии, которое продолжали и совершенствовали некоторые исследователи [Gibson & Piper, 1972; McDougall et al., 1977; Saemundsson & Noll, 1974]. Большим достижением явилось проведенное недавно И. Мак-Доугаллом, Кр. Саймундссоном, X. Иоханнессоном и др. систематическое палеомагнитное опробование более 430 лавовых потоков в непрерывном разрезе верхнемиоценовых и плиоценовых вулканитов мощностью 3,5 км в северной части района, сопровождавшееся массовыми определениями абсолютного возраста пород. Здесь были установлены образования, принадлежащие палеомагнитным эпохам Матуяма, Гаусс, Гильберт и трем более древним, а также многочисленным палеомагнитным эпизодам (events) внутри этих эпох [McDougall et al., 1977; Saemundsson & Noll, 1974]. Выделенные и закартированные на севере района палеомагнитные комплексы достаточно хорошо увязываются с толщами, выделенными и закартированными нами на юге. Мощность верхней части верхнемиоценовых образований (от 7 до 5,2 млн. лет) в северной части района оценивается в 1 км, а плиоценовых - в 2,5 км [McDougall et al., 1977], что согласуется с суммарной мощностью плиоцена и эоплейстоцена (около 3,5 км) в южной его части.

Плейстоценовые и голоценовые вулканогенные и отчасти осадочные образования в основном выполняют осевую часть Западной рифтовой зоны, где находилась большая часть центров четвертичных извержений. Однако более 15 четвертичных вулканических аппаратов, а также ряд потоков плейстоценовых и раннеголоценовых лав располагаются и в прилегающей полосе западного крыла рифтовой зоны.

В генетическом отношении плейстоценовые базальты принадлежат двум четко различающимся группам. К одной относятся возникшие в наземных условиях во время межледниковий (главным образом последнего) постройки щитовых лавовых вулканов и лавовые покровы, образованные при излиянии центрального и трещинного типов, к этой группе относятся и голоценовые, постледниковые базальтовые постройки. Другая группа представлена постройками, сформировавшимися в эпохи оледенений в подледных условиях или, точнее, под водой глубоких озер, возникавших внутри ледникового щита при его локальном протаивании над действовавшими вулканическими аппаратами центрального и трещинного типа. Это соответственно изометричные «столовые» вулканические горы и протяженные вулканические гряды и хребты, в основном сложенные продуктами дезинтеграции базальтовой лавы, изливавшейся в водную среду наклонно залегающими слоистыми гиалокластитами и пиллоу-лавами.

Как видно из тектонической схемы Исландии (рис. 1), внешние крылья обеих рифтовых зон и всей Исландской рифтовой системы не моноклинальные, а осложненные рядом пологих складчатых структур, в основном сформированных перед плиоценом или в плиоцене. Одной из крупнейших среди них является антиклиналь Боргарнес шириной около 80 км. Шарнир ее проходит вдоль северо-западного берега Боргарфьорда и правобережья р. Нордурау, постепенно погружаясь к северо-востоку. В ее ядре обнажаются верхнемиоценовые, а если верна цифра возраста базальтов у г. Боргарнеса (13,2±2,0 млн. лет [Moorbath et al., 1968]), то и среднемиоценовые образования. Широкое северо-западное крыло антиклинали сложено падающими под углами 4-5, местами до 10º базальтовыми толщами верхнемиоценового возраста [Саймундссон, 1977], но не исключено, что в строении этого крыла и смежной синклинали могут участвовать и плиоценовые образования. Напротив, почти все юго-восточное крыло антиклинали кроме узкой приосевой части сложено нижнеплиоценовыми, верхнеплиоценовыми, трансгрессивно-залегающими эоплейстоценовыми толщами, а также несогласно перекрывающими породы плиоцена и эоплейстоцена плейстоценовыми и голоценовыми вулканическими образованиями. Толщи плиоценовых платобазальтов падают к юго-востоку под углами от 3-5 до 8-10°, но на отдельных флексурообразных участках их наклон возрастает до 15-20° (например, к юго-востоку от оз. Скоррадальсватн, см. рис. 3). В пределах построек центрального типа наблюдаются локальные вариации ориентировки и крутизны падения пластов, связанные с наличием древних вулканических конусов, куполов и кальдер. В эоплейстоценовых толщах углы падения платобазальтов не превышают 2-3, максимум 5°. Плейстоценовые вулканические аппараты, потоки плейстоценовых и голоценовых базальтов и голоценовые осадки, несогласно залегающие на расчлененной поверхности дислоцированного доплейстоценового основания, сохранили первичное положение и лишь местами нарушены трещинами и сбросами.

Вулканогенные толщи неогенового и в меньшей мере эоплейстоценового возраста прорваны дайками главным образом базальтового состава, преимущественно продольного (северо-восточного) и отчасти поперечного (запад-северо-западного и северо-западного) простирания, но степень насыщенности ими западного крыла Исландской рифтовой системы в целом ниже, чем восточного, составляя в среднем в породах верхнего миоцена и низов плиоцена 3-4%, а в вышележащих плиоценовых образованиях - 1-2% от ширины выходов соответствующих толщ [McDougall et al., 1977].

Доплейстоценовые образования разбиты множеством нормальных сбросов, густота сети которых максимальна близ оси антиклинали Боргарнес и в общем убывает к юго-востоку от нее, особенно в породах эоплейстоцена. Амплитуды сбросов варьируют от нескольких до десятков, изредка сотен метров, а их наклон - от 80-90 до 60-70°. Преобладающая часть сбросов простирается в северо-северо-восточном, «продольном» направлении. На ряде участков восточного крыла антиклинали Боргарнес многочисленны сбросы восток-северо-восточного простирания. Широко распространены также сбросы запад-северо-западного простирания, поперечные к осям рифтовой зоны и Боргарнесской антиклинали, но приблизительно совпадающие с ориентировкой вулканической зоны Снайфедльснес и всей Трансисландской поперечной вулканической зоны. Наконец, близ оси антиклинали Боргарнес и к северо-западу от нее в долине правобережья р. Нордурау прослеживается ряд сбросов и трещин северо-северо-западного и меридионального простираний. Большинство продольных и близких к ним сбросов имеет ступенчатый антитетический характер и как бы «расширяет» полосы выходов соответствующих толщ на обоих крыльях антиклинали. Однако на некоторых участках ее юго-восточного крыла, например к югу и востоку от хр. Скардсхейди, имеются узкие ступенчатые, хорошо выраженные в рельефе молодые грабены, например грабен Гейтабергсватн (см. рис. 3), возможно продолжающийся к юго-западу в западную часть Хвальфьорда. Чрезвычайно сильно разбита продольными сбросами на ряд очень узких ступеней, грабенов и горстов приосевая зона Боргарнесской антиклинали. Учитывая, что на северо-западном берегу Боргарфьорда обнажаются верхне- или средне-(?) миоценовые базальты (9,4-13,2 (?) млн. лет), а на юго-восточном - плиоценовые толщи (не более 4-5 млн. лет), можно предполагать, что под его дном вдоль оси антиклинали проходит зона разломов с общим относительным опусканием юго-восточного крыла на многие сотни метров. Не исключено, однако, что несоответствие в строении берегов Боргарфьорда обусловлено наличием перерыва и углового несогласия в основании плиоценового комплекса, подобно тому, как это имеет место в Северо-Восточной Исландии. Такой перерыв и несогласие могли быть обусловлены ранней фазой формирования антиклинали Боргарнес. Однако эти явления должны были иметь локальный характер, поскольку в 30 км северо-восточнее, на периклинальном погружении той же структуры, отсутствуют сколько-нибудь длительные перерывы в разрезе верхнего миоцена и плиоцена [McDougall et al., 1977]. Наличие сбросовой зоны в приосевой части антиклинали Боргарнес и (или) несогласие в основании плиоцена на ее юго-восточном крыле могли бы объяснить и общую асимметрию поперечного профиля этой складки, восточное крыло которой сложено плиоценовыми, а западное - верхнемиоценовыми образованиями. «Растянутость» западного крыла антиклинали может быть обусловлена также влиянием многочисленных продольных антитетических сбросов с большой суммарной амплитудой. До сих пор, обсуждая вопрос об особенностях строения антиклинали Боргарнес, мы исходили из представления о том, что она, как и другие пологоскладчатые структуры Исландии, возникла в результате пликативных или сводово-глыбовых деформаций, имевших место в процессе или после накопления слагающих ее неогеновых вулканогенных толщ [Einarsson, 1960; 1967].

Однако некоторые исследователи, в частности Кр. Саймундссон [1977], рассматривают антиклиналь Боргарнес и подобные ей структуры как своеобразные «псевдоскладки», образовавшиеся вследствие смещения осей активных рифтовых зон (зон спрединга). Согласно этому взгляду, в ходе «раскрытия» рифта, сопровождаемого многократными мощными извержениями, и изостатического погружения его крыльев под вулканической нагрузкой последние приобретают характер пологих моноклиналей. Мощность вулканических толщ возрастает к оси рифта, а крутизна их наклона - вниз по разрезу, что установил Дж. Уокер [Walker, 1974] для неогеновых толщ Восточной Исландии. Таким образом, как активные, так и отмершие рифтовые зоны Исландии должны иметь синклиналеобразное строение. Если же поблизости от отмершей рифтовой зоны закладывается и начинает развиваться новая, параллельная ей зона спрединга, то к разделяющей их «древней» моноклинали, наклоненной в сторону оси «древнего» рифта, начнет «пристраиваться» новая моноклиналь, наклоненная в противоположную сторону, т. е. к молодому рифту. Таким путем могут возникать антиклиналеподобные структуры, в частности Боргарнесская «антиклиналь», крылья которых сложены разновозрастными породами [Саймундссон, 1977; Saemundsson & Noll, 1974].

Осевая подзона Западной рифтовой зоны целиком «закрыта» плейстоценовыми и голоценовыми вулканитами, сохранившими свое залегание, и не подвергалась глубокому бурению, что открывает широкие возможности для различных предположений о характере ее субстрата и доплейстоценовой истории. В ее пределах размещен ряд моногенных базальтовых вулканов центрального типа, действовавших как в наземных, так и в подводных условиях. Они ничем не отличаются от аналогичных по возрасту и строению вулканов западной краевой подзоны, несогласно «насаженных» на доплейстоценовый цоколь, а крупный субаквальный плейстоценовый вулкан Ботнсулур-Армансфедль, состоящий из нескольких сросшихся эруптивных аппаратов, располагается своей западной частью в краевой, а восточной - в осевой подзоне. Наиболее крупный, возможно полигенный, центральный вулкан погребен под ледниковой шапкой Лаунгйёкудль. Ряд центров извержений ледникового и отчасти постледникового времени приурочен к вулкано-активным трещинам. Большинство их вытянуто вдоль простирания рифта, но по крайней мере несколько протяженных вулкано-активных плейстоценовых и голоценовых трещин восточнее и юго-восточнее Рейкьявика (например, на массиве Хенгилль [Saemundsson, 1967; 1967а] в пределах вулканического массива Ботнсулур-Армансфедль) имеет поперечное к рифту восток-юго-восточное простирание. Голоценовые лавовые покровы и более древние вулканические образования в районе оз. Тингвадлаватн и на некоторых других участках осевой подзоны рассечены продольными зияющими трещинами (раздвигами), явно свидетельствующими о горизонтальном растяжении, поперечном или скорее диагональном (судя по эшелонированному расположению трещин), относительно простирания рифтовой зоны [Исландия и Срединно-океанический хребет, 1979; Трифонов, 1977]. По предположению Дж. Уокера [Walker, 1965], они могут представлять собой как бы «проекцию» голоценовых базальтовых даек, не достигших поверхности. Трещины нередко приурочиваются к флексурам в лавовом покрове или сопровождаются некоторым относительным вертикальным смещением блоков, а наиболее крупные из них - по существу, узкие, клиновидные грабены. Суммарный масштаб растяжения по трещинам в голоценовых лавах Исландии Уокер оценивает приблизительно в 30 м, что с учетом их возраста (3-5 тыс. лет) дает среднюю скорость растяжения в последующее время около 1-1,5 см/год. Однако механическая экстраполяция этих цифр на плейстоцен и тем более неоген не может считаться корректной, так как тектонический режим на протяжении этого времени неоднократно изменялся. Как в плейстоцене, так и в голоцене в осевой подзоне рифтовой зоны происходили подвижки по ряду продольных сбросов амплитудой от нескольких до многих десятков метров, рассекшие отдельные ее участки на ряд мелких ступеней, горстов и грабенов, хорошо выраженных в рельефе; наиболее крупный среди них - голоценовый грабен в западной части оз. Тингвадлаватн. Вдоль западного борта осевой подзоны протягивается система подставляющих друг друга ступенчатых краевых сбросов с опущенными восточными крыльями. Они смещают плейстоценовые, а местами и голоценовые вулканические образования, но на других участках голоценовые лавы прислоняются к выступам древнего рельефа, сложенным плейстоценовыми или эоплейстоценовыми вулканитами. Общая амплитуда перемещений по этим краевым сбросам, несомненно, достигает сотен метров. В пределах относительно опущенной ныне осевой рифтовой подзоны в начале плейстоцена существовала возвышенность, с которой брали свое начало и спускались к западу в сторону заливов Коллафьорд, Хвальфьорд и Боргарфьорд речные долины трогового типа. В плейстоцене они были заполнены базальтовыми потоками, стекавшими со стороны рифта, «перегорожены» столовыми вулканическими горами и «обезглавлены», так как область их верховий подверглась опусканиям и была погребена под плейстоценовыми и голоценовыми лавами.

На юге граница осевой и западной подзон рифтовой зоны образует ряд коленчатых изгибов запад-северо-западного и юго-юго-западного простираний; большинство их, несомненно, имеет тектоническое происхождение, так как либо контролируется четко выраженными сбросами, либо лежит на непосредственном продолжении поперечных и главным образом продольных сбросов и трещин (в том числе вулкано-активных), рассекающих смежные участки осевой подзоны (что исключает возможность рассмотрения этих поперечных «колен» как выражения небольших трансформных разломов). В целом посредством этих «колен» западный борт осевой подзоны в юго-западной части п-ова Рейкьянес смещается к западу по сравнению с его положением в районе оз. Тингвадлаватн более чем на 25 км (в направлении, поперечном к простиранию продольных рифтовых структур). Смещение продолжается и далее к юго-западу в пределах подводного хр. Рейкьянес. В целом, двигаясь вдоль простирания краевой подзоны рифтовой зоны, разбитой продольными и поперечными разломами, к юго-западу, мы наблюдаем все более распространяющийся к западу процесс последовательного раздробления и обрушения отдельных прямоугольных блоков этой подзоны, которые становятся ареной все более сильного центрального и трещинного вулканизма и заливаются потоками плейстоценовых и голоценовых базальтов. Следует отметить, что буровая скважина, пробуренная до глубины 1730 м в осевой подзоне на п-ове Рейкьянес, вскрыла на глубине 1500 м самый нижний (?) горизонт палагонитовых туфов, предположительно отвечающий древнейшему оледенению в Исландии (около 3 млн. лет) [Tryggvason, 1974], что указывает на наличие в осевой подзоне плиоценовых образований. Таким образом, широкое развитие плиоценовых и, возможно, верхнемиоценовых образований на северном окончании всей Западной рифтовой зоны и приведенные данные о структуре и истории рельефа ее южного участка свидетельствуют в пользу того, что под осевой ее частью должны присутствовать неогеновые вулканические образования, подвергшиеся растяжению, разбитые сбросами и пронизанные дайками базальтов и другими магматическими телами.

В какой же мере согласуются с изложенными данными о геологическом строении южной части Западной рифтовой зоны материалы, полученные при проведении сейсмического профиля в 1976 г. [Зверев и др., 1979]? Западная часть этого профиля охватывает почти всю ее западную краевую подзону, т. е. юго-восточное крыло антиклинали Боргарнес, а восточная, несколько смещенная к югу часть, пересекает осевую подзону рифта (рис. 2). К сожалению, по самому западному участку этого профиля - между Боргарфьордом и оз. Скоррадальсватн, - разбитому множеством продольных сбросов, почти нет сейсмической информации. Напротив, для участка, прилегающего к этому озеру, она наиболее обильна. Несколько меньше данных имеется для самого восточного участка краевой подзоны. В сейсмическом разрезе краевой подзоны по вертикали достаточно четко выделяются три зоны: от 0 до 1,5 км, от 1,5 до 3-4,5 и от 3-4 до 15-20 км. В самой верхней части разреза, па глубинах от 0 до 1,5 км, на среднем участке профиля установлен ряд четких и протяженных преломляющих границ со скоростями от 4,3 до 4,7 км/с, падающих к востоку под углами около 7-8°. Сопоставляя сейсмический профиль с геологической картой и геологическим разрезом (рис. 3, 1), можно видеть, что эти границы не только согласуются с пологомоноклинальной структурой плиоценового комплекса, но и более или менее близко совпадают с границами между нижнеплиоценовыми вулканогенными толщами (в частности между 1, 2, 3, 4 и 5-й толщами), отражая чередование горизонтов разного состава, в частности основного и кислого, с разными плотностными и упругими характеристиками. Взаимная параллельность верхних сейсмических горизонтов позволяет полагать, что эти плиоценовые толщи не испытывают существенных изменений мощности вкрест простирания западного крыла рифтовой зоны по крайней мере на протяжении 15-18 км.

Ранее Г. Пальмасон [Palmason, 1967; 1971] на основе результатов сейсмических исследований по методу преломленных волн выделил в коре Исландии ряд сейсмических слоев, обозначенных цифрами 0, 1, 2, 3, 4. Слой 0 присутствует лишь в осевых частях рифтовых зон, заполненных плейстоценовыми и голоценовыми вулканитами. Средние мощности, скорости продольных волн и плотности (для слоев 2, 3 и 4 предполагаемые) сейсмических слоев, по [Palmason, 1971], таковы:

Очевидно, что выделяемые в верхней части сейсмического профиля западного крыла рифтовой зоны преломляющие горизонты со скоростями 4,3-4,7 км в целом приблизительно соответствуют сейсмическому слою 1 Пальмасона. Непосредственно к востоку от оз. Скоррадальсватн на сейсмическом профиле [Зверев и др., 1979] выделены две зоны тектонических нарушений на расстоянии 1,5-2 км одна от другой. Западная зона выражена на поверхности рядом сближенных ступенчатых сбросов, а всему интервалу между этими зонами соответствует крупнейшая в данном сечении западного крыла флексура, в которой углы падения плиоценовых толщ достигают 15-20, а местами даже 25°. Возможно, что эта флексура отражает наличие в структуре более глубоких частей коры тектонических швов, разделяющих блоки, лежащие к западу и востоку от нее. В пределах флексуры (между швами) пологие сейсмические границы в верхах разреза не прослежены, но в более восточной части краевой подзоны четко выделяется весьма полого падающий к востоку (3-4°) сейсмический горизонт, хорошо сопоставляемый с подошвой эоплейстоцена (свитой 2, или Эсья). Ниже ее, на глубинах 1-2,5 км, фиксируются отражающие площадки, вероятно соответствующие лито-стратиграфическим горизонтам в разрезе плиоценового комплекса.

В восточной половине сейсмического разреза, т. е. в осевой подзоне рифта, в самой верхней его части фиксируются преломляющие границы с весьма низкими (2,0-2,6 км/с) скоростями. Мощность этой зоны, очевидно соответствующей «сейсмическому слою 0» Г. Пальмасона [Palmason, 1971], не превышает 0,5-0,8 км. Она, несомненно, отвечает комплексу сильнопористых и трещиноватых плейстоценовых базальтовых лав и гиалокластитов с прослоями и линзами рыхлых осадков. Ниже, на глубинах от 0,5-0,8 до 3 км, прослеживается серия преломляющих сейсмических границ со скоростями от 4,0 до 4,7 км/с, образующих весьма пологую синклиналь. Учитывая сходство этих границ по их скоростям и взаиморасположению с соответствующими границами в плиоценовых и эоплейстоценовых образованиях западной подзоны, можно с большим основанием приписать аналогичный возраст и породам осевой подзоны, в которых они установлены. Четыре зоны тектонических нарушений, выявленные в осевой подзоне, в общем коррелируются с некоторыми продольными трещинами, проявлявшими вулканическую активность в плейстоцене и голоцене. Подвижки по ним были относительно невелики, что следует из геологических наблюдений и показанных на сейсмическом профиле [Зверев и др., 1979] соотношений зон разломов и сейсмических границ.

Если в самой верхней части сейсмического разреза наблюдается хорошее соответствие между поведением сейсмических границ и структурой картируемых на поверхности литолого-стратиграфических горизонтов, ниже картина оказывается более сложной. В западной подзоне в интервале глубин от 1-1,5 до 3-4,5 км прослеживается с небольшими перерывами несколько субпараллельных преломляющих сейсмических горизонтов с граничными скоростями 5,2, 6,0 и 6,5 км/с. Они залегают очень полого, на отдельных участках практически горизонтально, а в целом погружаются в сторону оси рифта под углами 2-3°. Верхняя из этих сейсмических границ с Vр=5,2 км/с как бы последовательно срезает снизу серию вышележащих сейсмических границ со скоростями 4,3-4,7 км/с и постепенно понижается к востоку от -1 до -2 км; соответственно граница с Vp=6,0 км/с погружается к востоку от -2 до -3-3,5 км, а граница с Vp=6,5 км/с - от -3,5 до -4 км. Субгоризонтальная преломляющая поверхность с такой же граничной скоростью (6,5 км/с) в осевой подзоне прослеживается на глубине около 3,5 км. В целом сейсмические горизонты с от 5,2 до 6,5 км/с соответствуют сейсмическому слою 2 и верхней части слоя 3 схемы Пальмасона.

Можно согласиться с мнением С.М. Зверева и др. [1979] о «наложенном характере границ со скоростями 5,2 и 6,0 км/с, являющихся, очевидно, границами раздела физических свойств разреза». Плотности базальтовых толщ, в особенности накопившихся в наземных условиях, а соответственно и их упругие свойства сильно изменяются с глубиной в верхних нескольких километрах разреза. У поверхности базальтовые лавы и особенно вулканические брекчии и шлаки содержат множество пор, трещин и пустот, которые в процессе погружения постепенно цементируются и заполняются минеральным веществом, в частности халцедоном и минералами группы цеолитов, и подвергаются различным эпигенетическим изменениям. В Восточной Исландии Дж. Уокер [Walker, 1974] выделил для потоков неогеновых оливиновых платобазальтов верхнюю зону без миндалин мощностью до 150 м (сохранившуюся лишь местами), зону с миндалинами шабазит-томсонитового состава мощностью в среднем 450 м (толеитовые базальты в данном интервале еще лишены миндалин), зону с анальцитом (150 м), зону с мезолитом - сколецитом (900 м) и, наконец, зону с ламонтитом вскрытой мощностью до 1200 м. Суммарная мощность этих зон не менее 3 км. Аналогичная зональность была установлена в разрезе западного крыла Западной рифтовой зоны между реками Нордурау и Хвитау [McDougall et al., 1977], но здесь вскрыта лишь верхняя часть мезолит-сколецитовой зоны (рис. 4). Эоплейстоценовые базальты в Западной Исландии, как правило, почти лишены миндалин и вторичных изменений, а среди верхнеплиоценовых наряду с измененными присутствуют отдельные потоки «свежих» базальтов. Границы цеолитовых зон падают в ту же сторону, что и стратиграфические границы в неогеновых базальтах, но обычно меньше наклонены, чем последние, пересекая их под небольшим углом; очевидно, цеолитизация произошла после того, как соответствующие базальтовые толщи не только испытали погружение, но и приобрели уже некоторый наклон. Разные цеолитовые зоны формируются в процессе погружения вулканического комплекса на соответствующие глубины (так, например, погружение ламонитовой зоны должно было составить 1,7-3,0 км) и, по выражению Дж. Уокера [Walker, 1974], представляют собой как бы «ископаемые геоизотермы», первоначально располагавшиеся параллельно поверхности земли.

В самой верхней части разреза (от 0 до -1,5 км) западной подзоны, т.е. в подвергшихся цеолитизации плиоценовых вулканических толщах, сейсмические границы совпадают со стратиграфическими и мало связаны с субгоризонтальными границами верхних «цеолитовых зон», по-видимому слабо различающихся по плотности и упругим свойствам. Напротив, глубже 1,5-2 км сейсмические поверхности со скоростями 5,2, 6,0 и 6,5 км/с секут стратиграфические границы и почти полностью маскируют структуру неогеновой базальтовой серии. Вместе с тем эти сейсмические поверхности залегают практически параллельно вышележащим границам «цеолитовых зон», а преломляющая поверхность со скоростью 5,2 км/с, по-видимому, приблизительно совпадает с кровлей самой нижней из этих зон - ламонтитовой - или проходит внутри последней, что еще более убеждает во вторичном, наложенном характере этих сейсмических границ. В самой юго-восточной части Исландии, где кровля ламонтитовой зоны поднимается на сотни метров, а кое-где даже до 1,2 км выше уровня моря [Walker, 1974], сейсмический слой 2 (с Vp = 5,1 км/с), по данным Г. Пальмасона, выходит на поверхность, а слой 3 (с Vp = 6,5 км/с) залегает на минимальных для Исландии глубинах (1,2-2 км) [Palmason, 1971]. Вероятно, они отражают различные степени или стадии метаморфического преобразования платобазальтового комплекса, а возможно, также разную степень инъецированности его более плотными телами основных интрузивных пород. В активной осевой части рифтовой зоны «наложенные сейсмические» границы со скоростями 5,2-6,5 км/с начинают проявляться лишь на глубинах более 3 км, где температуры, по расчетам В.И. Кононова и Б.Г. Поляка [Исландия и Срединно-океанический хребет, 1977], достигают, а местами и значительно превышают 200°С.

О природе сейсмического слоя 3 (с Vp=6,5 км/с) высказывались различные точки зрения. Г. Пальмасон [Palmason, 1971] предполагает, что появление его обусловлено процессом амфиболитизации базальтового комплекса, происходящим при температурах около 400°С. Залегание кровли слоя 3 в некоторых районах Северной и Восточной Исландии на глубинах, где нынешние температуры значительно ниже 400°С, он объясняет последующим тектоническим поднятием этих участков. Тр. Эйнарссон [Einarsson, 1965] также предполагает, что сейсмическая поверхность со скоростью 6,5 км/с соответствует поднимающемуся фронту метаморфических изменений, наложенных на стратиграфические границы.

По предположению И. Гибсона [Gibson, 1966], поддержанному и развитому М.Г. Ломизе [1976; 1977], эта граница может отвечать кровле гипотетического субстрата («базальтового» слоя, слоя 3 океанической коры), перекрытого первично-наклонными, «черепитчато» залегающими горизонтами базальтов, и суммарная мощность базальтовой серии в Исландии нигде не должна превышать 3-5 км. С этой схемой, однако, слабо согласуется характер структуры земной коры Исландии ниже преломляющей границы с Vp=6,5 км/с [Зверев и др., 1979].

Г. Бодвардссон и Дж. Уокер [Bodvarsson & Walker, 1964] предположили, что эта граница соответствует уровню, до которого поднимались пронизывающие базальтовую серию интрузии плотных основных пород - долеритовые дайки и их рои. Их густота должна постепенно возрастать книзу, пока на некоторой глубине они не займут почти все пространство прорываемой зоны. Однако это никак не может иметь место на глубине 3 км. На западном крыле Западной рифтовой зоны дайки составляют на поверхности в среднем 2-3% от общей его ширины [McDougall et al., 1977], а в некоторых сечениях Восточной Исландии 4,7% [Ломизе, 1976]. Их средняя плотность на уровне кровли сейсмического слоя 3, т. е. на глубине 2,5—3 км, по расчетам М.Г. Ломизе [1976], должна увеличиться до 13%, а дальнейшее нарастание числа и мощности даек с глубиной будет незначительным. Согласно другим моделям, почти полное насыщение дайками пространства предполагается на глубинах около 15 км (Г. Пальмасон) или даже 40 км (Г. Бодвардсон и Дж. Уокер). Таким образом, постепенное сгущение даек с глубиной вряд ли может объяснить возникновение преломляющей границы с Vр=6,5 км/с в краевых частях рифтовых зон.

Дж. Уокер [Walker, 1975] предположил, что обособление сейсмического слоя 3 Исландии может быть обусловлено исключительно густым насыщением базальтовой серии маломощными (до 1-2 м), но очень многочисленными пластообразными интрузиями габбро, падающими в сторону регионального наклона вмещающих базальтов, но под несколько более крутыми углами (sheet complex). Они обнажаются кое-где в Восточной Исландии в районах, где установлено наибольшее приближение к поверхности кровли сейсмического слоя 3; даже в верхних частях комплексов концентрация интрузивных тел местами превышает 50%. Эта гипотеза заслуживает весьма серьезного внимания; она может быть совмещена с гипотезой о связи сейсмической границы с Vp=6,5 км/с с метаморфическими изменениями в базальтовом комплексе.

Если исходить из гипотезы спрединга, то, казалось бы, глубинная структура коры, подобная установленной для современной активной осевой зоны рифта, должна была возникать и на более ранних стадиях ее развития и затем сохраняться в разрезе ее современных флангов (в связи с тем, что фланги рифтовой зоны отличаются ныне от осевой активной ее части более низким тепловым режимом, скорости сейсмических волн в них в соответствующих комплексах пород должны несколько возрасти). В действительности, однако, дело обстоит по-другому. Если в осевой, активной подзоне рифта сейсмические скорости в очень узком интервале глубин между 3 и 3,5 км резко, скачкообразно возрастают от 4,7 до 6,5 км/с, то в менее активной в настоящее время западной краевой подзоне это возрастание происходит значительно более плавно, постепенно, в широком интервале глубин от 1,5 до 4 км. Далее, обращает на себя внимание то, что если в краевой подзоне сейсмическая поверхность со скоростью 6,5 км/с (как и параллельные ей сейсмические горизонты со скоростями 6,0 и 5,2 км/с) «срезают» снизу под острым углом серию верхних сейсмических горизонтов (со скоростями до 4 км/с), то в осевой подзоне она залегает параллельно им. Отметим, наконец, что сейсмическая граница со скоростями 6,5 км/с в западной краевой зоне лежит ныне несколько ниже (на глубинах 3,5-4,5 км), чем в осевой подзоне (3,5 км), хотя краевая подзона в четвертичное время поднялась до 1-2 км, а осевая, напротив, опустилась почти на 1 км. Следовательно, если даже эта сейсмическая поверхность в краевой подзоне формировалась на такой же стадии тектонического развития, на какой ныне находится осевая подзона, то она должна была первоначально располагаться на значительно больших глубинах (не менее 5 км), чем в последней.

Все эти отличия говорят против предположения о том, что разные участки западной краевой подзоны принадлежали первоначально активной осевой части рифта и затем отодвигались от его оси в процессе спрединга. Более естественно допустить, что западное крыло и осевая часть рифтовой зоны уже давно (по крайней мере с плиоцена) индивидуализировались и сохраняли свое нынешнее взаиморасположение либо первоначально существовала широкая и однородная «прарифтовая зона», в которой позднее обособилась ее нынешняя, вулканически- и тектонически-активная, опускающаяся и несколько расширяющаяся часть. Учитывая отличия в строении и истории развития осевой части рифтовой зоны и ее западного крыла, нельзя быть уверенным в тождественности геологической природы сейсмической границы со скоростью 6,5 км/с в осевой подзоне и серии «наложенных» сейсмических границ со скоростями от 5,2 до 6,5 км/с в краевой подзоне. Их формирование, по-видимому, представляет собой результат длительных постепенно распространяющихся кверху зональных метаморфических изменений неогеновой вулканической серии и внедрения в нее пластообразных интрузивных пород. Формирование сейсмической границы со скоростями 6,5 км/с в осевой подзоне происходило, вероятно, в течение более короткого времени, на меньших глубинах, в условиях более высокого термического режима и относительно более значительного и быстрого горизонтального расширения, сопровождавшегося внедрением многочисленных продольных долеритовых даек и интрузивных тел других типов. В осевом грабене Кенийской рифтовой зоны на глубине около 3 км также обнаружена сейсмическая граница со скоростью 6,4 км/с, предположительно интерпретируемая как кровля зоны, насыщенной базитовыми дайкообразными интрузиями [Griffith, 1972].

Ниже преломляющей поверхности со скоростью 6,5 км/с в интервале глубин от 3,5-4 до 15-20 км преломляющие границы не установлены, но, судя по результатам интерпретации материалов совместного эксперимента сейсмологов ФРГ и СССР по регистрации волн от взрывов больших зарядов в заливе Боргарфьорд, вся толща характеризуется скоростями преломленных волн не свыше 7,0-7,1 км/с [Зверев и др., 1979]. Это согласуется с разрезом коры, полученным при проведении ГСЗ по международному проекту НАСП 1973 [Зверев и др., 1975; Исландия и Срединно-океанический хребет, 1977], в котором изолиния скоростей 7,0 км/с под большей частью Исландии располагается на глубинах от 20 до 35 км. В диапазоне глубин от 3,5-4 до 15-20 км в краевой подзоне много отражающих площадок, большинство которых в западной ее части под углами 20-25° падает к востоку и постепенно выполаживается, приобретая субгоризонтальное залегание (или даже очень пологий наклон к западу); некоторые из них в западной части подзоны «проникают» выше субгоризонтальной преломляющей границы со скоростью 6,5 км/с (или даже пересекаются с границей 6,0 км/с). Эти отражающие площадки, нередко выстраивающиеся в довольно протяженные поверхности, возможно, отвечают контактам литолого-стратиграфических горизонтов с несколько различными физическими параметрами в миоценовых платобазальтовых толщах, а частично, может быть, и в более древних (палеогеновых?) образованиях, слагающих нижнюю часть разреза антиклинали Боргарнес. Увеличение наклона слоев вниз по разрезу ее восточного крыла может быть связано с возрастанием первичной мощности доплиоценовых вулканических толщ в сторону оси рифта с перерывами и слабыми угловыми несогласиями внутри неогенового разреза в приосевой части антиклинали (например, в основании плиоцена), а также с густым инъецированием миоценовых толщ плотными пластообразными телами габброидов, внедряющихся со стороны осевой части рифта, что приводило к изостатическому опусканию восточного крыла антиклинали и увеличению крутизны падения пронизанных ими нижних горизонтов разреза подобно тому, как это рисует Дж. Уокер [Walker, 1975] для Восточной Исландии. Среди отражающих площадок в нижней части сейсмического разреза западной подзоны различаются относительно более пологие (до 20-25°) и более крутые (до 30-35°), последние можно рассматривать как контактовые поверхности пластообразных базитовых интрузий, падающие несколько круче, чем вмещающие толщи базальтов.

Нижняя часть сейсмического разреза осевой подзоны резко отличается от краевой. Мы наблюдаем здесь относительно узкую (5-8 км), несколько расширяющуюся книзу осевую область отсутствия отражений; С.М. Зверев и др. [1979] с большим основанием связывает ее с магматическим очагом, находящимся в полурасплавленном состоянии, который долгое время мог являться источником извержения больших масс вулканического материала. Апикальная часть этого тела к югу от голоценового щитового базальтового вулкана Скьяульбрейдур поднимается до отметок 7-8 км. Следов былого существования подобных столбообразных или гребневидных магматических тел на западном крыле рифтовой зоны нет. По обе стороны от осевого тела располагается большое количество отражающих площадок, падающих к оси рифта в западной части подзоны под углами до 40-45°, в восточной - от 15-20 до 30°. О природе «крыльев» этой синклиналеподобной структуры можно высказать разные предположения. Отражения могут происходить от разных горизонтов неогеновых вулканогенных толщ, испытавших в активной осевой подзоне глубокое вулкано-тектоническое проседание, или от поверхностей веерообразно расходящихся к западу и востоку многочисленных пластообразных базитовых интрузий, образующих в осевой подзоне интрузивный комплекс, аналогичный предполагаемому в западной краевой подзоне и в Восточной Исландии, но, вероятно, более молодой, либо как от поверхностей напластования, так и от секущих их под небольшими углами пластообразных интрузий, в пользу чего, может быть, говорит зафиксированное на отдельных участках разреза пересечение отражающих площадок.

Таким образом, если для верхних горизонтов сейсмического разреза может быть дана достаточно обоснованная геологическая интерпретация, то в отношении более глубоких ее частей можно высказывать различные более или менее вероятные предположения. Однако существенные отличия глубинного строения краевой и осевой подзон рифтовой зоны дают основание думать, что они длительно развивались как самостоятельные, отличные по своей структуре и сохранявшие взаимное расположение тектонические единицы, и слабо согласуются с трактовкой формирования краевой подзоны в процессе спрединга в осевой части рифта. Наиболее правдоподобная, на наш взгляд, хотя и не единственно возможная геологическая интерпретация сейсмического разреза южной части Западной рифтовой зоны Исландии показана на рис. 5.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Белоусов В.В., Милановский Е.Е. - «Бюл. МОИП. Отд. геол.», 1975, т. 50, № 3.

2. Зверев С.М., Косминская И.П., Красильщикова Г.А., Михота Г.Г. - «Бюл. МОИП. Отд. геол.», 1975, т. 50, № 3.

3. Зверев С.М., Литвиненко И.В., Пальмасон Г. и др. - «Бюл. МОИП. Отд. геол.», 1979, т. 54, вып. 3.

4. Исландия и Срединно-Океанический хребет. Стратиграфия, литология. М., 1978.

5. Исландия и Срединно-Океанический хребет. Глубинное строение, сейсмичность, геотермия. М., 1977.

6. Исландия и Срединно-Океанический хребет. Строение дна океана. М., 1978а.

7. Исландия и Срединно-Океанический хребет. Геохимия. М., 1978б.

8. Исландия и Срединно-Океанический хребет. Геоморфология, тектоника. М., 1979.

9. Ломизе М.Г. - «Геотектоника», 1976, № 2.

10. Ломизе М.Г. - В кн.: Основные проблемы рифтогенеза. Новосибирск, 1977.

11. Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М., 1976.

12. Саймундссон К. - В кн.: Основные проблемы рифтогенеза. Новосибирск, 1977.

13. Трифонов В.Г. - «Геотектоника», 1977, № 2.

14. Эйнарссон Тр. - В кн.: Палеомагнетизм. М., 1962.

15. Aronson J.L., Saemundsson К. - «Earth and Planet. Sci. Lett.», 1975, vol. 28.

16. Bodvardsson G., Walker G.P.L. - «Geophys. J. Roy. astr. Soc.». 1964, vol. 8.

17. Einarsson Th. - In: Iceland and Mid-Ocean ridges. Ed. S. Bjornsson. Reykjavik, 1967.

18. Einarsson Tr. - In: On the geology and geophysics of Iceland. Int. Geol. Congr., XXI sess., Guide to excursion № A2. Ed. S. Thorarinsson. Reykjavik, 1960.

19. Einarsson Tr. - «Roy. Astr. Soc. Geophys. I.», 1965, vol. 10.

20. Einarsson Tr. - In: Iceland and Mid-Ocean ridges. Ed. S. Bjornsson. Reykjavik, 1967.

21. Griffith S.D.H. - «Tectonophysics», 1972, vol. 5, N 1-2.

22. Gibson I.L. - «Roy. Astr. Soc. Geophys. J.», 1966, vol. 19.

23. Gibson I.L., Piper I.D.A. Structure of the Icelandic basalt plateau and the process of drift. Phil. trans. Roy. Soc. London, 1972, A.271.

24. Kjartansson G. Geological map of Iceland. Scale 1:250.000, sheets 2, 3, 5, 6. Reykjavik, 1960-1965.

25. McDougall I., Saemundsson Kr., Johannesson H.A.O. - «Geol. Soc. Amer. Bull.», 1977, vol. 88, N 1.

26. Moorbath S., Sigurdsson H., Geodwin R. - «Earth and Planet. Sci. Lett.», 1968, vol. 4.

27. Palmason G. - In: Iceland and Mid-Ocean ridges». Ed. Bjornsson. Reykjavik, 1967.

28. Palmason G. Crustal structure of Iceland from explosion seismology. Reykjavik, 1971.

29 Rutten G. - «Marine geophys. researches», 1971, vol. 1.

30. Saemundsson Kr. - «Acta Nat. Islandica», 1967, vol. 11, N 1.

31. Saemundsson Kr. - In: Iceland and Mid-Ocean ridges. Ed. S. Bjornsson. Reykjavik, 1967.

32. Saemundsson Kr. - «Geol. Soc. Amer. Bull.», 1974, vol. 85, N 4.

33. Saemundsson Kr., Noll H. K-Ar ages of rocks from Husafell, Western Iceland and the development of the Husafell central volcano. Jokull, 24. 1974.

34. Tryggvason E. - In: Geodynamics of Iceland and North Atlantic area. Ed. Kristiansson. D. Reidel Publ. Co. Dordrecht, 1974.

35. Walker G.P.L. - «Phyl. Trans. Roy. Soc. London», 1965, vol. 258.

36. Walker G.P.L. - In: Geodynamics of Iceland and the North Atlantic area. Ed. Kristiansson. D. Reidel Publ Co. Dordrecht, 1974.

37. Walker G.P.L. - «J. Geol. Soc. Lond.», 1975, vol. 131.

38. Walker G.P.L. - «Nature», 1975, vol. 255, N 5508.

Ссылка на статью:

Милановский Е.Е. Структура юго-западной части Исландии в свете новейших геологических и геофизических данных // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отд. геолог. 1979. Т. 54. Вып. 4. С. 16-34.