La deformación geológica de Islandia es la forma en que las rocas de la isla de Islandia están cambiando debido a las fuerzas tectónicas . La deformación geológica ayuda a explicar la ubicación de los terremotos, volcanes, fisuras y la forma de la isla. Islandia es la masa continental más grande (102.775 km2 ( 39.682 millas cuadradas)) situada en una dorsal oceánica . [1] : 35 Es una meseta elevada del fondo marino, situada en el cruce de la dorsal mesoatlántica y la dorsal Groenlandia-Islandia-Escocia. [2] : 59 Se encuentra a lo largo del límite de las placas divergentes oceánicas de la placa norteamericana y la placa euroasiática . La parte occidental de Islandia se asienta sobre la placa norteamericana y la parte oriental sobre la placa euroasiática . La dorsal de Reykjanes del sistema de la dorsal mesoatlántica en esta región cruza la isla desde el suroeste y se conecta con la dorsal de Kolbeinsey en el noreste. [1] : 39, 40, 49
Islandia es un país geológicamente joven: todas sus rocas se formaron en los últimos 25 millones de años. [2] Comenzó a formarse en el sub- Mioceno temprano , pero las rocas más antiguas encontradas en la superficie de Islandia son del sub- Mioceno medio . Casi la mitad de Islandia se formó a partir de un período de expansión lenta de entre 9 y 20 millones de años atrás (Ma). [2]
Las estructuras geológicas y la geomorfología de Islandia están fuertemente influenciadas por el límite de placas en expansión y el punto caliente de Islandia . Aunque algunos han cuestionado si un punto caliente es necesario para explicar las deformaciones observadas en Islandia, actualmente se cree que esto explica mejor las observaciones de la composición y la edad de las rocas obtenidas mediante técnicas modernas. [3] La flotabilidad de la columna del manto profundo debajo ha elevado la meseta de basalto de Islandia hasta una altura de 3000 m (9800 pies). La corteza sobre la columna también tiene hasta 40 km (25 mi) de espesor, que es mucho más gruesa que en otras partes de Islandia y un contraste con el espesor mínimo de 8 km (5,0 mi), que es un espesor más típico de los límites de placas divergentes oceánicas. [4] La parte central de Islandia todavía se está elevando, pero la tasa actual de elevación de la corteza de 3 cm/año (1,2 pulgadas/año) se explica principalmente por el ajuste isostático glacial en respuesta al retroceso del hielo desde 1890, que ha eliminado mucho peso de la gruesa capa de hielo. [4] El punto caliente también produce una alta actividad volcánica en el límite de las placas. [1] : 50
En Islandia existen dos grandes tendencias estructurales geológicas y topográficas: una se dirige al noreste en el sur de Islandia y casi al norte en el norte. La otra se dirige aproximadamente de oeste a noroeste. En conjunto, forman un patrón en zigzag, representado por fallas , fisuras volcánicas , valles , diques , volcanes , fosas y escarpes de fallas . [2]
La deformación geológica de Islandia es causada principalmente por la expansión activa de la dorsal mesoceánica. La dorsal de Reykjanes al sur de Islandia desemboca en Reykjanes, donde toda la extensión de la dorsal septentrional de Reykjanes (NRR), [5] se acomoda en la península de Reykjanes . En Reikiavik, hacia el extremo norte de esta península, el movimiento relativo de la placa norteamericana alejándose de la placa euroasiática se puede modelar como 1,883 cm/año (0,741 pulgadas/año), pero menos del 60% de esta divergencia es acomodada por estructuras tectónicas justo al este inmediato de Reikiavik, y la mayor parte del resto es absorbido por estructuras tectónicas en el sureste de Islandia. [6] Esto se debe a que se encuentran otras grietas extensionales y fallas transformantes perpendiculares a la dirección de expansión. [1] : 50 Las zonas de falla transformante también se conocen como zonas de fractura . Estas zonas de fractura permiten que erupcionen grandes volúmenes de lava . La región volcánica más productiva se encuentra bajo el glaciar Vatnajökull , en el centro-este de Islandia, donde la extensión total de aproximadamente 1,853 cm/año (0,730 pulgadas/año) se aloja cerca de una triple unión de placas . En la superficie de Islandia, se formaron fisuras volcánicas lineales a lo largo de las grietas y aparecen en un patrón similar a un enjambre. Están conectadas por zonas de fractura, formando las zonas volcánicas. [2]
La dorsal de Kolbeinsey supone el 100% de la tasa de divergencia de 1,834 cm/año (0,722 pulgadas/año) medida cerca de Akureki en la costa norte de Islandia, que en comparación con el vector en el sureste de Islandia es menor y ligeramente más orientada hacia el norte. [6] En consecuencia, Islandia se está retorciendo ligeramente y las estructuras tectónicas están divergiendo más en el sur que en el norte. [6]
La deformación también ha sido influenciada por el contexto de la glaciación y su posterior retroceso hace unos 3,3 millones de años. [4] Las erupciones volcánicas subglaciales históricas dan lugar a la exposición, después del reciente retroceso del hielo, de accidentes geográficos distintivos de cima plana, como tuyas , y los efectos de rebote deben tenerse en cuenta en las interpretaciones sísmicas que se describen a continuación.
Los movimientos de la corteza han creado dos zonas de deformación en los límites de las placas principales, la placa norteamericana y la placa euroasiática. [1] : 38–39
En el norte de Islandia, la zona de deformación tiene unos 100 km (62 mi) de ancho. [1] : 38 Acumula tensiones que provienen de episodios de rifting y terremotos más grandes. [1] : 38 Esto se manifiesta como la zona de fractura de Tjörnes (TFZ) frente a la costa norte. [1] : 40, 49
En el sur de Islandia, el bloque ubicado a lo largo del límite de placas se identifica como una microplaca y se denomina bloque Hreppar o microplaca Hreppar. [1] : 53 Su movimiento independiente actual con respecto a las placas principales se confirmó mediante medición GPS . [1] : 52 La deformación interna del bloque es insignificante ya que no tiene evidencia significativa de deformación activa, terremotos o vulcanismo y se propone un origen de rift que se propaga desde la zona volcánica oriental (EVZ) con la zona volcánica occidental (WVZ) siendo el rift en retroceso. [1] : 53 El límite norte del bloque está vinculado al cinturón central de Islandia (MIB), donde se produce vulcanismo difuso. El límite sur del bloque se denomina zona sísmica del sur de Islandia (SISZ), donde pueden ocurrir terremotos de deslizamiento . [1] : 38, 41
Existen dos zonas de fallas transformantes importantes y activas que se extienden de oeste a noroeste en el norte y el sur de Islandia. [7] Dos grandes zonas de fractura, asociadas con las fallas transformantes, a saber, TFZ y SISZ, se encuentran con una dirección de entre 75°N y 80°O. [8]
La tensión se acumula durante los movimientos de expansión en el límite de las placas. La tensión acumulada en las zonas de fallas transformantes se libera durante los terremotos de desgarre. La falla transformante es inducida por el movimiento de desgarre transversal a la zona de falla. Los bloques entre las fallas se rotan ligeramente después. Se muestra un diagrama (fig. 2) para ilustrar este fenómeno. Dado que la rotación de los bloques es similar a una fila de libros apoyados en una estantería, se denomina "falla de estantería". [1] : 41
La formación de fallas en estantería es un indicador de la historia geológica reciente de las zonas de fallas. Es común en la zona de SISZ y Reykjanes.
Además de las fallas en estantería, la presencia de zonas de fallas islandesas está respaldada por evidencia sismológica. En Islandia, la deformación suele concentrarse en una zona de ancho finito. Por lo tanto, los terremotos suelen ocurrir a lo largo de las zonas de fractura activas entre las crestas de las dorsales. [7] La mayor parte de la actividad sísmica en Islandia se concentra en las zonas de fallas transformantes cerca de la costa norte y sur.
La zona de fractura de Tjörnes (TFZ, Tjörnes Volcanic Zone, [5] TVZ) es un área tectónicamente complicada. Quizás se la considere mejor como una zona transtensional con fallas transformantes y propagación. [9] La TFZ se define sismológicamente como un triángulo aproximado con vértice alrededor de 67°N, lados de 120 km (75 mi) y base de 150 km (93 mi) frente a la costa norte de Islandia, que conecta la zona volcánica del norte de Islandia (NVZ) y el extremo sur de la dorsal de Kolbeinsey . [10] : 117 Esta amplia zona de fractura se caracteriza por actividad sísmica, extensión de la corteza y fallas transformantes. [1] : 49–50 Los enjambres de fisuras volcánicas de la NVZ están conectados al extremo sur de la TFZ. Por ejemplo, su extremo sureste está conectado al enjambre de fisuras de Krafla .
Los principales componentes estructurales de la zona sísmica de falla se pueden dividir en tres partes que se extienden de noroeste a sureste: la zona sísmica de Grímsey, la zona de falla de Húsavík-Flatey y la zona sísmica de Dalvík. [10] [1] : 49–50 La zona sísmica de falla muestra una enorme diferencia espacial en la actividad sísmica. Por ejemplo, la parte más occidental de la zona sísmica muestra actividad sísmica, pero también aparecen algunos terremotos más grandes (>M=5,5) en la zona. [10] Se han producido terremotos de magnitud M S 7 en la zona de Dalvík. [1] : 50
La complejidad de la zona de transición geológica puede explicarse en general por los procesos magmáticos y los movimientos de las placas. La velocidad del movimiento divergente de las placas, estimada en 18,9 ± 0,5 mm (0,744 ± 0,020 pulgadas)/año, se ve fuertemente afectada por la columna del manto islandés que se encuentra debajo del centro de Islandia. [11] Se puede encontrar actividad volcánica en la zona sísmica de Dalvík y en el extremo sur de la dorsal de Kolbeinsey. [12]
La zona sísmica del sur de Islandia (SISZ), también conocida como zona de fractura de Reykjanes, tiene entre 75 y 100 km (47 a 62 mi) de ancho y se extiende de noreste a suroeste en el suroeste de Islandia. Hay varios desfases laterales derechos de la cresta de la dorsal de aproximadamente 40 km (25 mi). Los desfases crean una zona de falla transformante que conecta la EVZ y el cinturón volcánico de Reykjanes . [7]
Hay un cambio significativo en la edad y la litología de los volcanes en dirección norte-sur cerca de la península de Reykjanes debido a la formación de fallas en estantería. La formación de fallas en estantería es común en la SISZ. Dado que el movimiento de transformación en la SISZ es lateral a la izquierda, se produciría una formación de fallas lateral a la derecha y la rotación de los bloques parecería ser en sentido contrario a las agujas del reloj. La ocurrencia secuencial de grandes terremotos en la SISZ proporcionó evidencia de la formación de fallas en estantería. Dentro de un solo evento, los terremotos comienzan en la parte oriental de la SISZ con magnitudes mayores y terminan con magnitudes menores en la parte occidental de la zona. [1] : 43 [7]
En las zonas de fallas transformantes de Islandia, los terremotos suelen producirse a pequeña escala (microterremotos) debido a la deformación de las placas y la presión de fluidos intersticiales . El aumento de la presión de fluidos intersticiales puede inducir sismicidad . Una gran cantidad de presión de fluidos intersticiales migra desde la zona de transición frágil-dúctil a unos 10 km (6,2 mi) hasta el límite litostático/hidrostático a 3 km (1,9 mi) de profundidad. [10] La actividad sísmica a gran escala se desencadena si la presión no puede pasar a través de la zona de transición. Los terremotos de pequeña escala también se liberan localmente en o por encima de la ruta de migración. [10]
En 2000, se produjeron dos grandes terremotos (ver terremotos de Islandia de 2000 ) de magnitud 6,5 en la SISZ. [13] [14] Durante estos eventos, se produjeron terremotos adicionales de pequeña escala concentrados de forma estrecha y lineal alrededor de los planos de falla transformante. [1] [15] Por lo tanto, con el mismo método, también se utilizan terremotos de pequeña escala para identificar planos de falla en la TFZ. A estos les siguió el terremoto de Islandia de 2008 , ligeramente más pequeño .
Muchos de los volcanes de Islandia pueden agruparse por su relación con las zonas de rift y contribuir a la comprensión de la deformación que ha tenido lugar. No todos los nombres utilizados para clasificar los volcanes en grupos están todavía estandarizados y no todas las relaciones volcánicas y tectónicas están bien caracterizadas debido a cuestiones como la accesibilidad o la menor actividad actual.
La evolución de las zonas de rift volcánico islandés se puede explicar mediante el modelo de salto de rift. [16]
Se espera que el plegamiento sinfónico se produzca en el eje de rift activo. Sin embargo, se han encontrado inversiones distintivas en las direcciones de inclinación en el suroeste de Islandia que indican un anticlinal . Se cree que las posiciones relativas del punto caliente islandés y el eje de expansión del rift activo han cambiado con el tiempo. Suponiendo que la columna del manto islandés es estacionaria, el eje de expansión debe haber cambiado de posición. [16]
Al menos una parte del eje de expansión migra a una velocidad de aproximadamente 3,5–5 cm/año (1,4–2,0 pulgadas/año). [17] : 17512 Una vez que el eje de expansión activo se ha alejado de la columna, la columna del manto ajustaría la posición del eje y formaría una nueva grieta más cerca de su centro. El eje migrado se extinguiría gradualmente. [2] : 67
En Islandia existen tres zonas volcánicas principales: la zona volcánica del norte, la zona volcánica del este y la zona volcánica del oeste (NVZ, EVZ, WVZ), todas ellas activas en la actualidad. Las zonas de rift volcánico atraviesan la isla de suroeste a noreste. Cada zona consta de cinturones de entre 20 y 50 km de ancho y se caracteriza por la presencia de volcanes activos, numerosas fallas normales, un campo geotérmico de alta temperatura y enjambres de fisuras. [18] La EVZ acabará sustituyendo a la WVZ según el proceso de salto de rift. [1] : 35, 54
La zona volcánica del norte (NVZ, zona volcánica del norte de Islandia, zona de rift del norte) de 50 km (31 mi) de ancho [19] está compuesta por cinco sistemas volcánicos dispuestos en zigzag a lo largo del límite de la placa mesoatlántica. [1] : 46–49 Muestra una actividad sísmica bastante baja. La actividad volcánica se limita al volcán central Krafla y sus enjambres de fisuras asociados. [7] Alberga todo el rifting del norte de Islandia y puede considerarse en la actualidad que se encuentra en un estado constante de tasa de propagación. [3] Hay un mayor predominio de escudos de lava que en las otras áreas de rifting activas. [1] : 46–47 Los volcanes en escudo islandeses que produjeron estos grandes campos de lava aquí y en la WVZ lo hicieron en un único proceso eruptivo casi continuo que es distinto de las erupciones discontinuas repetidas que a menudo se ven en volcanes en escudo en otras partes del mundo y que les valdrían la clasificación como un volcán central en el contexto geológico de Islandia. [20] : 11–12
El volcán central Krafla no se distingue por su ubicación dentro de la zona de rift volcánico. Los enjambres de fisuras del Krafla se extienden desde la cámara de magma y el magma fluye a lo largo de los enjambres hacia el norte y el sur del volcán. Las fisuras eruptivas dentro de los enjambres de fisuras son más comunes a una distancia de 20 a 30 km (12 a 19 mi) de los volcanes centrales. Las fracturas dentro de los enjambres de fisuras son comunes a una distancia de hasta 70 a 90 km (43 a 56 mi) del volcán central. [7]
Las fracturas dentro de los enjambres de fisuras son generalmente subparalelas entre sí. Se encuentran patrones de fracturas irregulares donde la falla transformante de Húsavík se encuentra con los enjambres de fisuras, lo que indica una interacción entre los enjambres de fisuras y las fallas de desgarre. [7]
La división entre la NVZ y la EVZ es arbitraria, ya que las estructuras de rifting son una única identidad estructural continua. [3] Existe un límite potencial dado el cambio en la dirección del rumbo de los enjambres de fisuras formados en los últimos 10 millones de años en la latitud 64,7°, que también fue seguido por la intrusión del dique de 2014 desde Bárðarbunga hacia el norte, pero esto podría ser cruzado por la actividad volcánica originada ya sea al sur o al norte. [21] La última reubicación importante del rift del norte de Islandia ocurrió hace unos 6 a 7 millones de años cuando la ahora extinta zona de rift de Snæfellsnes-Húnaflói (SHRZ), [22] se desplazó hacia el este hasta el nuevo eje de rift en la NVZ. [3] Con las nuevas técnicas de datación, se puede comprender con precisión la historia de la SHRZ desde la región noroeste de Islandia hasta el noreste, algo que no estaba disponible cuando se describió por primera vez la SHRZ. [3]
La zona volcánica oriental (EVZ, East volcanic zone of Iceland) está situada en el sureste de Islandia y tiene una alta actividad volcánica. [1] : 46 Se conecta con la SISZ y la NVC en su extremo occidental y norte respectivamente. La actividad sísmica se centra en el área del glaciar Vatnajökull , que es la ubicación aceptada del punto caliente islandés. [1] : 46 La EVZ comenzó a formarse hace entre 1,5 y 3 millones de años como resultado de la propagación hacia el sur de la NVZ. [19] : 2 Es el límite oriental de la microplaca Hreppar.
En la EVZ se pueden encontrar estructuras deformadas, incluyendo los enjambres de fisuras eruptivas y estructuras volcánicas dominantes con dirección noreste, [1] : 46 y algunas estructuras de fallas normales. [23] Las largas crestas de hialoclastita, formadas por erupciones subglaciales durante el último período glacial , son estructuras distintivas en la EVZ. En comparación con la WVZ, los enjambres de fisuras eruptivas y las crestas de hialoclastita son generalmente más largas en la EVZ. [1] : 46 Durante el último período glacial , se produjo un gran volumen de erupciones basálticas, que produjeron los largos enjambres de fisuras volcánicas. La EVZ es geológicamente joven, como se mencionó anteriormente, la EVZ eventualmente se apoderará de la WVZ según el modelo del proceso de salto de rift. [1] : 54
La EVZ meridional se está propagando hacia el sudoeste a través de la corteza de la placa euroasiática más antigua. [3] Esto da lugar a un vulcanismo activo, a veces explosivo, y a una ruptura en una región exterior llamada Zona Volcánica del Sur de Islandia (SIVZ). [24]
La zona volcánica occidental (WVZ, West volcanic zone of Iceland) está situada al norte de la SISZ, donde su extremo norte se conecta con el área de Langjökull . [1] : 44–5 Ha sido la grieta de propagación activa en los últimos 7 millones de años, [22] pero ahora se considera que la actividad de la grieta activa está disminuyendo a medida que el punto caliente se desplaza hacia el este, [3] y con la reclasificación de los volcanes activos de la península de Reykjanes de la WVZ al cinturón volcánico de Reykjanes (RVB), que ahora se considera una zona transtensional con fallas transformantes y propagación. [9] Las estructuras relacionadas con las fallas normales son mucho más evidentes que en la EVZ más joven. [1] : 46 La WVZ inicialmente tomó el control como el límite de placa principal en Islandia hace unos 6 millones de años de su predecesora, la grieta de Snæfellsnes, que entonces conectaba el oeste de Islandia con el norte de Islandia. [19] : 2 Durante este período de actividad se conocía como la zona de rift de Reykjanes-Langjökull que se propagaba hacia el suroeste. [19] : 2 Hasta hace 2 millones de años, el fondo marino que se extendía alrededor de Islandia estaba acomodado por esta zona de rift, una zona de conexión transversal mal definida entre ella y la NVZ. [19] : 2 Cuando la EVZ se volvió activa, la zona de rift de Reykjanes-Langjökull se convirtió en la actual WVZ. La WVZ sigue activa a pesar de ser un centro de expansión ultralenta con tasas de extensión de 0,3–0,7 cm/año (0,12–0,28 pulgadas/año), lo que supone el 20–30% de la apertura total en el sur de Islandia. [19] : 3 El fallo discontinuo del WVZ en comparación con otros rifts fallidos descritos se evidencia, [19] : 26 por ejemplo, en que las partes media y norte del WVZ tienen una actividad volcánica más reciente que las partes sur, lo que no es lo esperado para un rift que falla desde el norte. [19] : Fig.11
En la parte norte de la zona volcánica occidental, las fallas normales siguen siendo comunes, pero las fisuras volcánicas se vuelven menos dominantes y activas. La zona volcánica occidental es el límite occidental de la microplaca de Hreppar.
En esta zona también se observan volcanes en escudo. El Graben de Þingvellir es evidencia del movimiento divergente de las placas en Islandia. Muestra una clara característica extensional. [1] : 44 Está ubicado al norte de la triple unión de placas que se manifiesta como la intersección de WVZ, RVB y SISZ cerca del volcán Hengill . [25]
El cinturón de volcanes de Islandia central (MIB, zona volcánica de Islandia central, CIVZ, zona de Islandia central, zona de Hofsjökull, [19] : 2 zona volcánica de Hofsjökull, [5] HVZ) conecta la WVZ con la región de intersección de la NVZ y la EVZ. Es paralelo al norte de la SISZ y tiene una relación con su naturaleza transformante. Hay un pequeño componente de extensión, que induce vulcanismo local pero no tiene un movimiento de deslizamiento obvio. [3] Se ha propuesto que el componente de extensión es causado por el sentido opuesto de rotación de los bloques de la corteza al norte, que está en la placa euroasiática y la microplaca de Hreppar al sur. [3] Por lo tanto, es el límite norte de la microplaca de Hreppar como ya se mencionó. Tanto la actividad volcánica como la sísmica han sido bajas en el Holoceno . [1] : 46
Esto se manifiesta a medida que los cinturones volcánicos se separan de las zonas asociadas a la grieta que se encuentran por encima. En el caso del cinturón volcánico de Öræfi, se considera que se trata de una grieta embrionaria, un proceso que probablemente repita eventos pasados, ya que la parte sur de la NVZ fue una grieta embrionaria hace millones de años, dado el salto de zonas de grietas. [26]
El cinturón volcánico de Snæfellsnes (SVB, zona volcánica de Snæfellsnes, [5] SVZ) es un área de vulcanismo intraplaca renovado (placa norteamericana), de menos de 1,5 millones de años de antigüedad. [28] El SVB entró en erupción a través de los aspectos occidentales del extinto SHRZ, que es un predecesor del actual MIB. El SHRZ se formó cuando el WVZ tenía el punto caliente directamente debajo de él, y existía antes del último salto histórico de la zona de rift. [3] El SHRZ había producido basaltos de inundación toleíticos corticales subyacentes que tienen más de 5 millones de años de antigüedad. [28] Se desconoce si las interacciones del SHRZ o del punto caliente son la razón del SVB y esto continúa siendo un área de estudio. Los mecanismos propuestos de producción de magma invocan la fusión parcial de la corteza alterada hidrotermalmente, predominantemente basáltica o la cristalización fraccionada del magma basáltico primario o ambos mecanismos. [29] Ahora se sabe que la escala de tiempo de producción/maduración del magma, de más de 100.000 años, es un orden de magnitud o más mayor que la de otras zonas de Islandia, lo que favorece los mecanismos de cristalización fraccionada como primarios. [29]
El SVB comprende los estratovolcanes de Snæfellsjökull , Helgrindur (Lýsuskarð) y Ljósufjöll en un lineamiento peninsular de este a oeste, [27] y es principalmente vulcanismo basáltico de fuentes como conos de ceniza monogenéticos y tuyas subglaciales aisladas como Vatnafell en lugar de las largas fisuras que se encuentran en las zonas de rift. [28] Estos volcanes han erupcionado recientemente pequeños volúmenes de magmas transicionales a alcalinos en relación con los magmas menos evolucionados y volúmenes mayores de las zonas de rift. [28] La corteza subyacente es más gruesa, aproximadamente 25 km (16 mi), que en las áreas de la zona de rift activa. [28] El almacenamiento de magma, en las regiones estudiadas del cinturón, ocurre justo por encima del Moho , a unos 22–11 km (13,7–6,8 mi) en la corteza inferior a media, [24] lo que no suele ser la situación en las zonas de rift donde las cámaras de magma se encuentran en la corteza media a superficial a unos 5 km (3,1 mi). [28]
Las rocas volcánicas más antiguas formadas desde que el cinturón hizo erupción de lavas de transición a través de la serie de magma toleítico del basamento se encuentran en la montaña de Setberg, al noreste de Grundarfjörður y cerca de Elliðatindar, a cada lado del actual sistema volcánico de Helgrindur. [30] La erupción más reciente en el cinturón ocurrió en Rauðhálsahraun en el sistema volcánico de Ljósufjöll alrededor del año 960. [31]
El cinturón volcánico de Öræfi (ÖVB, cinturón volcánico de Öræfajökull-Snæfell, sistema, zona o cinturón volcánico de Öræfajökull, ÖVZ, [5] zona del flanco oriental) se encuentra al este y es paralelo a la EVZ y la NVZ. [3] Sus tres volcanes centrales componentes , Öræfajökull , Esjufjöll y Snæfell, se encuentran en un lineamiento con tendencia de suroeste a noreste y tienen riolita hasta basaltos erupcionados alcalinos. [32] Hay alguna evidencia de similitudes en los estudios de composición sobre Snæfell y el volcán subglacial Upptyppingar en la NVZ para que el ÖVB sea una zona de flanco. [33]