געשיות היא אוסף של תהליכים המסתיימים בהיווצרות סלעי יסוד פלוטוניים וגעשיים. הראשון בתהליכים הגעשיים הוא היווצרות מאגמה בעומק כדור הארץ כתוצאה מהתכה של סלעים באמצעות עלייה בטמפרטורה, שחרור לחץ והתכת שטף.
הסלע המותך מצטבר בתאי מאגמה, שם הוא מתגבש לסלע פלוטוני באמצעות גיבוש מפריט, חודר לסלעי הסביבה כמחדרים פלוטוניים או מובל אל פני השטח באמצעות צינורות הזנה. מצינורות ההזנה פורצת המאגמה כלבה ויוצרת סלעים געשיים, הבונים הרי געש נקודתיים או משטחי בזלת נרחבים המשתרעים למרחק רב.
אזורים של געשיות
געשיות אינה תופעה כללית אלא מוגבלת לאזורים מסוימים בכדור הארץ: לאורך גבולות בין לוחות טקטוניים, בהעתקים ומעל נקודות חמות פנים-לוחיות. במקומות אלה מבטאת הגעשיות איבוד חום – חום הנובע מתהליכי בנייתו של כדור הארץ ומרדיואקטיביות טבעית הדועכת והולכת – באמצעות הסעתו מגלעין כדור הארץ דרך המעטפת והקרום כלפי חוץ, אל האטמוספירה.
געשיות וטקטוניקת הלוחות
מפה של פעילות טקטונית וגעשית בעולם במיליון השנים האחרונות
טקטוניקת הלוחות היא תאוריה גאולוגית המסבירה את תנועתן של יחידות ליתוספירה – הקליפה החיצונית של כדור הארץ המורכבת מהקרום ומחלקה העליון של המעטפת העליונה. קיים מתאם ברור וחזק בין תפוצתם של מרבית הרי הגעש למיקומם לאורך הגבולות בין לוחות טקטוניים, בהם מסודרים הרי הגעש ברצועות ארוכות וצרות. רבים מהרי הגעש מצויים לאורך שוליהם של אגנים אוקייניים, דוגמת טבעת האש המקיפה את האוקיינוס השקט מניו זילנד דרך הפיליפינים, יפן, קמצ'טקה, האיים האלאוטיים והרכסים במערבן של אמריקה הצפונית והדרומית הקשורה לגבולות סגירה. בעבר נחשבו הרי געש כאלה – שפלטו בין היתר גם ענני אדים – כנובעים מחדירת מי-ים למחילות תת-קרקעיות. במפתיע, לאחר גילוי מנגנוני ההתכה באזורים אלה, מתברר כי למים אכן תפקיד חשוב בהיווצרות המאגמה באזורים אלה.
געשיות מתרחשת גם לאורך גבולות פתיחה, שמרביתם מצויים בקרקעית האוקיינוסים. לבד מהרי הגעש התת-קרקעיים הנוצרים בהם, געשיותם ניכרת בהיווצרות לבה צעירה ברכסים מרכז אוקייניים וכן במעיינות חמים ובארובות הידרותרמיות. בשל מיקומם של גבולות פתיחה אלה, קיים תיעוד נדיר בלבד של התפרצויות באזורים אלה שנעשה באמצעות צוללות וציוד נשלט מרחוק.
קיומה של געשיות לאורך גבולות טקטוניים מהווה טיעון חזק להיותם מנגנון מכונן לתהליכים טקטוניים, אך רק לעיתים רחוקות מתרחשת געשיות לאורך גבולות חילוף. לעומת זאת, קיימים הרי געש בודדים או קבוצות של הרי געש הרחק משולי לוחות, והם קשורים לגעשיות פנים-לוחית המיוחסת לנקודות חמות. אף שאלה אינם מצויים בגבול הלוחות הטקטוניים, הם חבים את מקורם לתימרות מעטפת חמות – הקשורות ישירות לכוחות המניעים את טקטוניקת הלוחות.
למיקום הטקטוני השפעה גם על היווצרות המאגמה: התכה בהפחתת לחץ מתרחשת בעיקר בגבולות פתיחה והתכת שטף מתרחשת בעיקר בגבולות סגירה, וגם על נפחי המאגמה הזורמת בהם (מתוך כ-21 קילומטרים מעוקבים בשנה):
26% מהנפח השנתי זורמים לאורך גבולות סגירה, מתוכם נוצרים 26% סלעים פלוטוניים ו-7% סלעים געשיים
12% מהנפח השנתי זורמים מעל נקודות חמות, מתוכם נוצרים 88% סלעים פלוטוניים ו-12% סלעים געשיים
נתונים אלה משקפים ממוצעים בהווה, אך אין להסיק מהם יחסים דומים גם בעבר מאחר שזרימה הקשורה בתימרות מעטפת משתנה באופן ניכר לאורך פרקי-זמן של עשרות מיליוני שנים. בעברו של כדור הארץ ידועים אירועים של שפכי בזלת פנים-לוחיים ניכרים, שנגרמו כנראה כתוצאה מראש תימרה גדול שחדר לבסיס הליתוספירה. במהלך אירועים כאלה התקיימה שליטה של הזרימה הגעשית הפנים-לוחית בזרימה הכללית, ועלתה בהרבה על הזרימה הפנים-לוחית העכשווית.
על אף הקשר ההדוק בין גבולות טקטוניים לגעשיות, לא בכל גבול בין לוחות מתקיימת געשיות פעילה. דוגמה לכך ניתן לראות בגבול הפתיחה בין הלוח ההודי ללוח הערבי בצפון-מערב האוקיינוס ההודי, שעל-אף טמפרטורת מעטפת גבוהה מתקיימת בו געשיות מועטה בלבד.[2]
גבול פתיחה מתקיים בין לוחות המתרחקים זה מזה. הפחתת לחץ במעטפת משפיעה על געשיות בגבולות פתיחה, בהם המאגמה נעה מעלה כתוצאה מהסעת החום במעטפת, אולם ייתכן ובעיקר בתגובה להסרת הכיסוי הליתוספירי הפרוש מעליה בצורה אופקית – מה שהופך את הגעשיות בגבולות פתיחה לסבילה. בחינה של הגעשיות באוקיינוס האטלנטי עשויה להסוות טענה כזו מאחר שקיימים בו כמה הרי געש של נקודה חמה המצויים קרוב לרכס המרכז-אטלנטי. אולם, פעולתן של תימרות המעטפת באזור זה הן רק הגורם הראשוני לגעשיות במקרים אלה, מאחר שהן הגורמות לבקיעתו של הלוח ולהיווצרות מרכזי התפשטות לאורך הרכס המרכז-אטלנטי, בהם מתקיימת געשיות של גבול פתיחה.
בערך 60% מקרום כדור הארץ הוא אוקייני, אף כי האוקיינוסים מכסים כ-75% משטח כדור הארץ – 15% הנותרים הם מדפים יבשתיים השייכים לקרום יבשתי. מרבית הקרום האוקייני נוצר בתהליכים געשיים ברכסים מרכז אוקייניים לאורך גבולות פתיחה. רכסים מרכז אוקייניים אינם מצויים תמיד בדיוק במרכז האוקיינוסים, והם מייצגים את המערכת הגעשית המתמשכת ביותר בכדור הארץ – שרשרת הרים שאורכה 80,000 ק"מ, רוחבה 1,500-2,000 ק"מ וגובהה מעל קרקעית האוקיינוס 2-3 ק"מ. עם זאת, שרשרת הרים זו אינה רציפה, והיא מורכבת ממקטעים באורכים שונים התחומים בהעתקי חילוף הקוטעים את הרצף הליניארי של הרכס. מקטעים אלה משקפים שבירה בהולכה הגעשית המזינה את געשיות הרכס: מקטעים רדודים ורחבים מייצגים געשיות פעילה ואילו מקטעים צרים ועמוקים מייצגים געשיות פחותה או נעדרת. מקטעים שהתרוממו מעל פני הים – דוגמת דרום איסלנד, מרכז העתק גלאפגוס ומקטע הרכס המרכז-אטלנטי ליד האיים האזוריים – מייצגים חריגות הקשורות ישירות להשפעתן של תימרות מעטפת סמוכות.
קצב ההתפשטות במקטעים משפיע על המורפולוגיה, המבנה ומדדי הזמן והמרחב של געשיות לאורך גבולות פתיחה. גבולות פתיחה איטיים – בהם מתקיימת פליטה געשית נמוכה – נשלטים על ידי מערכת העתקים ותנועה טקטונית, ואילו גבולות פתיחה מהירים – בהם מתקיימת פליטה געשית מרובה – נשלטים יותר על ידי געשיות. ניתן להסביר רבים מן ההבדלים הנצפים לאורך גבולות פתיחה במעין "תחרות" בין תהליכים געשיים ותהליכים טקטוניים. עם זאת, מרבית הבנייה של קרום אוקייני חדש מתרחשת כתוצאה מגעשיות – גם בגבולות איטיים וגם במהירים. כאמור, בניית הקרום בגבולות פתיחה מורכבת מהיווצרות של סלעים פלוטוניים (86%) וגעשיים (14%).
האזור לאורך גבולות הפתיחה ברכסים מרכז אוקייניים שבהם מרוכזות התפרצויות געשיות ופעילות הידרותרמית בטמפרטורה גבוהה נקרא "אזור נאו-געשי", והוא ממוקם בפסגת הרכס. החלק בפסגה המקיף את האזור הנאו-געשי משני צדדיו זכה לכינויים רבים: "עמק הציר" (axial valley), "עמק ביקוע" (rift valley), "רצפת עמק פנימית" (inner valley floor), "עמק חציוני" (median valley), "שקע פסגה מאורך" (elongated summit depression), "גראבן של פסגת ציר" (axial summit graben) ו"קלדרה של פסגת ציר" (axial summit caldera). ההבדלים בהגדרה נובעים בעיקר מביטויים מורפולוגיים שונים של הציר לאורך פסגת הרכס.
מגוון המבנים הנוצרים לאורך הציר הם תוצאה של שני תהליכים מתחרים:
פעילות געשית – שכתוצאה ממנה נבנים תוואים חלקים יחסית על קרקעית האוקיינוס
היווצרות העתקים ובקעים – שכתוצאה מהם נבנים תוואים קוויים גסים
בכל המקרים, האזור הנאו-געשי ברכסים הוא לרוב קווי, דומה לרצועות בקעים הקיימות בכמה הרי געש אך שונה מהלועות והקלדרות המעוגלים הקשורים בהרי געש פנים-לוחיים או של גבולות סגירה.
לא כל הגעשיות ברכסים המרכז אוקייניים מתרחשת לאורך האזור הנאו-געשי. במרחק עשרות קילומטרים ממרכזי התפשטות מהירים נפוצים הרי געש תת-ימיים קטנים יחסית. כמו כן, לאחרונה התגלו עדויות לכך שכמות משמעותית של געשיות עשויה להתרחש במרחק של עד 4 ק"מ מסוללות המצויות בצדי הצירים או קשורה להיווצרות גבעות באזור האביסלי – אזור בקרקעית האוקיינוס שעומקו 2-6 ק"מ.
מאגמה בזלתית נפוצה באזורי פתיחה, אם כי קיימים בהרכבה הבדלים המשקפים הבדלים בהרכב החומר המעטפתי הניתך ובתהליכי הגיבוש המפריט החלים בו. התכה מתחת לרכסים האוקייניים מתרחשת בטווח עומקים רחב, ותלוי בטמפרטורה של המעטפת. הנתך נקרש ויוצר קרום, או שהוא מתפרץ אל קרקעית האוקיינוס ויוצר "MORB" – ראשי תיבות באנגלית של Mid Ocean Ridge Basalt, בזלת של רכס מרכז אוקייני – בדגם כרים. מאותה מאגמה נוצרים מתחת לפני השטח – בתחתית הליתוספירה האוקיינית – סלעי גברו.
מאפיינים מורפולוגיים ברכסים מרכז אוקייניים קשורים לקצב ההתפשטות וליכולתם של תאי המאגמה להתקיים במצב יציב – כלומר: לאפשר אספקה רציפה של מאגמה. קצב התפשטות קריטי נמדד בכ-5 ס"מ לשנה – מעליו מתאפשר מצב יציב בתאי המאגמה, ומתחתיו – לא. גורם זה אחראי לפליטה הגעשית במהלך הזמן: קיומם של מאגרים במצב יציב שומר על קצב געשי התואם תנועה טקטונית ואף שולט בה. לעומת זאת, שליטה טקטונית מתקיימת במקום בו תאי המאגמה פעילים לסירוגין. לשינויים ברמת האספקה של מאגמה השפעה עמוקה על בניית חלקו העליון של הקרום.
גבול סגירה מתקיים בין לוחות טקטוניים הנעים זה לקראת זה. כאשר שני הלוחות הם יבשתיים – ייווצר במקום המפגש רכס הרים בתהליך של אורוגנזה, וכאשר לוח אוקייני כבד וצפוף פוגש בלוח שני (יבשתי או אוקייני) קל ממנו – הוא ישקע תחתיו. הגורם העיקרי לגעשיות בגבולות סגירה הוא התכת שטף, הנגרמת כתוצאה מהורדת נקודת ההתכה של הסלעים על ידי מים וחומרים נדיפים אחרים המצויים על-גבי הלוח השוקע. נוכחות החומרים הנדיפים מעלה את נפיצותה של המאגמה וגורמת להתפרצויות אלימות יותר מאלה של גבולות פתיחה.
געשיות בשולי גבולות סגירה מתבטאת כשרשרות של הרי געש היוצרות קשתות איים בליתוספירה אוקיינית וקשתות געשיות בליתוספירה יבשתית. הקשתות מקבילות לשקע האוקייני, המשקף על-פני השטח את הגבול בין הלוחות. אזורים אלה פעילים מאוד מבחינה טקטונית, ובהם מתפרצת מאגמה שמקורה במעטפת בגב הקשת, במרכזה או בקדמתה וכן מתרחשת התמרה של סלעי משקע. קשתות איים כאלה עשויות להתמזג במהלך הזמן באמצעות הצטברות של סלעים געשיים וסלעי משקע, וליצור "קשתות ביניים" דוגמת ניו זילנד, יפן וג'אווה. לעומת קשתות איים, קשתות געשיות דוגמת רכס הרי האנדים נבנות ישירות מעל ליתוספירה יבשתית.
אף שהגאומטריה של הקשתות מתאפיינת בעיקר בשרשרת הרי געש המקבילה לשקע האוקייני, השרשרות עשויות להיקטע באזורים מסוימים ולהתגבב זו על זו כצלב. קטיעה כזו עשויה לשקף מבנים בלוח המופחת – דוגמת העתקי חילוף, או עשויה להיות נשלטת על ידי מבנים שונים בלוח הרוכב. ניתוח מבני זהיר יכול לקשר בין תפוצתם של הרי געש וכיוון בנייתם למאפיינים בליתוספירה המצויה ישירות מתחת לקשת, ולשקף את הלחצים המקומיים המכתיבים את עליית המאגמה אל פני השטח. במקומות אחדים, הפחתה עשויה שלא לייצר געשיות בלוח הרוכב. בהרי האנדים, לדוגמה, קיים קיטוע לשלושה אזורי געשיות הפעילים בהווה, המופרדים באמצעות אזורים נטולי-געשיות על-אף הפחתה מתמשכת לאורך כל השוליים המערביים של אמריקה הדרומית. נראה כי היעדר געשיות מלווה שולי לוח רדודים במיוחד. ניתן לעקוב אחר שינויים החלים בהתנהגות הגעשית במהלך הזמן של קשתות מסוימות לאורך אזורים טקטוניים של בנייה מחדש בעלי משתנים של עומק הלוח.
הפחתה, במהותה, היא מצב זמני. הליתוספירה המופחתת היא תמיד אוקיינית – ליתוספירה יבשתית עמוקה יותר ובעלת כושר ציפה גבוה יותר, ולכן אינה יכולה להיות מופחתת. כתוצאה מכך, אם הפחתה מסתיימת בסגירה של שני מקטעי ליתוספירה יבשתית, המפגש ביניהם יוצר אורוגנזה – תהליך של עיוות והרמה. אורוגנזה כזו יצרה את רכס ההימלאיה כתוצאה מהתנגשות הלוח ההודי בלוח האירו-אסייתי, במהלכה חלה הפחתה של כל הלוח האוקייני ביניהם. התנגשויות כאלה מסיימות את תהליך ההפחתה בגבולות סגירה אלה.
הרי הגעש בגבולות סגירה וסוגי המאגמה הפעילים בהם נובעים ישירות מאופי התהליך. כאמור, המאגמה נוצרת באמצעות הורדת נקודת ההתכה במעטפת בשל חדירת מים וחומרים נדיפים. תהליך זה עולה בקנה אחד עם מודלים של אזורי הפחתה, המראים כי בעת ההתכה נמצא הלוח הנוחת בעומק של 100-150 ק"מ. קיים קשר בין מיקום קדמת הקשת לבין עומק אזור בניוף (Wadati-Benioff zone) – תחום מוקד רעידות האדמה המצוי במישור החיכוך של הלוח המופחת. עומק זה של 100-150 ק"מ מרמז כי הגורם לגעשיות רגיש ללחץ. עם זאת, לא תתקיים געשיות כאשר הלוח הנוחת מצוי מתחת לחלק כלשהו של הקשת אך נע לצדדים יותר מאשר למטה, כפי שמתרחש בחלק מהאנטילים הגדולים ובמערב האיים האלאוטיים. ייתכן והפסקת הגעשיות נובעת מהפסקה בהידרציה הנדרשת להתכה, כפי שקורה בנחיתה רדודה של לוח מופחת. עם זאת, קיימים שינויים בהרכב המאגמה במרחב ובזמן כאחד: געשיות מוקדמת בקשתות איים היא לרוב בזלתית ותולאיטית בהרכבה, בעוד שגעשיות מאוחרת נוטה להיות יותר אלקלית-סידנית בהרכבה עם מאגמה אנדזיטיתמובדלת ורבה יותר. ואכן, התפוצה הניכרת של תוצרים אנדזיטיים בגבולות סגירה הובילה למסקנה מוקדמת כי הייתה זו מאגמה בהרכב ראשוני. נטייה זו משקפת הבשלה והתעבות של קרום הקשת במהלך הזמן, שהובילו להיווצרות מאגמה בעומק הולך וגדל והרחבת התבדלותה. בשלבים הראשונים של געשיות בכמה קשתות וסמוך לשקע האוקייני נוצרים סוגים לא רגילים של מאגמה בשם בוניטיטים. אלה כוללים לבות עתירות מגנזיום וסיליקה עם ריכוזים נמוכים של מרבית המרכיבים, להוציא יסודות הקורט הניידים ביותר.
בכמה אזורי הפחתה קיימים לוחות מופחתים בעלי טמפרטורה גבוהה בלתי-רגילה המכילים נתך סלעים. במקרים כאלה מייצגים הלוחות ליתוספירה אוקיינית צעירה מאוד, ולכן הם חמים יותר מהרגיל כאשר הם חודרים לשקע האוקייני. הרכב המאגמות הנוצרות במערכות כאלה שונה מאשר בקשתות "נורמליות" – תכולת סיליקה גבוהה ותכולת אשלגן נמוכה. מאגמות אלה דומות מבחינות רבות להרכב קרום יבשתי עתיק – עובדה הרומזת כי קרומים קדומים בכדור הארץ נוצרו למעשה בהתכה בלחץ גבוה של קרום בזלתי, בין אם בעומק רב מתחת ליבשות או שהופחת ברובו בדומה לגבולות הסגירה העכשוויים. מאגמה מאזורי הפחתה כאלה נוצרת בהרכבים אדקיטיים.
הרי געש של גבולות סגירה שונים בהרכביהם ובתפוצתם. הנפוצים ביותר הם הרי געש שכבתיים, המורכבים משכבות פירוקלסטיות ושכבות לבה לסירוגין, אם כי מרבית הסוגים האחרים והקטנים יותר עשויים גם הם להימצא באזורים אלה, החל מחרוטי מגן ועד לחרוטי אפר, כיפות לבה ומארים. געשיות מתפוצצת אופיינית יותר לאזורים אלה מאשר זרימה בזלתית המאפיינת גבולות פתיחה וגעשיות בזלתית פנים-לוחית, והיא יוצרת מגוון רחב של משקעים פירוקלסטיים המלווים בזרמי לבה בזלתית עד ריוליטית בהרכבה. הנטייה להתפרצויות מתפוצצות נובעת מתכולה גבוהה של גזים ומים וצמיגות גבוהה במאגמות של קשתות איים וקשתות יבשתיות.
העתק הוא משטח שבירה הנוצר בסלעי הליתוספירה כתוצאה מכוחות טקטוניים, לאורכו מתרחשת תנועה של גושי הסלע זה לעומת זה בכיוונים שונים. העתקים נוצרים גם בליתוספירה יבשתית וגם בליתוספירה אוקיינית. ברכסים מרכז אוקייניים נראה בבירור הקשר בין געשיות להיווצרות העתקים וסדקים בקרום, הנתפשים כרצועות בקעים. ברצועות בקעים נוצרים לעיתים קרובות גראבנים – גושי סלע השקועים בין שני העתקים – מעל מחדריםדייקיים, מאחר שהאחרונים יוצרים שני אזורים של מתח מקסימלי על-פני השטח במקביל לציר הדייק אך בניצב לשכבות הסלע אליהן חדר. חדירת הדייק משחררת לחץ אופקי, שנבנה בהדרגה מעצם התרחקות הלוחות זה מזה מאז התבקעות הקרום והיווצרות ההעתק. כאשר נוצר גראבן מעל דייק, ההעתקה מתרחשת בטרם מגיע הדייק אל פני השטח. כאשר מתחילה התפרצות – הגראבן עשוי להתמלא על ידי לבה. באזורי התפרצויות צעירים ברכס חואן דה פוקה מצויים גראבנים שרוחבם 10-100 מטרים ועומקם 5-15 מטרים. הסברה היא כי גראבנים אלה נוצרו ישירות מעל דייק, שבחדירתו לסלעי הסביבה הזין את ההתפרצות. גראבן דומה שמידותיו גדולות יותר תועד בעת חדירת דייק באיסלנד.
העתקי חילוף מציינים לרוב גבול בין לוחות, בו לא מתרחשים הרס או בנייה של קרום. עם זאת, עדויות חדשות מצביעות על געשיות המתרחשת בתוך כמה העתקים כאלה במזרח האוקיינוס השקט: העתק בלנקו (Blanco) ברכס חואן דה פוקה, העתק סיקואירוס (Siqueiros) בצפון הרכס המזרח-פסיפי (East Pacific Rise) והעתק בגארט (Garrett) בדרומו. שלא כמקטעי רכס סמוכים, הרכב המאגמה הבזלתית בהם מגוון: מבזלת פיקריטית עתירת מגנזיום ועד בזלות עתירות ברזל. מגוון זה משקף תאי מאגמה לא יציבים, המאפשרים לנתכים מסוגים שונים להתפרץ מבלי לעבור הומוגניזציה.
תופעה מעניינת התגלתה במהלך סקרים גאולוגיים וגאופיזיים הנערכים מאז שנת 2000 בים התיכון, באזור הדלתה העמוקה של הנילוס: שדה נרחב ובו 150 הרי געש חרוטיים של בוץ, שקוטרם מאות מטרים וגובהם מעל קרקעית הים 10-60 מטרים. קרקעית הים באותו אזור נמצאת 2.5-3 ק"מ מתחת לפני הים, וקשורה להעתקי התפשטות ממזרח לרכס הים-תיכוני.[3]
לצד געשיות בהעתקים אוקייניים מתקיימת געשיות גם בסביבת העתקים יבשתיים, והרי געש רבים מתפתחים בבסיס העתקים נורמליים ברצועות בקעים יבשתיות. מאחר שמיקום זה גבוה מבחינה טופוגרפית ובעל מבני-לחץ קטנים, ההקשר אינו ברור לחלוטין. מודל פשוט של התעקמות לוח מראה כי העיוות בחלקו העליון של הקרום, הנתמך על ידי ההתעקמות במהלך היווצרות העתק פשוט, יוצר התרחבות של שדה-לחץ בבסיס הקרום. שדה-לחץ זה מאפשר היווצרות סדקים, דרכם מתרחשת דליפה של נתכים קיימים.[4]
העתקים קשורים באופן הדוק לתנועה טקטונית, ומהעתקים ראשיים מתפתחים לעיתים עמקי ביקוע המהווים מוצא למאגמה המצויה בתחתית הקרום. עמקי ביקוע כאלה הופכים לגבולות פתיחה בדמות רכסים מרכז אוקייניים בין שני לוחות יבשתיים המתרחקים זה מזה.[5] תהליך זה מתאר את ההתבקעות המתמשכת של הלוח האפריקני לאורך השבר הסורי-אפריקני, במהלכה החלה היפרדות חלקית של הלוח הערבי ופתיחת ים סוף. בהמשך התהליך התפצל הלוח הערבי לאורך בקעת הלבנון, בקעת הירדן ומפרץ אילת, וממערב לו מצוי הלוח הלבנטיני – שעדיין מחובר בקצהו המערבי, באזור תעלת סואץ – ללוח האפריקני. בדרומו של השבר הסורי-אפריקני – בגבול הנפער בין הלוח האפריקני במזרח ללוח הסומלי במערב – נמשכת התבקעות הלוח האפריקני לאורך בקע מזרח-אפריקה. התבקעות זו – המתבטאת בגעשיות המתרחשת לאורך העתקי-המשנה בשוליה – מתחילה בדרום-מזרח טורקיה, עוברת דרך קו התלים הישראלי ברמת הגולן וקו התלים הסורי בדרום-מערב סוריה, לאורך חופי ים סוף בשטחן של ערב הסעודית ותימן, חוצה את אתיופיה וקניה, תוחמת את גבולה הצפון-מזרחי של הרפובליקה של קונגו ונמשכת עד מזרחה של טנזניה. ההתבקעות צפויה להתקדם דרומה ולהגיע עד חופי האוקיינוס ההודי במזרח דרום אפריקה.
געשיות פנים-לוחית
מפת נקודות חמות בעולם – 1: גבול פתיחה, 2: גבול חילוף (טרנספורם), 3: גבול סגירה, 4: אזורים פעילים, 5: נקודות חמות נבחרותשרטוט סכמתי של היווצרות שרשרת הרי געש במעבר הקרום מעל לנקודה חמה
געשיות אינה מוגבלת לשולי לוחות ולהעתקים, אלא מתרחשת גם באזורים המצויים בתוך הלוחות. מוקדי הגעשיות הפנים-לוחית הן נקודות חמות, המצויות באזור המגע שבין ראשי תימרות מעטפת – ששורשיהן קבועים בתחתית המעטפת – לתחתית הליתוספירה. מבין 40-50 נקודות חמות שזוהו בהיקף כדור הארץ, הפעילות ביותר מצויות מתחת לאיי הוואי – במרחק אלפי קילומטרים מגבול הלוח הקרוב ביותר, האי ראוניון, איי גלאפגוס ואיסלנד. מחקרים חדשים מצביעים על כך שייתכן וקיימים מאות מרכזים געשיים פנים-לוחיים הפעילים בהווה.
מיקומן של נקודות חמות פנים-לוחיות מגוון: הן יכולות להיות קרובות לרכס מרכז אוקייני – דוגמת האיים האזוריים והאי אסנשן, או בשולי אוקיינוס – דוגמת האיים הקנריים ואיי כף ורדה. געשיות פנים-לוחית מתקיימת גם בלוחות יבשתיים – דוגמת הנקודה החמה של ילוסטון ומרכזים געשיים באפריקה.
תנועת הלוחות מעל הנקודות החמות גורמת להן "לנדוד" ממיקומים אוקייניים ליבשתיים, ולהפך. דוגמה לכך היא הנקודה החמה של ניו אינגלנד: זו נוצרה לפני כ-200 מיליון שנה מתחת למפרץ הדסון באוקיינוס הארקטי. כאשר נפתח האוקיינוס האטלנטי עבר מעליה הקרום היבשתי של אמריקה הצפונית בתנועתו מערבה. כיום נמצאת הנקודה החמה מתחת לקרום אוקייני, מזרחית לרכס המרכז-אטלנטי. במהלך תנועת הלוח האוקייני מעליה נוצרה שרשרת של הרי געש תת-ימיים.
נקודה חמה אוקיינית
שרשרת של הרי געש תת-ימיים – שריד למעבר הנקודה החמה של ניו אינגלנד מתחת לקרום אוקייני במערב האוקיינוס האטלנטי, המתחילה סמוך למדף היבשתי ממזרח לרוד איילנד
מפעילותה של נקודה חמה בלוח אוקייני נותרים שרידים ברורים בדמות שרשרות קוויות של הרי געש – דוגמת שרשרת האיים הגעשיים של הוואי. איים אלה נוצרים כאשר הקרום האוקייני עובר מעל נקודה חמה, וכבים כאשר הם מתרחקים ממנה. באופן זה הם מותירים סדרה של הרי געש, המקבילים לכיוון תנועת הלוח הטקטוני. איי הוואי הם הרצף הגעשי האחרון בסדרה של כ-80 הרי געש תת-ימיים, הנמתחת לאורך 5,800 ק"מ על קרקעית האוקיינוס השקט ונבלעת בשקע האלאוטי – שקע אוקייני בצפון האוקיינוס השקט, הנמתח מדרום-מערב אלסקה ועד דרום קמצ'טקה.
תוצר נוסף של נקודות חמות אוקייניות הן רמות אוקייניות. רמות כאונטונג ג'אווה ורמת מניהיקי במערב האוקיינוס השקט מייצגות כמה משפכי הבזלת הגדולים ביותר בתיעוד הגאולוגי. המאגמות הנוצרות בשחרור לחץ בראש התימרה מועברות אל הקרום כמחדרים או מתפרצות מתוכו, וגורמות לו להתעבות בצורה אנומלית – 20 ק"מ לעומת 7 ק"מ של קרום אוקייני סדיר. התוצאה של התעבות ליתוספירית כזו היא פיצוי איזוסטטי,[6] כך שפני השטח שלה מצויים הרבה יותר גבוה מקרקעית הים שסביבה, גם לאחר שנדרשת תוספת של ציפה תרמית לאחר שפגה השפעת התימרה. באופן זה נוצרים המאפיינים הנרחבים של רמות תת-ימיות.
אף כי געשיות הנובעת מנקודות חמות נפוצה גם באוקיינוסים וגם ביבשות, קיים הבדל משמעותי בין שני המיקומים: מפעילותה של נקודה חמה בלוח אוקייני נותרים שרידים ברורים בדמות שרשרות קוויות של הרי געש ורמות אוקייניות, בעוד מפעילותה של נקודה חמה בלוח יבשתי נותרים רק לעיתים נדירות שרידים מזוהים. במאמר העוסק בנקודה החמה של דארפור[7] מציג הגאולוג צבי גרפונקל את הקושי באיתור שרידים אלה, מאחר שההיסטוריה הגעשית לאורך מסלולה רצופה אי-סדירויות, שאינן קיימות במודלים המקובלים של נקודה חמה אוקיינית: געשיות ממושכת מאוד (10-20 מיליוני שנים) בשדות געשיים מסוימים, געשיות סימולטנית בכמה שדות ואי-רציפות געשית לאורך המסלול. לטענתו, מצב זה עשוי להיווצר בשל פעולתם של תהליכים מעטפתיים מתחת ליבשות, אך עשוי להיוותר תיעוד לאופנים שונים של היווצרות והובלת המאגמה. עם זאת, חשוב לזהות עקבות אלה, המתעדים את תנועת הלוחות מעל הנקודה החמה.
בדומה לעמקי ביקוע הנוצרים מהעתקים, מתרחש ביקוע יבשתי גם כתוצאה מפעילותן של נקודות חמות. ליתוספירה יבשתית עשויה להתרומם ככיפה ולבסוף להתבקע. אם הביקוע אינו חלקי או מקומי אלא חל על כל הלוח היבשתי – נוצר גבול פתיחה חדש שיהפוך לרכס מרכז אוקייני. מהלך זה משקף את היווצרות איסלנד: האי ממוקם מעל גבול הפתיחה של הרכס המרכז-אטלנטי. הרכבן הכימי של הלבות המקומיות מציינות געשיות הקשורה לתימרת מעטפת עמוקה – שייתכן והיא זו שגרמה מלכתחילה לביקוע הראשוני בצפון האוקיינוס האטלנטי לפני כ-60 מיליון שנה. חיזוק לסברה זו הם שפכי בזלת במזרח גרינלנד, המשקפים שלבים מוקדמים של געשיות תלויית-תימרה.
עדויות משפכי בזלת של תחילת ביקוע נוטות להישמר היטב לעיתים קרובות לאורך שולי האגן האוקייני, ההופכים להיות שולי יבשת סבילים.[8] דוגמאות לעדויות כאלה הן הבזלות של מדרגות פראנה ואטנדקה (Paraná and Etendeka traps), שכיום ממוקמות באמריקה הדרומית ובדרום אפריקה בהתאמה, ואשר נוצרו לפני 130 מיליון שנים במהלך אירוע הביקוע שיצר את דרום האוקיינוס האטלנטי. זוגות של רכסים א-סימטריים – דוגמת רכס ולביס-ריו גרנדה (Walavis Ridge-Rio Grande Rise) בדרום האוקיינוס האטלנטי – מייצגים שרידים לתימרת מעטפת מאוחרת, שפעלה בעת שהליתוספירה האוקיינית כבר נוצרה לאחר שהיבשות התרחקו זו מזו.
זרימה מרובה של מאגמה – בנפח היוצר שפכי בזלת ומשטחי בזלת נרחבים על שטח של 100,000 קמ"ר או יותר – עשויה להימשך מיליונים ספורים של שנים. זרימה פחותה יותר וגעשיות יציבה עשויות לעקוב אחר מסלול התימרה על-פני השטח.
השפעת הליתוספירה על געשיות
קלדרת לונג ואלי, קליפורניה
הליתוספירה היא תוצר יסודי של תהליכים טקטוניים, והשכבה העליונה שלה – הקרום – תוצר של תהליכים טקטוניים בעומק רדוד, בעיקר געשיות. לליתוספירה תפקיד חשוב בוויסות אופי הגעשיות, בכך שהיא משמשת מסנן המשנה את הרכב המאגמה מעת היווצרותה ועד התפרצותה אל פני השטח. ככל שהמסנן עבה יותר וצפיפותו נמוכה יותר – כן גדלה השפעתו על עליית מאגמות הנובעות מהמעטפת, רובן בזלתיות. בשל צפיפותן הגבוהה עשויות מאגמות אלה להיקוות בתחתית הקרום היבשתי. התוצאה: גיבוש מפריט עם חדירת זיהומים מסלעי הסביבה, המוביל ליצירת מאגמות קרומיות מפותחות יותר. זאת ועוד: חום הנוסף לתחתית הקרום היבשתי עשוי להיות גבוה דיו לגרום להתכה חלקית של נפחי קרום גדולים וליצירת נתכים ריוליטיים צמיגים ועתירי מומסים, העשויים להתגבש לסלעי גרניט בעומק או להתרומם ולפרוץ אל פני השטח בהתפרצויות אלימות. סוג זה של געשיות יוצר מתחמים של קלדרות פנים-יבשתיות – דוגמת קלדרת לונג ואלי בקליפורניה, קלדרת ואלס בניו-מקסיקו והקלדרות של ילוסטון – הקשורות לנפחים גדולים של פליטת פירוקלסטיםריוליטיים.
באזורים יבשתיים רבים נקשרת געשיות ריוליטית מבחינת זמן ומרחב לשפכי לבה בזלתית – הֶקְשֵׁר המוכר כגעשיות דו-אופנית. התופעה הדו-אופנית של הרכבים היא תוצאה של בזלות מונעות-מעטפת והריוליטים שהן יוצרות באמצעות התכה חלקית בתחתית הקרום, המתפרצים באותה אפיזודה געשית.
אגירת המאגמה, גיבוש מפריט, זיהום בחומרי קרום, עירוב מאגמות בליתוספירה והתכה גורמים להיווצרות מגוון רחב של סלעים געשיים. תהליכים אלה מסבירים גם מדוע נפחם של סלעים בזלתיים – ביחס לסוגי סלעים מפותחים מהם – גדול יותר באגנים אוקייניים מאשר ביבשות. לכן, אופי הליתוספירה – בכפוף לסביבה הטקטונית – קובע רבים מהמאפיינים החשובים של הר געש נתון ושל הסלעים הנוצרים בו.
געשיות בישראל ובסביבתה
דייק חוצה סלעי סביבה במכתש רמון
בישראל ובסביבתה לא ידועה כיום געשיות פעילה, אך קיימות עדויות רבות לפעילות געשית ערה בעבר, שנבעה מתהליכי טקטוניים ואורוגניים.
לפני 530-550 מיליון שנים – סלעים שנחשפו בדרום ישראל מהווים עדות לגעשיות פוסט-אורוגנית הקשורה לאירוע הפאן-אפריקאי. הגעשיות הייתה פנים-לוחית באופיה והתבטאה בפליטת לבה ריוליטית.
לפני 580 מיליון שנה – געשיות נמשכת ומתבטאת בדייקים בזלתיים באזור אילת ובסיני.
לפני 585 מיליון שנה – תחילתו של שלב בתוליתי בצפון השילד הערבו-נובי, הקשור לאירוע הפאן-אפריקאי ולשלבים המאוחרים של בניית השילד. שלב בתוליתי זה הסתיים בתקופה געשית שהתרחשה לפני 523-535 מיליון שנים.
מחזור שני – 125-123 – מכתש רמון, הר עריף, הכרמל וכן בסוריה ובלבנון.
שני מחזורים אלה מקבילים לגעשיות הנובעת מהנקודה חמה של דארפור, שמסלולה עבר בבקעת הירדן ובאזור המכתשים בנגב.
מחזור שלישי – 116.4±3.4 עד 108.8 ±1.2 – מכתש רמון, הר עריף, בקעת תמנע, הכרמל וכן בסיני, בסוריה ובמצרים. סלעים געשיים ממחזור זה מייצגים את הגעשיות הנרחבת ביותר בנגב ואיפשרו לא רק לתארך את המחזור אלא ללמוד את סדר ההתרחשויות הגעשיות באזור. באופן זה ניתן היה לתארך את הפעילות הגעשית הצעירה ביותר בבקעת תמנע לתקופה שלפני 108.4±1.7 מיליון שנה. בנוסף, דגימות סלע שנלקחו מהר ערוד במכתש רמון תיעדו היפוך מגנטי שאירע לפני 110.3±6.1 מיליון שנים[11] והתרוממות במרכז הנגב כתוצאה מגעשיות זו.
מחזור רביעי – 99±1; 98.2±1.1; 96.7±0.5; 95.4±0.5 – ארבעה מחזורים געשיים עיקריים בכרמל (רכס הכרמל, רמות מנשה ורכס אמיר) – ששרידיהם משתקפים היטב במחשוף המערבי של הר הגעש בכרם מהר"ל וליד שפיה, וכן בלבנון, בסוריה ובמצרים.
מחזור חמישי – 82±1 – מחזור געשי חמישי בכרמל, באזור בת שלמה.
במהלך הקנוזואיקון התרחשו אירועים געשיים נרחבים בישראל ובסביבתה:
בפליוקן נוצר לאורך השוליים המערביים של בקעת הירדן משקע פירוקלסטי עשיר בפצצות בזלתיות, לפילי וסקוריה, שנחשף ליד חמדיה. המשקע מורכב מאגלומרט בזלתי משוכב עם זרמי בזלת, והוא עשוי לציין התפרצויות מתפוצצות המופרדות באמצעות שני שלבים של זרמי לבה.[13]
^איזוסטזיה – ציפה של מסה מוצקה בצפיפות נמוכה על-פני מסה נוזלית וצפופה
^צבי גרפונקל, "Darfur-Levant array of volcanics – A 140-Ma-long record of a hot spot beneath the African-Arabian continent, and its bearing on Africa's absolute motion", Israel Journal of Earth Sciences, כרך 40, עמ' 135-140
^שולי יבשת סבילים – אזור מעבר בין קרום יבשתי לקרום אוקייני של אותו לוח טקטוני
-1.svg)
