צור

מתוך אנציקלופדיה, המכון למדעי כדור הארץ, האוניברסיטה העברית

קפיצה אל: ניווט, חיפוש

תוכן עניינים

הקדמה

אבני צור.   צילום- אוסף המכון למדעי כדה"א, האוניברסיטה העברית
אבני צור. צילום- אוסף המכון למדעי כדה"א, האוניברסיטה העברית
  • הערך עדיין בעיצומה של עריכה, אין להשתמש בו כמקור מהימן עד לאישור סופי.

סלעי משקע סיליציים (סלעי צור) הם סלעים דקי גביש, צפופים ולרוב מאוד קשים, המורכבים בעיקרם מקוורץ SiO2, כלקדון ואופל. סלעי צור רבים מכילים גם אינקלוזיות מזעריות של מינרלי חרסית, דולומיט, המטיט, קלציט וחומר אורגני.

סלעי הצור מהווים רק 1% מכלל הסלעים הסדימנטרים, אך ניתן למצוא אותם ברצף הסטרטגרפי החל מהפריקמבריום ועד הרבעיון, והם אף ממשיכים להיווצר כיום באזורים מסוימים באוקיאנוס. הצור מופיע לרוב בשכבות רציפות בעובי שונה או כנודולות בתוך שכבות של סלע אחר, לרוב קרבונטי.

לסלעי המשקע הסיליציים קיימת גם חשיבות כלכלית, לעיתים בשל הסליקה עצמה אך בעיקר בזכות העובדה שבמקרים רבים נמצאים הסלעים הסיליציים באסוציאציה עם מרבצים כלכליים אחרים כגון, ברזל, אורניום, מגנזיום ופוספוריט ולעיתים אף נפט.

מינרלוגיה והרכב כימי

המינרל העיקרי בסלעי הצור הוא קוורץ, אך ניתן למצוא בהם גם כלקדון וקוורץ אמורפי (opal-A) וכן קריסטובליט וטרידימיט לא מסודרים (opal-CT). אופל הוא לרוב ממקור ביוגני ויוצר את השלדים הסיליציים של פלנקטון סיליצי או ספוגים מסוימים. אופל A אינו יציב והופך עם הזמן לאופל CT ולבסוף לקוורץ. בסלעי הצור השונים ניתן להבחין בכל שלבי המעבר- החל באופל טהור ושאריות אורגניות ועד לקוורץ טהור, כתלות בתנאי הקבורה ובמשך הזמן. סלעי קוורץ רבים מכילים גם שאריות של אורגניזמים סילקטיים, כגון רדיולריות, דיאטומאות, מיקרו-אורגנזימים סיליציים וספוגים ולעיתים, כאמור, אינקולוזיות של חומרים נוספים (חרסיות, פיריט, המטיט ועוד).

אחוז הסיליקה משתנה בין הסלעים, ויכול לנוע בין 99% בצור טהור ועד 65% בנודולות צור מסוימות. היסוד השני בנפיצותו בצור (בפער גדול מאוד מהסיליקה) הוא Al ומיד אחריו Mg, Fe או Ca, Na, K.

סוגי צור עיקריים

הצור מסווג לסוגים שונים לפי הרכב והופעה:

Jasper מתאר סלעי צור בגוון אדום המכיל זיהומים של המטיט. כאשר הצור הושקע יחד עם המטיט בתקופת הפרקמבריום הוא נקרא Jaspilite. הNovaculite הוא סלע צור, דק גביש, דחוס מאוד ובעל טקסטורה אחידה, שמופיע בעיקר באזורים מסוימים בצפון אמריקה. הPorcellanite הוא מונח המתאר סלעים סיליציים דקי גביש הבנויים לרוב מאופל CT. הSiliceous sinter מתייחס לסלעים סיליציים בהירים ונקבוביים הנוצרים בסביבת גייזרים ומעיינות חמים.

חלוקה אפשרית נוספת של סלעי הצור היא על פי הופעה של שכבה רציפה או נודולות.

צור משוכב

צור ברקציוזי, אזור ירושלים X20 G.M.Lees, The chert beds of Palestine, 1928
צור ברקציוזי, אזור ירושלים X20 G.M.Lees, The chert beds of Palestine, 1928
הצור המשוכב בנוי משכבות של צור כמעט טהור בעובי של עד כמה סנטימטרים בודדים ולעיתים קיימות ביניהן למינות דקות של חרסיות. השכוב יכול להיות אחיד וקבוע או להשתנות בעובי במקומות שונים לאורך השכבה. בשכבות צור רבות לא ניתן להבחין במבנה סדימנטרי פנימי, אם כי קיימות תצפיות מעטות של תופעות כמו שכוב צולב וגלונים, המעידות על הסעה מכנית במהלך ההשקעה. הצור נוצר ברוב המקרים משקיעה, המסה וגיבוש מחדש של שלדי אורגניזמים סיליציים ולכן ההבדלה בין שכבות הצור מתבססת יותר על ייצוג האורגנזימים הסיליציים שהשתמרו בהם מאשר על הבדלים מינרלוגים. 
1. מרבצי דיאטומאות- דיאטומאות הם סוג של אצה חד תאית שבונה סוג של שלד סיליצי. קיימים שני סוגי צור המבוססים על דיאטומאות- Diatomites, שהוא סלע צור רך ובהיר וDiatomaceous שהוא סלע צור הבנוי ממרבצי דיאטומאות שמלוכדים בצמנט סיליקטי ויוצרים צור קשה ודחוס. צור זה מופיע לעיתים בשכבות בעובי של מאות מטרים. כאשר שלדי הדיאטומאות עוברים רקיסטליזציה מאופל A ועד קוורץ העדויות להימצאותן בסלע הולכות ונעלמות.
2. מרבצי רדיולריות- חד תא פלנקטוני הבונה שלד סיליצי בעל מבנה סריגי. גם כאן ניתן לסווג את הצור לשני סוגים- Radiolarite, שהוא צור קשה יחסית ודק גביש, וRadiolarian chert, שהוא radiolarite משוכב ומגובש היטב בעל צמנט סיליקטי.  מכיוון שהרדיולריות בעלות מבנה יותר יציב ושטח פנים יותר קטן הן משתמרות יותר מהדיאטומאות בתהליך הרקריסטליזציה והדיאגנזה של הצור.
3. מרבצי ספיקולות- אלמנטים מבניים סיליציים בשלד של ספוגים ימיים מסויימים. Spicularite הוא צור הבנוי מספיקלות הארוזות בצורה פחות צפופה ביחס ל Spicular chert, שהוא קשה ודחוס. 
4. מרבצים שאינם מכילים שאריות ביוגניות- סלעי צור אלה מזוהים בעיקר עם התקופה הפרקמברית ופאנרוזואית. קיים קושי מסוים להסביר את היווצרותם ובמקרים רבים מסבירים זאת ע"י דיאגנזה ממשוכת שמחקה את העדויות הביוגניות או בדיקה מיקרוסקופית לא מדויקת ומעמיקה מספיק של הסלע. במקרים נדירים, באגנים מבודדים, יתכן שהיו תנאי מיוחדים שיצרו ריכוז סיליקה גבוה מספיק שאפשר השקעה מהתמיסה ללא מאסף קודם של שלדים.

נודולות צור בסלע גיר M.E.Tucker, Sedimentary petrology, 2001, p.218
נודולות צור בסלע גיר M.E.Tucker, Sedimentary petrology, 2001, p.218

הופעה נוספת של הצור המשוכב הנראית גם באזורים רבים בישראל היא צור ברקציוזי. צור זה מורכב משברי צור בתוך מטריקס היוצרים מבנה דמוי ברקציה. למרות שהמטריקס והשברים לרוב בנויים מצור, במקרים רבים קיימים הבדלים בהרכבם. במקרים מסוימים יכולה עמידות המרכיבים להיות שונה והמטריקס מתבלה יותר מהר ויוצר הופעה המזכירה ברקציה קלאסטית. יש המסווגים את הצור הברקציוזי לפי צורת השברים והמרחקים ביניהם. קיימות מספר תיאוריות המתייחסות להיווצרותו של הצור הברקציוזי. האחת מציעה שמדובר בשברי צור שחדרו לתוך מטריקס קרבונטי שעבר החלפה לצור בשלב מאוחר יותר. אחרת מציעה שהוא תוצאה של התייבשות סדימנט ראשוני אחר. לפי תיאוריה נוספת הוא תוצאה של הגדלת נפח המטריקס ע"י חדירה של תמיסות סיליקטיות. בכל המקרים נראה שיש הסכמה על כך שבשלב מסוים המטריקס היה רך יחסית בעוד שהשברים היו מוצקים וקשים. במקרים רבים ניתן לראות המשכיות בין השברים השונים ולכן יש בסיס לסברה שהשבירה קשורה בלחץ. כיווניות מועדפת במטריקס אך לא בשברים מרמזת על היווצרות במהלך הדיאגנזה. בכל מקרה נראה שהתהליך הכללי כלל חילופי שכבות דקות של צור וקרבונט (לעיתים תוצאה של סיליסיפיקציה ראשונית חלקית), לחץ שגרם לשבירת השכבה הסיליצית הקשה, חדירה של השברים לסדימנט הרך וסליציפיקציה שנייה שהביאה ליצירת המטריקס הסיליקטי. במקרים בודדים ניתן להבחין בטקסטורה שמעידה ככל הנראה פשוט על צורת סיליציפקציה לא רגולרית ולא על המנגנון הנ"ל (spotty chert).

נודולות צור

גופים בעלי צורה מעוגלת-כדורית, עדשה או שכבות אירגולריות, בגדלים של עשרות עד סנטימטרים בודדים. נודולות הצור גם מאופיינות במגוון רחב של צבעים. הן לרוב מופיעות בשכבות מקבילות למישורי השכוב בסלעים קרבונטיים. לעיתים נדירות הן מופיעות גם באבן חול, סלע בוץ וסלעים אוופוריטים.נודולות הצור נוצרות בתהליך של החלפה כימית, בסלעי גיר למשל יכולה ההחלפה להתחיל סביב מאובן או גרעין קרבונטי אחר.

דיאגנזה והיווצרות צור

מסיסות וריכוז סיליקה במי ים

מסיסות סיליקה במים כפונקציה של PH. הקו הרציף- מסיסות אופל A שהתקבלה בניסוי. הקו המקוקו העליון- מסיסות מחובת של אופל A  הקו המקוקו התחתון- מסיסות מחושבת של קוורץ [Sam Boggs,Jr., Petrology of Sedimentary Rocks, Uneversity of Oregon, 1992, p.583-598]
מסיסות סיליקה במים כפונקציה של PH. הקו הרציף- מסיסות אופל A שהתקבלה בניסוי. הקו המקוקו העליון- מסיסות מחובת של אופל A הקו המקוקו התחתון- מסיסות מחושבת של קוורץ [Sam Boggs,Jr., Petrology of Sedimentary Rocks, Uneversity of Oregon, 1992, p.583-598]
מסיסות סיליקה במים כפונקציה של הטמפרטורה [Sam Boggs,Jr., Petrology of Sedimentary Rocks, Uneversity of Oregon, 1992, p.583-598]
מסיסות סיליקה במים כפונקציה של הטמפרטורה [Sam Boggs,Jr., Petrology of Sedimentary Rocks, Uneversity of Oregon, 1992, p.583-598]
משלד רדיולרה מוחלף לאופל CT [Reinhard Hesse, Origign of chert: Diadenesis of biogenic siliceous sediments, Geoscience Canada, Vol.15, number 3, p.181]
משלד רדיולרה מוחלף לאופל CT [Reinhard Hesse, Origign of chert: Diadenesis of biogenic siliceous sediments, Geoscience Canada, Vol.15, number 3, p.181]

מסיסות הסיליקה במי ים משתנה בהתאם לסוג, כך למשל מסיסות SiO2 מוצק היא בין 6-10 ppm ואילו זאת של אופל היא בין 60-130 ppm, מסיסותו של אופל CT היא ביניהם. מסיסות הסיליקה מושפעת מרמת PH ומטמפרטורה. עליית טמפרטורה תביא לעלייה ליניארית במידת המסיסות. עלייה ברמת הPH עד 9 לא תביא לשינוי משמעותי במסיסות, אך מעבר לערך זה ניתן לראות עלייה חדה במסיסות.

סיליקה מובלת למי הים בנהרות כH4SiO4 בריכוז ממוצע של 13 ppm. בנוסף סיליקה מתווספת לאוקיאנוסים דרך ריאקציות של מי הים עם סלעים וולקניים ברכסים מרכז אוקייניים, או דרך בריחה מסדימנטים בקרקעית. למרות קיומם של מקורות אספקה אלה, ריכוז הסילקה באוקיאנוס הוא יחסית נמוך, בממוצע  ppm, כאשר מרביתה מרוכזת בעומק. שינוי הריכוז עם העומק מוסבר בכך שבחלקים העליונים הסיליקה נצרכת ע"י פלנקטון לבניית שלד ואילו בעומק קיימת המסה של השלדים ושחרור הסיליקה למים. קיבוע הסיליקה בשלדים ביוגניים הוא גם ההסבר לשוני בריכוז במי ים לעומת הנהרות.

מי הים הם תמיסה בלתי רוויה לסיליקה (1ppm) וגיבוש והשקעה של סיליקה מתוך התמיסה אינם מתרחשים ספונטנית בתנאים אלה. לכן דרך היווצרות כזו עבור צור אינה נפוצה. במקרים נדירים יכולה להתרחש השקעה של סיליקה באגנים מבודדים שבהם ריכוז הסיליקה במים גבוה מאוד (כנראה בגלל אפר וולקני) או כתוצאה מספיחה למינרלים חרסיתיים או סיליקטיים אחרים. תופעות נדירות אלה אינן יכולות להסביר את מרבית שכבות הצור העבות יחסית המוכרות לנו. נראה שרק קיבוע ביולוגי מאפשר השקעה של סיליקה מתוך מי הים הבלתי רווים והוא האחראי לאיזון ריכוז הסיליקה באוקיאנוסים. 

האורגנזימים עוטפים את השלד הסיליצי במעטה אורגני המונע ממנו להתמוסס בסביבה הבלתי רוויה של מי הים, לאחר מותם נרקב המעטה האורגני והשלד הסיליצי מתמוסס. כאשר קיים עושר רב של אותם מינים, קצב ייצור השלדים הסיליציים יכול לעלות על קצב ההמסה וכך הם נערמים על הקרקעית. השלדים הנערמים נקברים וממשיכים לעבור המסה, אלא שכעת הסיליקה המומסת נכלאת בחללי המים שבין השלדים ואינה משתחררת אל מי הים, ומתקבלים חללים רווים בסיליקה (ריכוז הסיליקה בהם יכול להגיע ל (120ppm). כך מתאפשרים השקעה וגיבוש איטי של צור בתוך החללים הרווים הללו. אם כן, יצירת הצור מתאפשרת בעיקר בעקבות המעבר למערכת סגורה, ומערבת השקעה של שלדים ביוגנים ותהליכי דיאגנזה של רקריסטליזציה.

תהליך הפיכת השלדים הסיליציים הבנויים מאופל A לקוורץ הוא תהליך של המסה וגיבוש מחדש. אופל A מומס בחללי המים שבסדימנט ומתגבש מחדש לכדי אופל CT, שבשלב מסוים מומס אף הוא בחללים ומביא לריכוז של סיליקה בחללים, מהם מתגבש לאט קוורץ. בסלעי צור שונים קיימות הופעות של אופל CT שלא הפך לקוורץ, וכן סלעים שבנויים בעיקר מאופל CT (פורצלניט, כאמור מעלה). קצב הדיאגנזה מושפע ממספר גורמים. הראשון הוא טמפרטורה. ככל שהטמפרטורה יותר גבוהה כך התהליך יותר מהיר. מחקרים שונים עוסקים באפיון התנאים המאפשרים את הדיאגנזה בכלל ובטמפרטורה בפרט. בהתבסס על מדידות 18O, נראה שהדיאגנזה מתאפשרת בטווח טמפרטורות. כך למשל, Behl (1992) קבע טווח טמפרטורות של 2-33 oC המאפשר דיאגנזה של אופל CT. כמו כן, נמצא ע"י Matheney ו Knauth (1993) כי דיאגנזה של אופל CT מתרחשת ב17-21 oC, בניגוד ל35-50 oC כפי שסברו לפני כן. קיים הבדל בין דיאגנזה של המינרלים השונים, לדוגמא הבדל של 40-50 oC בין הטמפרטורה המאפשרת דיאגנזה של קוורץ לזו של אופל CT. הבדל זה מתבטא גם בעומק שבו מתרחשת הדיאגנזה. בנוסף, קצב הקבורה משפיע אף הוא על הדיאגנזה. קצב קבורה גבוה מאפשר מעבר מהיר למערכת סגורה המאפשרת הצטברות ויצירה של הצור. וכן, כאשר קצב הקבורה גבוה, השלדים מגיעים יותר מהר לעומקים בהם הטמפרטורות יותר גבוהות וכך הדיאגנזה יותר מהירה. גורם נוסף שיכול להשפיע על קצב הדיאגנזה הוא הימצאותם של גרעיני גיבוש שסביבם יתגבש האופל CT. 

קיימים מרבצי צור שבהם לא זוהו כלל שאריות של חומר ביוגני ובמקרים כאלה מתקשים למצוא הסבר מספק לדרך היווצרותם. אמנם קיימות עדויות בודדות להשקעה מקומית של צור באגמים או לגונות מבודדות, אך משארים שככל הנראה מרבית סלעי הצור עברו דיאגנזה ממושכת שלא הותירה סימנים ניתנים לזיהוי של אותם אורגניזמים שאפשרו את היווצרותם. במקרה של סלעי הצור הפרקמבריים, לא קיימות הוכחות לכך שבתקופה זו חיו אותם אורגניזמים סיליציים הדרושים להשקעת הסלע. לאור זאת מניחים מחמת הספק ששכבות הצור הפרקמבריות נוצרו בהשקעה אי-אורגנית של סיליקה ממקור לא ברור (ככל הנראה וולקני).

צור החלפה

כאמור, בנוסף להופעתו הרציפה, צור גם יכול להופיע כנודולות, עדשות, או שכבות לא רציפות, בעיקר בסלעים קרבונטיים, אך לא רק. הטקסטורה של הופעות אלה מרמזת על כך שהם נוצרו כתוצאה מהחלפה דיאגנטית. תהליכי פירוק אורגני אירובי ע"י בקטריות מקטינים את ריכוז החמצן בסדימנט והחל מעומק מסוים מתאפשר פירוק חומר אורגני רק ע"י חיזור סולפאט במקום חמצן. בתנאים אלה כמויות גדולות של סולפיד משתחררות כ H2S ועוברות לאזור עם תנאים מחמצנים יותר. חמצון של ה H2S מביא לשחרור של יוני מימן ובכך לירידה בPH, שגורמת להמסה של הקלציט בסדימנט הגירני. יוני הקרבונאט שנוצרים בהמסה מהווים את הגרעין לתחילת השקעה של סיליקה. כך שהמסת הקלציט וגיבוש הסיליקה מתרחשים במקביל. מקור הסיליקה הוא לרוב באורגניזמים סיליציים ששקעו בסדימנט והומסו בתוכו. סיליקה שמומסת מגרעין שלד אופליני עוברת דיאגנזה והופכת לאופל CT שמחליף את הקלציט ולבסוף לקוורץ, תחת תנאי הזמן והטמפרטורה המתאימים. צורות ההופעה השונות של הנודלות, העדשות או השכבות הדקות יכולות לנבוע משינויים במחזורי השקעת הסדימנט ומשינויים אזוריים בריכוזי החמצן או באזורי חמצון ה H2S. צור החלפה נפוץ בסלעים קרבונטיים האופייניים למים רדודים ולמדף יבשת. 

צור באזור ישראל

ההופעה המשמעותית ביותר של צור בארץ היא בתצורת מישאש, אך צור מצוי גם בתצורות נוספות כחלק שולי מהרצף הליתולוגי. צורות ההופעה העיקריות של הצור בארץ הן צור ברקציוזי (הטרוגני), עדשות או נודולות צור, צור הומוגני ופורצלניט. 

מקורות

  • Behl, R.J., 1992, Chertification in the Monterey Formation of California and deep-sea sediments of the west Pacific [Ph.D. thesis]: Santa Cruz, University of California, 287 p.
  • C.J.Clayton, 1986, The chemical environment of flint formation in Upper Cretaceous chalks, The Scientific Study of Flint and Chert, Cambriege University Press, p.43-54.
  •         G.M.Lees, 1928, The chert beds of Palestine, Proceedings of the Geologists' Association, vol.39, 4, p.445-468.
  •         Kolodny, Y., 1969, Petrology of siliceous rocks in the mishmash formation (Negev, Israel), Sedimentary Petrology journal, vol.39, 1, p.166-175.
  • Matheny, R.K. and Knath, L.P., 1993, New isotopic temperature estimates for early silica diagenesis in bedded cherts, Geology (Boulder),vol.21, 6, 519-522.
  • Sam Boggs, Jr., 1992, Petrology of Sedimentary Rocks, Uneversity of Oregon, p.583-598.
כלים אישיים