ння збігся з поширенням покриви заледеніння.
У середньоплейстоценових час знову усілілілісь руху вздовж розломів в зоні Середньо-Ісландського грабена, що супроводжувалися підльодовикового вулканічними виверженнями. В умовах швидкого охолодження базальтової магми в талих водах під льодовиковим покривом нагромаджувалися туфи і туфо-брекчії з цементом з гідратованого базальтового скла - палогоніта, з включеннями хвилястою, або канатної, лави. Ці вулканогенні субгляціальние породи, перешаровуються з льодовиковими, водно-льодовиковими і еоловими утвореннями, складають палагонітовую формацію.
В області розвитку палагонітових порід міжгірські западини зазвичай вистелені молодими світло-сірими долеритових базальтами. Тут відзначено чітка відповідність між ухилами підстильної поверхні і поверхні молодих базальтів і можна виділити центри вивержень, приурочені до щитовим вулканам. Мабуть, молоді базальти формувалися на вільній від льоду території в міжльодовиковому час. Самі схили щитових вулканів і розходяться від них лавові потоки зберігають сліди льодовикової штрихування.
плейстоценового заледеніння на території Ісландії досліджено ще недостатньо. Тороддсен за даними орієнтування льодовикових шрамів і борозен встановив, що в плейстоцені льоди поширювалися переважно з центру Ісландії до узбережжя, а на Північно-Західному півострові існував центр місцевого зледеніння, незмінно зберігав свою самостійність. Потужність льодовикового покриву в центральній частині країни оцінювалася приблизно в 1 км, а на північному заході - в 400-500 м)
Тороддсен першим висунув гіпотезу про те, що під час заледеніння деякі гірські райони не покривалися льодом і служили притулками (рефугіумом) для рослин і тварин. Ці уявлення підтримали ботаніки та зоологи, що вивчали сучасні ареали рослин і тварин, а також багато геологи і географи. Ймовірність існування льодовикових притулків поблизу від гарячих джерел і фумарол була відзначена Бартом на підставі спостережень в районі Кед-лінгарфьёдль. До числа притулків відносять також район між затоками Скаген-фьорд і Скьяульфанді, острови Вестманнаейяр, острів Грімс та ін. Гіпотеза про леднінових притулках ще остаточно не доведена і має чимало супротивників.
Рівним чином в Ісландії ще не розроблена схема стратиграфічного підрозділу плейстоцену, незважаючи на знахідки численних шарів із залишками викопної флори і фауни. Оскільки такі верстви в більшості випадків представлені глинистими фациями, що містять раковини морських молюсків, було зроблено висновок про широке поширення межледникових морських басейнів. Склад викопної флори і фауни в багатьох розрізах виявився схожим з сучасним, але в декількох місцях були отримані безперечні свідчення існування більш теплолюбних рослин або тварин. Наприклад, в оголенні у гори Стёд на півночі півострова Снайфедльснес в межледникових глинах була знайдена пилок сосни, ялини, берези, вільхи і верби. Досліджуючи склад викопних молюсків, Шварцбах датував деякі міжльодовикові горизонти нижнім плейстоценом, а інші - середнім і верхнім.
Танення льодовикового покриву в кінці плейстоцену справила великий вплив на розвиток природи країни. Вперше кінцева морена позднеледніковое віку була описана для району на північний захід від Гекли. На півночі острова в 50 км від узбережжя виявлений пояс крайових льодовикових утворень шириною до 3 км і висотою до 100 м. Ці утворення відносять до стадії холкот, що є можливим аналогом стадії сальпаусселькя в Скандинавії.
У позднеледніковое час внаслідок танення льодовиків рівень моря біля берегів Ісландії піднявся. Про це свідчать галечникові тераси, стародавні кліфи і горизонтально лежачі шари морських глин з раковинами молюсків, виявлені на значних висотах. Найвищі берегові лінії, розташовані на висоті 110 м на півдні, в районах Хольт, Хреппар і Ландссвейт, 80-90 м в районі Боргаро-фьорда і 40- +50 м в околицях Рейк'явіка та інших західних, північних і східних районах, мабуть , утворилися одночасно. Раніше їх датували кінцем алле-рёда або верхнім дріасом.
Високі стародавні берегові лінії формувалися в умовах рівного впливу евстатіческіх і изостатических факторів. Подальша регресія моря на 2-4 м нижче сучасного рівня була обумовлена ??підняттям суші, яке завершилося менш ніж за 2000 років. У цей час, зіставляти з раннім голоценом, відбувалася потужна акумуляція зандрових пісків і галечников, що перекрили морські глини. У результаті врізання річок утворилися галечникові тераси, чітко виражені в долинах на півночі країни, де підняття було більш інтенсивним.
За останні 9 000 років рівень моря біля берегів Ісландії різко не змінювався. Ознаки молодий трансгресії встановлені тільки в районі Хрут-фіорду в вершині затоки Хунафлоуі, де збереглися тераси висотою 4-6 м, містять Zirphaea crispata,...
