Færslur

Kvikuþró

Í Náttúrufræðingnum árið 1987 fjallar Ágúst Guðmundsson um “Kvikuhólf í gosbeltum Íslands”.

Inngangur
KvikuþróJarðeðlisfræðilegar rannsóknir á síðustu árum benda til þess að möttullinn undir Íslandi sé að hluta bráðinn niður á nokkur hundruð kílómetra dýpi (Beblo & Axel Björnsson 1980, Kristján Tryggvason o. fl. 1983). Víðast er kvikan aðeins fáeinir hundraðshlutar af rúmmáli möttulsins, stærstur hluti hans er því fast (en deigt) berg. Á 8—10 km dýpi innan gosbeltanna, og 20—30 km dýpi utan þeirra, er 5—14 km þykkt lag þar sem kvikan er að meðaltali 10—25% af rúmmáli möttulsins (Beblo o. fl. 1983, Gylfi Páll Hersir o. fl. 1984, Axel Björnsson 1985, Schmeling 1985). Þetta lag er talið greina skorpu Íslands frá möttlinum (Hermance 1981, Sveinbjörn Björnsson 1983) og verður hér nefnt kvikulag.
KvikuþróGosbelti Íslands skiptast í um 30 kerfi af gossprungum, togsprungum og misgengjum, sem innihalda að auki oft megineldstöð og kallast eldstöðvakerfi (1. mynd). Sum eldstöðvakerfi, svo sem Hekla og Torfajökull (Einar Kjartansson & Karl Grönvold 1983, Hjálmar Eysteinsson & Hermance 1985), þrjú vestustu kerfin á Reykjanesskaga (Sanford & Páll Einarsson 1982, Ágúst Guðmundsson 1986b), og ef til vill Vestmannaeyjakerfið (Páll Einarsson & Sveinbjörn Björnsson 1979, Sveinn Jakobsson 1979), sækja kviku sína beint í þrær í kvikulaginu.
Önnur eldstöðvakerfi, svo sem Krafla (Páll Einarsson 1978, Eysteinn Tryggvason 1980), Askja (Haraldur Sigurðsson & Sparks 1978a, Guðmundur Sigvaldason 1982) og Grímsvötn (Sigurður Steinþórsson 1977, Haraldur Sigurðsson & Sparks 1978b, Helgi Björnsson o. fl. 1982, Eysteinn Tryggvason 1982), fá kviku sína, a. m. k. að hluta til, úr grunnstæðum hólfum, sem svo tengjast þróm í kvikulaginu (2. mynd).
Mörg stór innskot hér á landi eru vafalítið forn grunnstæð kvikuhólf, og rannsóknir á þeim benda til þess að slík hólf séu albráðin meðan þau eru virk (Cargill o. fl. 1928, Ingvar B. Friðleifsson 1977, Helgi Torfason 1979). Hér verður því gerður greinarmunur á, og fjallað sérstaklega um, albráðin kvikuhólf sem staðsett eru í skorpunni, og hlutbráðnar kvikuþrœr sem staðsettar eru í kvikulaginu á mótum skorpu og möttuls (2. mynd).
KvikuþróÁ síðustu árum hefur áhugi vaxið mjög á myndun, og einkum þó alfræði, kvikuhólfa (Swanson & Casadevall 1983). Menn gera sér nú æ betur grein fyrir þýðingu kvikuhólfa í myndun og mótun úthafsskorpunnar á plötuskilum (Casey & Karson 1981, Gass o. fl. 1984, Pedersen 1986). Að auki hafa jarðeðlisfræðilegar mælingar gert kleift að finna kvikuhólf undir eldvirkum svæðum víða um heim (Brocher 1981, Ryan o. fl. 1981, Sanford & Páll Einarsson 1982, Bianchi o. fl. 1984, Orcutt o. fl. 1984, Detrick o. fl. 1987). Ennfremur er orðið ljóst að vonlítið er að reyna að skilja hegðun og virkni eldfjalla nema myndunarháttur og aflfræði þeirra kvikuhólfa sem leggja þeim til kviku í gosum séu vel þekkt.
Nokkuð hefur verið ritað um kvikuhólf í gosbeltum Íslands, en að helstu greinunum verður vikið hér á eftir. Meginefni greinarinnar er þó tilgátur og reiknilíkön sem höfundur hefur nýlega sett fram um myndun og aflfræði kvikuhólfa í gosbeltum Íslands (Ágúst Guðmundsson 1986a, 1986b, 1987).

Fyrri hugmyndir
KvikuþróWalker (1974) hefur varpað fram þeirri hugmynd að stór gabbróinnskot hér á landi, sem mörg hver eru vafalítið forn kvikuhólf, myndist þannig að gangar og skágangar (keilugangar) hiti grannbergið á milli sín uns það bráðnar og úr verður samfelldur innskotamassi (kvikuhólf). Sigurður Steinþórsson (1982) og fleiri hafa útfært þessa hugmynd þannig að rætur gangaþyrpinga neðst í skorpu þróist smám saman í kvikuhólf, sem síðan brjóti sér leið, eða bræði sér leið (Níels Óskarsson o. fl. 1985), upp í efri hluta skorpu. Þessi hugmynd um myndun kvikuhólfa er að mörgu leyti áþekk tilgátu Haralds Sigurðssonar og Sparks (1978b) um að megineldstöðvar (og kvikuhólf) séu afleiðing af svo kölluðum Rayleigh-Taylor óstöðugleika (sjá síðar) sem er vel þekktur í vökvaaflfræði og margir hafa skýrt tilvist kvikuhólfa með (Fedotov 1975, Marsh 1979, Whitehead o. fl. 1984).
KvikuþróHugmyndir um að ganga- eða skágangaþyrping þróist í kvikuhólf við bræðslu grannbergs virðist ekki eiga vel við um myndun kvikuhólfa hér á landi. Til dæmis er alls ekki ljóst að gangar eða skágangar bræði grannberg sitt að einhverju marki. Ef í ganginum er lagstreymi verður hámarkshiti við mót gangs og grannbergs ekki hærri en meðaltalið af hita kviku og hita grannbergs áður en kvikan skaust inn (Jaeger 1959). Ef grannbergið er ekki mjög heitt fyrir verður hiti á mótunum nokkur hundruð gráðum lægri en bræðslumark grannbergsins þannig að bergið í heild nær ekki að bráðna, þótt einstakar vatnaðar steindir með lágt bræðslumark nái ef til vill að bráðna næst ganginum (Níels Óskarsson o. fl. 1985). Venjulega hindrar kælihúð á jöðrum gangs upptöku bráðar úr veggjum grannbergs (Campbell 1985), og rúmmálsflæði kviku á tímaeiningu yrði að vera mun hærra, og standa mun lengur en hægt er að reikna með, ef veggir grannbergs ættu að bráðna (Hardee 1982). Ef í ganginum er iðustreymi er líklegt að bræðsla og upptaka grannbergs eigi sér stað á jöðrum gangsins (Campbell 1985). En iðustreymi basaltkviku (þóleiítkviku) í gangi verður því aðeins að gangurinn sé um eða yfir 10 m breiður (Campbell 1985), og flestir gangar hér á landi eru þynnri en 4 m og skágangar yfirleitt þynnri en 1 m (Ágúst Guðmundsson 1984 og óbirtar niðurstöður). Leiða má rök að því að gangar séu almennt þynnri neðarlega í skorpunni en ofarlega, og því minnka líkur á iðustreymi í göngum með vaxandi dýpi í skorpunni. Þetta sýnir að iðustreymi er ólíklegt í dæmigerðum basaltgöngum hér á landi, sem þýðir að litlar líkur eru til að þeir bræði grannberg sitt. Þessi niðurstaða er í samræmi við segulmælingar Leós Kristjánssonar (1985) sem sýna að í fjarlægð sem er tíundi hluti af þykkt gangsins er hiti grannbergs alltaf undir 500°C, sem er 600-700°C lægra en bræðslumark þess.
KvikuþróHugmyndir um að kvikuhólf séu afleiðing Rayleigh-Taylor óstöðuleika byggja á því að hólfin myndist í, og berist um, efni sem hafi eiginleika vökva. Þessi óstöðugleiki verður þegar eðlismassamikill vökvi liggur ofan á öðrum sem hefur minni eðlismanna (Whitehead o. fl. 1984) í hlutbráðnu möttulefni, sem hegðar sér að sumu leyti eins og vökvi, gætu einhvers konar kvikuhólf eða kvikubólur myndast og borist um með þessum hætti (Marsh 1979). Grunnstæð kvikuhólf í jarðskorpu Íslands geta hins vegar varla myndast á þennan hátt. Í fyrsta lagi hegðar jarðskorpan sér ekki eins og vökvi. Í öðru lagi virðast kvikuhólf aflfræðilega aðgreind frá kvikuþróm (sbr. Kröflu), en samkvæmt ofangreindri hugmynd ætti hvert hólf aðeins að vera toppur þróar.

Myndun kvikuþróa
KvikuþróKvikuþró kallast hér svæði í kvikulaginu sem er undir eldstöðvakerfi, hefur hærra kvikuhlutfall en umhverfið, og er þykkara en kvikulagið í kring (3. mynd). Þessi skilgreining styðst við jarðeðlisfræðilegar mælingar sem benda til þess að kvikulagið sé allt að 14 km þykkt undir sumum eldstöðvakerfum, og að hlutfall kviku sé þar hærra en í kring (Beblo & Axel Björnsson 1980, Hjálmar Eysteinsson & Hermance 1985). Einnig hefur komið í ljós að þvert á stefnu eldstöðvakerfa breytist dýpið á kvikulagið gjarnan um 5 km á 20 km vegalengd (Beblo & Axel Björnsson 1980, Hjálmar Eysteinsson & Hermance 1985), en langs eftir gosbelti er dýptarbreytingin hægari og fylgir nokkuð eldstöðvakerfunum þannig að dýpið er mest milli kerfa (Axel Björnsson 1985).
Í möttulstrókum, eins og þeim sem talinn er vera undir Íslandi (Kristján Tryggvason o. fl. 1983), leitar upp heitt möttulefni, og á ákveðnu dýpi skilst kvika frá og leitar í átt að yfirborði. Vegna lítillar seigju streymir kvikan mun hraðar upp en möttulefnið í kring, og því er leyfilegt að líta svo á að aðeins kvikan sé á hreyfingu en möttulefnið sé kyrrt. Flæði vökva (vatns) um sand og annað gljúpt (pórótt) efni má lýsa með lögmáli sem kennt er við Darcy og gildir einnig fyrir flæði kviku um hálfbráðið möttulefni (Ribe 1985, Scott & Stevensson 1986). Samkvæmt þessu lögmáli flæðir kvika í átt að stöðum í kvikulaginu þar sem stöðuorkan er lægst, eða, ef flæðið er lárétt, þangað sem þrýstingur er minnstur.
KvikuþróStöðuorka kviku er jafnan minnst þar sem skorpan fyrir ofan er að færast í sundur vegna plötuhniks. Hér á landi hefur sundurfærsla um plötuskil (rekhraði) verið að meðaltali 2 cm á ári síðustu 12-14 milljón árin (Leó Kristjánsson 1979, Vogt o.fl. 1980). Streitan (gliðnunin) vegna plötuhniks verður aðallega í tiltölulega þröngum beltum, svokölluðum rekbeltum (4. mynd). Innan rekbeltanna brestur skorpan helst þar sem hún er þynnst, því að þar verður togspennusöfnunin mest. Gangainnskot og eldgos eru jafnframt algengust í þessum sömu hlutum skorpunnar, enda dregst kvika undir þessa hluta hennar og myndar þrær (Ágúst Guðmundsson 1987).
KvikuþróKvikuþrær geta af sér eldstöðvakerfi á yfirborði (Ágúst Guðmundsson 1987), og mörg slík kerfi mynda gosbelti (3. mynd). Þar sem þykkt skorpu milli kvikuþróa er talsvert meiri en yfir þeim (3. mynd), getur léttasta kvikan ekki flætt milli þróa. Kvika í tiltekinni þró getur því þróast óháð og ólíkt kviku í nálægum þróm, þótt upprunalega sé kvika þeirra allra áþekk og ættuð neðan úr möttli.
Kvika er talin vera 25% af rúmmáli þróar (Ágúst Guðmundsson 1987), sem er nokkru hærri hundraðshluti en meðaltal kvikulags. Þetta mat er byggt á því að kvikuþrær, samkvæmt skilgreiningu, hafa hærra kvikuhlutfall en aðrir hlutar kvikulagsins, en styðst einnig við niðurstöður jarðeðlisfræðilegra mælinga (Hjálmar Eysteinsson & Hermance 1985). Þessi tala er þó aðeins áætlað meðaltal, og dreifing kviku innan þróar er örugglega breytilegt því kvika hefur tilhneigingu til að safnast saman við topp þróar (botn skorpu) og mynda samfellda kvikutjörn. Færð hafa verið rök að því að svipuð samsöfnun kviku eigi sér stað í hlutbráðnum lögum annars staðar í möttlinum (Richter & McKenzie 1984). Hundraðshluti kviku er því líklega hæstur í efri hluta þróar en minnkar með vaxandi dýpi. Efsti hluti þróar verður fljótlega alfljótandi (kvikutjörn), enda vandséð hvernig gosgangar gætu annars myndast í eldstöðvakerfum sem ekki hafa grunnstætt, alfljótandi hólf, heldur sækja kviku sína beint í þró.

Aflfræði kvikuþróa

Geldingadalur

Eldgos í Geldingadölum.

Skilyrði þess að kvikuþró „gjósi”, þ. e. að gangur skjótist út úr henni, er að kvikuþrýstingurinn (P) í þrónni sé meiri en lárétta þrýstispennan hornrétt á ganginn (Sh) plús togstyrkur skorpunnar (T). Á táknmáli lítur þetta svona út: P>Sh + T (1). Þar sem T breytist ekki með tíma, er ljóst að til að kvikuþró skjóti út gangi þarf P annað hvort að vaxa eða Sh að minnka (eða hvort tveggja að breytast). Innan rekbeltanna er líklegt að minnkun Sh vegna plötuhniks sé aðalþátturinn, en utan þeirra er vöxtur P líklega aðalþátturinn. Fyrir djúpstæðar þrær eins og hér um ræðir skiptir í raun litlu máli hvor þátturinn stjórnar innskotatíðninni (gangatíðninni) því að breytingar á spennusviði verða yfirleitt svipaðar í báðum tilfellum. Unnt er að sýna fram á (Ágúst Guðmundsson 1986b, 1987) að í hverju gosi gefi þró frá sér tæplega 0,02% af rúmmáli sínu. Til að sjá hvað þetta þýðir varðandi stærð þróa, skulum við líta á nokkur dæmi.

Geldingadalir

Eldgos í Geldingadölum.

Á Reykjanesskaga eru sprungugosin ættuð beint úr kvikuþróm. Meðalrúmmál nútíma (þ. e. yngri en 10.000 ára) hrauna á Reykjanesskaga er 0,11 km3, og ef rúmmál gosganga er tekið með verður þessi tala 0,18 km3 (Ágúst Guðmundsson 1986b, 1987). Samkvæmt þessu er meðalrúmmál þróar 970 km3. Meðalflatarmál þriggja vestustu eldstöðvakerfanna á Reykjanesskaga (5. mynd), en þau hafa ekki grunnstætt kvikuhólf eins og Hengilskerfið kann að hafa (Foulger 1986), er um 478 km2 (Ágúst Guðmundsson 1986b). Ef þverskurðarflatarmál meðalþróar er jafnt þessu, og ef allur þverskurðurinn leggur til kviku í gosi, þarf þykkt meðalþróar ekki að vera nema 3 km. Ef efsti hluti þróar er albráðinn (kvikutjörn) þarf þykkt meðalþróar ekki að vera nema 800 m. Þar sem þrærnar geta verið allt að 14 km þykkar, bendir þetta til þess að í meðal sprungugosi á Reykjanesskaga leggi aðeins efsti hluti þróar til kviku. Þetta fellur vel að bergfræði hrauna sem upp koma á sprungum á Reykjanesskaga, því að þau eru flest þróuð, þ. e. tiltölulega kísilsýrurík (Sveinn Jakobsson o. fl. 1978). Kvika sem myndar slík hraun er fremur eðlislétt og safnast því fyrir efst í þrónni.

Geldingadalir

Eldgos í Geldingadölum.

Til samanburðar má athuga rúmmál dyngna sem myndast hafa á nútíma á Reykjanesskaga. Rúmmál þeirra flestra er innan við 0,75 km3 (Ágúst Guðmundsson 1986b). Það er viðtekin skoðun að slíkar dyngjur séu myndaðar í einni goshrinu sem staðið hafi í nokkur ár, líkt og Surtseyjargosið (Walker 1965, Sigurður Þórarinsson 1967b, Sveinn Jakobsson o. fl. 1978). Einnig er talið að dyngjugos byrji á sprungu, en einn gígur verði ráðandi þegar líði á gosið (Williams & McBirney 1979). Það er því gangur sem veitir kviku til yfirborðs í dyngjugosum, og hér er reiknað með að rúmmál hans sé það sama og hjá meðal sprungugosi. Þá verður rúmmál gangs og gosefna 0,83 km3 og rúmmál þróar því 4500 km3. Ef notað er sama þverskurðarflatarmál fyrir þrærnar og hér á undan, verður þykkt þeirra að vera um 14 km. Þetta jafngildir mestu þykkt kvikulagsins, og þýðir að þróin í heild verður að veita kviku til yfirborðs í dyngjugosum. Þetta kann því að vera ein skýring þess að dyngjuhraun á Reykjanesskaga eru flest úr frumstæðari kviku, þ. e. kviku með minni kísilsýru, en sprungugosin (Sveinn Jakobsson o. fl. 1978).

Hrútargjárdyngja

Hrútargjárdyngja.

Í sambandi við dyngjurnar ber þó að hafa í huga að þær eru líklega myndaðar í goshrinum, þ. e. gosum sem staðið hafa með hléum í mörg ár, líkt og Surtseyjargosið og Kröflugosið. Þessi hlé kunna að hafa varað mánuði og jafnvel ár, og því er sennilegt að þrærnar hafi náð að endurhlaða sig milli þess sem þær gusu. Enda er vandséð hvernig dyngjur sem eru margir rúmkílómetrar, svo sem Heiðin Há (Jón Jónsson 1978), gætu hafa myndast nema þrærnar næðu að endurhlaðast nokkrum sinnum meðan á goshrinunni stóð. Þetta styður enn frekar þá niðurstöðu að öll þróin leggi til kviku í dyngjugosi en aðeins efri hluti hennar í dæmigerðu sprungugosi. Vafalítið ræður þetta mestu um þann mun sem er á samsetningu hrauna úr dyngjum annars vegar og gossprungum hins vegar.

Myndun kvikuhólfa
KvikuhólfÁ plötuskilum, svo sem rekbeltum Íslands, er spennusviðið venjulega þannig að ás minnstu þrýstispennu (Sh) er hornréttur á plötuskilin en ás mestu þrýstispennu er lóðréttur. Þegar kvika skýst inn í skorpu þar sem þess háttar spennusvið er ríkjandi myndast gangur. Ef þetta spennusvið væri alltaf til staðar í rekbeltum Íslands gætu kvikuhólf í raun ekki myndast í jarðskorpunni, einungis misþéttar gangaþyrpingar. Nú eru slík hólf til staðar innan rekbeltisins, og hinn mikli fjöldi stórra innskota á eldri svæðum, svo sem á suðausturlandi (Helgi Torfason 1979), sýnir að grunnstæð kvikuhólf hafa alltaf verið til staðar í gosbeltum Íslands.
Sú tilgáta hefur nýlega verið sett fram (Ágúst Guðmundsson 1986a) að gangainnskot geti tímabundið breytt spennusviði rekbeltanna á þann veg að leiði til myndunar lagganga. Svo lengi sem laggangar haldast fljótandi gleypa þeir kviku þeirra ganga sem mæta þeim, þenjast út og geta þróast í kvikuhólf (7. mynd). Þessi tilgáta á við myndun grunnstæðra kvikuhólfa á plötuskilum almennt, svo sem á úthafshryggjum þar sem slík hólf virðast algeng, en verður hér einungis rædd með tilliti til rekbelta Íslands.

Kvika

Kvika.

Fyrst er að átta sig á því hvernig gangainnskot geta breytt spennusviðinu. Kvika sem treðst upp í jarðskorpuna hefur ákveðinn yfirþrýsting, ella gæti hún ekki skotist inn. Leiða má rök að því að yfirþrýstingur basaltkviku vaxi á leið upp í gegnum skorpuna og nái hámarki í því lagi skorpunnar sem hefur sama eðlismassa og algengasta gerð basaltkviku hér á landi, sem er þóleiít. Þetta lag er, 5—3,0 km þykkt. Því er líklegast að gangar valdi (tímabundið) hárri láréttri þrýstispennu í lagi 2, þ. e. á 1-5 km dýpi, og á þessu dýpi er myndun kvikuhófa því líklegust samkvæmt ofangreindri tilgátu. Enn líklegri er myndun kvikuhólfa, samkvæmt þessari tilgátu, ef í jarðskorpunni skiptast á lin og hörð lög, þannig að hörðu lögin taka á sig mest af álaginu vegna ganganna og byggja því upp mjög háa lárétta þrýstispennu.
Sá hluti jarðskorpu Íslands sem hefur myndast á ísöld er einmitt af þeirri gerð, því að þar skiptast á fremur lin lög úr móbergi og jökulseti og hörð hraunlög. Þetta kann að skýra hvers vegna hlutfallslega fleiri megineldstöðvar (sem flestar hafa grunnstæð kvikuhólf) hafa verið virkar síðari hluta ísaldar og á nútíma en á jafnlöngum tímabilum á tertíer (Ágúst Guðmundsson 1986a) Tilgátan sem hér hefur verið rædd kann einnig að skýra hvers vegna sumar gangaþyrpingar á Vestfjörðum hafa ekki náð að þróa megineldstöð. Þessar þyrpingar hafa margar hverjar mun minni gangaþéttleika en sambærilegar þyrpingar á Austfjörðum (Ágúst Guðmundsson 1984), og því kann tíðni og þéttleiki gangainnskota að hafa verið of lítill til myndunar hárrar láréttar þrýstispennu, og þar með myndunar kvikuhólfs. Að auki fer saman að þar sem gangaþéttleiki er lágur er flutningur kviku upp í skorpuna hægur, og þótt laggangur nái að myndast storknar hann fljótlega vegna vöntunar á nýrri kviku úr þrónni fyrir neðan.

Aflfæði kvikuhólfa
KvikuhólfSkilyrði fyrir gosi úr grunnstæðu kvikuhólfi eru þau sömu og fyrir gosi úr djúpstæðri kvikuþró. Hins vegar eru ýmsir eðlisfræðilegir eiginleikar efri hluta skorpu, þar sem gangar úr hólfum troðast inn, aðrir en neðsta hluta skorpu. Að auki eru kvikuhólf talin albráðin en þrær hlutbráðnar. Hlutfall rúmmáls hólfs og kviku í tilteknu gosi er því annað en hjá þró. Unnt er að sýna fram á (Ágúst Guðmundsson 1987) að í tilteknu gosi sendi hólf frá sér um 0,05% af rúmmáli sínu, sem er talsvert stærra hlutfall en hjá kvikuþró. Algeng stærð kvikuhólfa undir Íslandi gæti því verið á bilinu 20-100 km3, en þau stærstu 150-200 km3.

Umræða
Stœrð þróa og hólfa Þegar meta skal stærð hólfa og þróa er einkum tvennt sem hafa verður í huga: kólnunarhraða kvikunnar og rúmmál gangs og gosefna í einstökum gosum. Lítið sem ekkert hefur verið fengist við að meta fræðilegan líftíma þróa út frá kólnunarhraða kviku. Umhverfið hefur svipaðan eða sama hita og þróin og að auki fær hún stöðuga viðbót af kviku neðan úr möttli.
KvikuhólfÞað er því óvíst að kólnun kviku setji líftíma þróa nokkur veruleg mörk. Margir hafa hins vegar reynt að meta líftíma hólfa út frá kólnunarhraða kviku (t. d. Spera 1980, Fedotov 1982, Bonefede o. fl. 1986). Flestar byggja rannsóknir þessar á vel þekktum formúlum fyrir varmaleiðni í föstu efni (Carslaw & Jaeger 1959). Líftími hólfa er þá venjulega skilgreindur sem storknunartími kvikunnar, þ. e. tíminn frá því kvikan sest að í hólfinu þar til hún er storknuð. Niðurstöður reikninganna eru þó aðeins leiðbeinandi þar sem nokkuð vantar enn á að þeir líki nægilega vel eftir náttúrulegum aðstæðum kvikuhólfa (sjá einnig Giberti o. fl. 1984). Niðurstöður reikninga benda til þess (Spera 1980) að kúlulaga hólf sem er 1 km í radíus storkni á nokkrum tugum árþúsunda, og að storknunartíminn vaxi með radíus hólfsins í veldinu 1,3. Þannig er storknunartími hólfs sem hefur tífaldan radíus á við annað hólf 101>3 = tuttugufalt lengri. Kúlulaga hólf sem eru 2- 3 km í radíus hafa nokkur hundruð þúsund ára storknunartíma, og ættu því að geta viðhaldið megineldstöð a. m. k. þetta lengi.
KvikuhólfMegineldstöðvar hér á landi eru taldar vera virkar í nokkur hundruð þúsund til milljón ár (Kristján Sæmundsson 1979), þótt áætlaður líftími þeirra langlífustu sé yfir tvær milljónir ára (Haukur Jóhannesson 1975). Í ljósi þess hve reikningar fyrir storknunarhraða eru óáreiðanlegir, er samræmið á metinni stærð hólfa út frá storknunarhraða annars vegar og út frá rúmmáli gangs og gosefna hins vegar furðugott.
Það rúmmál gosefna sem notað var hér á undan kann þó að vera villandi að sumu leyti. Í fyrsta lagi verður að skilgreina nákvæmlega hvað telst vera eitt gos, ellegar er ekki unnt að tiltaka magn gosefna. Frá sjónarhóli kvikuhólfa og þróa, og því sem rætt hefur verið hér á undan, eru Kröflueldar 1975—1984 til dæmis mörg gos sem mynda eina goshrinu. Svo fremi sem hólfið eða þróin nær að hlaða sig milli gosa eða kvikuhlaupa verður að líta á þau sem aðgreind gos. Ef þessi skilgreining er notuð er ljóst að rúmmál hrauna sem mynduð eru í einu gosi er oft ofmetið. Mörg nútíma hraun, sem og eldri hraun, eru vafalítið mynduð í mörgum gosum, en í einni goshrinu, líkt og hraunið sem runnið hefur í Kröflueldum. Meðalrúmmál hrauna, eins og það er venjulega reiknað, kann því að leiða til ofmats á stærð hólfa og þróa.
KvikuhólfFramleiðsla á sögulegum tíma Hér skal reynt að meta framlag hólfa og þróa til heildarframleiðslu gosefna á sögulegum tíma, þ. e. á síðustu 1100 árum. Áætlaður fjöldi gosa á sögulegum tíma er um 230 (Ari Trausti Guðmundsson 1982). Heildarrúmmálgosefna á sama tíma er 42 km3 (Sigurður Þórarinsson & Kristján Sæmundsson 1979). Nú gjósa sumar eldstöðvar á kringlóttu gosopi, en í flestum tilfellum má samt reikna með að gangur myndist í gosinu. Ef meðalgangurinn er áþekkur að rúmmáli og sá sem áætlaður var fyrir sprungugos á Reykjanesskaga (0,07 km3), er heildarrúmmál gosganga um 16 km3. Heildarframleiðslan í þessum sögulegum gosum er því um 58 km3, og meðalframleiðsla í gosi verður 0,25 km3. Samkvæmt þessu þyrfti stærstu gerð af kvikuhólfi, og það í skorpu með óeðulega háum togstyrk, til að senda frá sér meðalgos. Þetta meðaltal er þó langt frá því að vera algengasta rúmmál gangs og gosefna í sögulegum gosum. Í fyrsta lagi hafa tvö gos, Eldgjá 930 og Lakagígar 1783, til samans framleitt um 22 km3. Gossprunga Eldgjár er í það minnsta 27 km löng (Sigurður Þórarinsson 1973) og Lakagígasprungan er 25 km löng (Sigurður Þórarinsson 1967a). Sameiginlegt rúmmál gosganganna er hið minnsta 4 km3 og heildarrúmmálið því 26 km3. Meðalrúmmál hinna 228 gosanna er þá 0,14 km3. Að auki, eins og vikið var að hér á undan, verða jarðeldar sem standa í marga mánuði eða ár oft í goshrinum fremur en einu samfelldu gosi. Þetta felur í sér að margir atburðir sem skráðir eru í annála sem einstök gos voru í raun mörg gos í þeirri merkingu sem hér er lögð í orðið.

Kvikuhólf

Kvikuþró og kvikuþró.

Í öðru lagi sýna athuganir að algengasta rúmmál gangs og gosefna getur verið mun minna en meðalrúmmálið. Út frá gögnum Jóns Jónssonar (1978) hefur Ágúst Guðmundsson (1986b) til dæmis sýnt að algengasta rúmmál nútímahrauna á Reykjanesskaga er aðeins 0,015 km3 þótt meðalrúmmál þeirra sé 0,11 km3. Ef Reykjanesskaginn er dæmigerður að þessu leyti má álykta að flest nútíma gos á Íslandi, og þar með flest söguleg gos, séu mun minni að rúmmáli en meðalgosin.
Niðurstaðan er því sú að dæmigerð söguleg gos gætu, að því er rúmmál varðar, hafa komið úr grunnstæðum kvikuhólfum í einstökum gosum. Þessi niðurstaða er í samræmi við það að flest söguleg gos hafa orðið í megineldstöðvum (Sigurður Þórarinsson & Kristján Sæmundsson 1979), en slíkar eldstöðvar hafa margar, ef ekki flestar, grunnstætt kvikuhólf.

Samantekt

Eldgos

Eldgos í Geldingadölum.

Meginatriði greinarinnar má draga saman á eftirfarandi hátt:
1) Öll eldstöðvakerfi hér á landi hafa hlutbráðnar kvikuþrær á 8-10 km dýpi. Meðalkvikuinnihald þróar er áætlað 25%, en efsti hluti flestra er albráðinn. Þverskurðarflatarmál þróar er talið svipað flatarmáli þess eldstöðvakerfis sem hún veitir kviku til, en mesta þykkt þróar er 14 km.
2) Sum eldstöðvakerfi, einkum þau sem hafa vel þróaða megineldstöð, hafa að auki grunnstætt kvikuhóf sem staðsett er í skorpunni. Slík hóf eru yfirleitt albráðin, eru á 1-3 km dýpi og hafa rúmmál á bilinu 20-200 km3. Þau eru ýmist linsulaga, kúlulaga eða sívalningslaga, og mörg virðast fá á sig síðast nefndu lögunina með tímanum.
3) Kvikuþrær eru taldar myndast á þeim svæðum undir skorpunni þar sem hún er veik og þunn, miðað vð skorpuna í næsta nágrenni, en þar eru gliðnunarhreyfingar jafnframt tíðastar. Kvika í möttli leitar inn undir þessi svæði og safnast þar fyrir.
4) Kvikuhólf eru talin myndast þannig að gangar byggi upp tímabundna lárétta þrýstispennu sem leiði til myndunar laggangs (sillu), sem síðan þróist yfir í kvikuhólf. Eitt skilyrði þess að laggangur þenjist út og þróist í kvikuhólf er að honum berist kvika nægilega ört og í nægilegu magni til að hann storkni ekki. Myndun kvikuhólfa, og þar með megineldstöðva, virðist hafa verið auðveldari á síðari hluta ísaldar en á tertíer, og kann skýringin að liggja í því að set- og móbergslög ísaldar, þegar þau hafa grafist í gosbeltunum, auðveldi myndun hárrar láréttrar þrýstispennu og þar með myndun kvikuhólfa.
5) Færð eru rök að því að rúmmál gangs og gosefna í hverju gosi sé að meðaltali um 0,02% af heildarrúmmáli þróar en 0,05% af heildarrúmmáli hólfs. Út frá metnu rúmmáli hólfa felur þetta í sér að mesta magn gos- og gangefna í einstöku gosi úr hólfi, að því gefnu að hólfið fái ekki teljandi magn af kviku neðan úr þró meðan á gosi stendur, er undir 0,25 km3 og venjulega undir 0,1 km3.
6) Bent er á að mörg söguleg gos, sem venjulega hafa verið talin sem eitt gos, kunni að hafa verið goshrina sem samanstóð af mörgum gosum. Kvikuhólf ná að hlaða sig milli gosa í slíkri hrinu og metið rúmmál sögulegra gosa er því ekki nothæfur mælikvarði á rúmmál hólfa eða þróa sem gáfu þau af sér. Komist er að þeirri niðurstöðu að dæmigerð söguleg gos, samkvæmt þessari nýju skilgreiningu á gosi, geti verið ættuð úr grunnstæðum kvikuhólfum.”

Heimild:
-Náttúrufræðingurinn, 1.-2. tbl. 01.04.1987, Kvikuhólf í gosbeltum Íslands, Ágúst Guðmundsson, bls. 37-49.
Kvikuþró

Möttull

Möttull jarðar og möttulstrókurinn sá, sem Ísland byggir tilvist sína á, hlýtur að vera okkur Íslendingum sérstaklega áhugaverður. Við, sem eintaklingar, erum lítilmótlegir andspænis mikilfengleikanum.
Á Vísindavef HÍ má lesa eftirfarandi um möttul jarðar:

Spurningin var: “Hvað viðheldur þeim mikla hita sem er í möttli jarðar í gegnum alla jarðsöguna og hvaðan kemur allt það mikla magn gosefna og hvað fæðir möttulinn af nýju efni?

Möttull

Jörðin – að innan.

“Yfirborð jarðkjarnans er mörg hundruð gráðum heitara en möttullinn fyrir ofan. Frá kjarnanum streymir því varmi upp gegnum möttulinn og allt til yfirborðs jarðar. Svo öflugur er varmastraumurinn að hvarvetna undir hinni stinnu hafsbotnsskorpu er möttulefnið nálægt bræðslumarki sínu (deighvolf, lághraðalag) við ríkjandi þrýsting. Neðst í möttlinum, næst kjarnanum, er möttulefnið eðlisléttara en efnið ofan á vegna hins háa hita, það stígur því upp í formi möttulstróka, líkt og saltstöplar gegnum ofanáliggjandi set, en í staðinn sígur kaldara efni niður að kjarnanum í eilífri hringrás. Auk varmastreymis frá kjarnanum verður til varmi í möttulefninu sjálfu við sundrun geislavirkra efna, einkum kalíns (40K).

Möttull

Jörðin – að innan.

Þessi hringrás efnisins, sem á yfirborði jarðar kemur fram í reki skorpufleka er myndast við miðhafshryggi og eyðast á niðurstreymisbeltum, hefur viðhaldist svo lengi sem rekja má söguna í jarðmyndunum, í meira en 4000 milljónir ára. Ekki er þó um „eilífðarvél” að ræða — að vinna sé framkvæmd án þess að orka eyðist — því í jörðinni eyðist það sem af er tekið: Þótt jarðkjarninn tapi stöðugt varma til möttulsins viðhelst hitajafnvægi í kjarnanum með kristöllun hins bráðna ytri kjarna utan á járnkúlu innri kjarnans. Að auki myndast varmi við núning í vökva ytri kjarnans vegna ólíks snúningshraða innri kjarna (r=1220 km) og jarðar (r=6370 km) sem meðal annars kemur fram í minnkandi snúningshraða jarðar — fyrir 250 m.á. var eitt ár 400 dagar en er nú 365 dagar (þátt í þessu, sennilega mestan, á stífudans jarðar og tungls).

Möttull

Hvort tveggja, kristöllun innri kjarna og minnkandi snúningshraði jarðar, eru dæmi um óafturkvæma þróun, annað dæmi er sívaxandi hlutfall kísilríkra bergtegunda í jarðskorpunni.
Allt storkuberg hefur storknað úr bráð sem orðið hefur til við hlutbráðnun úr eldra bergi. Basalt, sem dæmi, myndast við allt að 20% bráðnun á peridótíti, bergtegund möttulefnis, og hafsbotnarnir, rúm 70% af yfirborðsflatarmáli jarðar, eru úr basalti. Fyrrum þóttu það mikil firn að endalaust magn efnis, basalts af nánast fastri samsetningu, skuli geta myndast úr sama „frumefninu“. Skýringin reyndist vera eðlis-efnafræðileg: Þegar blanda af tveimur eða fleiri mismunandi kristöllum (steindum) er brædd, myndast bráð með bundinni efnasamsetningu sem aðeins er háð þrýstingi en óháð hlutföllum kristallanna í blöndunni. Sú bráð heldur áfram að myndast þar til einn kristallanna er uppurinn – þá þarf að hækka hitastigið uns ný bráð tekur að myndast í jafnvægi við kristallana sem eftir voru, og svo framvegis.

Möttull

Jörðin – samsetning.

Á efstu ~100 km jarðmöttulsins samanstendur möttullinn (peridótít) af fjórum meginsteindum, ólivíni, díopsíti, enstatíti og spínli, og basalt er bráð úr því steindafylki. Bræðslumark efnis er háð þrýstingi og undir hafsbotnunum bráðnar heitt möttulberg við þrýstingslækkun með tvennum hætti: í möttulstrókum rís heitt efni, þrýstingur lækkar uns bræðslumarki er náð og basaltbráð myndast sem seytlar í átt til yfirborðsins. Á miðhafshryggjunum verður bráðnun við þrýstingslækkunin vegna gliðnunar, þegar skorpufleka rekur hvorn frá öðrum, og yfirleitt er varminn í lághraðalaginu nægur til að 6–7 km þykkt basaltlag geti myndast. Í möttulstrókum berst nýtt efni stöðugt að neðan og bráðnar að hluta efst í möttlinum, en hvað um rekhryggina – geta þeir „sogið“ 7 km þykka basaltskorpu endalaust úr sama hluta möttulsins fyrir neðan? Svo er ekki, því hryggina sjálfa rekur fram og aftur ofan á lághraðalagi möttulsins og eru því að bræða basalt úr sífellt „nýjum“ hlutum lághraðalagsins. Til dæmis virðist svo sem austurhluti Íslands, Evrasíuflekinn, sé nokkuð staðfastur miðað við möttulstrókinn undir landinu, Ameríkuflekann reki 2 cm á ári til vesturs miðað við hann, en rekbeltin og Mið-Atlantshafshrygginn sjálfan 1 cm á ári.
MöttullNú er það svo, að möttull jarðar er fjarri því að vera einsleitur – hafi jörðin í upphafi verið meira eða minna bráðin kynni möttullinn að hafa „byrjað“ nokkuð einsleitur, en eins og fyrr sagði hófust snemma þau jarðfræðilegu ferli sem við þekkjum og öll leiða til aukinnar misleitni: Möttulstrókar rísa upp um möttulinn, hvarfast við hann eða þá dagar uppi á miðri leið. Basaltísk hafsbotnsskorpa hverfur niður í möttulinn á niðurstreymisbeltum eftir að hafa hvarfast við sjóinn, ummyndast í jarðhitakerfum og tekið með sér setberg af hafsbotninum – sumt af þessu efni verður eftir á mismunandi dýpi í möttlinum en sumt sígur alla leið niður að kjarna. Þetta ferli hefur gengið í að minnsta kosti 4000 milljón ár eins og fyrr sagði, en að auki hrærir iðustreymi í möttulefninu. Þrátt fyrir misleitni möttulsins myndast basalt við allt að 20% uppbræðslu hans, meira en 90% af efni basalts eru aðalefni úr steindunum fjórum sem ofar voru taldar (peridótít); afgangurinn er auka- og snefilefni – munurinn á ólíku úthafsbasalti kemur fram í snefilefnum og ýmsum samsætum (ísótópum).
Í stuttu máli: Kristöllun jarðkjarnans og geislavirk efni viðhalda hita í möttli jarðar, hið mikla magn gosefna myndast við bráðnun af völdum þrýstingslækkunar efst í jarðmöttlinum, og „endurvinnsla“ hafsbotnsskorpunnar fæðir möttulinn af nýju efni.”

Möttulstrókar

Möttulstrókur

Möttulstrókur.

Möttulstrókar myndast djúpt í iðrum jarðar og eru þessi fyrirbæri mjög öflugir, staðbundnir uppstreymisstaðir. Í möttulstrókunum er 2 – 300°C heitara efni en er umhverfið í kring um þá og vegna þessa hita er strókurinn eðlisléttari.Það er þess vegna sem jarðskorpan rís yfir stróknum ofar en jarðskorpan í kring eða á bilinu 5 – 40 km. Möttulstrókar eru eins konar hringrásarstraumar en þeir myndast vegna varmamyndunar og varmaburðar í íðrum jarðar. Varmaburðurinn lýsir sér þannig að heitara, eðlisléttara efni rís og kaldara, þéttara efni sekkur.

Möttulstrókur undir Íslandi
Möttulstrókurinn undir Íslandi er einn af öflugustu möttulstrókum jarðarinnar. Talið er að miðja stróksinns sé núna undir norðvesturhluta Vatnajökuls (Grímsvötn, Bárðarbunga). Talið er að Ísland hafi orðið til vegna þessa möttulstróks. Á síðustu árþúsundum hefur komið hér upp stór hluti þeirrar kviku sem öll eldgos á jörðinni framleiddu ofan sjávar.

Möttulstrókur

Áætlað er að möttulstrókurinn sé um 200 km í þvermál sem sennilega nær að mörkum möttuls og kjarna á um 2900 km dýpi. Efnið í honum er um 300 °C heitara en efnið umhverfis.

“Heitir reitir” nefnast staðir á jörðinni sem einkennast í fyrsta lagi af mikilli eldvirkni samanborið við svæðin í kring og í öðru lagi af því að þeir rísa hátt yfir umhverfið. Þannig verður ekki um það deilt að Ísland er mun eldvirkari hluti af hryggjakerfi jarðar en Mið-Atlantshafshryggurinn bæði fyrir norðan og sunnan landið. Þetta kemur meðal annars fram í því að blágrýtisskorpan undir Íslandi er um 30 km þykk en skorpan sunnan og norðan við landið er um 6 km að þykkt. Og jafnframt leikur ekki á því vafi að Ísland rís yfir sjávarmál, ólíkt Atlantshafshryggnum fyrir norðan og sunnan.
Af þessum sökum er Ísland óumdeilanlega „heitur reitur“ og hefur svo verið að minnsta kosti í 60 milljón ár, eins og Grænlands-Færeyjahryggurinn sannar. En Grænlands-Færeyjahryggurinn er einhverskonar framhald af Íslandi til VNV og ASA, gerður úr 25-30 km þykkri blágrýtisskorpu. Bergið í Færeyjum og A-Grænlandi er 60-65 milljón ára, myndað þegar þessir staðir voru þar sem Ísland er nú.”

Flekaskil

Flekaskil Norður-Atlantshafshryggjarins.

“Í meira en 30 ár hefur almennt verið talið að heitir reitir myndist þar sem „möttulstrókar“ rísa úr iðrum jarðar. Strókar þessir eru 200-300°C heitari en möttulefnið umhverfis og þess vegna eðlisléttari. Þeir „sjást“ með jarðskjálftabylgjum niður á 450 km dýpi en til þess að „sjá“ þá lengra niður þyrfti mun víðfeðmari og fullkomnari net jarðskjálftamæla en nú eru til staðar.

Hins vegar eru ýmis rök fyrir því að möttulstrókar, að minnsta kosti hinir öflugri þeirra, nái allt niður að mörkum jarðkjarna og -möttuls á 2.900 km dýpi, og að varminn sem þeir bera til yfirborðsins sé frá kjarnanum kominn. Þá hefur verið sýnt fram á það að eðliseiginleikar möttulefnis, sem hitnar nógu mikið til að það fari að „ólga“ líkt og grautur í potti, séu þannig að mjóir, sívalir strókar myndist í stað þess að efnið allt sé á iði.
Að ýmsu leyti minna möttulstrókar, eins og menn hugsa sér þá, á saltstöpla sem alkunnir eru frá Mið-Austurlöndum og víðar: saltlag sem liggur undir fargi eðlisþyngri jarðlaga rís til yfirborðsins í strókum – saltstöplum – og getur meira að segja náð alla leið upp á yfirborð þar sem saltið dreifir úr sér líkt og jökulís.
Kenningin um möttulstróka hefur reynst öflug við að skýra eiginleika heitra reita. Þeir (heitu reitirnir) standa hátt vegna þess að undir þeim er (tiltölulega) eðlisléttur sökkull. Hin mikla eldvirkni, og þar með þykk blágrýtisskorpa, stafar af því hve heitur möttulstrókurinn er: Blágrýtið myndast þegar heitt möttulefni bráðnar vegna þrýstiléttis, og því heitara sem möttulefnið er, þeim mun meiri verður bráðnunin. 200-300°C munur á hita íslenska möttulstróksins og jarðmöttulsins undir Mið-Atlantshafshryggnum fyrir norðan og sunnan nægir til þess að skýra muninn á þykkt skorpunnar.

Flekaskil

Flekaskilin.

Jarðefnafræðilegar mælingar á íslenskum blágrýtissýnum benda til um 30% bráðnunar undir landinu, sem svarar til um 25 km þykkrar blágrýtisskorpu. Og jarðskjálftafræðingar telja sig greina mörk blágrýtis og möttulefnis á 25-35 km dýpi. Loks er þess að geta, að möttulstrókar virðast vera tiltölulega staðfastir – og rótfastir í jarðmöttlinum – miðað við skorpu jarðar, sem skiptist í fleka sem eru á reki fram og aftur um yfirborð hnattarins eins og kunnugt er. Þannig hefur fjarlægðin milli heitu reitanna Íslands og Hawaii haldist óbreytt í að minnsta kosti 40 milljón ár.
Eins og mál standa eru svörin því þessi: Ísland er heitur reitur, og undir Íslandi er möttulstrókur, um 200 km í þvermál, sem sennilega nær allar götur niður að mörkum möttuls og kjarna.”

Landrekskenningin – Alfred Wegener

Wegener

Prof. Dr. Alfred Wegener, ca. 1924-1930.

“Árið 1912 kynnti þýskur veðurfræðingur Alfred Wegener fyrstur kenningu um landrek. Þremur árum síðar eða 1915 var Landrekskenning Wegeners sett fram í bókinni Myndun meginlanda og úthafa. Hann hélt því fram að öll meginlönd gætu flust úr stað með því að fljóta. Wegener taldi að meginlöndin hafi verið ein heild, þ.e. Pangea (al-álfa) sem hafi brotnað upp og brotin flust úr stað. Hann taldi með þessu að hann gæti útskýrt ásæðuna fyrir því af hverju löndin pössuðu vel saman.

Flekaskil

Mismunandi flekaskil.

Um 1930 töldu jarðeðlisfræðingar að það væri ekki til nægilega stór kraftur sem gæti flutt heimsálfurnar úr stað og tókst þeim þar með að afsanna þann hluta kenningar Wegeners. En árið 1964 var landrekskenningin endurvakin og var þá nefnd botnskriðskenning og var þá gerð athugun á gerð hafsbotnsins. Í ljós kom að á hafsbotni leyndust langir fjallgarðar sem risu í um 2000-4000 m yfir hafsbotninn. Árið 1968 kom fram flekakenningin, en samkvæmt henni skiptist jarðskorpan í jarðfleka sem eru á reiki um yfirborð jarðar og eru flekarnir knúnir af hita frá möttlinum. Á úthafshryggjum á hafsbotni jarðarinnar rekur þessa fleka í sundur og til þess að það myndist ekki gap í jarðskorpunni fyllir bergkvika bilið og myndar á ný úthafsskorpu.”

Sjá má meira um Alferd Wegener HÉR.

Heimild:
-https://www.visindavefur.is/svar.php?id=81424
-https://www.visindavefur.is/svar.php?id=38
-https://is.wikipedia.org/wiki/M%C3%B6ttulstr%C3%B3kurinn_undir_%C3%8Dslandi
-https://innrigerdjardar01.weebly.com/moumlttulstroacutekar.html

Möttull

Jörðin – samsetning.