משטח בזלת נרחב
משטח בזלת נרחב הוא חבל גאולוגי המתאפיין בנפח גדול מאוד של סלעים געשיים מאפיים – בעיקר בזלת אך גם ריוליט – תוצאה של התפרצויות געשיות נרחבות במשך תקופת זמן קצרה יחסית במונחים גאולוגיים: מאות אלפים עד מיליוני שנים. שטחם הניכר של המשטחים נמדד בקילומטרים רבועים, ואת נפחם מודדים בקילומטרים מעוקבים. משטחים אלה אינם קשורים לגעשיות הנובעת מתהליכים טקטוניים כנביעת לבה ברכסים מרכז אוקייניים או קשתות איים געשיות באזורי הפחתה, אלא כוללים שטפי לבה יבשתיים ואוקייניים נרחבים מתוך סדקי-ענק. המונח האנגלי "Large igneous provinces" המגדיר משטחים אלה הוטבע לראשונה בשנת 1992.[1]
היווצרות[עריכת קוד מקור | עריכה]
מקור וכמות החומר הנפלט[עריכת קוד מקור | עריכה]
טומוגרפיה סייסמית גילתה גם כי גושים של ליתוספירה מופחתת יכולים לחדור את כל המרחק עד לבסיס המעטפת, מעט מעל הגבול בין המעטפת התחתונה לגלעין, בעומק של קרוב ל-2,900 ק"מ. אם מניחים כי נפח המעטפת נותר קבוע לאורך הזמן הגאולוגי, הרי שמסת חומרי הקרום שניתכו לתוך המעטפת חייבת להשתוות למסת החומר המותך העולה מן המעטפת אל הקרום. ניתן להניח כי רוב – אם לא כל – הפעילות הגעשית הקשורה לתהליכים טקטוניים של התפשטות קרקעית הים ושל אזורי הפחתה (על בסיס טומוגרפיה גאוכימית וסייסמית) נובעת מן המעטפת העליונה (עד עומק של 660 ק"מ). סביר להניח כי חומר ליתוספירי החודר אל המעטפת התחתונה וממוחזר בסופו של דבר, תורם בחלקו להתהוות משטחי הבזלת על פני השטח בכדור הארץ.
הנחת תימרת המעטפת[עריכת קוד מקור | עריכה]
משטחי בזלת נרחבים נוצרים במגוון מבנים ומקומות, כרמות אוקייניות, הרים ורכסים תת-ימיים, שולי יבשות, שטפי בזלת יבשתיים ושטפי בזלת באגנים אוקייניים. היווצרות משטחי בזלת נרחבים מיוחסת לרוב לתימרות מעטפת או נקודות חמות והם מייצגים בין 5% ל-10% מפליטת המאגמה העולמית. עם זאת, במונחים של הפקת מאגמה, מדובר באפיזודות קצרות לעומת הרצף היחסי של פעילות געשית ברכסים מרכז אוקייניים. משטחי הבזלת נוצרים מפעילות מאגמטית הקרובה לפני השטח ושכיחים בכוכבי הלכת ובירחים של מערכת השמש. משטחים אלה – והמקבילות העכשוויות קטנות המידה: הרי געש שמעל נקודה חמה – מיוחסים בדרך כלל להתכה בלחץ נמוך של חומרי מעטפת בצפיפות נמוכה, העולים ממעמקי כדור הארץ בתמרות מעטפת, ולכן מספקים חלון לתהליכים המתרחשים במעטפת.
נעשו כמה ניסיונות להבין כיצד נפחים עצומים של מאגמה בזלתית נוצרים ונפלטים בפרק זמן קצר יחסית, בקצב השתפכות העולה בהרבה על זה של פליטת הבזלת ברכסים מרכז-אוקייניים. היווצרות המשטחים נקשרת לרוב לפעילות נקודות חמות הבונות שרשרת רציפה של איים געשיים או הרי געש, מה שמוביל לבניית מודלים המקשרים את מקורותיהם לתימרות מעטפת. בהנחה זו, תימרות המעטפת מורכבות מראש תימרה בולבוסי ומזנב דק המזין את הראש בחומרים חמים מן המעטפת. כאשר ראש התימרה המתרומם פוגש בליתוספירה, הוא מתפשט לצדדים ונמס, ובכך יוצר נפח עצום של מאגמה בזלתית הנפלטת במהלך 1–2 מיליון שנה. הנחה זו משערת כי מקור הפעילות הגעשית בזנב התימרה. תזוזת הליתוספירה על-פני המעטפת כתוצאה מפעילות טקטונית גורמת לגעשיות הנובעת מזנב התימרה ליצור שרשרות איים. השפעת התימרה על בסיס הליתוספירה היבשתית עשויה לגרום לסידוק ושבירת היבשת[1] וליצירת משטחי בזלת צמודים משני צדי האגן האוקייני, לדוגמה: הצמד פרנה-אטנדקה (Parana-Etendeka) באמריקה הדרומית ובדרום אפריקה, בהתאמה.
הנחה זו נתמכת בעובדה שרוב, אם לא כל משטחי הבזלת, קשורים לנקודות חמות, כפי שהחבל הגעשי הצפון אטלנטי קשור לנקודה החמה של איסלנד, מדרגות דקאן לנקודה החמה של ראוניון ורמת קרגלן (Kerguelen) לנקודה החמה של קרגלן.
בעיות בהנחת התימרה[עריכת קוד מקור | עריכה]
העובדה כי משטחי בזלת במגוון גדלים וטקטוניים מתהווים בליתוספירה היבשתית והאוקיינית כאחד, מציעה כי סטיות תרמיות במעטפת גורמות לעליית המאגמה, וכי סוג הליתוספירה שולט בהיווצרותם. למשל, סטיות תרמיות מתחת לליתוספירה האוקיינית אמורות ליצור בה השפעה מאגמטית יתרה, מאחר שהקרום האוקייני דק יותר ומאפשר התכה בלחץ נמוך, יותר מאשר קרום יבשתי.
באופן דומה, סטיות תרמיות דומות במרכז לוח (למשל, הוואי) ולאורך שולי לוח (למשל, איסלנד) אמורות ליצור יותר מאגמטיות מאחר שבנקודות אלה מתגברת ההתכה בלחץ נמוך. עם זאת, טומוגרפיה סייסמית שנערכה בשנים האחרונות על מבנה מהירות המעטפת (mantle-velocity) – קירוב לטמפרטורה (a proxy for temperature) – מתחת לאיסלנד ולהוואי, מצביעה על הבדלים משמעותיים בין השתיים.[2]
הנחות אחרות[עריכת קוד מקור | עריכה]
על אף שניתן להניח כי מקורם של משטחי הבזלת בתימרת מעטפת הנוצרת על ידי תהליכים של חומרים מוצקים, הוצעו מנגנונים חלופיים:
שיוך שפכי הבזלת על הירח למכתשי פגיעה, כמו גם עדויות מוגבלות בכדור הארץ, מציעים כי התכה מסיבית בלחץ נמוך של המעטפת – או לפחות הידקקות משמעותית של הקרום וסדיקתו, היוצרים מוליכים לחומרי מעטפת אל פני השטח – עשויים להסביר את התהוותם של כמה משטחי בזלת. מנגנון כזה הוצע כחלופה להנחת התימרה באשר למדרגות סיביר, רמת אונטונג-ג'אווה (Ontong Java) ומדרגות דקאן.
תאוריות אחרות לסיבת היווצרות משטחי הבזלת כוללות היפרדות שכבות האקלוגיט בתחתית הקרום, תופעות געשיות בשולי הליתוספירה העבה, וכן פגיעת מטאוריט.[3]
משטחי בזלת אחדים עשויים לנבוע מצירוף של שבירת שולי יבשת וסטיות תרמיות במעטפת. לכן, מנגנונים מרובים עשויים להידרש להסבר כל משטחי הבזלת הנרחבים, גם בכדור הארץ וגם במקומות אחרים במערכת השמש.
תכונות[עריכת קוד מקור | עריכה]
סלעי משטחי הבזלת שונים בהרכבם מן הסלעים הנוצרים ברכסים מרכז-אוקייניים ובאיים געשיים מבחינה פטרולוגית, גאוכימית, גאוכרונולוגית וגאופיזית.
סלעי המשטחים מוגדרים על-פי המאפיינים המאפיים הדומיננטיים של סלעי הפרץ: עושר בברזל ובמגנזיום וכן בזלת אלקלית ותולאיטית. עם אלה מופיעים גם סלעים עתירי סיליקה, אך אלה מקושרים לשלבים הראשונים של התהוות המשטחים ולסיומה בלבד. מאחר שהשכבה הזמינה ביותר למחקר היא הקרום העליון של המשטחים, מרבית הידע עליהם נובע מהלבה היוצרת אותו. שכבה זו עשויה להגיע לעובי של 10 ק"מ. בחינה גאופיזית וסייסמית ומידע המשווה בין המשטחים לבין קרום אוקייני מצביעים על כך שמתחת לקרום העבה של המשטחים קיימת שכבת מחדר מאגמטית, שביסודה היא שכבת עיבוי – מאגמה שנלכדה בתחתית הקרום ונקרשה במקום. מדידות סייסמיות מצביעות על כך ששכבה זו מכילה סלעי גברו (סלע פלוטוני מאפי) ומתחתם סלעים אולטרה-מאפיים.
עוביו של קרום ימי בו מצוי משטח בזלת – ביחד עם שכבות סלעי הפרץ והמחדר – עשוי להגיע ל-35 ק"מ, כפי שעולה ממדידות סייסמיות וכבידתיות ברמת אונטונג-ג'אווה. ברמה ימית זו, וכן מתחת למדרגות דקאן ופרנה היבשתיות, נצפו אזורים של מהירות מעטפת נמוכה. אזורים אלה, הנחשבים לשורשים הליתוספריים של המשטחים, עשויים לחדור עד לעומק של 500–600 ק"מ במעטפת. בניגוד לאזורים של מהירות גבוהה (מתחת למרבית הקרומים היבשתיים ובחלק מן הקרומים האוקייניים), אזורי מהירות נמוכה מתחת למשטחי הבזלת הנרחבים משקפים שרידים כימיים ותרמיים ראשוניים של פעילות תימרת מעטפת. כושר הציפה הגבוה של שורשים אלה רומז על תפקידם המשמעותי של משטחי הבזלת בהתרחבות שטח היבשות באמצעות צמיחת שוליהן.
תפוצה, מיקום וסוגים[עריכת קוד מקור | עריכה]
משטחי בזלת נרחבים נוצרים באזורים יבשתיים ואוקייניים כאחד, פנים-לוחיים ובשולי לוחות, ופריסתם עולמית. המשותף לכל משטחי הבזלת הנרחבים הוא תקופת פעילות קצרה באירועים מאגמטיים אפיזודיים וארעיים, המגבירים באופן משמעותי את שיעורי פליטת המאגמה העולמית לתקופה קצרה. אם נוצר משטח נרחב בשולי לוח, הוא ירכיב את כל המקטע הקרומי באותו מקום. לעומת זאת, אם המשטח ייווצר בתוך לוח, הרי שהקרום הראשוני יופרע באזור החדירה ויתעבה משני צדדיו ככריך – שכבת בזלת תיווצר מעליו ושכבת מחדר בתחתיתו.
משטחי בזלת יבשתיים[עריכת קוד מקור | עריכה]
משטחי הבזלת היבשתיים – שהם הנחקרים ביותר בזכות נגישותם – מתפרצים מסדקי-ענק בקרום היבשתי. רובם מכסים אגני השקעה, וכולם משטחים בשולי לוח הנוצרים כתוצאה מגעשיות נרחבת במהלך שבירת יבשת. כאלה הן מדרגות דקאן בהודו, המשתרעות על כמיליון קמ"ר וגילן 64–69 מיליון שנה, והרמה הבזלתית של נהר קולומביה במערב ארצות הברית, שהתפרצה לפני 15–17 מיליון שנה. דוגמאות נוספות:
- הרמה האתיופית, שנוצרה לפני כ-30 מיליון שנה והחלה להיקטע לפני כ-25 מיליון שנה, עת נוצר השבר הסורי-אפריקני. שניים מחלקיה מצויים בתתי-לוחות של הלוח האפריקאי: תת-הלוח הנובי הנושא את חלקה הצפון-מערבי של הרמה, תת-הלוח הסומלי הנושא את חלקה הדרום-מזרחי, והחלק השלישי, הצפון-מזרחי, נמצא על-גבי הלוח הערבי בדרומו של חצי האי ערב.
- מדרגות סיביר – אזור בצפון אסיה שכוסה בשכבת בזלת בעובי של 7 ק"מ על שטח של כ-4 מיליון קמ"ר, שהצטמצם לאחר בליה לכ-2 מיליון קמ"ר. האירוע שיצר את מדרגות סיביר הוא הנרחב ביותר מאז הפרקמבריון ומשך התרחשותו מוערך בכמיליון שנה.
- מדרגות אומיישאן בחבל סצ'ואן בדרום-מערב סין, שנפחן קטן בהרבה מזה של מדרגות סיביר, אך הן מהוות תוואי בולט ומרשים.
מדרגות סיביר ומדרגות אומיישאן נוצרו בסוף הפרם, לפני כ-250–260 מיליון שנה.
שולי יבשת[עריכת קוד מקור | עריכה]
שולי יבשת סבילים (passive margins) הם נקודת המעבר בין קרום יבשתי לקרום אוקייני השייכים ללוח אחד, ואינם שולי יבשת פעילים. שוליים אלה מכילים סלעי משקע המורבדים מעל בקע עתיק ויוצרים אגנים אוקייניים חדשים. כתוצאה מהידקקות הקרום לאורך הבקע, עשויה להתפתח בשוליים אלה געשיות (שוליים געשיים סבילים) שתוביל להיווצרות משטחי בזלת ואף לפתיחת רכס מרכז אוקייני. דוגמה למשטח בזלת בשולי יבשת היא החבל הגעשי המרכז-אטלנטי שנוצר בעת התפרקות פנגיאה ופתיחת האוקיינוס האטלנטי. חבל זה כולל את החופים המזרחיים של אמריקה הצפונית וצפון אמריקה הדרומית, ואת החופים הצפון מערביים של אפריקה. לצפונו שוכנים שרידי רמת תוליאן מן הפלאוגן. הרמה השתרעה ככל הנראה על שטח של 1.8 מיליון קמ"ר בצפון האוקיינוס האטלנטי של ימינו, ומניחים כי התפרקה ברובה כשנוצר האוקיינוס האטלנטי. שרידיה מצויים בצפון אירלנד, צפון-מערב סקוטלנד, איי פארו, צפון-מערב איסלנד, מזרח גרינלנד ומערב נורווגיה.
משטחי בזלת אוקייניים[עריכת קוד מקור | עריכה]
באגנים אוקייניים עמוקים נוצרים ארבעה סוגי משטחים:
- רמה אוקיינית – בדרך כלל מבודדת מן היבשת, רמה שטוחה שהשתרעותה נרחבת שגובהה 2 ק"מ או יותר מקרקעית הים המקיפה אותה. אלה נוצרות במפגש לוחות משולש, ברכס מרכז אוקייני או במרכז לוח. הגדולה בהם היא רמת אונטונג-ג'אווה באוקיינוס השקט, המכסה שטח של כ-5 מיליון קמ"ר. חבל נרחב זה נוצר בתקופה קצרה באמצע הקרטיקון וגילו בין 118 ל-124 מיליון שנה, בקצב של עשרות ק"מ מעוקבים בשנה. רמת קרגלן בדרום האוקיינוס ההודי קטנה יותר – כ-2.3 מיליון קמ"ר – וגילה 110–114 מיליון שנה. החבל הגעשי הצפון אטלנטי, הנובע מנקודה חמה המצויה כעת מתחת לאיסלנד, משתרע על שטח של 1.3 מיליון קמ"ר וגילו בין 55 ל-58 מיליון שנה.
- רכסים תת-ימיים או רכסי מצולה – מבנים מוארכים ותלולים המתרוממים מעל קרקעית הים, שחלקם נוצר לאורך גבולות חילוף. סמוך למפגש הלוחות המשולש קוקוס-נסקה-פסיפי, ממערב לאיי גלאפגוס, קיימים שלושה רכסים תת-ימיים שהחלו להתפתח במהלך המיוקן: רכס קוקוס, רכס נסקה ורכס קרנגי.
בתחום האוקייני, רמות אוקייניות ורכסים תת-ימיים הם התוואים המובנים פחות בין המשטחים בהקשר למיקום הטקטוני שבהם נוצרו.
- הרים תת-ימיים או הרי מצולה – הקשורים גם לרכסים התת-ימיים, הם התרוממות מקומית של קרקעית הים. הם עשויים להיות לא רציפים, ליצור קבוצות אקראיות או שרשרות, בסיסיהם עשויים להיערך לאורך בקע או מתלול אחד ולרוב הם נוצרים באזורים תוך-לוחיים. האיים האזוריים התרוממו במפגש לוחות משולש צפון אמריקה-אפריקה-אירואסיה לפני כ-4.8 מיליון שנה. כמוהם נוצרו גם האיים הגעשיים הקנריים, שהתרוממותם מעל נקודה חמה חלה בשלבים בתקופה שבין 1.12 ל-20.6 מיליון שנה.[4]
- שפכי בזלת באגן אוקייני – משטחי בזלת אלה, הנחקרים פחות בשל מיקומם, נוצרים מזרמי בזלת תת-ימיים נרחבים וממחדרים המצויים מעל שכבות הבזלת של הקרום האוקייני ומאוחרים להן. אגן מריאנה המזרחי במערב האוקיינוס השקט נוצר בתחילת הקרטיקון התחתון, כנראה מעל אותה נקודה חמה שיצרה את רמת אונטונג-ג'אווה מיליונים ספורים של שנים לאחר מכן.[5]
בכדור הארץ קיימים משטחי בזלת נרחבים רבים:[6]
משטחי בזלת נרחבים והסביבה[עריכת קוד מקור | עריכה]
משטחי בזלת נרחבים נחשדו פעמים רבות כגורם לשינויים אקלימיים עולמיים, ונמצא מתאם בולט בין אירועי התפרצויותיהם לבין גבולות בין עידנים ותקופות בלוח הזמנים הגאולוגי, המתבטאים בחתכים סטרטיגרפיים ובתיעוד המאובנים. נפחם הניכר מוביל להשערות הנוגעות להשפעתם על הסביבה, ובעיקר לכמות החומרים הנדיפים שהם פולטים ולהשפעתם הכימית של אלה על האוקיינוסים.[3] לסוג זה של פעילות געשית מיוחסים כ-10% מזרימת המסה והאנרגיה מתוך כדור הארץ אל הקרום. ייתכן וזרימה זו הייתה גבוהה יותר בעבר, אולם במונחים גאולוגיים היא נחשבת אפיזודית, בניגוד לרציפות היחסית של התפשטות קרקעית הים ברכסים המרכז-אוקייניים. אפיזודות אלה מגלות מחזוריות לא יציבה בתוך המעטפת, שייתכן ונמשכת הרחק אל ראשית ההיסטוריה של כדור הארץ, ומצביעות על השפעה רבה על שינויים סביבתיים מהותיים, אם לא על גרימתם[דרושה הבהרה].
השפעתם של משטחי הבזלת מתמקדת בשני גורמים עיקריים:
- שחרור נפח גדול של גופרה היוצר חומצה גופרתית באטמוספירה, שבתורו סופג חום וגורם להתקררות משמעותית ולחורף געשי.
- משטחי בזלת אוקייניים עשויים להוריד באופן משמעותי את כמות החמצן במי הים, אם באמצעות חימצון ישיר במגע עם מתכות המצויות בנוזלים הידרותרמיים או בגרימת התפתחות נרחבת של אצות הצורכות כמויות גדולות של חמצן.
בים ובאוויר[עריכת קוד מקור | עריכה]
להיווצרות משטחי בזלת נרחבים השפעה סביבתית מתועדת, גם מקומית וגם מרחבית. ההשפעה העולמית עדיין אינה נהירה דיה, אולם ייתכן ולהיווצרות כמה מן המשטחים הייתה השפעה בקנה-מידה עולמי, בעיקר כאשר כבר הייתה נטייה למפנה. התפרצויות רבות עוצמה של לבה בזלתית היוצרות משטחי הבזלת משחררות חומרים נדיפים כגון פחמן דו-חמצני, גופרית, כלור ופלואור.
גורם חשוב המשפיע על סדרי הגודל של שחרור חומרים נדיפים אלה הוא היות ההתפרצות תת-אווירית או תת-ימית: לחצים הידרוסטטיים מעכבים היווצרות בועות ושחרור גזים של מרכיבים נדיפים (מים, גופרית, כלור ופלואור) במהלך התפרצות תת-ימית עמוקה. עם זאת, מרכיבים מסיסים פחות (פחמן דו-חמצני וגזים אצילים) משתחררים כגזים גם בעומק רב.
גורם חשוב נוסף הוא קו הרוחב שבו מתרחשת ההתפרצות. במרבית ההתפרצויות הבזלתיות, חומרים נדיפים נותרים בטרופוספירה. אולם, בקווי רוחב גבוהים הסמוכים לקטבים, הטרופופאוזה (שכבת האוויר המפרידה בין הטרופוספירה לסטרטוספירה) נמוכה יחסית ומאפשרת לשטף הבזלתי לשחרר גופרית דו-חמצנית לתוך הסטרטוספירה. חלקיקי חומצה גופרתית הנוצרים שם עמידים לאורך זמן ופיזורם נרחב מאשר לו הייתה הגופרית הדו-חמצנית נותרת בטרופוספירה. לכן, ההשפעה על האקלים ועל הכימיה של האטמוספירה רבה יותר באזורים אלה. הנפח הרב של החומרים הנדיפים המשתחררים בהתפרצויות תת-אוויריות בקווי רוחב גבוהים במהלך פרקי זמן גאולוגיים קצרים, תורמים לשינויים סביבתיים עולמיים. התפרצויות בעוצמה גבוהה עשויות לפלוט גופרית דו-חמצנית ופחמן דו-חמצני ישירות לסטרטוספירה, ללא מעבר-ביניים בטרופוספירה.
התחממות, התקררות ומפלס מי הים[עריכת קוד מקור | עריכה]
במונחי היסטוריה של כדור הארץ, אירועים כאלה הם קטסטרופיים – עובדה שמעלה את השאלה אם להתפרצות משטחי בזלת נרחבים בקנה מידה גדול יש השפעה נרחבת או אף גלובלית מבחינה סביבתית ואבולוציונית. כמה מנגנונים כאלה הוצעו: שחרור כמות גדולה של פחמן דו-חמצני עשויה להעלות באופן ניכר את רמתו באטמוספירה, דבר שיש בו כדי להמריץ את אפקט החממה ותהליכים של התחממות עולמית. לעומת זאת, אם משטחי בזלת נרחבים הם תת-אוויריים, הרי שהפליטה של גופרית דו-חמצנית לאטמוספירה עשויה להוביל להיווצרות תרסיס סטרטוספירי, שיגרום להתקררות עולמית באמצעות חסימה של קרינת השמש. בעוד הדעות חלוקות באשר להשפעת משטחי הבזלת, ניתן לקבוע בוודאות כי התפרצותם על קרקעית האוקיינוס – בעוצמה ובקצב המוכרים עד כה – יגרמו להעתקת כמויות מים רבות ולעליית מפלס פני הים. בהתאם לכך, מעריכים כי היווצרות רמת אונטונג-ג'אווה גרמה לעליית מפלס פני הים בכ-10 מ'.
הקשר לאירועי הכחדה[עריכת קוד מקור | עריכה]
מאחר שמשטחי בזלת מסוימים התפתחו במקביל לאירועים של מיעוט חמצן באוקיינוסים והכחדות המוניות, הוצע כי תוצרי לוואי של התפרצויות אלה היוו השפעה עזה ומזיקה על הסביבה ברחבי העולם, ואף תרמו ישירות לאירועי הכחדה.
בתקופה שלפני 50–145 מיליון שנה התאפיינו האוקיינוסים בשינויים כימיים, טמפרטורות ומפלס גבוהים יחסית, השקעה תקופתית של פצלים שחורים, הפקה רבה של פחמימנים, הכחדה המונית של יצורים ימיים ושינוי במגוון הפלורה והפאונה. מתאם זמנים בין הפרצים הגעשיים הקשורים בהיווצרות משטחי הבזלת ובין שינויים סביבתיים – מחייב בחינת סיבתיוּת. ייתכן והדוגמה המרשימה ביותר היא התפרצות מדרגות סיביר לפני כ-250 מיליון שנה ומדרגות אומיישאן בסין לפני כ-260 מיליון שנה, החופפת להכחדה המונית בגבול פרם-טריאס – ההכחדה ההמונית הגדולה ביותר הידועה עד כה – בה נכחדו כ-90% ממיני הצמחים ובעלי החיים מן התיעוד הגאולוגי. דוגמה אחרת היא התפרצות לאקי באיסלנד, המספקת את התיעוד האנושי היחיד לסוג הגעשיות שמייצרים משטחי הבזלת. אף שלאקי הפיק שטפי לבה המייצגים כ-1% אחד בלבד מן הנפח הממוצע של משטחי הבזלת הנרחבים, הרי שהשפעתו המקומית על סביבתו התבטאה בהכחדת 75% ממשק החי של איסלנד ובמות 25% מאוכלוסייתה מחמת רעב.
דוגמאות חשובות נוספות:
- מדרגות דקאן והכחדת קרטיקון-שלישון
- קארו-פראר (Karoo-Ferrar) – חבל געשי שחלקיו העיקריים מצויים היום בדרום אפריקה ובאנטארקטיקה – וההכחדה בגבול פלינסבאך-טואר (סמוך לסוף הליאס) לפני 183 מיליון שנה
- החבל הגעשי המרכז-אטלנטי והכחדת טריאס-יורה לפני כ-200 מיליון שנה
חקר פלאומגנטיזם[עריכת קוד מקור | עריכה]
פלאומגנטיזם הוא המדע החוקר את הסטיות וההיפוכים בשדה המגנטי של כדור הארץ לאורך קיומו, ובהיסטוריה הגאולוגית של כדור הארץ ידועים היפוכים מגנטיים רבים. בזלת מכילה את המינרל מגנטיט, תחמוצת ברזל המושפעת משדה זה. משטחי הבזלת הנרחבים – כמו גם הבזלת הנוצרת ברכסים מרכז אוקייניים – מתעדים היטב את השדה המגנטי של כדור הארץ, כפי שהתקיים בעת קרישת סלעיהם. כיוון השדה המגנטי המוטבע בהם מאפשר תיארוך מדויק של זמן היווצרותם.
ראו גם[עריכת קוד מקור | עריכה]
קישורים חיצוניים[עריכת קוד מקור | עריכה]
הערות שוליים[עריכת קוד מקור | עריכה]
- ^ 1 2 Volcanism and continental break-up: a global compilation of large igneous provinces
- ^ האנציקלופדיה לגאולוגיה, כרך 3, עמ' 319
- ^ 1 2 Origins and Environmental Impact of Large Igneous Provinces
- ^ The Canary Islands Hot Spot
- ^ East Mariana Basin tholeiites: Cretaceous intraplate basalts or rift basalts related to the Ontong Java plume?
- ^ מקורות: רשימת התפרצויות געשיות גדולות בוויקיפדיה באנגלית ואתר הוועדה למשטחי בזלת נרחבים