CC BY
27№ 39
1972
А. Р. ГЕПТНЕР, Ю. А. ЛАВРУШИН
ВЛИЯНИЕ ВУЛКАНИЗМА НА СОСТАВ И ФОРМИРОВАНИЕ ЛЕДНИКОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ИСЛАНДИИ
Позднекайноьойская геологическая история Исландии характеризуется двумя главными особенностями. Первая из них — географическое положение острова в Северной Атлантике обусловливает наличие достаточно крупных и мощных современных ледниковых шапок, которые, по многочисленным данным исландских ученых, неоднократно увеличивались в размерах и почти нацело перекрывали остров мощными ледниковыми покровами. Вторая особенность связана с тем, что Исландия, располагаясь на протяжении Срединно-Атлантического хребта, в тече-чие всего позднего кайнозоя, вплоть до настоящего времени, является зоной активного вулканизма, сопровождающегося интенсивной гидротермальной деятельностью. Это оказало существенное влияние на строение всех формирующихся осадков и предопределило образование весьма специфических вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений, возникающих при подледных извержениях.
С подледными извержениями многие исследователи Исландии связывают накопление вулканокластических отложений формации Моберг или палагонитовой формации, мощные толщи которой выполняют Сре-динно-исландский грабен, образуя в его пределах многочисленные столовые горы и хребты. Возникновение первых объясняют подледными извержениями центрального типа, а вторых — трещинными излияниями в тех же условиях. Наиболее характерными частями разрезов формации Моберг являются толщи шаровых лав, шаровых брекчий и гиалокла-ститов, которые в вертикальном разрезе могут неоднократно чередоваться друг с другом, с продуктами субаэральных извержений, а также с ледниковыми и флювиальными осадками. Принципиальная схема накопления отложений формации Моберг впервые была разработана Ное-Нюгардом (Noe-Nygaard, 1940) и с тех пор лишь уточнялась в некоторых деталях (К]'аг1ап550п, 1967, 55^аМа80П, 1968, и др.).
Подледниковые извержения вызывают чрезвычайно интенсивное таяние льда, приводящее к катастрофическим половодьям на прилегающей к леднику территории. Эти половодья дают начало своеобразным водноледниковым отложениям, в исландской литературе получившим название «йёкудльхлаупов».
В настоящей статье мы не рассматриваем все аспекты континентального ледового литогенеза в условиях интенсивной вулканической деятельности, что связано с необходимостью дальнейшего изучения и целеустремленного сбора материала по некоторым вопросам этой сложной проблемы. Поэтому ниже мы остановимся только на отражении влияния вулканизма и гидротермальной деятельности в строении собственно ледниковых отложений — основных морен и в связи с этим на главных закономерностях формирования отложений йёкудльхлаупов.
ВЛИЯНИЕ ВУЛКАНИЗМА И ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ НА СОСТАВ ОСНОВНЫХ МОРЕН
Изучение строения основных морен в различных районах Исландии показало, что вулканизм и интесивная гидротермальная деятельность оказывают существенное влияние на вещественный состав морен, в то же время не меняя принципиальной схемы их накопления. Так же как и в других районах северного полушария, покрывавшихся материковыми оледенениями, в Исландии широко распространены отложения двух основных фаций морен — пластичного течения льда (монолитной морены) и чешуйчатой морены, возникновение которой было обусловлено движением блоков льда по плоскостям внутренних сколов. Лучшие разрезы первой из них в пределах Срединно-исландского грабена нами наблюдались в береговом обрыве р. Йёкульсау-ау-Фьёдлум вблизи автомобильного моста главной шоссейной дороги Исландии, на мысе Фурувик, а также в южной части острова на склонах горы Барфедль, .южнее вулкана Катла. На третичном плато восточной Исландии, вне пределов Срединно-исландского грабена, монолитная морена изучалась нами в бассейне р. Йёкульсау-ау-Бру.
Характерной особенностью основных морен является хорошо выраженная плитчатость, сочетающаяся с гляциодинамическими текстурами захвата пород ледникового ложа. Плитчатость отмечалась во всех указанных местах. Толщина плиток в разных разрезах меняется от 3 до 10 см (рис. 1, I, II).
Фация чешуйчатой морены была изучена на юге Исландии в разрезе у фермы Свинафедль, где ледниковая толща лежит в основании мощной толщи вулканогенных образований и перекрывает озерные отложения (ТЬогаппзвоп, 1963). В этом разрезе в пласте морены хорошо были видны субпараллельные полости скола, а также отторженцы грязно-серых перемятых алевролитов с обломками морской фауны (рис.1,///). :
В Исландии основные морены распространены более широко, чем, например, на Шпицбергене или на свободных ото льда участках юго-западной Гренландии. Это, по-видимому, обусловлено тем, что современный и плейстоценовый вулканизм не только способствовал повышенной засоренности поверхности ледников обломочным материалом, но также поставлял огромное количество рыхлых или легко разрушающихся продуктов извержений на ледниковое ложе.
По составу главнейших породообразующих компонентов во всех изученных разрезах материал морен представлен разнообразными вулканогенными продуктами. Вещественный состав достаточно четко отражает состав пород, слагающих ледниковое ложе на пути движения ледника. Так, например, в районах, где развиты исключительно продукты вулканической деятельности основного состава, весь гранулометрический спектр морен образован только их обломками. Особенно ярко это проявляется в разрезах на мысе Фурувик и в нижней морене берегового обрыва р. Йёкульсау-ау-Фьёдлум. В обоих пунктах крупнопесчаный, гравийный и валунный материал представлен почти нацело обломками разнообразных в структурном отношении базальтов и базальтовых шлаков. Песчано-алевритовая часть морены состоит из обломков пироксе-нов, плагиоклазов, оливина, рудных минералов и основного вулканического стекла. Обломки кислого стекла и пород встречаются лишь в единичных зернах.
На юге Исландии, где известны продукты вулканической деятельности как основного, так и кислого состава (разрез морен на склоне горы
Рис. 1. Местоположение упоминаемых разрезов и текстуры морен
/ — разрезы: / — гора Барфедль; 2 — разрез Свинафедль; 3 — разрез на р. Йёкульсау-ау-Фьёдлум; 4—разрез бухты Брейдавик; 5 — разрез в бассейне р. йёкульсау-ау-Бру. Территория покрытая точками —Сре-динно-исландский грабен. II — Плитчатая текстура основной морены в разрезе Йёкульсау-ау-Фьёдлум.
/// — Чешуйчатая текстура основной морены в разрезе Свинафедль
Барфедль), для вещественного состава морен также характерно присутствие как основного, так и кислого материала. Совместное нахождение основного и кислого материала свойственно также морене, распространенной на третичном базальтовом плато восточной Исландии, где установлено наличие значительного количества пирокластических обломков кислого стекла. Место извержения этого материала пока остается неизвестным, но возможно, что он располагался в пределах современной ледниковой шапки Ватнайекудль. Это предположение подтверждается составом валунов и более мелким кластическим материалом, вытаивающим из мореносодержащего льда современных выводных ледников южной окраины Ватнайёкудль, а также окаймляющих их молодых морен. Здесь, наряду с валунами основных пород и основной гиалокласти-кой, встречаются валуны риолитового вулканического стекла, обломки пемзы и т. п.
Ледники являются чрезвычайно мощным фактором истирания обломочного материала, в процессе которого обломки, содержащиеся в мо-реносодержащем льде, приобретают характерную форму и имеют типичную ледниковую обработку. Специфичная форма обломков и их обработка чаще всего отмечались обычно для валунов. Однако просмотр под бинокуляром отмытого моренного материала различных фракций (вплоть до фракции 0,5—0,25) показал, что даже мелкие частицы подвергаются соответствующей обработке и имеют типичную ледниковую форму (рис. 2).
Характерная особенность морен в пределах Срединно-исландского грабена—; повышенная их прочность, благодаря сильной цементации комплексом аутигенных образований, генетически связанных с чрезвычайно активной в этом районе гидротермальной деятельностью. За пределами грабена поверхностные морены, лежащие на третичном плато, имеют обычную, характерную для них плотность, и какая-либо цементация здесь совершенно отсутствует.
Для всех основных морен Срединно-исландского грабена установлено наличие аутигенных глинистых минералов монтмориллонитовой группы, цеолитов и карбоната кальция. Монтмориллонитовые колло-морфные выделения выполняют микропустоты породы, на отдельных участках пропитывают всю породу, часто монтмориллонит распространен по трещинкам. Кроме того, имеется аутигенное глинистое вещество монтмориллонитового состава, образовавшееся в результате частичной или полной переработки обломков основного стекла (сидеромелана). По оптической характеристике и структурным особенностям глинистые новообразования последнего типа полностью идентичны аутигенным образованиям других районов Исландии, описанным в литературе как палагонит (например, Ыое-Мудаагс!, 1940). В парагенезе с монтоморил-лонитовым веществом встречаются выделения цеолитов и карбоната кальция, хотя количественные соотношения аутигенных минералов в моренах разных районов и даже в пределах одного разреза значительно изменяются, контролируясь первичной пористостью породы. Особенно полно отмеченный комплекс аутигенных минералов развит в основных моренах Фурувика и Свинафедля. Для этих же разрезов характерна и наибольшая интенсивность переработки терригенных компонентов. Здесь терригенный пелитовый и алевритовый материал в значительной степени замещен новообразованным глинистым веществом, цеолитами и карбонатом кальция. Значительно меньше изменен терригенный материал основных морен в разрезе на правом берегу реки Иёкульсау-ау-Фьёдлум и на склоне горы Барфедль. Здесь аутигенное глинистое вещество, цеолиты и карбонаты кальция имеют пятнистое распространение в породе. Скопления глинистого вещества часто приурочены к плоскостям
отдельности (плитчатости) нероды, которые, видимо, следует рассматривать как ослабленные зоны, способствовавшие более легкому проникновению гидротермальных флюидов (рис. 3, 1—11).
Анализ характера распространения аутигеиных минералов в основных моренах и во вмещающих их толщах разных районов рифтовой зоны позволяет считать, что формирование этого комплекса минеральных новообразований было обусловлено воздействием гидротермальных растворов на уже сформировавшуюся породу. О вторичном, гидротермальном образовании аутигенных компонентов прежде всего говорит одинаковый состав их для всех изученных основных морен зоны рифта. Преобладающим (количественно) компонентом является триоктаэдри-ческий монтмориллонит. В небольшом количестве присутствуют сме-шанно-слойные монтмориллонит-гидрослюдистые образования.
Рис. 2. Мелкие валуны с ледниковой обработкой из морен Исландии Фракции: 1 — 2—3 мм; 2 — 1—2 мм- 3 — 1—0,5 мм; 4 — 0,5—0,25 мм X 7,5
Рис. 3. Отражение влияния гидротермальных флюидов в вещественном составе морен в пределах Срединно-исландского грабена (1—12)
/ — колломорфное выделение аутигенного глинистого вещества в порах, Х150; 2 — то же по трещинкам, Х67; 3 — обломок неизмененного основного стекла, Х67; 4 — тонкая кайма палагонита (освет-вленная зона) на обломке основного стекла (одна из начальных стадий палагонитизации), Х150; 5—существенно палагонитизированный обломок основного стекла, Х67: а—неизмененная часть обломка с микролитами пироксенов, б — зона аморфного палагонита, в — зона окристаллизованного палагонита; б —сильно палагонитизированный обломок основного стекла из гиалокластов формации Моберг (видны те же зоны), X150;
Рис. 3 (продолжение)
7— обломок основного стекла, почти нацело палагонитнзнрованный (аморфный палагоннт), Х400; 8 — цеолиты, замещающие обломок основного стекла, Х400; 9 — выделения цеолитов в цементе морены, Х400; 10 — выделения крупнокристаллического карбоната в цементе морены, николи +, Х67; 11 — выделения пелитоморфного карбоната в цементе морены, николи +, х67; 12 — обломок базальтового стекла с участком кислого состава, имеющего флюидальную текстуру, Х150
В разрезе у Свинафедла влияние гидротермальной деятельности на формирование аутигенного комплекса минералов устанавливается наиболее определенно. Здесь отложения, подстилающие'и перекрывающие основную морену, прорваны дайкой гиалобазальтов. В зоне внедрения дайки, где породы пересечены многочисленными трещинами, субпараллельно дайке и ее мелким апофизам, на большое расстояние протягиваются пересекающие вмещающие породы жилы и тончайшие, мощностью не более 1 мм, жилки, выполненные карбонатами и цеолитами. В этом разрезе одинаковый состав аутигенных минералов характерен для озерных отложений с многочисленными прослоями туфов основного состава, отложений основной морены, водноледниковых образовании и гиалобазальтов основной дайки. Гиалобазальты дайки, ее стекловатая корка закалки, изменены неравномерно, встречаются пятнами и в такой же степени, как и обломки основного стекла в озерных и ледниковых отложениях этого разреза. Основное вулканическое стекло палагонитизи-ровано частично или полностью. Степень изменения его зависит от пористости и проницаемости породы.
Аналогичный характер распределения аутигенной минерализации наблюдается и в разрезе на п-ове Тьёднес. Здесь сходный комплекс аутигенных минералов совершенно одинаков для нескольких горизонтов основных морен, разделяющих их водных отложений, а также морских и континентальных отложений, подстилающих и покрывающих ледниковые образования.
Во всех исследованных разрезах палагонитизация основного стекла в отложениях разного генезиса обусловлена воздействием на него гидротермальных растворов и происходила одновременно с образованием цеолитов, карбоната кальция и слабо раскристаллизованного триокта-эдрического монтмориллонита, колломорфные образования которого, совместно с другими аутигенными минералами, присутствуют в породе и секут ее по трещинкам и по поверхностям текстурных отдельностей.
ВЛИЯНИЕ ПОДЛЕДНОГО ВУЛКАНИЗМА НА КОЛЕБАНИЯ КРАЯ ЛЕДНИКОВ
В зонах активного современного и плейстоценового подледного вулканизма наличие межморенных толщ осадков, свидетельствующих об изменении положения края ледников, далеко не всегда обусловлено только климатическими причинами. Проявления подледного вулканизма вызывают интенсивное таяние льда, сопровождающееся разрушением краевой части грандиозными потоками — йёкудльхлаупами. О мощности этих потоков могут дать представление следующие цифры: йёкудль-хлауп вулкана Гримсветен в 1934 г. имел максимальный расход воды 50 ООО м3/сек, а при извержении в 1918 г. вулкана Катла максимум расхода составлял около 300 000—400 000 мъ\сек (ТЬогагтзвоп, 1957). Напомним, что среднегодовой расход Волги составляет около 80 000 м3/сек, а максимальный расход воды крупнейшей реки мира — Амазонки достигает 120 000 мг\сек. В зависимости от силы подледного извержения и рельефа ледникового ложа концентрация стока талых вод может происходить в одном или нескольких направлениях. Поэтому проявления йёкудльхлаупов могут быть несколько различными, а соответственно несколько разнотипны накапливающиеся благодаря им осадки. В качестве примера можно сослаться на изученные нами отложения йёкудльхлаупа вблизи ледников Фалльйёкудль и Ротарфьядль, возникшие одновременно при последнем извержении вулкана Эрайвайёкудль в 1362 г. Отложения рассматриваемого йёкудльхлаупа слагают обширный конус выноса, который несколько напоминает по своей морфологии
зандровый конус. С поверхности этот конус сложен мелковалунным и галечниковым материалом. Однако в деталях морфологии участки конуса вблизи ледника Фалльйёкудль существенно отличаются, что позволяет высказать мнение о различиях в динамике их накопления. Вблизи ледника Фалльейёкудль конус представляет собой полого наклонную относительно ровную поверхность, на которой беспорядочно разбросаны крупные глыбы базальтов (рис. 4, 1). Лишь кое-где по периферии конуса эти глыбы образуют неясно выраженные цепочки. Сочетание глыб, имеющих объем в несколько кубических метров, с мелковалунным и галечниковым материалом может объяснено только привносом их крупными блоками льда, образовавшимися за счет разрушения ледникового края катастрофически водным потоком, что соответствует наблюдениям, которые приводятся в литературе при описании йёкудль-хлаупов. В частности, при йёкудльхлаупе, возникшем в 1918 г. при извержении вулкана Катла, водным потоком переносились ледяные глыбы, высота которых достигала 30 м (рис. 4, 2) (ТЬогаппззоп, 1959). Вполне возможно, что появление отмеченных выше цепочек глыб базальтов на лериферии конуса было обусловлено распластыванием потока и скапливанием крупных блоков льда, севших на мель.
Вблизи ледника Ротарфьядль главными особенностями морфологии конуса являются мелкогрядовый рельеф, большой уклон поверхности конуса, а также врезанное в конус на глубину 3—4 м сухое русло шири-
Рис. 4. Отложения йекудльхлаупов
1 — отложения йёкудльхлаупа вблизи ледника Фалльйёкудль с крупными глыбами, принесенными блоками льда; 2 — крупные ледяные глыбы, вынесенные на лрилегающую равнину йёкудльхлаупом, возникшим при извержении Катлы в 1918 г. (фото К. Оис1типззоп из работы ТИогаппвзоп, 1959); 3— отложения йёкудльхлаупа, имевшего режим грязе-каменного потока (вблизи ледника Ротарбьядль)
г. бар/реИль
Рис. 5. Схема строения основания склона горы Барфедль
/—вулканогенные отложения: 2—основные морены; 3 — флювиальные отложения; 4— зона надвига
ной до 120—150 м. Высота грядок изменяется от 0,5 до 1,5 м, и большинство из них имеет серповидно-изогнутую в плане форму. Ориентированы они почти поперек к основному направлению формировавшего конус потока. С поверхности грядки усыпаны глыбовым материалом, и сочетание их в плане по существу не отличается от микродельт грязе-каменного селевого потока, который, по мере поступательного движения, постепенно сбрасывал несомый им материал (рис. 4,3). Таким образом, основную часть конуса йёкудльхлаупа вблизи ледника Ротарфьядль мы рассматриваем как конус выноса грязе-каменного потока, растекшегося по прилежащей равнине. Более поздний этап в развитии конуса был связан с упоминавшимся выше сухим руслом, по периферии которого имеются грядки галечного материала высотой 2—3 м и длиной до 20—30 м. Эти грядки представляли собой островки в когда-то существовавшем мощном водном потоке, перерабатывавшем селевой конус. Не исключено, что этот водный поток был также обусловлен все тем же извержением и отражает заключительные его фазы. В частности, в описанном сухом русле обнаружено большое количество вулканических шлаков черного и красного цвета.
Приведенные примеры показывают, что формирующиеся в результате подледных извержений флювиальные осадки могут оказаться разног образными, по фациальному типу и составляют сложный генетический ряд. С другой стороны, те же примеры непосредственно подтверждают высказанную выше мысль о том, что в зонах активного вулканизма нахождение даже мощных, но локально распространенных межморенных флювиальных осадков не всегда может указывать на межледниковый или межстадиальный этап развития ледников. Подобного типа межмог ренные флювиальные осадки наблюдались нами в уже упоминавшемся разрезе у основания горы Барфедль. Гора Барфедль высотой около 300 м сложена туфо-агломератами и тефроидами формации Моберг. На склоне ее у основания имеются^ва горизонта основных морен серого цвета, сильно сцементированных, с четко выраженной мелкоплитчатой текстурой, характерной для послойного дифференцированного пластического течения льда (рис. 5). В моренах много валунов с типичной штриховкой ледникового типа. Нижняя из морен залегает в виде крупной выклинивающейся линзы, на протяжении которой прослеживается горизонт валунника. Между моренами залегает сцементированный гра-вийник с небольшой примесью мелкогалечного материала, с хорошо выраженной слоистостью текучих вод. В гравийнике встречаются неравномерно распределенные вулканические бомбы, резко выделяющиеся своими глыбовыми размерами среди общей сравнительно однородной
массы более мелкого материала. Мощность гравийника около 10—15 м. Сочетание гравия с бомбами глыбового размера позволяет думать, что последние переносились в мощном водном потоке, возникшем в результате одного из извержений Катлы. В результате нижняя морена была даже частично размыта, край ледника отступил и вновь продвинулся на юг уже позднее, перекрыв отложенные водные осадки, накопившиеся во время извержения. Высказанное предположение подтверждается также ло вещественному составу моренных и водных отложений. Для них характерно большое количество стекловатых обломков кислого и основного состава. Пирокластический материал в моренах характерен для мелкопесчаной и крупноа.левритовой фракций, что может быть связано с перетиранием крупных и хрупких обломков пирокластики в процессе формирования основной морены. В то же время водноледниковые отложения переполнены, а в отдельных слоях полностью состоят из псефитового и псаммитового пирокластического материала того же состава, среди которого присутствует большое количество обломков пемзы и обломков вулканического стекла основного состава, где внутри обломков встречаются флюидальные включения кислого стекла (рис. 3,12). Наличие более крупного пирокластического материала в водно-ледниковых осадках, накапливавшихся не только за счет перемыва моренного материала и мореносодержащего льда, а также в результате лереотложения вулканокластики, выпавшей на лед, с нашей точки зрения, как раз подтверждает мысль о связи их формирования с одним из извержений Катлы.
Разобранный пример показывает, что в зонах активного вулканизма к палеоклиматической трактовке межморенных отложений даже значительной мощности следует подходить очень осторожно.
В заключение необходимо сказать о древних ледниковых отложениях, описанных на севере Исландии на п-ове Тьёднес (Einarsson, Hopkins, Doell, 1965). Здесь выделены отложения 10 ледниковых циклов, наиболее древний из которых датируется возрастом по крайней мере 1,9 млн. лет, а возможно, даже 2,4—3,0 млн. лет (разрез мыса Фурувик). В более молодых слоях Брейдавика1 выделяется пять горизонтов тил-литов, залегающих среди морских отложений. Поскольку в разрезах п-ова Тьёднес на очень ограниченной площади было описано такое большое число оледенений, естественно, они привлекали наше внимание. В результате изучения этих образований в бухте Брейдавик выяснилось, что по своим текстурным признакам и их сочетанию, по соотношению фаций, мореноподобные толщи, лежащие среди морских осадков, скорее всего могут быть диагносцированы как дельтовые, аллювиальные, а на ряде участков — как прибрежно-морские отложения фации пляжей. Часть этих осадков по времени может соответствовать оледенениям (может быть, одному, максимально двум, но не пяти, как это отмечалось), хотя толщ, которые относились бы к собственно ледниковым отложениям, лежащих среди морских осадков, нами в бухте Брейдавик обнаружено не было. Вместе с тем анализ вещественного состава отложений бухты Брейдавик позволил установить в их составе наличие нескольких горизонтов туфов основного состава, сложенных в различной степени измененной (палагонитизированной) гиалокластикой. Наиболее мощная толща пород такого состава была обнаружена в южной части бухты Брейдавик, где на песчаниках (слой 4 по Bardarson, 1925) со сла-
1 Возраст слоев Брейдавика определяется по одному варианту корреляции отложений от менее 0,7 млн. лет до более 1,0 млн. лет, по второму варианту — начало их формирования между 2,4 и 1,9 млн. лет и конец между 1,9 и 0,9 млн. лет (Einarsson, Hopkins, Doell, 1965).
бым угловым несогласием лежат массивные толстослоистые оливкового-цвета породы, состоящие из псаммитовых и алевритовых гиалокластов. основного состава (слой 5 по Bardarson). Мощность гиалокластов до 1м. Непосредственно выше них располагается мощная толща (слои 6— 7 по Bardarson) плотных конгломератов со слоистостью дельтового типа. Туфы основного состава были обнаружены и выше по разрезу (например, слой 9 по Bardarson). Кроме того, в ряде горизонтов песчаников и конгломератов присутствуют в большом количестве обломки кислого и основного стекла (сидеромелана). Изложенное выше позволяет предположить, что толщи конгломератов, обнажающиеся в обрывах бухты Брейдавик, представляют собой отложения периферических, дельтовых частей мощных водных потоков (йёкудльхлаупов), образовавшихся в. результате неоднократных подледных извержений. Эти наблюдения могут иметь существенное значение при восстановлении палеогеографической обстановки конца неогена — начала четвертичного времени в Исландии, а также при корреляции удаленных разрезов северного полушария.
ЛИТЕРАТУРА
Bardarson G. G. A stratigraphical survey of the Pliocene deposits at Tjornes in northern Iceland — Kgl. Danske videnskab. Selskab. Biol. Medd., 1925, IV, 5. Einarsson Th., Hopkins D. M., D о e 11 R. R. The stratigraphy of Tjornes, N-Ice-land, and the history of Bering Land Bridge.— The Bering Land Bridge. Stanford 1965, s. 312—325.
Kjartansson G. Volcanic forms at the sea bottom. Iceland and Mid-Ocean Ridges. «RIT», 39, 1967.
Noe-Nygaard A. Sub-glacial volcanic activity in ancient and recent times.— Folia
geographica Danica, 1940, t. i, N 2. Sigvaldason G. E. Structure and Products of Subaquatic Volcanoes in Iceland.—
Contribs Mineral and Petrol. 1968, 18. Thorarinsson S. Ober anomale Gletscherschwankungen mit besonderer Beriicksich-
tingung des Vatnajokuiigebietes.— Geol. forening. 1938, Bd. 60, h. 3, N 414. Thorarinsson S. The Jokulhlaup from the Katla Area in 1955 compared with other
Jokulhlaups in Iceland.— «Jokull», 1957, v. 7. Thorarinsson S. On the possibilities of predicting the next eruption of Katla.— «Jokull», 1959, v. 9.
Thorarinsson S. The Svinafell layers plant-bearing interglaciel sediments in Orafr Southeast Iceland.— «North Atlantic Biota and their History». Pergamon Press. London, 1963.
