תא מאגמה

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
קפיצה אל: ניווט, חיפוש
אוקיינוס קרום כדור הארץ קרום כדור הארץ מעטפת כדור הארץ גלעין כדור הארץ תחום אי הרציפות וייכרט-גוטנברג תחום אי הרציפות ג'פריס אסתנוספירה ליתוספירה תחום אי הרציפות מוהו
תרשים אינטראקטיבי של מבנה כדור הארץ


תא מאגמה הוא מאגר תת-קרקעי גדול של מאגמהסלע מותך – הנמצא מתחת לפני השטח, בקרום או במעטפת כדור הארץ. מאגרים אלה הם המקום העיקרי לקיומם של תהליכים פיזיקליים וכימיים במאגמה, בעיקר גיבוש מפריט.

תאי מאגמה מהווים מקור ללבה הנפלטת במהלך התפרצויות געשיות. מיקומם האופייני של תאי מאגמה הוא קילומטרים אחדים מתחת לפני השטח. תא מאגמה נוצר באמצעות תימרת מעטפת או הסעת חום הנובעת מהמעטפת. באמצעות מאגרים אלה מועברים חום וסלע מותך אל בסיס הקרום. מאחר שהמאגמה צפופה פחות מהסלעים המוצקים סביבה, היא מתרוממת מבעד לסדקים. הגזים המומסים בה מצויים בלחץ רב ומסייעים לדחוף את המאגמה כלפי מעלה. כאשר התקדמות המאגמה נבלמת, היא תיאגר בתאים והלחץ בתוכם יגבר. עם גבור הלחץ תידחק המאגמה כלפי מעלה מבעד לסדקים או לצינורות הזנה, ותיפלט במהלך התפרצות געשית מבעד להרי געש.

תאי מאגמה התקיימו כבר סמוך להיווצרות כדור הארץ. יש הרואים בגלעין החיצוני של כדור הארץ את תא המאגמה הגדול ביותר במערכת השמש:‏[1] אזור זה, המורכב בעיקר מברזל מותך, מכיל כ-30 אחוזים מהמסה של כדור הארץ. ההתגבשות האיטית של הגלעין החיצוני יוצר גבישים השוקעים אל תוך הגלעין הפנימי, המסתובב מעט מהר יותר מכדור הארץ עצמו. אף שהוא קבור בעומק של כ-2,900 ק"מ, צורתו הכדורית וגודלו מוכרים מתחום הסייסמולוגיה. אף שטבעו הפיזיקלי של תא מאגמה פעיל זה ידוע לפרטיו, הרכבו הכימי אינו ידוע בוודאות. הוא מהווה היפוך גמור לתאי מאגמה הקשורים בגעשיות – שהרכבם הכימי ידוע לפרטי פרטים באמצעות תוצריהם הגלויים: סלעי יסוד ומחדרים פלוטוניים, אך צורתם, גודלם וקצב התקררותם של הפעילים בהם אינו ברור לגמרי.

מאגמה[עריכת קוד מקור | עריכה]

זרם לבה
Postscript-viewer-shaded.png ערך מורחב – מאגמה

מאגמה היא חומר סלעי מותך, המכיל צירופים שונים של גבישי מינרלים, נוזלים וגזים. מאחר שקיים קושי לחקור את המאגמה באופן ישיר, המידע על היווצרה, תכונותיה ותהליכים המתקיימים בה מתקבל ממחקרים וולקנולוגיים של הרכב לבה ובדיקות פטרולוגיות של סלעים הנחשפים על פני השטח.

עם זאת, בשלושה מקרים נצפתה מאגמה אין סיטו – במיקומה המקורי, במהלך קידוחים: פעמיים בהוואי[2][3] ופעם נוספת באיסלנד.‏[4]

איתור תאי מאגמה[עריכת קוד מקור | עריכה]

תאי מאגמה הם קשים לאיתור, ומרבית התאים המוכרים נמצאים קרוב לפני השטח – בדרך כלל בעומקים של 10-1 קילומטרים. את התאים ניתן לזהות ולמקם באמצעות שימוש בשיטות סייסמיות, מאחר שגלים סייסמיים שמקורם ברעידות אדמה נעים באיטיות דרך סלע מותך לעומת מהירותם במעבר דרך סלע מוצק.

היווצרות וצמיחה של תאי מאגמה[עריכת קוד מקור | עריכה]

תא מאגמה ומחדרים פלוטוניים: 1 – לקולית; 2 – דייק קטן; 3 – בתולית; 4 – דייק; 5 – סיל; 6 – פקק געשי; 7 – לופולית

המאגמה נוצרת במעטפת או בקרום, והיא עולה בגלל צפיפותה הנמוכה יחסית לסלעי הסביבה. כאשר המאגמה נתקלת במחסום, היא מתחילה להצטבר ויוצרת מאגר.

תא מאגמה הוא אזור אחסון המקבל הזנה חוזרת ונשנית של מאגמה ומאחסן אותה בתוך הקרום למשך פרקי זמן ארוכים. בעשותו כן, הוא משפיע באופן משמעותי על אופייה של המערכת הגעשית שהוא חלק ממנה. חקר מחדרים ותאי מאגמה פעילים מראה כי אזורי האחסון משתנים באופן ניכר בצורתם ובגודלם. הגופים בעלי המבנה הגאומטרי הפשוט ביותר – סילים ודייקים – מייצגים כנראה הזנה חד-פעמית של מאגמה, ולכן אינם נחשבים לתאי מאגמה. זאת, מאחר שמרכיב מהותי בהתפתחות תאי מאגמה הוא הזנה חוזרת – רציפה או לסירוגין – של המאגר במאגמה טרייה.

כל גוף מגמטי בקרום נתון להתקררות: דייק צר שחדר לתוך קרום רדוד עשוי להתקרר במהלך שעות או ימים ספורים. דייק עבה יותר או סיל יתקררו לאט יותר – במהלך שנים ספורות עד מאות שנים – תלוי בעובי המחדר ובהבדל הטמפרטורות בין המאגמה לבין סלעי הסביבה. מחדר ראשוני עשוי להתפתח לתא מאגמה פעיל לאורך זמן רק אם נמנעת התקררות והתגבשות של המאגמה בתוכו. מניעה כזו יכולה להתקיים רק באמצעות הזנה חוזרת של חום לפרוטו-תא‏[5] בצורה של הזרמה חוזרת של מאגמה. הדרך הסבירה ביותר לכך היא אם בדייק המזין הראשוני התרחשה הזרמה חוזרת של מאגמה משכבות נמוכות יותר. הזרמה חוזרת בדייקים באמצעות צברים של מאגמה היא תופעה מוכרת ומתועדת היטב. תופעה זו מתרחשת לעתים כאשר הדייק מגובש כמעט לחלוטין, כאשר מאגמה חודרת למרכזו של דייק ששוליו כבר מצויים בשלבים מתקדמים של התמצקות. במקרים אחרים מוזרקים זרמים טריים של מאגמה לתוך דייקים בשלבי התמצקות ראשוניים.

עליית מאגמה טרייה מחממת את המאגמה המצויה כבר בתוך מחדר דוגמת סיל או בדייק המוליך אליו. המאגמה מחממת גם את סלעי הסביבה, ובכך היא מאטה את ההתקררות ומגדילה את משך הזמן הנחוץ להתגבשות. בשלב זה של התפתחות התא הוא עדיין נתון להתקררות ולהתגבשות. עם כל הזרקה מחודשת של מאגמה, משתפרים סיכוייו להפוך לתא מאגמה פעיל לאורך זמן. זאת, מאחר שכל הזרמה של מאגמה מחממת את המחדר – כעת פרוטו-תא, את סלעי הסביבה ההופכים לדפנות התא ואת הדייק המזין. בתהליך זה יורד הבדל הטמפרטורות בין המאגמה לסלעי הסביבה, ולכן יורד גם קצב ההתקררות. כאשר מתקיימים שלבים מוקדמים קריטיים אלה, מתפתחת מערכת מגמטית בה למאגמה הנוצרת בעומק יש מוליך מוגדר הקושר את אזור היווצרותה עם תא המאגמה הרדוד. מערכת מגמטית זו מצויה כנראה מתחת להר הגעש קילוואה בהוואי.

הזנת תא המאגמה[עריכת קוד מקור | עריכה]

מראה כללי של לוע אסקיה
התפרצות קילוואה ב-1954

טבעה של המערכת העמוקה להזנת תאי המאגמה עדיין לא ברורה דיה. הזנה חוזרת בדייקים מספקת מנגנון להתפתחות מערכת מגמטית כזו. עם זאת, ההזנה החוזרת של המאגמה מבעד למערכת והטמפרטורות הגבוהות השוררות בקרום מצביעים על כך שמערכת כזו מתפתחת לאורך זמן למשהו הנראה פחות ופחות כדייק. הוולקנולוג ברוס מארש (Bruce Marsh) הציג את מודל "עמודי העיסה המגמטית"‏[6] (Magmatic Mush Columns). הוא מתאר צנרת זו כאזור מחומם בעדו חודרת מאגמה שוב ושוב, אשר אינו מתקרר ומתגבש לגמרי כך שהוא תמיד מכיל עיסה גבישית דרכה יכולים צבירי מאגמה לעלות. עמודי העיסה של מארש מתוארים כסדרה של תאי מאגמה בצורות וגדלים שונים הקשורים זה לזה במוליכים. מדענים אחרים תיארו מאפיינים דומים כ"צינורות חום" (heat pipes) המשמשים להולכת חום.

אם המאגמה עולה ברציפות או לסירוגין, מערכת צינורות עמוקה זו אינה ברורה לחלוטין. שני המודלים עשויים לספק הזנה להרי געש שונים או אף להזין הר געש יחיד בזמנים שונים. לדוגמה, מחקר בקילוואה שנערך במשך 50 שנים טוען כי אספקת המאגמה לתא המאגמה הרדוד היא רציפה למדי ומתרחשת בקצב של כ-0.05 ק"מ מעוקב לשנה. לפני שנת 1950 הייתה הפעילות בקילוואה דלה יותר, וקצב ההזנה חושב כ-0.009 ק"מ מעוקב לשנה – קצב המצביע על כך כי גם אם ההזנה רציפה, קצבהּ עשוי להשתנות באופן משמעותי לאורך זמן. מדידות שנערכו בהר הגעש קרפלה (krafla) באיסלנד בשנים 1984-1975 מצביע על אספקה רציפה של מאגמה בקצב של כ-5 מטרים מעוקבים בלבד לשנה. דפוסי התפיחה וההצטמקות במהלך המדידות היו דומים לאלה הנראים בקילוואה. עם זאת, בתקופות פעילות של קרפלה במהלך שנות ה-70 וה-80 של המאה ה-20 חלו פסקי זמן ארוכים של חוסר געשיות. פסקי זמן אלה מצביעים על אספקת מאגמה רציפה במשך כמה שנים פעילות, המופרעת או מתמעטת משמעותית ביניהן. הפעילות הגעשית באסקיה בשנת 1875 מוכיחה כי אספקת המאגמה לתא חלה בהפסקות. באסקיה התרחשו גם התפרצות פליניאנית ריוליטית משמעותית וגם התפרצות בזלתית מתוך סדקים. שני סוגי ההתפרצויות נראו כנגרמים על ידי הזרמה פתאומית של מאגמה בזלתית מעומק רב אל תא המאגמה הרדוד.

לאופן האספקה – רציף או מקוטע – השפעה על תדירות ואופי ההתפרצויות במערכת הגעשית. עם זאת, במונחים של הישרדות תא המאגמה, הגורם החשוב הוא סדירות סבירה של אספקת מאגמה טרייה למניעת התמצקות של תא המאגמה.

מאפיינים[עריכת קוד מקור | עריכה]

תא מאגמה מתחת לילוסטון

מוכרים מאגרי מאגמה עתיקים רבים – תאי מאגמה ומחדרים פלוטוניים מוצקים כעת, שנחשפו בעקבות סחיפה. מתאי מאגמה ומחדרים אלה מגיע המידע הישיר ביותר על טבעם של מאגרים רדודים, המצביע על ההבדלים הגדולים ביניהם בגודל ובצורה.

תאי מאגמה נבדלים זה מזה גם בסוג המאגמה שהם מכילים. הרכב המאגמה עשוי להיות בזלתי, אנדזיטי וגרניטי, ומהווה אחד המאפיינים הקובעים את תדירות ועוצמת ההתפרצויות.

צורתם של תאי מאגמה נוטה לעבור שינוי נרחב ממבנה גאומטרי פשוט של לקולית או סיל למבנה מפותח ומורכב מאוד. צורת התא מתפתחת במהלך הזמן באמצעות צירוף של תהליכים גאולוגיים, הכוללים מעוות טקטוני, סדיקה של סלעי הסביבה, התמוטטות טריזית והתקררות המאגמה הגורמת להתכווצות תוכן המאגר ולקריסה של דפנותיו.

לעתים יהיה להר געש תא מאגמה עמוק יותר שיזין את התא הרדוד המצוי קרוב לפני השטח. בזמן התפרצות מתרוקן תא המאגמה – כולו או חלקו, והסלעים המקיפים את התא קורסים פנימה. במידה ונפלטה כמות מאגמה גדולה – יאבד התא מנפחו התומך בדפנות. אלה יקרסו ותיווצר קלדרה.

נפח[עריכת קוד מקור | עריכה]

אחד ההבדלים הבולטים ביותר בין תאי מאגמה הוא נפחם. חשוב לזכור כי נפח התא עשוי להכיל לא רק מאגמה נוזלית אלא גם סלעים בשלבי התגבשות שונים, וכי התא שב וניזון במאגמה חדשה. קצב צמיחת התא וקצב ההזנה שונה מתא לתא. מאחר שתאי מאגמה נתונים להתפתחות, עוביים עשוי לנוע בין מטרים אחדים לכמה קילומטרים וקוטרם עד לעשרות ואף מאות קילומטרים.

תאי המאגמה הגדולים ביותר:

השפעת הנפח על התפרצויות[עריכת קוד מקור | עריכה]

השוואה בין גודלם של תאי מאגמה לעוצמת התפרצויות ידועות

ממחקר של מערכות געשיות עולה כי קיים קשר בין עוצמת ותכיפות ההתפרצויות: התפרצויות בנפח קטן מתרחשות לעתים תכופות יותר, ואילו התפרצויות בנפח גדול נדירות יותר. כן נראה כי קיים קשר ישיר בין עוצמת ההתפרצות לבין גודל תא המאגמה המזין את הר הגעש. צירוף של שני נתונים אלה מדגיש כי נוכחות תא מאגמה במערכת הגעשית משחקת תפקיד מכריע בקביעת תדירות ההתפרצויות ועוצמתן.

מחקרים גאופיזיים של הרי געש מצביעים על כך שתאי מאגמה תופחים לפני התפרצות – ראיה לכך שהם מתמלאים במאגמה טרייה. ככל שהתא יתמלא במאגמה רבה יותר, כן יגדל הלחץ בתוך התא. כשהלחץ מגיע לנקודה קריטית, נבקע התא. מאגמה חודרת לסדקים ויוצרת דייקים. כאשר דייק מתפשט ומתמלא הוא גורם לנסיגת חלק מן המאגמה מתוך התא, וזה מתחיל להצטמק. אם הדייק מגיע אל פני השטח – הוא יהווה צינור הזנה ותתרחש התפרצות געשית.

לתא המאגמה השפעה רבה על הכימיה של המאגמה הנפלטת בהתפרצות געשית, ולכן גם על תכונותיה הפיזיקליות. אחסון המאגמה בתאים רדודים מאפשר את התקררותה, את התגבשותה ואת התפתחותו הכימית של הנתך.

לקיומו של התא בתוך המערכת הגעשית השפעה גם על עוצמת ותדירות ההתפרצויות, מאחר שתאי מאגמה מהווים וסתים של הפעילות הגעשית. תאים קטנים מניבים התפרצויות תכופות אך בעוצמה נמוכה, בעוד תאים גדולים מניבים התפרצויות נדירות בעוצמות גבוהות.

התמוטטות ובקיעה של תא מאגמה וההתפרצות הבאה בעקבותיהן נובעות מאספקת מאגמה טרייה וחמה או מפליטת גזים ואדים לתוך הנתך במהלך התגבשותו. שני התהליכים גורמים לעליית הלחץ בתוך התא עד לנקודה בה נבקעים דפנותיו.

דינמיקה של תא מאגמה[עריכת קוד מקור | עריכה]

Postscript-viewer-shaded.png ערך מורחב – גיבוש מפריט
אוליבין פירוקסן אמפיבול אנורתיט אלביט ביוטיט גברו סיאניט אורתוקלז קוורץ גרניט ריוליט
תרשים אינטראקטיבי של שורת בואן


לעתים תיפסק או תתמעט הזנת התא במאגמה טרייה וחמה, והנתך הקיים יתחיל לאבד חום אל סלעי הסביבה, להתקרר ולהתגבש בתוך התא. במהלך התגבשות זו נוצרים גבישי מינרלים השוקעים אל תחתית התא, בעוד שארית המאגמה מידלדלת ביסודות ששימשו לבניית הגבישים. על פי שורת בואן, מינרלים בעלי טמפרטורת התכה גבוהה ייווצרו ראשונים, והמאגמה הנותרת תהפוך פלסית יותר ויותר ככל שהיא מתעשרת בסיליקה.‏[11] תהליך זה נקרא גיבוש מפריט ותוצאתו – סלעי הצטברות ומחדרים שכבתיים, דוגמת מחדר סקרגארד בגרינלנד.

פליטת מאגמה מתא שחל בו גיבוש מפריט יראה תוצרים בעלי הרכבים שונים ותכונות שונות – בהתאם להתבדלות שהתרחשה בתוך התא. מרכיבים נדיפים דוגמת מים או פחמן דו-חמצני המומסים במאגמה אינם משמשים לבניית המינרלים העיקריים המתגבשים במהלך ההתבדלות, ולכן יוביל הגיבוש לעלייה בריכוז המרכיבים הנדיפים עד להיווצרות בועות של גזים ואדים. אלה יגבירו את הלחץ בתוך התא ויעודדו את בקיעתו. תהליך ההתבדלות מרחיק מהמאגמה מרכיבים עשירים במגנזיום חמצני ודלים בסיליקה. כתוצאה מכך מתעשרת המאגמה בסיליקה ונעשית צמיגה יותר. תופעות אלה מקדמות את האפשרות כי תתרחש התפרצות אלימה, בניגוד להתפרצות של תא מאגמה שלא עבר התבדלות.

התפרצות הנובעת מתא מאגמה שעבר התבדלות יביא להיווצרות תוצרים בעלי הרכבים שונים, בהתאם למקום בו היו מצויים בתא המאגמה טרם ההתפרצות. במידה והמאגמה לא תתפרץ אל פני השטח, היא תתקרר באיטיות ותתגבש בתוך התא ליצירת סלעים פלוטוניים.

עירוב מאגמות וגעשיות דו-אופנית[עריכת קוד מקור | עריכה]

תא מאגמה הוא מערכת פתוחה, בתוכה יכולים גם להתערב סוגים שונים של מאגמה ליצירת הרכב חדש. תהליך עירוב מאגמות הוא אחד הגורמים להיווצרות סלעים בינוניים דוגמת מונזוניט ואנדזיט. סלעים אלה נוצרים באמצעות עירוב מאגמות שונות עם מאגמות עתירות סיליקה.

לאחר התגבשותו של התא עשויה לחדור מאגמה טרייה ולשנות את הרכב התא המקורי. התוצאה תהיה הופעה של מינרלים סיליקטיים בתוך הרכבים בזלתיים, או הופעת הרכב בזלתי בתוך גופים גרניטיים.

באירוע געשי אחד עשוי להיות יותר ממקור אחד למאגמה. געשיות דו-אופנית כזו מתרחשת כאשר נוצר מגע בין נפח גדול של מאגמה בזלתית לבין תחתית הקרום. המאגמה החמה מתיכה את סלעי הקרום ויוצרת מאגמה גרניטית. שני סוגי המאגמה יוצרים תאים נפרדים, העשויים להתפרץ במקביל.‏[12][13]

תאי מאגמה ברכסים מרכז אוקייניים[עריכת קוד מקור | עריכה]

מודל פשוט של תא מאגמה מתחת למרכז התפשטות ברכס מרכז אוקייני

תאי מאגמה קיימים ברכסים מרכז אוקייניים. כמה תאים כאלה התגלו מתחת לקרום ברכס המרכז פסיפי באמצעות שיקוף סייסמי נרחב שנערך בשנות ה-80 של המאה ה-20. התאים שהתגלו מצויים כ-2 ק"מ מתחת לפני השטח, ועומקם בין 4-1 ק"מ נוספים. נתון נוסף, הנלמד מאופיוליטים,‏[14] הוא כי עוביים של תאים כאלה מגיע ל-6-2 ק"מ.‏[15] מיפוי התאים הראה כי חלקם העליון רציף, אך שאר התא נקטע באמצעות העתקי חילוף ומרכזי התפשטות.‏[16]

קיומם של תאי מאגמה באזורים אלה עולה בקנה אחד עם הגעשיות באזורים הנאו געשיים לאורך צירי פסגתם של הרכסים המרכז אוקייניים, ועם סמיכותו של תחום אי הרציפות מוהורוביצ'יץ'תחום אי רציפות בין הקרום למעטפת, לפני השטח ברכסים אלה.

עומק תאי המאגמה[עריכת קוד מקור | עריכה]

על מנת להסביר את עומקם של תאי המאגמה מתחת לרכסים מרכז אוקייניים נהגו שתי השערות:

הראשונה מתבססת על הציפה של המאגמה מתחת לקרום האוקייני. מודל זה צופה כי מאגמה תתרומם עד שצפיפותה תשתווה לזו של סלעי הסביבה. עם זאת, תאי המאגמה ברכסים מצויים בעומקים גדולים יותר משניתן לנבא על פי צפיפותה של הלבה הנפלטת מהם. הבעיות העולות מן המודל הן כי ייתכן וצפיפות המאגמה בתאים גבוהה יותר או שמנגנונים נוספים לציפה שולטים בעומק התא.

מודל נוסף משער כי עומק תא המאגמה נשלט על ידי המבנה התרמי‏[17] של ציר הרכס. במודל זה קיים גבול מכני – דוגמת מעבר גמישות-פריכות של המסלע, המונע מהמאגמה להתרומם לגובה שמאפשרת יכולת הציפה שלה. עומקו של גבול זה בקרום האוקייני והיחס ההפוך בין קצב ההתפשטות ועומק תחום אי הרציפות מהווים תמיכה להשערה זו.‏[18]

ראו גם[עריכת קוד מקור | עריכה]

לקריאה נוספת[עריכת קוד מקור | עריכה]

קישורים חיצוניים[עריכת קוד מקור | עריכה]

הערות שוליים[עריכת קוד מקור | עריכה]