תימרת מעטפת

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
קפיצה אל: ניווט, חיפוש
מנורת לבה מדגימה את העיקרון הבסיסי של תימרת המעטפת

תימרת מעטפת היא מונח המתאר תופעה גאולוגית משוערת שבה זרם של חומר סלעי שהוא חם יותר מסביבתו, מיתמר מעלה בתנועה איטית, מהגבול שבין המעטפת לגלעין כדור הארץ, דרך מעטפת כדור הארץ כלפי קרום כדור הארץ. על פי המודל ניתך הקצה העליון של תימרות המעטפת, המכונה ראש התימרה, בצורה חלקית בהגיעו לעומק רדוד (כלומר בקרבת קרום כדור הארץ), ולכן משערים כי תימרות מעטפת הן הסיבה למרכזים של פעילות געשית המכונים נקודות חמות, וכנראה שהן גרמו גם להיווצרות רמות בזלתיות. התאוריה של תימרת המעטפת הוצעה לראשונה ב-1971 על ידי הגאופיזיקאי, ויליאם ג'אסון מורגן.

הגאומטריה של שרשרת ההרים התת-מימיים הוואי-אמפרור (Hawaiian-Emperor seamount chain) וההתקדמות הסדירה של תקופות הפעילות הגעשית לאורכה מקובלת כעדות חשובה לנכונותה של תאוריית תימרת המעטפת (Morgan, 1972 and Willson, 1963).

התאוריה[עריכת קוד מקור | עריכה]

צורה סכמטית של תימרת מעטפת

על פי התאוריה, תימרות מעטפת, מסיעות חום באיטיות מגלעין כדור הארץ אל פני השטח של כדור הארץ באמצעות עמוד חומר חם, המונע על ידי החלפת חום בגבול הגלעין-מעטפת. תימרת המעטפת היא הצורה השניונית שבה מאבד כדור הארץ מחומו הפנימי. הצורה העיקרית היא איבוד החום בשולי הלוחות הטקטוניים המונע בעיקר משקיעת לוחות רחבים של הליתוספירה הימית בחזרה לתוך המעטפת. שקיעה זו היא הכוח המניע העיקרי לטקטוניקת הלוחות, שבה שקיעת לוחות אלו מתאזנת על ידי ההתרוממות הפסיבית של האסתנוספירה לאורך רכסים מרכז אוקייניים. יש מדענים הסוברים שבעוד שטקטוניקת הלוחות מקררת את מעטפת כדור הארץ, תימרות המעטפת מקררות את גלעין כדור הארץ. בניגוד לטקטוניקת הלוחות, תימרות מעטפת הם עמודים צרים של חומר המיתמר כלפי מעלה פחות או יותר בלא תלות בתנועת הלוחות.

ניסויים בהידרודינמיקה בתחילת שנות ה-70 (Whitehead and Luther, 1974) הניבו מודלים של תימרות מעטפת הבנויים משני חלקים: צינור צר וארוך המחבר את קצה התימרה לבסיסה, וראש בולבוסי המתרחב ככל שהתימרה מתרוממת גבוה יותר במעטפת. צורת התימרה דומה לפטרייה בעלת רגל דקיקה וכובע רחב. הראש הבולבוסי נוצר משום שחומר חם נע כלפי מעלה דרך הצינור של התימרה מהר יותר מכפי שהתימרה עצמה עולה דרך האסתנוספירה האופפת אותה. ניסיונות שנערכו בסוף שנות ה-80 ותחילת שנות ה-90 במודלים תרמיים הראו שבעת שהראש הבולבוסי מתרחב הוא יכול לסחוף מקצת מהאסתנוספירה הסמוכה לתוך הראש המתרומם.

כאשר ראש התימרה נתקל בבסיס הליתוספירה הוא מתיישר כנגד מחסום זה, עובר תהליך הפחתת לחץ נרחבת, ניתך, ויוצר כמויות עצומות של מאגמה בזלתית. בזלת זו עשויה להתפרץ על פני השטח במשך תקופת זמן קצרה מאוד במונחים גאולוגיים (פחות ממיליון שנים) על מנת ליצור רמה בזלתית יבשתית (אם ההתפרצות ארעה דרך הקרום היבשתי) או רמה אוקיינית (אם ההתפרצות ארעה דרך הקרום הימי). רמות בזלתיות יבשתיות בולטות כוללות את מדרגות דקאן ומדרגות ראג'מאהל בהודו, מדרגות סיביר באסיה, הבזלות של קארו (Karoo basalts) בדרום אפריקה, הדיאבז של פראר (Ferrar dolerite) באנטארקטיקה (שהתמזג עם קארו), הבזלות של פרנה באמריקה הדרומית ובזלות אטנדקה (Etendeka) באפריקה (שתי האחרונות היו מחוז אחד שחולק על ידי היווצרות חלקו הדרומי של האוקיינוס האטלנטי), ומישור הבזלת של נהר קולומביה באמריקה הצפונית. רמות אוקייניות שמקורן בתימרות מעטפת כוללות את רמת ג'אווה אונטונג (Ontong Java plateau) של דרום מערב האוקיינוס השקט ורמת מאניהקן (Maniheken) באוקיינוס ההודי.

זנב התימרה עשוי להמשיך להוביל חומר מלב כדור הארץ אל פני השטח, כשהוא מספק ברציפות מאגמה למקום קבוע, המכונה לעתים קרובות נקודה חמה. בשל תזוזת הלוח הטקטוני שמעל לנקודה החמה, יוצרת התפרצות המאגמה מנקודה חמה קבועה אל פני השטח, סדרה של הרי געש המקבילים לכיוון תנועת הלוח הטקטוני (Skilbeck and Whitehead 1978). הדוגמה הקלאסית לתופעה זו היא שרשרת איי הוואי באוקיינוס השקט.

התפרצות של רמות הבזלת היבשתיות קשורה לעתים קרובות לשברים הגאולוגיים שהובילו להתפצלות היבשות, דבר שהוביל להשערה שלתימרות המעטפת יש תפקיד חשוב בהיפרדות היבשות ובהיווצרות האגנים של האוקיינוסים. כאשר ניתן להבחין בקשר שכזה בין רמות הבזלת והיפרדות היבשות ניתן בדרך כלל גם למצוא שרשרות של איים געשיים המקבילות לתנועת הלוחות משני עברי המרכז המתפשט (דרום האוקיינוס האטלנטי).

המודל של היווצרות התימרה[עריכת קוד מקור | עריכה]

ההרכב הכימי והאיזוטופי של הבזלות המצויות בנקודות חמות, שמשערים כי נוצרו על ידי ההתכה החלקית של תימרות מעטפת, מראה כי כמה רכיבים מעורבים בתהליך: המעטפת הבראשיתית הכוללת תערובת של גזים אצילים, הליתוספירה הימית הכוללת את הקרום, חלקה העליון של המעטפת, ומשקעים שעברו הפחתה. תהליך ההפחתה של הקרום האוקייני, הליתוספירה והמשקעים מפריד בין יסודות הקורט המסיסים (דוגמת אשלגן, רובידיום ותוריום) מיסודות הקורט הנייחים (לדוגמה, טיטניום, ניוביום, וטנטלום), ובכך עולה ריכוזם של היסודות הנייחים בלוח האוקייני (היסודות המסיסים במים נוספים לקרום בהרי הגעש של קשת געשית). טומוגרפיה סייסמית מראה שהלוחות האוקייניים עשויים לשקוע בתהליך ההפחתה ישירות עד לגבול המעטפת-גלעין, או שיעצרו למשך תקופות ארוכות באזור המעבר שבין המעטפת העליונה לתחתונה (בעומקים שבין 400 ל-670 קילומטרים) לפני שישקעו אל גבול המעטפת-גלעין בעומק של 2,900 קילומטרים. הלוחות המופחתים מצטברים בגבול המעטפת-גלעין ויוצרים שכבה נבדלת מבחינה סייסמית המכונה "D ‏(D גרשיים). נראה כי שכבה זו היא המקור לרוב תימרות המעטפת העמוקות, כפי שמראה הטומוגרפיה הסייסמית (Montelli et al, 2005).

מכיוון שמעט מאוד חומר חוצה את גבול המעטפת-גלעין, מעבר החום חייב להתבצע בעזרת הסעת חום, כאשר יש הבדלי חום משמעותיים מעל ומתחת לגבול זה. עקב כך, הגבול מעטפת-גלעין מייצג אי רציפות תרמית משמעותית, כאשר הטמפרטורה של הגלעין גבוהה בכמה מאות מעלות צלזיוס מטמפרטורת המעטפת האופפת אותו. כאשר חום מועבר דרך גבול זה באמצעות הסעה, החומר בשכבת ה-"D נעשה חם יותר ועקב כך בעל יכולת ציפה גדולה יותר. כאשר החומר נעשה מספיק בר ציפה, מתחיל החומר להתרומם משכבת ה-"D על מנת ליצור תימרת מעטפת.

יחד עם ההשערה על האטה בתנועת הלוחות הטקטוניים, למשל במשך תקופות ארוכות של בניית יבשת על, הועלתה השערה כי בלא הסעת חום פעילה באסתנוספירה תתחיל המעטפת התחתונה להתחמם יתר על המידה במקומות מסוימים. חלקים חמים אלו של המעטפת בסמוך לגבול המעטפת-גלעין נהיים ברי ציפה יחסית לסביבתם ומתחילים לעלות בשל תופעת הדיאפיריזם.

קוטרה המשוער של תימרת המעטפת נע בין 10 ל-100 קילומטרים, הטמפרטורה של התימרה גבוהה בכ- 100°C עד 300°C מהטמפרטורה של המעטפת שסביבה והיא נעה בקצב משוער של 10 ס"מ לשנה. אורך החיים של תימרת מעטפת הוא בדרך כלל גבוה מ-100 מיליון שנים.

תימרת חומר זו מתרוממת דרך המעטפת. כאשר היא מגיעה קרוב לקצה האסתנוספירה מתרחשת התכה של החומר בראש התימרה עקב ירידת הלחץ, תוך יצירת כמויות גדולות של מאגמה. המאגמה מתרוממת באסתנוספירה עד שהיא מגיעה לקרום כדור הארץ שם היא יוצרת נקודה חמה.

מיני-תימרה[עריכת קוד מקור | עריכה]

המונח "מיני-תימרות" (mini-plumes או petitspots) מתייחס לתימרות קטנות, שייתכן שמקורן במעטפת העליונה, בניגוד לתימרות המעטפת העמוקות הנפוצות יותר שמקורן בגבול מעטפת-גלעין. טרם זוהו דוגמאות מוחלטות לתופעה זו. עם זאת, דוגמה אפשרית אחת היא תימרת אנאהים (Anahim) בנקודה החמה אנאהים במרכז קולומביה הבריטית שבקנדה.

תימרת על[עריכת קוד מקור | עריכה]

לתימרות גדולות מאוד ורחבות המולידות סדרה של תימרות קטנות יותר במעטפת העליונה נהוג להתייחס כאל תימרות על (superplumes). תימרת על מוגדרת בדרך כלל כתימרה שקוטרה לפחות בין 1500 ל-3000 קילומטרים בנקודה בה ראש התימרה מגיע למעטפת העליונה. "אירוע תימרת על" הוא אירוע שנמשך תקופה קצרה במונחים גאולוגיים (100 מיליון שנים) שבמהלכו מפגיזות תימרת העל והתימרות הקטנות יותר הנוצרות ממנה את בסיס הליתוספירה (Condie et al. (2001)). מניחים כי מאורע כזה אירע באמצע הקרטיקון.

ההוכחות לאמיתות התאוריה[עריכת קוד מקור | עריכה]

תאוריית תימרת המעטפת נותנת הסבר לגעשיות המתרחשת בלב הלוח הטקטוני, המכונה נקודה חמה. קיימים כמה סוגי הוכחות התומכות בתאוריה:

רכסים געשיים לינאריים[עריכת קוד מקור | עריכה]

תמונת לוויין של הרכס התת-ימי הוואי-אמפרור

הפיזור הקווי הברור של הרכס התת-ימי הוואי-אמפרור, שבו ככל שמצפינים עולה גילם של האיים (הגלויים בדרום והתת-ימיים בצפון) מוסבר בהקשר זה כתוצאה של תימרה מעומק המעטפת המתנגשת במעטפת העליונה, ניתכת בחלקה וגורם ליצירת מסלול כשהלוח הטקטוני שממעל זז יחסית למקור התימרה.

מיני-תימרות, גם הן נפוצות בתוך השטחים שבתוך הלוחות. לדוגמה המסלול של איי הבזלת האוקייניים המצויים בתוך הלוח ההודי, המכונים איי מרשל.

גם ברמות הבזלתיות היבשתיות באורגון ובוושינגטון ובאירוע שיצר את הקלדרה של ילוסטון נעשה שימוש כהוכחה לתימרות מעטפת. כאשר משערים שכמויות הבזלת העצומות הן תוצאה של פעילות ערה של ראש תימרת המעטפת, ושסדרת הרי הגעש הכבויים, שגילם הולך וקטן ככל שמתקרבים לילוסטון, משרטטות את הנתיב בו נע הלוח היבשתי של צפון אמריקה מעל לתימרה.

סדרות קטנות יותר של סלעים געשיים בפנים היבשות מיוחסות גם הן למיני תימרות. לדוגמה: הרי גלאסהאוס (Glasshouse Mountains) בקווינסלנד שבאוסטרליה (Cohen et al. 2004). הרים אלו הם הקבוצה הוותיקה ביותר מהשלישון (גילם 25 מיליון שנים) בסדרה של חרוטים ופקקים געשיים בזלתיים פנים יבשתיים, שגילם הולך וקטן, המסתיימים במארים ובבזלות הפרידוטיטיות הקטנות של השדה הגעשי "ניואר וולקניקס" (Newer Volcanics Province) במדינת ויקטוריה שגילם מוערך ב-40,000 שנים, רחוק לכוון דרום מזרח. גילם של מבנים געשים אלו הולך וקטן באותו כיוון בו נע הלוח האינדו-אוסטרלי ותואמים לכיוונם של איי הבזלת שבלב הלוח האוקייני שבאוקיינוס ההודי.

הבדלים ביחסים בין כמויות האיזוטופים[עריכת קוד מקור | עריכה]

האיזוטופ 3He של הגז האציל הליום נחשב כאיזוטופ בראשיתי כיוון שנוצר במפץ הגדול, ולכמות ממנו שהייתה בכדור הארץ בעת בריאתו כמעט ולא נוצר או התווסף, בעזרת תהליכים אחרים, דבר מאז (Anderson, 1989)‏. 4He נוצר אף הוא במפץ הגדול, אבל לכמות שנוצרה אז נוסף באופן קבוע האיזוטופ שנוצר מתהליכי התפרקות רדיואקטיביים טבעיים של אורניום ותוריום. 3He קל ב-25% מ-4He, ולכן במשך הזמן הולכת ופוחתת כמות ה-3He בהליום שבאטמוספירה העליונה כשהאיזוטופ אובד בחלל החיצון. תהליכים אלו תורמים ליחס הנמוך של 3He‏/ 4He באטמוספירה, בקרום ובמעטפת העליונה של כדור הארץ. כך שהמקור הפוטנציאלי היחיד ליחס גבוה יותר של 3He‏/ 4He הוא בחלקים העמוקים של כדור הארץ, בהם עדיין יש מאגר של הליום וגזים אחרים בראשיתיים. ולכן משערים שהיחס האנומלי של 3He‏/ 4He, כפי שנתגלה למשל בסלעים הגעשיים של הוואי בהשוואה לאותו יחס בבזלות של רכסים מרכז אוקייניים (MORB), מעיד על כך שמקורם בחלקה העמוק של המעטפת שממנו טרם דלף הגז הבראשיתי. עם זאת, הוצעו גם הסברים אלטרנטיביים לתופעה גאוכימית אנומלית זו. כמו למשל כמות נמוכה של 4He במעטפת בהשוואה לכמותו בפני השטח בשל כמויות קטנות יותר של אורניום או תוריום (Anderson, 1998).

כמות גדולה יחסית של איזוטופים של אוסמיום שנתגלו בבזלות של הוואי מוסברת גם היא כחתימה של היווצרות התימרה בגבול הגלעין-מעטפת, כאשר נוסף לתימרה מעט חומר מהגלעין. הסבר זה לשפע האיזוטופים של האוסמיום שנוי עדיין במחלוקת (Lassiter, 2006).

אנומליות גאופיזית[עריכת קוד מקור | עריכה]

תופעות אנומליות גאופיזיות הקשורות לנקודות חמות ולתימרות מעטפת כוללות אנומליות תרמיות, סייסמיות, וגאודזיות. האנומליה התרמית מובלעת במונח "נקודה חמה". אנומליות תרמיות משוקפות בערכי שפיעת חום גבוהים על פני כדור הארץ ובגעשיות פעילה. אנומליות תרמיות יוצרת גם אנומליות בזמן התנועה של גלים סייסמיים.

אנומליות סייסמיות מזוהות על ידי מדידת השינויים המרחביים בזמן שאורך לגלים סייסמיים לנוע דרך כדור הארץ. גוף נוזלי שצפיפותו נמוכה (כלומר, תימרת מעטפת חמה או עמוד מים) ניחן במהירות סייסמית נמוכה יותר מזו של המעטפת שמסביבו. תצפיות של אזורים בהם לוקח לגלים הסייסמיים זמן רב יותר להגיע מוסברות כהוכחה לאזורים בהם המעטפת חמה באופן אנומלי, כפי שנצפה מתחת להוואי (Ritsema et al., 1999). מציינים נוספים לקיומן של תימרות יכולים להוות ההתרוממות הדינמית של פני השטח (Burov, 2005), ושפיעת חום מוגברת.

באמצעות פריסה של רשת צפופה של סייסמוגרפים וטכניקה המכונה טומוגרפיה סייסמית, יכולים המדענים לייצר תמונות תלת ממדיות של מהירות הגלים הסייסמיים ולנסות לזהות מבנים הדומים לתימרות אנכיות (Yuan and Dueker, 2005). הכינוי "טומוגרפיה סייסמית" ניתן לשיטה בשל הדמיון לטכנולוגיה של טומוגרפיה רפואית (CT).

בגלים סייסמיים הנוצרים עקב רעידות אדמה גדולות נעשה שימוש על מנת לקבוע את המבנה שמתחת לפני כדור הארץ משום שניתן לגלות אותם גם רחוק ממוקד הרעש. גלים סייסמיים הנעים למרחקים גדולים (הקרויים גם גלים טלסייסמיים) שימושיים במיוחד לטומוגרפיה סייסמית, משום שיש להם נתיבי תנועה תלולים הדוגמים אזורי אורך קטנים. הבדלי צפיפויות בין תימרת מעטפת והחומר הקר יותר יחסית האופף אותה מאפשרים לחוקרים להבדיל ביניהם. גלים סייסמיים מאיטים שעה שהם נעים דרך חומר שצפיפותו נמוכה (כלומר חם יותר), והם מאיצים שעה שהם נעים דרך חומר צפוף יותר (כלומר קר יותר). הפרשי הצפיפויות יכולים לנבוע גם מהבדלים בהרכב החומרים שבין תימרת המעטפת והמעטפת האופפת אותה.

על ידי ניתוח הגלים הראשונים או גלי P, זיהה צוות מדענים באוניברסיטת פרינסטון 32 אזורים ברחבי העולם בהם נעים גלי P לאט מהממוצע. הם הגיעו למסקנה שאזורים אלו הם תימרות מעטפת. הצוות השתמש בניתוח של גלים שניוניים או גלי S, סוג נוסף של גלים סייסמיים הנוצר ברעידות אדמה, על מנת לקבוע כי תימרות אלו משתרעות עד לגבול המעטפת-גלעין (Montelli et al. 2004).

אנומליות גאודזיות משוקפות בתפיחות טופוגרפיות מעל למיקום התימרה, ובחריגה חיובית מצורת הגאואיד. הגאואיד הוא צורה תאורטית של פני כדור הארץ בגובה פני הים לו המסה שלו הייתה מחולקת באופן אחיד. חריגות חיוביות מצורת הגאואיד משקפות מסה עודפת הקשורה להתרוממות הכיפה מעל לתימרת המעטפת. לתימרה שמתחת לילוסטון יש חריגה גאואידית של כ-15+ מטרים במרכזה, ומעל ל-1000 קילומטרים בקוטרה (Smith & Braile, 1994).

מודלים ממוחשבים של תאוריית תימרת המעטפת מראים כי השינויים בטמפרטורה ובהרכב הכימי של התימרה בזמן עלייתה עשויים להוביל לתימרות בעלות מתאר משתנה בניגוד להנחות הראשוניות שלתימרות המעטפת צורה אחידה דמוית פטרייה (Farnetani & Samuel, 2005).

גאוכימיה[עריכת קוד מקור | עריכה]

בזלות הקשורות לנקודות חמות או תימרות מעטפת שונות בהרכבן הגאוכימי מבזלות של רכסים מרכז אוקייניים ומלבה שמקורה בהרי געש של קשת געשית.

  • יסודות עיקריים - הבזלות של נקודות חמות עשירות יותר בברזל (Fe) וטיטניום (Ti) מבזלות של רכסים מרכז אוקייניים בתכולת מגנזיום (Mg) דומה, ומשקפות בכך את טמפרטורת היצירה הגבוהה יותר שלהן.
  • יסודות קורט - בזלות של נקדות חמות עשירות יותר בדרך כלל בלנתנידים קלים מאשר בזלות של רכסים מרכז אוקייניים. הבזלות של נקודות חמות עניות יותר באלומינה (Al2O3) ועשירות יותר ביסודות קורט בלתי מסיסים (כדוגמת ניוביום, טנטלום וטיטניום) בהשוואה לבזלות של קשת געשית.

הבדלים אלו שבין בזלות של איים באוקיינוס (נקודות חמות), בזלות של רכסים מרכז אוקייניים, ובזלות של קשת איים נעוצים בתהליכים המתרחשים בתהליך ההפחתה של הליתוספירה של הקרום והמעטפת הימיים. הקרום ימי (ובמידה פחותה יותר המעטפת הצמודה אליו) סופח מים באחוזים משתנים בקרקעית הים, תהליך זה מתרחש בחלקו עקב בלייה של קרקעית הים, ובחלקו בתגובה לסחרור הידרותרמי בסמוך לקרום של הרכס. כאשר הליתוספירה הימית מופחתת, היא פולטת מים יחד עם יסודות קורט ויסודות כימיים המסיסים במים. נוזל מועשר זה עולה ובתהליך של מטאסומטיזם ממיס את הטריז של המעטפת שמעליו ומוביל ליצירת בזלות של קשת געשית. תוך כדי תהליך זה מאבד הלוח המופחת את היסודות המסיסים (כדוגמת אשלגן, רובידיום, ועופרת) ועקב כך הוא מתעשר יחסית ביסודות שאינם מסיסים במים (כדוגמת טיטניום, ניוביום וטנטלום) בהשוואה לבזלות של רכסים מרכז אוקייניים וקשתות געשיות.

בזלות של איים באוקיינוס, המייצגות את התוצר הגעשי של תימרות מעטפת, גם הן עשירות יחסית ביסודות בלתי מסיסים בהשוואה ליסודות מסיסים, מה שמוביל למסקנה שקרום אוקייני מופחת שיחק תפקיד ראשי ביצירתן.

אתרים משוערים של תימרות מעטפת[עריכת קוד מקור | עריכה]

שניים מהמקומות הידועים ביותר המתאימים לתאוריית תימרת המעטפת הם הוואי ואיסלנד, שכן בשניהם יש פעילות געשית. שרשרות איים נוספות שכיוונם מקביל לתנועת הלוחות הם איי החברה (כלומר טהיטי), האיים סנט הלנה-אסנשן-גוף והרכס התת-ימי המכונה "רכס תשעים מזרח" (משום שהרכס מקביל לקו האורך 90 מזרח) באוקיינוס ההודי.

תרשימים של גלי P ו-S מראים אתרים נוספים התואמים למודל של תימרת המעטפת. מהם נראה לכאורה כי האיים סנט הלנה-אסנשן נוצרו מאותה תימרת מעטפת. בדומה, פעיליות געשיות באיים האזוריים ובאיים הקנריים הן הסתעפויות של אותה תימרת מעטפת.

התרשימים גם מראים כי דרומית לג'אווה ובים האלמוגים יש כנראה מבנים של תימרות עתידיות שכיום מגיעות רק עד מחצית הדרך לפני השטח.

הקשר למרבצי עפרות[עריכת קוד מקור | עריכה]

מודלים אלטרנטיביים ליצירת נקודה חמה[עריכת קוד מקור | עריכה]

חשוב להבדיל בין צפייה בתופעה לבין הפירוש או ההשערה המנסים לבאר את קיומה. נקודה חמה היא תופעת גאולוגית המאופיינת על ידי פעילות געשית אנומלית בהתחשב במיקומה שאיננו בשולי הלוח הטקטוני. השערת תימרת מעטפת מנסה להסביר את מקורן של רוב או כול הנקודות החמות. במאמרם מ-2005 כתבו דון ל. אנדרסון וג'יימס ה. נטלנד:

Cquote2.svg

לרוע המזל, נוטים להתבלבל בין המונחים "נקודה חמה" ו"תימרת מעטפת". במאמרים המופיעים לאחרונה נעשה שימוש חלופי בשני המונחים. תימרה היא מבנה היפותטי במעטפת. נקודה חמה היא אזור של פליטת מאגמה או התרוממות, תופעות הנחשבות אנומליות בשל הנפח או המיקום. על פי השערת התימרה, נקודה חמה היא ייצוגה של התימרה על פני השטח, אבל העקרונות שונים, מונח אחד הוא התוצאה המשוערת והשני הוא הסיבה.

Cquote3.svg

למרות שכיום תימרת מעטפת היא ההשערה השולטת לגבי הסיבה ליצירת נקודות חמות, רמות בזלתיות יבשתיות ורמות אוקייניות הידועים בשם הקיבוצי משטחי בזלת נרחבים או בראשי התיבות LIPs ‏("Large Igneous Provinces"‏; Saunders 2005; Campbell 2005), מעדיפים גאולוגים רבים מודלים המוגבלים למעטפת העליונה ולקרום, ושאינם דורשים אנומליות תרמיות עמוקות. השערות אלו כוללות:

  • היפרדות השכבות: היפרדות חלק התחתון של הליתוספירה היבשתית, שהוא דחוס יותר, מהחלק שמעליו ושקיעתו בתוך המעטפת. אירוע זו גורם להתרחשות שתי תופעות. האחת, החלק שנותר נעשה קל יותר והוא מתרומם על מנת ליצור רכסי הרים והשנייה, מתאפשרת חדירה של האסתנוספירה החמה לתוך החלק הדק יותר שנוצר בקרום, המסתו ויצירת רמות בזלת יבשתיות (למשל, Anderson, 2005).
  • אפקט השוליים: הליתוספירה היבשתית העבה מבודדת את האסתנוספירה שמתחתיה, וגורמת להצטברות גדלה והולכת של חום המובילה להגדלת יכולת הציפה. האסתנוספירה בעלת כושר הציפה זורמת כלפי שולי הליתוספירה הקראטונית, שם היא יכולה להתרומם ולהימס (למשל, Anderson, 2005). מודל זה מוצמד בדרך כלל להסבר על השבר בקרום היבשתי על מנת להסביר את היווצרות אגני האוקיינוסים.
  • התנגשות מטאוריט: ההתנגשויות של מטאוריטים גדולים בקרום הימי עשויות לגרום לחלקים נרחבים בקער הזמני שנוצר להימס, ויוצרת יריעות מומסות הדומות בנפחן לרמות הבזלת (Jones, 2005). מודל זה עובד טוב פחות כאשר מטאוריט מתנגש בקרום היבשתי החסר את ההרכב הבזלתי של הקרום הימי.

הדיון הנוכחי עורר עניין גובר במחקר על מנת להבדיל בין מודלים אלו. שיפורים אחרונים בטומוגרפיה סייסמית מראים כי התופעות האנומליות במעטפת העליונה קשורות למעטפת התחתונה. וקשה יותר ויותר להסביר עובדות אלו על ידי תהליכים במעטפת העליונה בלבד.

לקריאה נוספת[עריכת קוד מקור | עריכה]

  • Don L. Anderson & Natland, James H. (2005). A brief history of the plume hypothesis and its competitors: Concept and controversy. In: Gillian Foulger, Natland, JH, Presnall, DC, & Anderson, DL eds. Plates, plumes, and paradigms: Geological Society of America Special Paper 388 p. 119-145.
  • Anderson, Don L., 1998. The helium paradoxes, Proc. Nat. Acad. Sci., 95, 4822-4827.
  • Anderson, DL, 2005, Large igneous provinces, delammination, and fertile mantle: Elements, vol. 1, December 2005, 271-275. http://www.elementsmagazine.org/
  • Campbell, IH, 2005, Large igneous provinces and the plume hypothesis: Elements, vol. 1, December 2005, 265-269. http://www.elementsmagazine.org/
  • Cohen, B., Vasconcelos, P.M.D., Knesel, K. M., 2004 Tertiary magmatism in Southeast Queensland in, Dynamic Earth: Past, Present and Future, pp. 256 - 256, Geological Society of Australia
  • Courtillot, V., Davaille, A., Besse, J., Stock, J., 2003. Three distinct types of hotspots in the Earth's mantle. Earth and Planetary Science Letters 206, 295-308.
  • Montelli R, Nolet G, Dahlen FA, Masters G, Engdahl ER, Hung SH, Finite-frequency tomography reveals a variety of plumes in the mantle, Science volume=303 issue=5656, 2004, pages=338–43
  • DePaolo, DJ, and Manga, M, 2003, Deep origin of hotspots – the mantle plume model. Science, 300, 920-921.
  • Jones, AP, 2005, Meteor impacts as triggers to large igneous provinces: Elements, vol. 1, December 2005, 277-281. http://www.elementsmagazine.org/
  • Labrosse, S., Hotspots, mantle plumes and core heat loss, Earth Planet. Sci. Lett., 199, 147-156, 2002.
  • Lassiter, J. C., Constraints on the coupled thermal evolution of the Earth's core and mantle, the age of the inner core, and the origin of the 186Os/188Os "core signal" in plume-derived lavas. Earth and Planetary Science Letters, v. 250, p. 306-317 (2006).
  • Marsh, JS, Hooper PR, Rehacek J, Duncan RA, Duncan AR, 1997. Stratigraphy and age of Karoo basalts of Lesotho and implications for correlations within the Karoo igneous province. In: Mahoney JJ and Coffin MF, editors, Large Igneous Provinces: continental, oceanic, and planetary flood volcanism, Geophysical Monograph 100, American Geophysical Union, Washington, DC, 247-272.
  • Peate DW, 1997. The Parana-Etendeka Province. In: Mahoney JJ and Coffin MF, editors, Large Igneous Provinces: continental, oceanic, and planetary flood volcanism, Geophysical Monograph 100, American Geophysical Union, Washington, DC, 247-272.
  • Ratajeski, K. (November 25, 2005). The Cretaceous Superplume
  • Ritsema, J., H.J. van Heijst, and J.H. Woodhouse, Complex shear wave velocity structure imaged beneath Africa and Iceland, Science, 286, 1925-1928, 1999.
  • Saunders, AD, 2005, Large igneous provinces: origin and environmental consequences: Elements, vol. 1, December 2005, 259-263. http://www.elementsmagazine.org/
  • Richards, M. A.; Duncan, R. A.; Courtillot, V. E, Flood Basalts and Hot-Spot Tracks: Plume Heads and Tails, Science, 1989, volume=246, issue=4926, pages=103–107

קישורים חיצוניים[עריכת קוד מקור | עריכה]