תצורת סמרה

מתוך אנציקלופדיה, המכון למדעי כדור הארץ, האוניברסיטה העברית

קפיצה אל: ניווט, חיפוש

תצורת סמרה (Picard, 1943) היא יחידה כרונוסטרטיגרפית ששקעה בבקע ים המלח במהלך התקופה הבין-קרחונית האחרונה, לפני כ-75-135 אלף שנה. היא מאופיינת בליתולוגיה של חוואר קלציטי, כשבשולי האגן נפוצים מרכיבים קלאסטיים גסים. משקעיה האגמיים הורבדו ממי אגם סמרה הקדום, והם חשופים מדרום אגן ים המלח ועד למרכז עמק הירדן (Waldmann et al., 2007; 2009).


איור 1: מפה המציגה את המיקומים הגיאוגרפיים העיקריים שקשורים לתצורת סמרה לאורך בקע ים המלח. מתוך (Waldmann (2002
איור 1: מפה המציגה את המיקומים הגיאוגרפיים העיקריים שקשורים לתצורת סמרה לאורך בקע ים המלח. מתוך (Waldmann (2002

תוכן עניינים

רקע

במהלך הנאוגן-רביעון אכלסו כמה גופי מים את ההשתפלויות לאורך עמק הערבה, ים המלח והירדן, שמשקפות תנועות טקטוניות לאורך טרנספורם ים המלח (Garfunkel, 1981; Stein, 2001). גוף המים העתיק ביותר הוא לגונת סדום (זק, 1967). מאז שכנו כמה אגמים לאורך בקע ים המלח: אגם עמורה; אגם סמרה; אגם ליסאן של תקופת הקרח האחרונה; ים המלח של היום, החל מההולוקן. מאגמים אלו שקעו סדימנטים אוופוריטיים, קרבונטיים ותוצרי ארוזיה שונים (Stein, 2001; Waldmann et al., 2009; Torfstein et al., 2009). הסדימנטים של תצורת סמרה, שהורבדו מאגם סמרה ומסביבתו, חשופים לאורך אגן ים המלח מאזור נחל עידן בדרום ועד למרכז עמק הירדן בצפון (איור 1).

תולדות המחקר

פיקרד הגדיר לראשונה את "סדרת סמרה" צפונית לים המלח, ותיאר אותה בחירבת סמרה, כ-6 ק"מ מצפון-מזרח ליריחו, היכן שמצא את מחשופה הטוב ביותר, כשהיא בנויה בעיקר סדימנטים אגמיים-נחליים המונחים מתחת למשקעי תצורת ליסאן (Picard, 1943). מחשופים אחרים המורכבים מליתולוגיה דומה, בעיקר באזור צפון ים המלח, זכו להכרה כתצורת סמרה (רוט, 1969; בן-תור ופרומן, 1961; Begin, 1975; Manspeizer, 1985). זק (1967) הגדיר באזור הר סדום את תצורת עמורה כמשקעים האגמיים ששקעו החל מניתוקה של לגונת סדום מהים הפתוח ועד למשקעי אגם ליסאן. הוא מצא שם שתצורת סמרה לא מופיעה כפי שתוארה עד אז, והציע שהיא הורבדה במקביל לחלק מתצורת עמורה ומופיעה בפציאס שונה. קאופמן ושות' (Kaufman et al., 1992) תיארכו לראשונה את משקעי הסמרה כשייחסו לתצורה את החתך הפלייסטוקני הפרה-ליסאן כולו, כלומר לא הבדילו בין האגמים סמרה ועמורה, בדומה למחקרים נוספים (Almogi-Labin et al., 1995; Stein, 2001; Hazan et al., 2005). בגישה דומה, וולדמן (Waldmann, 2002) מיפה ותיאר את תצורת סמרה לאורך צדו המערבי של אגן ים המלח. עם זאת, מחקרים אחרונים שהתבססו על תיארוכים ייחסו לתצורת סמרה את משקעי התקופה הבין-קרחונית האחרונה בלבד (Waldmann et al., 2007; 2009), כלומר את החלק העליון ביותר של תצורת סמרה כפי שתוארה עד אז; וכן הצביעו כפי שהוצע קודם לכן, על חפיפה מסוימת בין תקופת ההרבדה של תצורת סמרה לבין השקעת הפרט העליון ביותר של תצורת עמורה (Torfstein et al., 2009).

סטרטיגרפיה

משקעי אגם סמרה הם חלק מרצף סדימנטרי ששקע בבקע ים המלח החל מהמיוקן וממשיך לשקוע, ומרכיב את חבורת ים המלח (Picard, 1943). לפי וולדמן ושות' (Waldmann et al., 2007; 2009), תצורת סמרה הורבדה באגן ים המלח ולאורך נהר הירדן במהלך התקופה הבין-קרחונית האחרונה, לפני כ-75-135 אלף שנה. היא מונחת מעל משקעי אגם עמורה, ומעליה שקעו סדימנטים מתקופת הקרח האחרונה של אגם ליסאן. המגעים של תצורת סמרה הן עם תצורת עמורה והן עם תצורת ליסאן מאופיינים באי-התאמות ארוזיביות בשולי האגן, ובאתרים מסוימים המגע סמרה-ליסאן מאופיין באי-התאמה זוויתית (Waldmann, 2002; Waldmann et al., 2009). תצורת סמרה בנויה בעיקר משקעים אגמיים של חוואר קלציטי אפור-צהבהב, שמכיל למינות או שכבות דקות של דטריטוס בחילופין עם למינות של קלציט ראשוני, בשילוב עם חול וקונגלומרט. המרכיבים הפלוביאליים הולכים ומשתלטים ככל שהחתך מתקרב לשולי האגן ויוצרים רצפים סדימנטריים יחד עם המרכיב האגמי החווארי-קלציטי. החלק העליון ביותר של החתך מורכב בדרך כלל חול וחלוקים או לפעמים טרוורטינים. אזורים שטוחים בקצוות האגן, מצפון ומדרום, מאופיינים באואוליטים. הופעת מרכיב של גבס נפוצה בשילוב עם משקעים קלאסטיים דקים או עם למינות של קלציט או ארגוניט. למינות ארגוניט ראשוני מופיעות גם הן בחתך, אך אינן נפוצות. משקעי הסמרה חשופים באופן חלקי בכמה נחלים לאורך שולי אגן ים המלח, ביניהם פרצים, מצדה, מור, משמר, בית הערבה ועין תמר. עוביה המקסימאלי שתועד כ-20 מטר, והוא חשוף בנחל פרצים (Waldmann et al., 2007; 2009).

איור 2: חתכים עמודיים של תצורת סמרה בנחל פרצים באתרים PZ2  ו-PZ5. פציאס AAD: חילופי למינות של ארגוניט ושל דטריטוס; פציאס ACD: חילופי למינות של קלציט ושל דטריטוס. מתוך (Waldmann et al. (2007
איור 2: חתכים עמודיים של תצורת סמרה בנחל פרצים באתרים PZ2 ו-PZ5. פציאס AAD: חילופי למינות של ארגוניט ושל דטריטוס; פציאס ACD: חילופי למינות של קלציט ושל דטריטוס. מתוך (Waldmann et al. (2007


סביבת השקעה

הסדימנטים שהושקעו באגם סמרה ובסביבתו מייצגים שלוש סביבות השקעה עיקריות: סביבה יבשתית מסביב לאגם; סביבת שולי האגם הבנויה מאזור צר יחסית על החוף ולאורכו; וסביבה אגמית מרוחקת מהחוף, שמכילה משקעים מעומקי מים משתנים. משקעי הסביבה היבשתית מעוצבים בהשפעת תהליכים פלוביאליים ואיאוליים, ומתרחשים בעיקר במניפות סחף של נחלים, ובמישורים אלוביאליים ופלוביאליים. במשקעים שהורבדו בסביבת שולי האגם נפוצות סטרוקטורות של רכסי חוף שבנויים חלוקים או חול גס, של גלונים ושל שיכוב צולב. בקצוות האגן מצפון ומדרום הושקע חול דק עד בינוני באזורים שטוחים ורדודים, ומקורו כנראה במניפות סחף או פזרות. האזורים השטוחים מתאפיינים באואוליטים שמכסים שטחים נרחבים, וכן באונקוליטים. באזור החוף שקעו גרגרים דטריטיים עם צמנט קרבונטי, ולעתים טופה ו/או טרוורטין. סלעים אלו מאפיינים את הגג של תצורת סמרה בחלק מהחתכים בקצה האגן הדרומי. הם שקעו כנראה במעיינות היפרסליניים רדודים או בביצות של מים מתוקים עד מלוחים במידה, בקרבה לקו החוף של האגם. עדות לכך הם מאובני פלורה המתאימים למים מליחים ומאובני פאונה של גסטרופודה, וסוגים שונים של סטרומטוליטים. סביבת השקעה זו מתאימה לירידת מפלס האגם במהלך המעבר סמרה-ליסאן, שבמהלכה מעיינות נדדו לכיוון מרכז האגן. עדות מהאגן הצפוני היא אופק פלאוסול עשיר בגסטרופודה במעבר בין התצורות (Waldmann, 2002; Waldmann et al., 2007; 2009). הרחק מהחוף, בסביבה האגמית, התרחשה השקעה למינארית של גרגרים בגודל סילט עד חרסית שככל הנראה מצביעה על תקופות של אגם משוכב, עם גוף מים צפוף יותר בחלקו התחתון (Waldmann et al., 2009). סביבת ההשקעה האגמית כוללת את הסדימנטים האוופוריטיים שמורכבים למינות קלציט ולעתים ארגוניט, בחילופין עם למינות או שכבות דקות דטריטיות (Waldmann, 2002). השכבות הדטריטיות מייצגות ככל הנראה הצטברות של סדימנטים דקי גרגר שהוסעו לאגם בשיטפונות עונתיים, ומייצגים את כיסוי פני השטח של הרי יהודה שכוללים בעיקר חלקיקי אבק המורכבים קלציט, מעט קוורץ וחרסיות (Waldmann et al., 2007).

סטרטיגרפיית רצפים

סביבות ההשקעה השונות של תצורת סמרה באות לידי ביטוי בחתכים העמודיים בשולי האגן, שמורכבים משלושה רצפים סדימנטריים (S2, S1 ו-S3; איורים 3 ו-5) ומייצגים אפיזודות של רגרסיות וטרנסגרסיות, כשכל רצף תחום באי-התאמות ארוזיביות. שינויי הפציאס מיוחסים לתנודות במפלסי האגם, למורפולוגיה של האגן ולזמינות של חומר דטריטי (Posamentier et al., 1992; Waldmann et al., 2009). הסטרטיגרפיה של תצורת סמרה תועדה בנפרד בחלק הדרומי, המרכזי והצפוני של אגן ים המלח, בהתבסס בעיקר על קורלציה בין חתכים עמודיים ותיארוך בשיטת U-Th מלמינות ארגוניט. מהתיארוכים התקבל גיל של 116 אלף שנה בחלקו העליון של הרצף S1, ובאופן דומה התקבלו פרקי זמן משוערים להרבדת הרצפים S2 ו-S3 של 115 עד 85 אלף שנה, ושל 85 עד 70-75 אלף שנה לאחור, בהתאמה.

אגן ים המלח הדרומי

תוארה קורלציה סטרטיגרפית בקצה הצפוני של עמק הערבה, לאורך צדו המערבי (איור 3) (Waldmann et al., 2009). שלושת הרצפים מראים מגמה של התעבות כלפי צפון עם מעבר ממשקעים אלוביאליים ופלוביאליים (בדרום) למרכיבים האגמיים (בצפון). הם בנויים סדימנטים קלאסטיים גסים ומעוגלים בשיכוב מדורג נורמאלי בחלקם התחתון, ומעליהם משקעים אגמיים של חוואר. S1 מתעבה צפונה משמעותית יותר מהרצפים האחרים כשכמות הקלאסטיים הגסים יותר גדלה, עם קשר כנראה לכניסה נחלית. S2 מצביע על ירידה במפלס האגם, ולאחריה עליה קטנה. בהתאם לתיארוכים S3 מייצג עלייה לפרק זמן קצר יחסית במפלס האגם. הוא מתעבה צפונה עד לעובי מקסימאלי בחתך העמודי AR5, וצפונה יותר מידקק בנחל פרצים (PZ7).

איור 3: קורלציה סטרטיגרפית בין מחשופים בקצה האגן הדרומי של ים המלח. במפה מימין: 1) החתך העמודי PZ7 בנחל פרצים; 2-8) החתכים העמודיים בערבה (AR5, AR4, AR3, AR6, AR7, AR2, A1 בהתאמה). הרצפים S2, S1 ו-S3 מסומנים בחתך העמודי PZ7, והם קורלטיביים למפלסי האגם (איור 6). מתוך (Waldmann et al. (2009
איור 3: קורלציה סטרטיגרפית בין מחשופים בקצה האגן הדרומי של ים המלח. במפה מימין: 1) החתך העמודי PZ7 בנחל פרצים; 2-8) החתכים העמודיים בערבה (AR5, AR4, AR3, AR6, AR7, AR2, A1 בהתאמה). הרצפים S2, S1 ו-S3 מסומנים בחתך העמודי PZ7, והם קורלטיביים למפלסי האגם (איור 6). מתוך (Waldmann et al. (2009

אגן ים המלח הצפוני

הקורלציה הסטרטיגרפית תוארה לאורך השוליים המערביים של נהר הירדן ולאורך ציר האגן (איור 4) (Waldmann et al., 2009). המשקעים האגמיים מתעבים דרומה בעוד שהמרכיבים הקלאסטיים מתעצמים צפונה, ככל הנראה כתוצאה מקרבה לנהר הירדן ולנחל תרצה. הגילים התקבלו מהחתך העמודי של בית הערבה (BA) כ-20 ס"מ מעל הגבול סמרה-ליסאן, וכמטר מתחתיו. תיארוכים אלו מלמדים על פער של כ-35 אלף שנה בקטע זה של החתך, ומצביעים על היאטוס השקעתי. מצפון לחתך העמודי של בית הערבה, המעבר בין התצורות סמרה וליסאן מאופיין באופק פלאוסול בעובי של כ-1.5 מטר העשיר בגסטרופודה, שמעיד על רטיבות מקומית.

איור 4: קורלציה סטרטיגרפית בין מחשופים בחלק הצפוני ביותר של אגן ים המלח. המקרא באיור 3. המיקומים במפה מימין: DS: דיר שמן; TV: טובלן; AB: גשר אלנבי; BA: בית הערבה. מתוך (Waldmann et al. (2009
איור 4: קורלציה סטרטיגרפית בין מחשופים בחלק הצפוני ביותר של אגן ים המלח. המקרא באיור 3. המיקומים במפה מימין: DS: דיר שמן; TV: טובלן; AB: גשר אלנבי; BA: בית הערבה. מתוך (Waldmann et al. (2009

אגן ים המלח המרכזי

הקורלציה הסטרטיגרפית כללה חתכים במצדה, במשמר ובמור, וכן את החתך PZ7 בנחל פרצים (איור 5) (Waldmann et al., 2009). החתכים באגן המרכזי נשלטים בעיקר על ידי למינות משקעים אגמיים, המופרעות לעתים קרובות בפרגמנטים בגודל חול וחצץ ששקעו כנראה באזור החוף.

איור 5: קורלציה סטרטיגרפית בין מחשופים באגן ים המלח המרכזי. המקרא באיור 3. המיקומים במפה משמאל: MS: משמר; MZ: מצדה; MR: מור; PZ7: פרצים. הרצפים S2, S1 ו-S3 מסומנים בחתך העמודי PZ7, והם קורלטיביים למפלסי האגם (איור 6). מתוך (Waldmann et  al. (2009
איור 5: קורלציה סטרטיגרפית בין מחשופים באגן ים המלח המרכזי. המקרא באיור 3. המיקומים במפה משמאל: MS: משמר; MZ: מצדה; MR: מור; PZ7: פרצים. הרצפים S2, S1 ו-S3 מסומנים בחתך העמודי PZ7, והם קורלטיביים למפלסי האגם (איור 6). מתוך (Waldmann et al. (2009

מפלסי אגם סמרה

היסטוריית מפלסי האגם (איור 6) מבוססת על הרצפים הסדימנטריים בחתכים העמודיים וקורלציה ביניהם כשהם מאולצים כרונולוגית לפי גילי U-Th מלמינות ארגוניט, ובהתחשבות בקצבים של הסדימנטציה ושל השתפלות האגן. מפלסי האגם שמתוארים להלן מיוחסים למפלס הימי הממוצע כיום. המעבר בין התצורות עמורה וסמרה התרחש ככל הנראה לפני 130-140 אלף שנה, בהתאמה למעבר בין שלבי האיזוטופים הימיים 6 ו-5 ברקורד הגיאולוגי העולמי. המשקעים החופיים ששולטים בחלק התחתון של הרצף הסדימנטרי S1 הושקעו בגובה מפלס אגם של כ-380- מטר. מאוחר יותר, לפני כ-120 אלף שנה, התרומם מפלס האגם לגבהים של מעל 320- מטר והשקיע יחידות עבות יחסית של סדימנטים אגמיים למינאריים (מעל 5 מטר בחתך העמודי PZ7). לפני 116 אלף שנה לערך, ירד מפלס האגם לכ-350- מטר. במהלך הרצף S2 עלה שוב מפלס האגם לגובה של כ-320- מטר. כמה תנודות במפלס חלו במהלך הרצף S3, בטרם נסוג האגם במעבר בין התצורות סמרה וליסאן בגג הרצף (לפני כ-75-80 אלף שנה), בהתאמה למעבר לתקופת הקרח האחרונה (שלבי האיזוטופים הימיים 4 עד 2) (Waldmann et al., 2009). מפלסי האגם המוערכים של תצורת סמרה גבוהים בכ-50-100 מטר ממפלס האגם הממוצע של ים המלח ההולוקני (Bookman et al., 2006; Waldmann et al., 2009). הבדל הידרולוגי זה יכול להצביע על מגמה רטובה יותר במהלך התקופה הבין-קרחונית האחרונה בהשוואה לתנאים כיום, או לחילופין על שינויים בקצבי ההשתפלות הטקטונית של האגן (Waldmann et al., 2009).

איור 6: (a) האגמים של אגן ים המלח (LA – אגם עמורה; LS – אגם סמרה; LL – אגם ליסאן; DS – ים המלח) והמפלסים שלהם (b); ערכי δ18O בספלאוטמים ממערת שורק (c) ומפורמניפרה במזרח הים התיכון (d); עקומת מפלס הים הגלובלי (e); ושלבי האיזוטופים הימיים (f). מתוך (Waldmann et al. (2009
איור 6: (a) האגמים של אגן ים המלח (LA – אגם עמורה; LS – אגם סמרה; LL – אגם ליסאן; DS – ים המלח) והמפלסים שלהם (b); ערכי δ18O בספלאוטמים ממערת שורק (c) ומפורמניפרה במזרח הים התיכון (d); עקומת מפלס הים הגלובלי (e); ושלבי האיזוטופים הימיים (f). מתוך (Waldmann et al. (2009

השפעות פליאוהידרולוגיות ופליאואקלימיות

אגן ים המלח ממוקם בין חגורת אקלים סוב-טרופי לבין אזור של אקלים ים תיכוני (Stein, 2001; Waldmann et al., 2007). במעברים בין תקופות קרחוניות ובין-קרחוניות נודדות רצועות האקלים ומשפיעות על המערכת ההידרולוגית המקומית, וכן על הסדימנטים של אגמי הבקע בפלייסטוקן ובהולוקן. תקופות הקרח מאופיינות באקלים גשום ובמפלסי אגם גבוהים, בעוד שהתקופות הבין-קרחוניות מאופיינות באקלים מדברי יותר ובמפלסי אגם נמוכים. המעברים הליתולוגיים בין התצורות סמרה וליסאן, בהתאם לאילוצי התיארוכים, מתאימים כרונולוגית למעבר שבין התקופה הבין-קרחונית האחרונה לבין תקופת הקרח האחרונה (איור 6). בהתאם, מפלסי אגם סמרה נמוכים יחסית למפלסי אגם ליסאן. המערכת ההידרולוגית המקומית, שמשתקפת בשינויי המפלס של האגמים, משפיעה על וריאציות במליחות ובלימנולוגיה, כמו גם בליתולוגיה ובגיאוכימיה (Machlus et al., 2000; Waldmann et al., 2007). ההבדל העיקרי בליתולוגיה של התצורות סמרה וליסאן הוא הדומיננטיות של הארגוניט והגבס כפאזות ראשוניות בתצורת ליסאן, ומיעוטן בתצורת סמרה שמתאפיינת בקלציט כפאזת ה-CaCO3.

ההסבר להבדלים שבין האגמים והמשקעים שהותירו טמון במקורות המים המזינים את אגמי הבקע. מקורו הכמעט בלעדי של ביקרבונט, הדרוש להשקעת ארגוניט, הוא במים מתוקים שמגיעים לאגם (Stein et al., 1997). יתרה מכך, השקעת ארגוניט ראשוני נחשבת לתהליך אוופוריטי שנשלט על ידי יחס Mg/Ca גבוה ולכן תלויה באספקת חומר מבחוץ לאגם, ככל הנראה ממקור אחר (Waldmann et al., 2007). אספקה זו באה מתמלחות קלציום-כלורידיות שמקורן כנראה בתמלחות מלגונת סדום שנדדו בתת-הקרקע הרחק מהבקע, עברו אינטרקציה עם סלעי הסביבה (בעיקר דולומיטיזציה) והחלו להישטף מאוחר יותר בהשפעת מים מטאוריים לכיוון אגמי הבקע (סטרינסקי, 1974; Stanislavsky and Gvirtzman, 1999; Stein et al., 2000; Waldmann et al., 2007). בתקופות קרח התמלחות נשטפות לכיוון הבקע ומזינות את מי האגם במידה רבה, היות שכמות המים המטאוריים רבה יותר. בעוד שכמויות משמעותיות של תמלחות קלציום-כלורידיות היו דרושות למשקעי הארגוניט של תצורת ליסאן, באגם סמרה כמות המים המתוקים וכן כמות התמלחות שחדרו לאגם הייתה כנראה קטנה או זניחה. סדימנטים דקי גרגר הוסעו לאגם, בעיקר במהלך שיטפונות עונתיים, והושקעו מינרלי קלציט (ראשוני ודטריטי) (Waldmann et al., 2007). ההשקעה של למינות הקלציט של תצורת סמרה מעידה על תנאי מים מתוקים יותר שהגיעו לאגם בשיטפונות ספורדיים, שייתכן וקשורים למקור סערות דרומי (Waldmann et al., 2009; Torfstein et al., 2009). השיטפונות הסיעו גם קלציט דטריטי בכמויות ניכרות, שמצביעות על כך שאגן הניקוז של האגם היה מדברי יותר במהלך התקופה הבין-קרחונית האחרונה מאשר בתקופת הקרח שחלה אחריו, שאופיינה באספקה סדירה יותר של מים. ביקרבונט, שדרוש ליצירת ארגוניט, הוסע על ידי השיטפונות כנראה במידה מוגבלת (Waldmann et al., 2009).

יחסי הארגוניט/קלציט במשקעים של אגמי הבקע קורלטיביים לכן למפלסי האגם, שמשקפים את התנאים האקלימיים-הידרולוגיים באזור. מעברים ליתולוגיים דומים לאלו שבין התצורות סמרה וליסאן מתרחשים גם בתצורת עמורה, ומאפשרים מבט על המערכת ההידרולוגית הקדומה יותר (Waldmann et al., 2007). במעבר מהאגמים עמורה לסמרה חלה ירידה משמעותית במפלס האגם שלוותה בעליה במפלס הים הגלובלי (Waldmann et al., 2009). אמנם שינויים דומים התרחשו גם על פני פרקי זמן קצרים יותר (Waldmann et al., 2007), אך הכרונולוגיה ומפלסי האגם של תצורת סמרה ברזולוציה נמוכה יחסית ולא מאפשרים קורלציה של תקופות קצרות בין מפלס האגם ומפלס הים הגלובלי. עם זאת נראה שיש ביניהם קשר כמו העליות שחלו במפלס האגם לפני כ-85 וכ-95 אלף שנה (Waldmann et al., 2009).

טקטוניקה בתקופת סמרה

עדויות גיאולוגיות רבות מצביעות על טקטוניקה צעירה באגן ים המלח ולאורך הטרנספורם (Garfunkel et al., 1981; Garfunkel and Ben-Avraham, 1996). בעוד שרעידות אדמה באגן ים המלח מתועדות היטב לאחר ההרבדה של תצורת סמרה (Marco et al., 1996; Bookman (Ken-Tor) et al., 2001; Agnon et al., 2006), משקעי התקופה הבין-קרחונית האחרונה חשופים במקומות מעטים כך שהעדויות מצומצמות. אף על פי כן, כמה מחשופים באגן ים המלח המרכזי והצפוני מכילים בחלקה העליון של תצורת סמרה שכבות ברקציה אינטרה-פורמציונלית (intraformational breccia), שמעידות כנראה על התנזלות של הסדימנט כתוצאה מפעילות סיסמית (Waldmann, 2002). נוסף לכך, מחשופים שונים באגן הדרומי מראים על אי-התאמה זוויתית בין התצורות סמרה וליסאן, כשמשקעי הסמרה נטויים בחריפות בהשוואה למשקעי הליסאן (יחיאלי, 1987; Waldmann, 2002); וכן על העתקה של משקעי הסמרה, כשעל גביהם מונחים סדימנטים מתצורת ליסאן ללא דפורמציה. ההיווצרות של חלק נרחב ממבנים אלו שבאגן הדרומי קשורה כנראה בטקטוניקת מלח (Waldmann, 2002; Larsen et al., 2002).

מקורות

בן-תור, י. ק., פרומן, ע, 1961. המפה הגיאולוגית של ישראל 1:100,000: גיליון 16: הר סדום. מהדורה שניה מתוקנת. המכון הגיאולוגי, ירושלים.

יחיאלי, י., 1987. הגיאולוגיה של צפון בקע הערבה ואנטיקלינת מחמל, אזור חצבה: עבודת גמר לתואר מוסמך למדעי הטבע. האוניברסיטה העברית, ירושלים.

זק, י., 1967. הגיאולוגיה של הר סדום: חיבור לשם קבלת תואר דוקטור לפילוסופיה. האוניברסיטה העברית, ירושלים.

סטרינסקי, א., 1974. יחסי גומלין בין תמלחות Ca - כלורידיות לסלעי משקע בישראל: חיבור לשם קבלת תואר דוקטור לפילוסופיה. האוניברסיטה העברית, ירושלים.

רוט, י., 1969. הגיאולוגיה של אזור ואדי אל-קילט: עבודת גמר לקבלת תואר מוסמך למדעי הטבע. האוניברסיטה העברית, ירושלים.

Agnon, A., Migowski, C., Marco, S., 2006. Intraclast breccias in laminated sequences reviewed: Recorders of paleo-earthquakes. In Enzel, Y., Agnon, A., and Stein, M. (Eds.), New frontiers in Dead Sea paleoenvironmental research: Geological Society of America Special Paper, 401, pp. 195-214.

Almogi-Labin, A., Siman-Tov, R., Rosenfeld, A., Debard, E., 1995. Occurrence and distribution of the foraminifer & Ammonia beccarii tepida (Cushman) in water bodies, Recent and Quaternary, of the Dead Sea Rift, Israel. Marine Micropaleontology, 26, 153-159.

Begin, Z. B., 1975. Paleocurrents in the Plio-Pleistocene Samra Formation (Jericho region, Israel) and their tectonic implication. Sedimentary geology, 14, 191-218.

Bookman (Ken-Tor)., R., Agnon, A., Enzel, Y., Stein, M., Marco, S., Negendank, J. F. W., 2001. High-resolution geological record of historic earthquakes in the Dead Sea basin. Journal of Geophysical Research, 106(2), 2221-2234.

Bookman, R., Bartov, Y., Enzel, Y., and Stein, M., 2006. Quaternary lake levels in the Dead Sea basin: Two centuries of research. In Enzel, Y., Agnon, A., and Stein, M. (Eds.), New frontiers in Dead Sea paleoenvironmental research: Geological Society of America Special Paper, 401, pp. 155-170.

Garfunkel, Z., 1981. Internal structure of the Dead Sea leaky transform (rift) in relation to plate kinematics. Tectonophysics, 80, 81-108.

Garfunkel, Z., Zak, I., Freund, R., 1981. Active faulting in the Dead Sea Rift. Tectonophysics, 80, 1-26.

Garfunkel, Z., Ben-Avraham, Z., 1996. The structure of the Dead Sea basin. Tectonophysics, 266, 155-176.

Hazan, N., Stein, M., Agnon, A., Marco, S., Nadel, S., Negendank, J. F. W., Schwab, M. J., Neev, D., 2005. The late Quaternary limnological history of the Lake kinneret (Sea of Galille), Israel. Quaternary Research, 63, 60-77.

Kaufman, A., Yechieli, Y., Gardosh, M., 1992. Reevaluation of the Lake-Sediment Chronology in the Dead Sea Basin, Israel, Based on New Th/U Dates. Quaternary Research, 38, 292-304.

Larsen, B. D., Ben-Avraham, Z., Shulman, H., 2002. Fault and salt tectonics in the southern Dead Sea basin. Tectonophysics, 346, 71-90.

Machlus, M., Enzel, Y., Goldstein, S., Marco, S., Stein, M., 2000. Reconstructing low levels of Lake Lisan by correlating fan-delta and lacustrine deposits. Quaternary International, 73/74, 137-144.

Manspeizer, W., 1985. The Dead Sea Rift: Impact of climate and tectonism on Pleistocene and Holocene sedimentation. In: Briddle-Kevin, T., Christie-Blick, N. (Eds.), Strike Slip Deformation, Basin Formation and Sedimentation. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication, 37, pp. 143–158.

Marco, S., Stein, M., Agnon, A., 1996. Long-term earthquake clustering: A 50,000-year paleoseismic record in the Dead Sea Graben. Journal of Geophysical Research, 101(B3), 6179-6191.

Picard, L., 1943. Structure and evolution of Palestine. The geological department, Hebrew University, Jerusalem.

Posamentier, H. W., Allen, G. P., James, D. P., Tesson, M., 1992. Forced regression in a sequence stratigraphic framework: Concepts, examples and exploration significance. Bulletin of American Association of Petroleum Geologists, 76, 1687–1709.

Stanislavsky, E., Gvirtzman, H., 1999. Basin-scale migration of continental-rift brines: Paleohydrologic modeling of the Dead Sea basin. Geology, 27(9), 791-794.

Stein, M., Starinsky, A., Katz, A., Goldstein, S. L., Machlus, M., Schramm, A., 1997. Strontium isotopic, chemical, and sedimentological evidence for the evolution of Lake Lisan and the Dead Sea. Geochimica et Cosmochimica Acta, 61(18), 3975-3992.

Stein, M., Starinsky, A., Agnon, A., Katz, A., Raab, M., Spiro, B., Zak, I., 2000. The impact of brine-rock interaction during marine evaporate formation on the isotopic Sr record in the oceans: Evidence from Mt. Sedom, Israel. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64, 2039-2053.

Stein, M., 2001. The sedimentary and geochemical record of Neogene-Quaternary water bodies in the Dead Sea Basin – inferences for the regional paleoclimatic history. Journal of Paleolimnology, 26, 271-282.

Torfstein, A., Haase-Schramm, A., Waldmann, N., Kolodny, Y., Stein, M., 2009. U-series and oxygen isotope chronology of the mid-Pleistocene Lake Amora (Dead Sea basin). Geochimica et Cosmochimica acta, 73, 2603-2630.

Waldmann, N. 2002. The Geology of the Samra Formation in the Dead Sea Basin. MSc thesis. The Hebrew University, Jerusalem.

Waldmann, N., Starinsky, A., Stein, M., 2007. Primary carbonates and Ca-chloride brines as monitors of a paleo-hydrological regime in the Dead Sea basin. Quaternary Science Reviews, 26, 2219-2228.

Waldmann, N., Stein, M., Ariztegui, A., Starinsky, A., 2009. Stratigraphy, depositional environments and level reconstruction of the last interglacial Lake Samra in the Dead Sea basin. Quaternary Research, 72, 1-15.

כלים אישיים