Размещено на http://www.allbest.ru/

«Физико-географическое описание острова Исландия»

Сидорик В.А.

Санкт-Петербургский государственный университет, Институт Наук о Земле. Санкт-Петербург, Россия

Декабрь - 2016



Оглавление

Введение

Глава 1. Общие данные

Глава 2. Геологическая структура и рельеф Исландии

2.1 Две гипотезы образования остова Исландия

2.2 Общие сведения об Исландских вулканах

2.2.1 Вулканические структуры.

2.2.2 Типы вулканов и их формы.

2.2.3 Механизм и виды извержений

2.3 Речные долины

2.4 Побережья Исландии. Йоукюльхлёйп и связанные с ним отложения

Глава 3. Климат Исландии

3.1 Факторы, обуславливающие климат.

3.2 Температура

3.3 Осадки

3.4 Ветер

3.5 Облачность

3.6 Видимость и туманы

Глава 4. Гидрологические объекты Исландии

4.1 Ледники

4.2 Реки

4.3 Озёра

4.4 Подземные воды, термальные источники и гейзеры

Глава 5. Флора Исландии и её распространение

5.1 Флора Исландии

5.2 Распределение растительности

5.3 Деятельность человека

Заключение

Список литературы

Введение

Настоящая работа представляет физико-географическое описание острова Исландия. Автор поставил цель дать полное физико-географическое описание острова Исландия. На основе данной цели были сформулированы следующие задачи:

Обобщить научный материал, в том числе на английском языке, касающийся физико-географического описания территории.

На основании анализа имеющегося материала обосновать и охарактеризовать особенности геологического строения, рельефа, климата и растительности.

Рассмотреть географические закономерности распространения растительности.

Автор благодарен к. г-м. н. Д.Л. Конопелько и д. г-м. н. Г.С. Бискэ за помощь в переводе геологических терминов и консультации по общей геологии, к.г.н. Г.В. Пряхиной за предоставленные данные по рекам Исландии, д.г.н. С.Н. Лесовой и к.г.н. Л.А. Панкратовой за помощь и консультации при подготовке материала данной работы. Особую благодарность автор выражает научному руководителю к.г.н. М.И. Амосову за помощь в анализе массива данных и критические замечания, сделанные в ходе выполнения работы.



Глава 1. Общие данные

Остров Исландия расположен в Северной Атлантики, у полярного круга между Гренландией и Норвегией. Площадь: 103000 км2 (18-е место среди островов), средняя высота над уровнем моря составляет около 500 м, наивысшей точкой острова является гора Ханнадальсхнукюр (2109,6 м).

Остров расположена на стыке двух гигантских литосферных плит - Северо-Американской и Евроазиатской плитами. Процессы рифтогенеза, а также ряд других процессов, подробнее рассмотренных в главе 2. «Геологическая структура и рельеф», обуславливают активный вулканизм на данной территории.

Ледники покрывают около 11% территории острова. Самые крупные из них - Ватнайёкюдль, Ховсйёкюдль, Лаунгйёкюдль и Мирдальсйёкюдль (подробнее см. гидрологические объекты Исландии). Эти ледники относятся к умеренным ледникам (температура у места соприкосновения ледника и породы приблизительно равна 0оС), а также большая их часть находится ниже снеговой линии, что приводит к особой чувствительности к малейшим климатическим изменениям (см. 4.1 Ледники). Озёра покрывают 3% территории, растительность только 23%, некоторая часть территории подвергнута опустыниванию.



Глава 2. Геологическая структура и рельеф Исландии

Остров Исландия представляет из себя субаэральную часть одноименного плато в северной Атлантике. Положение объекта уникально: он расположен на пересечении Срединного-Атлантического хребта и Гренладско-Исландско-Фарерского хребта (GreenlandIceland-Faeroe Ridge) (Thordarsson and Hцskuldsson, 2002), а также в зоне батиметрической аномалии - между разломами Чарли Гибса и Яна Майена наблюдается поднятие дна, выраженное в уменьшении глубин в данном регионе (до 2 км) по сравнению с южными областями (G. R. Foulger, D. L. Anderson, 2005).

Рельеф острова практически полностью обусловлен вулканизмом. В силу значительного разнообразия активности, которое подчас не всегда укладывается в классические рамки классификации, в Исландии выделают не столько вулканы, сколько вулканические системы. Система трещин, ряды конусов, сложенных вулканическим материалом, центральные вулканы, вместе имеющие моногенетическую природу, простирающиеся на десятки и первые сотни километров. Данные системы сгруппированы около или параллельно рифтовым и трансформным разломам, и делятся на 4 группировки: Западная, Восточная, Северные вулканические зоны и Срединно-Исландская зона. Также имеются реликтовые вулканические пояса, которые приурочены к активным в прошлом разломам, но сейчас прекратившим или прекращающим свою активность. К таковыми являются

Снайфедльснейский, Эрайвайёкюдльский, Ватснеский, Скагиский вулканические пояса (рис.1).

В настоящее время в Исландии активно проходят геотектонические процессы. Образуются новые рифтовые зоны, прекращают активность старые, в рамках геологического времени извержения вулканов имеют высокую частоту.



2.1 Гипотезы образования остова Исландия

исландия климат растительность вулкан

На настоящий момент существуют две гипотезы образования Исландии. Наиболее популярной и объясняющей многие факторы, является «плюмовая» теория. Плюм - локализованный объем магматического материала, поднимающийся в земную кору из мантии. В соответствии с этой гипотезой существует Исландский мантийный плюма, находящегося приблизительно в центре острова, где наблюдается наибольшая мощность коры (до 40 км). Согласной этой гипотезе, 65-66 млн. л. н., когда начала открываться

Северная Атлантика, находящийся рядом с зоной спрединга, между Гренландией и

Фарерскими островами мантийный плюм увеличил объем поступающей магмы в географическую оболочку в виде базальтового вулканизма, что привело к наращиванию мощности новой коры и к образованию батиметрической аномалии. По мере расхождения плит между Гренландией и островами образовался, как результат повышенной вулканической деятельности, ортогональный Срединно-океаническому хребту Гренладско-Исландско-Фарерский хребет.



Рис. 1 Карта вулканических зон Исландии. RR - Рейкьянейский хребет, KR - Колбейнсейский хребет, RVZ- Рейкьянесская вулканическая зона, WVZ - Западная вулканическая зона, MIB - Срединно-Исландский пояс, EVZ- Восточная вулканическая зона, NVZ - Северная вулканическая зона, ЦVB - Эрайвайёкюдльский вулканический пояс, SVB- Снайфедльснейский вулканический пояс. (По Thordarson, Larsen 2006). (Здесь и далее: все рисунки и таблицы из указанных источников приведены на русский, под рисунками даны комментарии по расшифровке сокращений).

В процессе образования острова происходило изменение положения рифтовых зон, появлялись новые, затухали старые (например, Аегерский хребет (Aegir ridge)).

Теория объясняет увеличенную мощность коры восточной части Исландии (32-34 км, а также 40 километровая аномалия), по сравнению с более тонкой западной частью (20-25 км) (G. R. Foulger, D. L. Anderson, 2005), размытость границы Мохо под островом и выброс огромного количества вулканического материала (базальтов, туфов, брекчей) посредством мощнейших трещинных извержений, которые имели место в прошлом (И. С. Щукин, 1964)

Также объяснены повышенное содержание 4He/3He в породах Исландии (Zakharova N, 2010), третичный и более ранний вулканизм в Гренландии, на территориях, некогда находившихся на месте острова.

Однако есть ряд фактов, противоречащих или не находящих объяснения в теории мантийного плюма. В частности, отсутствие следов в породах, говорящих о высоких температурах, необходимых для наличия плюма, и следов вулканизма на Гренландско-Исландско-Фарерском хребтею. Так же аномалия, связанная с уменьшением скорости прохождения сейсмических волн (low-wave-speed anomaly), объясняемая наличием высокого содержания газов в верхней мантии, наблюдается до границы с нижней мантией (transition zone) и обнаружена в Канаде и Скандинавии, где плюмы не наблюдаются. Теория Исландского плюма не обращает внимания на то, что 450 млн. л. н. при закрытии океана Япетус на данной территории была погребена Каледонская плита (рис. 2), был образован одноименный складчатый пояс. Эти события должны были каким-то образом повлиять на генезис Исландии и её геологическое развитие (G. R. Foulger, D. L. Anderson, 2005).

Существует еще одна гипотеза - «холодная» модель происхождения острова Исландия, которая рассматривает активный вулканизм на острове в течении всего его существования как результат переплавки части Каледонской плиты, погребённой под континентальной корой 410 млн. л. н. и эглогидизированной (эклогид - горная порода, образующаяся в процессе метаморфизации при высоком давлении из базальтов) в верхней мантии, и смешение её с базальтами. Последнее привело к мощному выходу вещества на поверхность и, в целом, к батиметрической аномалии, наблюдаемой между разломами Ян Майена и Чарли Гибса (G. R. Foulger, D. L. Anderson, 2005).

Основываясь на экспериментальных исследованиях Яксли (G. M. Yaksley, 2000; G. R. Foulger, D. L. Anderson, 2005), который, сравнив солидусы и ликвидусы (минимальная и максимальная температура плавления компонентов смеси соответственно) чистого перидотита и смеси перидотита и океанической коры в разных соотношениях при давлении в 3,2 ГПа, выяснил, что минимальные и максимальные температуры плавления перидотита с добавлением базальтов падают до достаточных, чтобы произошло частичное расплавление, которое могло спровоцировать вулканическую деятельность. Восточная, Юго-Восточная часть Исландии, где наблюдается максимальная мощность коры, а также наиболее активная вулканическая деятельность объясняется пересечением трех вулканически активных зон: трансформного разлома (Срединно-Исландской Пояс) и Северной вулканической зоны и зарождающейся Восточной вулканической зоны. Предполагается, что часть Ян-Майенской микроплиты также погружена под кору Исландии, внося свой вклад в развитие вулканизма.

Происхождение и развитие острова представлено на рис. 4. По ним видно, что в начале открытия Северной Атлантики (56 млн. л. н.) имел место Фарерский трансформный разлом, который являлся границей для разных тектонических регионов (G. R. Foulger, D. L. Anderson, 2005) и микроплиты, соединяющий прото-Рейкьянский и Аегирский хребты. 44 млн. л. н. произошла реорганизация: появилась вторая, Колбейнсейская (Колбейнсейский хребет) зона спрединга под Гренландской плитой. Активизировавшийся там вулканизм, а также спрединговые процессы вместе со спредингом Аегирского хребта, «развернули» участок между ними примерно на 300 (рис. 4b), что также повлекло за собой транстенсию (косое растяжение в трансформных разломах) Фарерского трансформного разлома со скоростями 1,9 см/год. Это событие дало толчок к образованию Гренландско-Исланлского-Фарерского хребта и Исландского плато, в частности.

В тоже время в районе Рейкьянесского хребта и далее на юг установились спокойные тектонические условия, однако в процессе много-повторных возникновений и захоронений параллельно расположенных рифтов граница между разными тектоническими районами выраженная Гренландско-Исланлского-Фарерского хребта переместилась на юг. К 26 млн. л. н. Аегирский хребет прекращает свою вулканическую деятельность, в то время как на юге образовывается второй, паралельный первому хребет (рис. 4с), который и до сегодняшнего момента является активным и является Северной вулканической зоной. Данный параллельные разломы «захватили» участок океанической коры, которая могла содержать часть Ян-Майенской микроплиты. Создавшаяся 26-15 млн. л. н. связь между Колбейнсейским хребтом и Северной вулканической зоной, обусловила фиксацию района на определенных координатах, исключив дальнейшие «глобальные» перемещения. Фарерский трансформный разлом так же в этот период завершил свою деятельность, став реликтовым. Дальнейшая эволюция, «выход на поверхность» Исландского плато представлена на рис. 5.

Преимущество данной модели над первой заключается в том, что решена проблема низких температур, объясняя её тем, что имеется смесь эклогидизированной Каледонской и океанической кор, которая имеет более низкую начальную температуру плавления по сравнению с элементами смеси по отдельности (в особенности с наличием CO2, который ещё больше понижает солидус), а также в более проработанной теории происхождения Исландии.



Рис. 4 Тектоническая эволюция Исландии на промежутке 54-26 млн. л. н. в проекции Меркатора. Светло серый - континентальная кора, средне-серый - океаническая кора возраста 54-44 млн. л., тёмно-серый - океаническая кора возраста 44-26 млн. л., жирная сплошная линия - активные границы литосферных плит, жирные пунктирные линии - реликтовые границы литосферных плит, тонкие линии - батиметрические контуры. FTF - Фарерский трансформный разлом (ФТР), KR, PRR, RR - Колбейнсейский, протоРейкьянейский, Рейкьянейский хребет, соответственно, NVZ - Северная вулканическая зона, JMM - Ян-Майенская микроплита, N - Норвегия, P - зона вращения Ян-Майенской микроплиты на интервале 44-26 млн. л., цифры - возраст морского дна в млн. л. (По Foulger, Anderson, 2005).



Рис. 5 Тектоническая эволюция Исландии на интервале 15-0 (настоящее время) млн. л. Темные линии - границы моделируемых блоков. Максимальный возраст горных пород на острове 17 млн. л. Жёлтый - территория, являющаяся частью Исландии, но на сегодняшний день покрытая слоем более молодой лавы, зелёный - породы, представляющие на сегодняшний момент поверхность острова, сплошные, пунктирные, точечные красные линии - действующие, образующиеся и реликтовые границы литосферных плит, соответственно, голубая линия - предположительное положение изохроны 15 млн. л., красные и черные цифры - возраст пород в млн. л.: красные - возраст пород, покрываемые на сегодняшний день более молодыми породами, черные - возраст пород, составляющих поверхность острова.

Источник: (G. R. Foulger, D. L. Anderson, 2005).

Две модели руководствуются противоположными друг другу подходами: плюмовая теория апеллирует к макропроцессам, затрагивающим всю толщу мантии и земной коры и исходит от теории горячих точек, которая используется для интерпретации зарегистрированных на острове Исландия явлений, в то время как как вторая («холодная») обращает больше внимания местные, локальные особенности и процессы и сконцентрирована на разработку модели, которая с минимум содержащихся внутри неё противоречий, основываясь на том количестве данных и на том уровне организации знаний, которые мы имеем в данный момент, смогла бы органично связать генезис всех географических объектов острова и близ лежащих районов.

Разумеется, при обработке и интерпретации данных необходимо исходить из того достоверного знания, которое уже получено (в этом плане, теория горячих точек не идеальная, в ней есть ряд моментов, которые условно с той или иной долей «принимаются за веру»). Однако, то немногое «очевидное», многократно доказуемое, знание о макропроцессах отвечает лишь на небольшую долю вопросов, возникающих при изучении строения и геологической истории Земли. В локальных явлениях описанные процессы являются фоном. Они образуют новые явления, которые при взаимодействии друг с другом и чем-то другим, неизвестным, возможно, обусловленным взаимодействием первых двух. Следовательно, выведенные закономерности, сами по себе не составляют большой доли в объяснениях частных явлений.

При изучении процессов, происходящих на поверхности Земли или в её недрах, необходимо придерживаться «положительного скептицизма» в отношении существующих теорий и обобщений. Объекты таких исследований, а также происходящие процессы нельзя редуцировать до простой схемы, приняв для легкости доказательства некоторые аксиомы, а, следовательно, трудно вывести чёткие закономерности, которые всегда с математической точностью будут срабатывать в любом месте.

Такой «классический» способ не может быть использован для объяснения открытых систем или объектов и явлений, которые изучаются косвенно, в силу трудности получения информации об объектах. Мы не можем быть уверенны в правильности упрощения в силу того, что система не является суммой её частей, а изучение частей не даст полного знание о системе. Поэтому предполагаемый и го с тем, что полученный в действительности результат не являются тождеством. Возможно, индуктивный подход в исследовании должен, в данном случае, превалировать над дедуктивным.

На примере данных двух теорий видно, что насколько плюмовая теория старается подогнать под себя все данные, кажущиеся ей второстепенными, где скорее они являются аргументом функции «макропроцессов», а не наоборот, настолько холодная теория «забывает про плюм», стараясь не объяснять те моменты и факты, которые с легкостью объясняет «плюмовая модель». По сути, как и гипотеза плюмового происхождения основывается на другой гипотезе - гипотезе происхождения горячих точек, так и «холодная» теория основывается уже только на своих гипотезах, преувеличивая, возможно, роль отдельных факторов.

Существует ряд вопросов, на которые «холодная» теория ответить пока не может. Например, как всё-таки Каледонская плита, оказавшись под корой, в условиях более высокой температуры, она имеет смогла разогреться и даже стать немного более разогретой нежели её окружающие породы? Почему очаг выхода Каледонской метаморфизованной породы оказался именно под Исландией, ведь каледонская плита распространялась от Мурманска до

Флориды (да имеется явление low-wave-speed anomaly, обнаруженное, по крайней мере, на Севере Канады и в Скандинавии, но только в Исландии наблюдается такой огромный масштаб вулканической деятельности)?

2.2 Общие сведения об Исландских вулканах

2.2.1 Вулканические структуры

Вулканические структуры преобладают по всей Исландии. Ярко-выраженные постройки встречаются, либо в виде пояса открытых разломов, либо как центральные вулканы, либо как совмещенные две предыдущие формы. Разломы имеют вытянутую форму.

В Исландии было выделено 30 вулканических систем (Табл. 1, рис.6): 3 в Рейкьянесском хребте, 6 в Западной Вулканической зоне, 2 в Срединно-Исландском поясе, 5 в Северной Вулканической зоне, 8 в Восточной Вулканической зоне и 3 во внутриплитовых вулканических поясах (например, Снайфельдснеский). Из таблицы видно, что характеристики вулканов распределены в большом диапазоне (Площадь: 20-2500 км2, длина: 7-200 км2, ширина 7-38 км).

В отношении подповерхностной структуры вулканических систем в настоящее время существуют две равнозначные модели описывающие, описывающие поведение магмы в время продолжительных эпизодах рифтогенеза.

Суть модели в том, что под центральным вулканом расположена глубоко залегающая центральная плюмбовая система периодически подкармливает дочерние камеры расположенные ближе к поверхности, на глубине 2-6 км (рис. 7b)

Рис. 6 Расположение активных вулканических систем в Исландии. Рейкьянеский вулканический пояс: (1) Рейкьянес-Свартсенги, (2) Крисювик, (3) Бреннистейнсфьёдль; Западный вулканический пояс: (4) Хейнгидль, (5) Хроумюндартиндюр, (6) Гримснес, (7) Гейсир, (8) Престахнукюр, (9) Хвераведлир; Срединно-Исландский пояс;(10) Ховсйёкюдль, (11) Тунгнафедльсйёкюдль ; Восточный вулканический пояс: (12) Вестманнаэйяр , (13) Эйяфьядлайёкюдль, (14) Катла, (15) Тиндфьёдль, (16) Гекла-Ватнафьёдль, (17) Торвайёкюдль , (18) Баурдарбунга-Вейдивётн, (19) Гримсвётн; Северный вулканический пояс: (20) Кверкфьёдль , (21) Аскья, (22) Фремринамюр, (23) Крафла, (24) Тейстарейкир; Эрайвайёкюдльский вулканический пояс: (25) Эрайвайёкюдль , (26) Эсьёфйёдль, (27) Снайфедль; Снайфедльснейский вулканический пояс: (28) Льёсуфйёдль, (29) Хелгриндур, (30) Снайфедльсйёкюдль . Круг, очерченный пунктирной линией, показывает территорию предположительного расположения плюма. Точечная линия показывает северную границу восточного вулканического пояса, пунктирная линия - границу между активной и распространяющейся частями данной зоны. (По T. Thordarson, G. Larsen, 2006)

Рис. 7 Главные элементы структуры вулканических систем. Рис. 8a показывает главные структурные элементы вулканической системы. Рис. 8b показывает два типа образования даек по первой модели и по второй. Числа показывают последовательность нарастания даек из магматического резервуара. Mr - резервуар магмы; c - кристаллическая магматическая камера; ds - пояс дайек; cv - центральный вулкан; fs - пояс открытых разломов; fe - трещиноватые зоны извержения. (По T. Thordarson, G. Larsen, 2006)

Вторая представляет центральные вулканы и пояса открытых разломов как два различных типа подповерхностных поставляемых магму систем (рис.7b). Под «разломами» расположены удлиненные глубоко залегающие (>20 км) магматические камеры, когда центральные вулканы - результат деятельности, близко залегающей к поверхности (2-6 км) камеры магмы.

2.2.2 Типы вулканов и их формы

В Исландии представлены практически все типы вулканов за исключением диатрем, предоставляя широкий спектр форм - от коровых трещин до гигантских стратовулканов. Формы вулканических построек определяются типом извержения и его поведением, формой жерла и окружающей обстановкой (подлёдная, подводная, суб-аэральная).

Классификация вулканов Исландии представлена в табл. 2. Далее будут описаны отдельно центральные вулканы, так как их постройки представляются «классическими» для вулканов, и подлёдные, ибо они широко распространены на острове.

2.2.2.1 Центральные вулканы

Центральные вулканы образованы извержениями, которые происходили в круглой вершине жерла или в кольцевых разломах на вершине кальдеры или в небольших, часто радиальных разломах на внешних склонах вулкана (T. Thordarson, G. Larsen, 2006; Gudmudsson, 2000). Извергнутый материал (третичного возраста) состоит из эффузивных базальтовых лав, с не большим, но существенным включением средних и кислых магм. Третичные центры роста похожи на Гавайские щитовые вулканы, однако отношение средних к кислым породам в Исландии выше. В постройках современных вулканов в разных соотношениях нашли следы подлёдного вулканизма. Среди них только Eyjafjallajцkull (рис. 8b) подходит под установившуюся классификацию стратовулканов (он похож на Гавайские щитовые вулканы), (T. Thordarson, G. Larsen, 2006).

Общей чертой практически всех исландских стратовулканов является наличие выстланной по кайме склона лавовой шапки, которая покрывает верхнюю часть кратера или маленькую кальдеру.

В плане формы постройки очень интересен вулкан Гекла, который имеет хребтообразную форму здания (рис. 8а-8b). Так при осмотре с юго-запада (северо-востока) вулкана имеет классические конусообразные формы, тогда как при осмотре с юго-запада (северо-востока) вулкана имеет классические конусообразные формы, тогда как при осмотре с юго-востока (северо-запада) он напоминает лодку с повернутым вверх килем. Такая гребенчатая форма есть следствие повторных извержений, происходящих в 5-км разломах, идущих с югозападного направления, через вершину и обратно через северо-запад.

Рис. 8. Вулкан Гекла, вид с юго-запада (a) и востока (b) (По T. Thordarson, G. Larsen, 2006)

2.2.2.2 Базальтовые вулканы

Классификацию базальтовых вулканов в Исландии предложил профессор Sigurdur Thorarinsson в 1981 году (табл. 1), взяв за основу деления форму жерла и происхождения продуктов вулканизма.

По данной классификации, субаэральные моногенетические вулканы включает в себя лавовые щиты, шлаковые конусы, конусы разбрызгивания и в основном производит чистейшую эффузивную, слегка фонтанирующую магму. Ярким примером конусов разбрызгивания и шлаковых построек являются Эльдборг на Мирар и Эльдфедль на Хеймаей (рис. 10а-b, соответственно). Они образуются сравнительно быстро (в течении нескольких дней или месяцев) и отличаются незначительным (<0,1 км3) или средним (0,1-1 км3) объёмом извергаемого материала.

Большие объёмами (>1 км3) отличаются лавовые щиты (например, Кодльоттадингья, рис 10с). Они часто отличаются построением симметричных вулканических конусов, завершающихся на вершине кратером, с углами склонов 3-10о, которые ограничены лавовыми шлейфами с углами в 0,5-2о. Такие постройки ассоциированы с долговременными (от нескольких лет до нескольких десятилетий) излияниями лавы (лавовые потопы), которые подпитываются из соответствующих озер в кратерах, имеющих постоянный объём.

Линейный тип магматических вулканов является доминирующем на острове. На поверхности вулканы данного типа представлены рядами плотно упакованных кратерных конусов высотой от нескольких метров до свыше 100 м, которые очерчивают вулканические разломы. Обычно ряды представляют собой совокупность строго- организованных в одном направлении трещин, хотя имеются конусовые ряды, сформированные одиночными разломными сегментами.

С линейными вулканами связаны крупнейшие извержения в Исландии и в мире (извержение Лаки в 1783-1784 годах, Эльдгья, в Южной Исландии в 934-940 годах, рис. 10de, соответственно).

2.2.2.3 Подлёдный вулканизм

Подлёдный вулканизм - специфический вид вулканической деятельности, характерный для территорий, покрытых мощными толщами льда. Возможно, существенная разница между подлёдным вулканизмом и глубоководным или субаквальным вулканизмом заключается в значительно меньшем давлении у кратера, нежели у подножья конического здания, что существенно влияет на фрагментацию магмы (Jakobsson, Gudmudsson, 2008).

Следы данного типа вулканизма отмечаются повсеместно в Исландии, что связано с наличием ледникового щита, полностью покрывавшего остров в время ледникового периода. Эволюция субгляциального вулканизма представлен на (рис. 12).

На первой стадии (Эффузивной, рис. 12a) происходит образование конуса подо льдом. Он сложен практически полностью подушечными базальтовыми лавами. Их образование возможно, так как лёд обеспечивает высокое давление. Если вулканизм прекращается на этой стадии, то формируется рельеф, сложенный хребтами из подушечной лавы образованные на месте разломов, а также одиночно стоящими вулканическими конусами (Jakobsson, Gudmudsson, 2008).

Рис. 9 (a) гряда смешанных конусов Лаки, и (b) расселина Эльдгья (фото O. Sigurdsson).

Источник: T. Thordarson, G. Larsen, 2006

Табл. 1 Классификация базальтовых вулканов. «?»: нет известных примеров (По Thordarson, Larsen, 2006)

Характеристики извержения	Радиальные (центрально-жерловые
Постройки	Типы извержения	или короткие разломы)	Примеры	Длинные разломы	Примеры
Субаэральный магматизм	Чистые эффузивные	Лавовые щиты	Скьяльдбрейдюр	Смешанные конусовые ряды	Лаки, Эльдгья
Субаэральный магматизм			Кодльёттадингья
	Эффузивные	Кольцевые брызги	Эльдборг на Мираре	Ряды брызговых конусов	Трёдльагигар
			Бюфдль в Хейдмёрке		Тренгслаборгир
	Эффузивноэксплозивные	Шлаковые конусы	Эльдфедль, Граброк	Ряды шлаковых конусов	Викраборгир
	Эксплозивные			Вулканические расселины	Валагья
Субаэральный фреатомагматизм	Эксплозивный	Тефровые (туфовые) конусы	Гроссаборг, Гверфльядль	Ряды тефровые (туфорвые) конусов, ряды брызгавых конусов	Ватнаёльдюр, Вейдивётн
		Тефровые (туфовые) кольца	-
		Маары	Грейнаватн, Вити	Ряды мааров	-
Подводный, субгляциальный магматизм	Эффузивный	Конусы из подушечной лавы	Гримсвётн, Баурзарбунга	"Подушечные" хребты	Кверкфьядльарини
	Эффузивноэксплозивный	Подводные горы, Тиндары (моберги)	Кейлир Йольнир	подводные или мобергские хребты	Свейфлюгальс
					Эльдейярбоди
	Эффузивныйэксплозивноэффузивный	Столовые горы	Гердюрбрейд	Хребетовидные столовые горы	Блафьядль

Рис. 12 Эволюция развития субгляциального вулканизма. (По T. Thordarson, G. Larsen, 2006)

Вторая стадия (Эксплозивной, рис. 12b) - вулкан протапливает толщу льда, вследствие чего давление на коническое здание падает. Когда давление падает ниже 10 Мпа, образование подушечных лав прекращается и начинается эксплозивная, гидромагматическая стадия. Литология постепенно меняется от подушечных брекчий, до мелкозернистого гиалокластита, содержащего переменно консолидированный материал и палагинистизированные сидеромеланы с фракционными размерами менее 2 мм и лапиллии (2-64 мм). Если извержение заканчивается на этой стадии, то образовавшиеся формы рельефа называют Тиндары или mуberg по-исландски.

Третья стадия (Эмерджетно-эффузивный этап (Emergent effusive stage), рис 12c) наступает тогда, когда кратер возвышается над уровнем образованного им озера, когда вода уже не может контактировать с магмой на месте её выхода. На этой стадии вулкан ведёт себя так, как вел бы в отсутствие ледника. Прямо-залегающие продукты субаэрального вулканизма перекрывают гиалокластиты, формируют лавовые дельты и плато. В результате образовались особые столовые образования - туи (stappi по-исландски). Отличительные особенности Тиндары и Туи представлены на рис. 13.

При формировании тиндары происходит взаимодействие лавы и воды (или льда), что приводит к образованию гиалокластитов. Более детальное рассмотрение последних выделяет два типа гиалокластитов: седиментированные, мекозернистые, с четкими границами слоёв и грубо обломочные, несортированные, с размытыми границами (Schцpa, 2008). Первые приурочены к открытым, крупным, с постоянным уровнем воды ледниковым озёрам образованным деятельностью вулкана, в то время как вторые - к мелким перекрытым ледником озерцам, где невозможно перераспределение вещества на большой площади, что приводит к беспорядочной аккумуляции материала у стенок льда.

Рис. 13 Упрощенная модель среза базальтовых тел.

Основано на наблюдениях в Западной - вулканической зоне. Основание сложено подушечными лавами, перекрытыми гиалокластитами, которые могут быть двух разновидностей: плохо гранулированных и не стратифицированные, и мелкозернистые с четко выделяющимися слоями. У одних вулканических построек нижняя часть сложена первой разновидностью гиалокластитов, в то время как верхняя часть - второй, у других наблюдается чередование первого и второго типа породы. Интрузии встречаются редко толщиной менее 1 м. В качестве интрузий могут быть проникающие в гиалокластиты части подушечной лавы. Прим.: Подушечные лавы - вулканические образования, формирующиеся в водных условиях при высоком давлении, характеризуются овальными формами, распространяются «почкованием» породы. Передовые брекчии - брекчии, образованные на фронтовой части лавы, когда последняя соприкасалась с водой. (По Jakobsson, Johnson, 2008).

2.2.3 Механизм и виды извержений

Извержения Исландских вулканических систем, независимо от условий, делятся на эффузивные (объём лавы составляет более 95% от всего извергнутого материала), эксплозивные (объём тефры составляет более 95% от всего объёма) и смешанные.

2.2.3.1 Эффузивный вулканизм

Эффузивный вулканизм встречается в центральных и разломных типах жерл. Магма - базальтовая (вместе с дацитовыми и риолитовыми включениями), так же имеется и андезитовая, но она встречается, пока что, только с эксплозивными примесями.

Эффузивные извержения отличаются небольшим объёмом (менее 0,2км3) глыбовых лав, объём которых варьируется от 0,1 до 5 км3. Отношение блоковой и вязкой лавы в Исландии ниже, чем средняя по миру (0,02-0,05 и 0,1 соответственно); возможная причина - это относительно высокая температура извержения (10000С) и повышенная текучесть (вязкость примерно 105-106Па/с) дацитовых и риолитовых магм.

Эффузивные извержения делят по объёму на мелкие и средние (объём извержения до 1км3) и крупные (более 1км3), которые также называются лавовыми потопами. Далее данные группы делятся на извержения с малым расходом продуктов (по аналогии с расходом воды в гидрологии) и высоком расходом извергаемого материала.

Мелко- и среднеобъемные извержения низкого расхода (менее 100 м3/с) являются типичными представителями Гавайского типа извержений. Извержения высокого расхода (500-1000 м3/с) характеризуются «пульсирующимся», периодически меняющимся расходом, продуцирующим волнистые лавы с плитчатым и обломчатым материалом (последняя - наиболее часто-встречающаяся в Исландии).

К лавовым потопам низкого расхода (менее 300 км3/с) относятся так называемые лавовые щиты, которые представлены огромными по площади (до 20 км2) полями, сложенными волнистыми лавами. Лавовые конусы каждого щита образованы фонтанирующими токами, растекающимися во стороны от лавового озера.

К лавовым потопам высокого расхода относятся такие извержения как извержения вулканической системы Лаки в 1783-1874 годах (рис. 14) и Эльдгьяу 934-938, которые являются наиболее масштабными извержениями.

Рис. 14 График извержения вулкана Лаки в 1783-1784 гг.

Данные извержения характеризуются продолжительными разломными извержениями, длящимися в течении месяца или нескольких лет) вместе с периодическими эруптивными эпизодами. Каждый эпизод представлен как образование нового разлома и начинается с коротко-временной эруптивной фазой, за которой идёт уже продолжительная фаза эмиссии лавы. Первая фаза длится обычно в течении часа или максимум дня, чей максимальный расход магмы составляет 7000 м3/с. Последующие эффузивные стадии отмечаются уменьшением расхода (1000-3000 м3/с), которые в конечном счёте доходит до нулевых отметок. Продуктами таких извержений являются широко-распространённые поля волнистых и волнистых с плитчатыми включениями лав.

2.2.3.2 Эксплозивный вулканизм

Среди эксплозивных извержений выделяются 3 типа: магматические и Фреатомагматические. Эксплозивные извержения в рамках геологического времени довольно частое явление в Исландии (в среднем одно извержение каждые 200-300 лет).

Плинианские извержения сосредоточены в центральных вулканах, которые чаще всего характеризуются тефровыми токами, пирокластические потоки более редкие. Главная особенность - наличие взаимодействия магмы с водой (лёд, отложение, содержащая в большом количестве влагу/воду и т.д.). Объёмы фреатоплинианской тефры составляет 0,1-5 км3, из них 1-1,5 км3 твердая фракция, покрывающая примерно половину территории острова.

Фреатомагматические базальтовые извержения хорошо изучены на примере вулканической системы Гримсвётн, где за всё историческое время было зарегистрировано около 70 извержений. Объём тефры трудно подсчитать из-за того, что большая часть находятся под ледником, однако приблизительная оценка от 0,1 до более 0,5 км3. В зависимости от толщины льда над зоной извержения, некоторые элементы извергнутого материала могут быть распространены суб-аэрально, что не является редкостью.



2.2.3.3 Смешанные Извержения

Данный тип извержения сочетает в себе элементы эффузивного и эксплозивного разновидностей, в основном извергая андезитовые породы, хорошо представлен в центральном вулкане Гекла (рис 15). Извержения на вулкане Гекла проходят в 3 стадии. Первая отличается Плинианским и Субплинианским характером, независимо от последующего масштаба извержения, длится не более часа, характеризуется максимальным расходом извергаемого материала.

Вторая фаза отличается переходными от эксплозивного к эффузивному типу извержения чертами и длится несколько часов. Одновременно происходит эмиссия тефры и фонтанирование жидкой лавы. Расход резко уменьшается, соотношение лавы и тефры резко увеличивается. 3 стадия характеризуется редкими Страмболианскими извержениями и низким расходом (менее 20 км3)

2.3 Речные долины

Речные долины Исландии являются молодыми образованиями, заложенными ещё в доледниковое время. Уклоны рек очень круты, имеется огромное количество порогов и водопадов. Количество притоков у рек не велико.

Густота речной сети зависит от распределения осадков и литологических факторов. Так, например, в центральной Исландии, где осадков выпадает относительно мало (см. Климат), речная сеть разрежена, в отличии от прибрежных областей. Однако речная сеть более густая на Северо-западной и Восточной части Исландии по сравнению с Южной частью зоны Срединно-Исландского пояса, где у последнего количество осадков выше, чем у первых. Это объясняется тем, что северо-запад и восток Исландии сложен базальтами. Древовидная конфигурация приурочена к базальтам, но при наличии больших уклонов или в результате трещинной тектоники (Средне-Исландский пояс) постоянные токи идут параллельно друг другу, подходя к главной реке под прямым углом. На склонах горстовых массивов и вулканов речная сеть радиальная.

2.4 Побережья Исландии. Йоукюльхлёйп и связанные с ним отложения

Изрезанность берега Исландии обусловлено тектоническими и субаэральными воздействиями. Абразия, в целом, была не значительна и лишь в некоторых участках (Серебрянный, 1969). Северно-западный и восточный берег выделяются большой изрезанностью береговой линии по средству фьордов, что говорит нам о ключевой роли доледниковых процессов на поверхности острова (размещение древних водоразделов, уклонов и т.д.) в образовании береговой линии. Исландские фьорды мало чем отличаются от прочих представителей: вытянутая форма, наличие в приустьевой части подводных порогов, высокие и крутые берега и т.д.

Южное побережье Исландии отличается малой изрезанностью берега, что является результатом деятельности йоукюльхлёйпов. Южное побережье Исландии отличается малой изрезанностью берега, что является результатом деятельности йоукюльхлёйпов.

Йоукюльхлёйп - прорывной паводок воды, аккумулировавшейся в леднике и выходящий из него во время подлёдного извержения, который чаще всего характеризуется большими расходами воды и катастрофическим последствиями. Рельефообразующая деятельность Йоукюльхлёйпов сводится к образованию зандровых долин, которые делятся на 3 типа.

Первый тип - типичная зандровая долина, образующаяся при обычной абляции, связанная с сезонными токами талой воды.

Второй тип - зандры, в образовании которых преобладают лимногляциальные наводнения, связанных со сбросом воды подпрудных или подлёдных озёр. Они характеризуются ложеподобными формами рельефа довольно крупных размеров, сложенными грубо-обломчатой породой.

Третий тип образован при мощнейших вызванных суб-гляциальным вулканизмом Йоукюльхлёйпах, которые затрагивают большую часть долины, что приводит к образованию характерных отложений и литофациальных последовательностей, представленных на рис. 18

Рис. 18 Модель зандровых форм, созданных во время мощного Йоукюльхлёйпа, который образовал конусы выноса, обтекаемыми останцами, и отложения с ярко-выраженными следами наводнения. (1) Песчаные отложения с галькой, валунами, распределённые по группам, которые залегают горизонтально, (2) террасированные отложения валунов, (3) высокорасположенные, нетронутые зандры со следами перекрещивающихся русел, (4) «промытые» зандры, (5) конусы выноса, образованные в местах наибольшего расхода воды, (6) врезанные токи Йоукюльхлёйпа с останцами, валунами и дюнами больше 1 м, (7) бугры, отделённые от паводковых отложений, (8) останцы, эрозионные гряды, находящиеся в ледниковой котловине, сложенной моренными глинами и неотсортированным материалом разного гранулометрического состава (песок, галька и т.д.), (9) врезанные токи воды, (10) врезанные каналы токов талой воды, (11) обтекающие останцы, эрозионные гряды, которые беспорядочно дислоцируют валуны, и дюны, лежащие ниже препятствия (По Maizels, 1997).



Глава 3. Климат Исландии

3.1 Климатообразующие факторы

Исландия - остров, находящийся в Северной Атлантике. Это обуславливает наличие морского климата с незначительными колебаниями температур, которые при уменьшениях рассматриваемого интервала времени вплоть до суточных колебаний также уменьшаются (подробнее см. температура).

Среднегодовое количество радиации (G) в Исландии составляет 3,1*109 Дж/м2, с максимум в июле (2,1*102 Дж/с*м2). Доля возможной радиации G/Go (Go - радиация в ясный день) показывает сколько солнечной радиации доходит до поверхности Земли. Для Рейкьявика среднегодовая G/Go составляет в среднем 57% (в среднем за год облака отражают 43% всей солнечной радиации), максимум в августе (63%), минимум в Июне (51%).

Зона максимальной инсоляции определена в южной Исландии к западу от Мирдальйёкюдля, а также относительно высокие показатели наблюдаются на северной части Ватнайёкюдля, где зона повышенной солнечной инсоляции соединяется с ещё одним максимум во внутренней территории юго-восточной части Исландии. Зоны минимальной инсоляции определены в Сага-фьорде, и в западном высокогорье Кьёлюр.

На северо-западном побережье и на юго-восточном наблюдаются кардинально противоположные друг другу течения: холодное, восточно-исландское (гренландское) течение на северо-западе и теплое Ирменгерское течение, ответвление от СевероАтлантического течения. Первое обуславливает относительно тёплый климат, где зимой температура колеблется в районе 0оС, тогда как на полуострове Северо-Западных фьордов температура в среднем зимой опускается до -2оС (см. подробнее температура). Такая контрастность между преимущественно северной, северо-западной и южной, юго-восточной частями, обуславливает многие особенности острова. Так, морской лёд, распространяется в юго-восточном направлении (рис. 19), определяя температуры, соотношения жидких и твёрдых осадков (см. снег), альбедо и т.д. (подробнее в соответствующих разделах).

Вблизи острова действует постоянное атмосферное явление - исландский минимум. По этой причине Исландия расположена в зоне прохождения многих циклонов, которые, в особенности осенью-зимой, приносят огромное количество осадков. Однако они распределены неравномерно. Так в районе Ватнайёкюдля годовое годовое количество осадков составляет 4000 мм, в то время как в центральных районах, в теневой зоне Ватнайёкюдля количество осадков уменьшается до 800 мм; при продвижении на север осадки увеличиваются к побережью до 2000 мм.

В целом, по классификации Кёппена Исландия находится в пограничной зоне между двумя типами климата. Южная и Западная часть острова характеризуется дождливым климатом с коротким и холодным летом (Cfc), в то время как большая часть северной Исландии и высокогорья характеризуются климатом, характерным тундровой зоне (ET).

3.2 Температура

Характерная черта климата Исландии - наличие прохладного лета и тёплой зимы (табл. 3). Средние годовые значения температуры находятся на интервале 2,0 - 5,7оС на низменностях, в южной части 4-5оС, 3-4 на севере острова, в некоторых внутренних районах 2-3оС, на возвышенностях в соответствующих метах температуры ниже.



Таблица 3. Среднемесячные температуры для Рейкьявика (64о08 с.ш.; 21о56 з.д.) и Акьюрери (65о41 с.ш.; 18о05 з.д.).

	Ян	Фев	Мар	Апр	Май	Июл	Июн	Авг	Сен	Окт	Нояб	Дек
Рейкьявик	-0	-0	1,5	3,1	6,9	9,5	11	11	8,6	4,9	2,6	0,9
Акью- рери	-2	-2	-0	1,7	6,3	9,3	11	10	7,8	3,6	1,3	-1

Разница между средними температурами самого жаркого и холодного месяцев не велика: минимум составляет на побережье (9-11оС), максимум - в северо-восточных и юго-западных внутренних областях (13-14оС). Июль (рис. 20) является самым тёплым месяцем во многих регионах, за исключением северо-востока, где температуры августа немного выше. Аналогично дело обстоит с Январём (рис. 21) и Февралём (не только на северо-востоке) в плоскости самого холодного месяца.

Суточная разница температур ещё меньше. Зимой значения температуры меняются в течение дня менее чем на 1оС, это - норма. Начиная с весны и далее до осени интервалы увеличиваются: в Рейкьявике летом суточная разница составляет 3-5оС, во внутренних районах - 4-6оС.

В июле выделяются зоны, где средняя температура либо больше, либо меньше 10оС, подразделяясь таким образом соответственно на умеренный и полярный снежный климат. Первый на рис. 20 заштрихован. На северо-западном побережье, в северной и восточной части Исландии средние температуры составляют 8-10оС, в центральных районах - 6-9оС.

Январь характеризуется довольно высокими показателями температуры в Рейкьявике (около 0оС), на южном и восточном побережье (наиболее высокие температуры в Вестаманнейьяар -1,7оС); уже на северном и западном побережье средние температуры Января падают до 0-(-1)оС (во фьордах -2оС).

Температура понижается при продвижении в центр острова до 4-(-8)оС, вследствие двух причин: повышении высоты над уровнем моря и закономерном понижении в зимний период средних температур при продвижении от водоёма (градиент 2оС/100 км). Также Исландия характеризуется зимой оттепелями особенно на побережьях. Заморозки также характерны летом в высокогорьях. Количество дней с температурами ниже нуля представлены в таблице 4. Температура понижается при продвижении в центр острова до4-(8)оС, вследствие двух причин: повышении высоты над уровнем моря и закономерном понижении в зимний период средних температур при продвижении от водоёма (градиент 2оС/100 км).

Рис. 20. Средние температуры для Июля. Штриховкой выделены зоны, где средняя температура выше 10оС (По Einarsson, 1984)

Также Исландия характеризуется зимой оттепелями особенно на побережьях. Заморозки также характерны летом в высокогорьях. Количество дней с температурами ниже нуля представлены в таблице 4.



Рис. 21 Средние температуры Января. (По Einarsson, 1984) также характерны летом в высокогорьях.

Количество дней с температурами ниже нуля представлены в таблице 4.

Таблица 4. Количество дней с температурами меньше 0оС (По Einarsson, 1984)

	Янв	Фев	Мар	Апр	Май	Июн	Июл	Авг	Сен	Окт	Ноя	Дек
Рейкьявик	24	20	16	10	4	0,1	-	0,1	2	6	12	21
Акьюрери	26	22	22	17	8	0,9	-	0,3	2	12	16	25
Гримстадир	29	26	25	24	15	6	0,5	1	9	20	22	28
Вестаманнейьяар	14	13	11	6	3	-	-	-	0,6	3	6	13

3.3 Осадки

В Исландии имеется распределение осадков вследствие орографии (рис. 4). Влагосодержащие воздушные массы приходят с юга, юга-востока и на острове встречают препятствие в виде вулканических горных гряд. С условием высоких широт и уменьшением температуры с высотой происходит выпадение осадков. Вследствие этого практически на одной широте образованы самые крупные ледники в Исландии: Ватнайёкюдль, Ховсьйёкюдль, Лангьёкюдль. Годовое количество осадков в районе первого превышает 4000 мм, во втором и третьем 2000 мм и 3200-4000 мм соответственно. Они образуют севернее теневую зону, где количество осадков резко падает до 400-800 мм. Наиболее обеднённые влагой территории приурочены к фьордам и речным долинам.

На побережьях количество осадков варьируется от 1200-1600 мм. На северо-западном полуострове количество осадков достигает 2000 мм. Так же хочется отметить на примере Рейкьявика резкую смену в обеспеченности осадками в пределах небольших территорий на острове. Годовое количество осадков в аэропорте Рейкьявик (западная часть города) составляет 800 мм, в восточной части города 900 мм, в 10 км к югу от города на холмах количество увеличивается до 1040 мм, в горах к юго-востоку - 3000 мм.

Не равномерно выпадение осадков и по времени. Наибольшее количество осадков приходится на октябрь-март (50-65% от годового выпадения, в некоторых районах 40-50%), октябрь - самый дождливый месяц, однако в центральных районах максимум приходится на июль и август. Май и Июль отмечаются наименьшим количеством осадков, в особенности май. Его доля составляет 5% от годового, в то время как доля октября - 12%. Максимальное количество осадков, выпавших за октябрь (одновременно и наибольшее количество месячных осадков в Исландии) было зарегистрировано в Квискер в 1965 - 769 мм, данной станцией принадлежит и суточный рекорд опять же за октябрь (241,7 мм).

Сухие периоды в основном характерны для внутренних областей северной и восточной частей острова, которые составляют около 66% дней в период с июля по август; для южной части острова соответственно 47%.

Определить в каком виде выпадают осадки проблематично, ибо зимой (в разных районах с индивидуальной частотой) они в большинстве случаев выпадают как смешанные. Так на южном побережье среднегодовая доля твердых осадков, не считая смешанные, в период с декабря по март составляет 5-10%. На северном побережье - 50-70%, в виде дождей - 3-15%.

Снежный покров достигает своего максимума на севере и северо-западе острова (в среднем 50-70% от территории, иногда значения доходя до 80-90%). На юге и западе Исландии значения намного ниже (15-36%). В таблице 5 изображены средние даты 19511970 гг. первого и последнего снегопада и первого и последнего дня наблюдения фиксированного снежного покрова. Мощность снега также различна по регионам. Очевидно, она будет возрастать при продвижении на север и к прибрежным районам (см. выше долю твёрдых осадков, распределение температуры и рис. 2). Максимальная мощность была зарегистрирована в 1931 в Горнбьяргсвити и Рёйфархёфн и составляло 200 см.

Таблица 5. Выпадение снега и устойчивый снежный покров, осредненные данные за 19511970

	Первый снегопад	Последний снегопад	Устойчивый снеговой покров	Первый день без снегового покрова
			Первый день	Последний день
Рейкьявик	14/10	30/4	4/11	9/4	19/4
Сидумули	5/10	9/5	2/11	25/4	2/5
Горнбьяргсвити	27/8	13/6	23/10	20/5	4/6
Акурейри	25/9	27/5	23/10	22/4	13/5
Гримсстадир	23/8	16/6	7/9	30/5	2/6
Рёйфархёфн	10/9	4/6	23/10	12/5	1/6
Галлормсстадюр	6/10	29/5	30/10	22/4	4/5
Холар (Хёфн)	23/10	29/4	10/11	8/4	22/4
Киркьюбайярклёйстюр	19/10	9/5	8/11	10/4	29/4
Вестманнаэйяр	8/10	7/5	19/11	8/4	22/4



3.4 Ветер

Ветровой режим Исландии обусловлен одноименным минимум, влияние которого выражено в направлении ветра между юго-восточным и северо-восточным направлениями, что частично и наблюдается на юго-западном и южном побережье (рис. 22). Однако такое распределение на большей территории корректируется влиянием местных условия, например, направление долин и фьордов (напр. Ситумули, Тоуроддсстатир, Акюрейри и Эгильсстатир. Северо-западные ветры редки, однако всё же превалируют в Рёйфархёфне.

Штили в Исландии редки, однако их количество не одинаково на каждой станции, их распределение тяжело поддаётся обобщению, ибо в каждом случае немаловажную роль играют местные особенности. Но можно сказать, что на побережье их меньше, чем во внутренних районах, где количество безветренных дней увеличивается, за исключением фьордов и долин.



Рис. 22 Розы ветров на различных станциях Исландии (По Einarsson, 1984)

Летом морские бризы существенно влияют на розу ветров побережий; например, для Рейкьявика частота северо-западных ветров в июле составляет 44%, в январе - 11%, в Акурейри 54% и 21% соответственно.

Скорость ветров достаточно высока. Средняя скорость зимой составляет 5-6 м/с, летом 4-5 м/с. Максимальная скорость была зарегистрирована в Рейкьявике в феврале 1981 г. (39,6 м/с). Во внутренних областях скорости ниже 3-4 м/с, но на возвышенностях значения выше. Максимальные порывы были зарегистрированы на Тиридле в Гвальфйёрдюре (61,9 м/с). Более подробная информация о распределение скорости ветра в разных регионах острова представлены в таблице 6.



3.5 Облачность

Перекрытие неба достаточно высокое и в среднем (набл.1931-1960) гг. составляет 6-9 баллов. Наибольшее количество пасмурных дней (табл. 7) в северной и западной частях острова наблюдаются на промежутке с августа по декабрь, в южной и восточных частях максимум приходятся на Июль-Сентябрь. Минимум на юге приходится на Январь-Февраль, на севере - на май-июнь.

Таблица 6. Среднегодовое количество дней, 1965-1971 с различными скоростями ветра по шкале Бофорта. Н. м. - не менее. (По Olafsson and Bergthorsson, 1972)