הגיאולוגיה של הכרמל מחזורים ×•×•×œ×§× ×• - Geological Survey of Israel - המכון ...

משרד התשתיות הלאומיותהמכון הגיאולוגיהגיאולוגיה של הכרמלמחזורים וולקנו-סדימנטרייםעל הקצה הצפון-מערבי של הפלטפורמה הערביתבתקופת האלביאן-טורון1עמית שגב2ואיתן שש1. המכון הגיאולוגי.‏2. המכון למדעי כדור הארץ,‏ האוניברסיטה העברית.‏דו"ח מלווה את מיפוי גיליון עתלית בקנ"מ 1:50,000דוח מס'‏ GSI/7/2009ירושלים ‏,אב תשס"ט ‏,יולי2009

The geology of the Carmel regionAlbian-Turonian volcano-sedimentary cycleson the northwestern edge of the Arabian platformAmit Segev 1 and Eytan Sass 21. The Geological Survey of Israel2. The Institute of earth Sciences, the Hebrew University of JerusalemReport GSI/7/2009 Jerusalem, July 2009

תקצירהעבודה הנוכחית מסכמת את מיפוי גיליון עתלית,‏ בקנה מידה של 1:50,000, הכולל את הר הכרמל,‏ אתחלקו הצפון-מזרחי של רמות מנשה,‏ ואת שפלת חוף הכרמל.‏ עיקר המחקר באזור זה התמקד בהר הכרמל.‏הכרמל הוא אחד האזורים המורכבים ביותר בארץ מבחינות סטרטיגרפיות וסטרוקטורליות,‏ והדברהתבטא בקשיים שליוו את המחקרים הגיאולוגיים השונים לפענוח צפונותיו במהלך שנים רבות.‏V 1,2ליתוסטרטיגרפיהמרבית הסלעים החשופים בכרמל מהווים חלק מחבורת יהודה הקרטיקונית.‏ המורכבות הסטרטיגרפיתשל חבורה זו מקורה בשינויי פאצייס ניכרים על פני מרחקים קצרים,‏ ובקושי לעקוב אחריהם בגלל ריבויוצפיפות ההעתקים.‏ שינויי פאצייס אלה מבטאים את מקומו המיוחד של הכרמל סמוך לקצה הפלטפורמההקרטיקונית,‏ ואת מגוון סביבות ההשקעה המאפיינות את אזור המעבר הזה.‏בעבודה הנוכחית נעזרנו באופקים וולקניים ‏(המופיעים בכרמל ובאזור אום אל פחם בלבד)‏ ככלילקורלציה ולניתוח סביבות ההשקעה.‏ אופקים אלה בכרמל,‏ רובם פירוקלסטיים ומיעוטם שפכי לבה,‏ התפרצובארבעה אירועים מוגדרים היטב ומתוארכים רדיומטרית לתקופת הקנומן,‏ ורובם ‏(בעיקר האופקיםהפירוקלסטיים)‏ משתרעים על פני שטחים גדולים יחסית,‏ ומשמשים כסמני זמן מהימנים.‏ בעקבות הסינתזההסטרטיגרפית-סדימנטרית שהתאפשרה על ידי הקורלציה המשופרת,‏ הוגדרו בכרמל מספר יחידות סלעחדשות,‏ והוכרו ארבעה מחזורים סדימנטריים בתחום הגיל אלביאן-טורון.‏ כל אחד ממחזורים אלה הצטברתחת משטר אופייני של סביבות השקעה,‏ וגבולות המחזורים מאופיינים על ידי שינויים חדים בתנאים אלה.‏מחזור 1, מיוצג על ידי תצורת יגור במרבית שטח הכרמל,‏ ותצורת תלמי יפה בגבולו המערבי של האזורבלבד.‏ תצורת יגור מורכבת ברובה מסלעי דולומיט משוכבים,‏ והצטברה על פני פלטפורמה רדודה,‏ אשר הוגבלהעל ידי רצועה צרה של שוניות מחסום במערב האזור.‏ מערבה משם חל שינוי פאציילי לתצורת תלמי יפה,‏המכילה סלעי גיר וקירטון,‏ ומייצגת תנאים של ים פתוח ומעמיק.‏ מחזור זה הסתיים בהרמה,‏ חשיפה וארוזיהשל סלעי הפלטפורמה הרדודה.‏מחזור הכולל את האופק הוולקני בבסיסו,‏ ואת תצורת עספיא,‏ הקירטונית בבסיסה,‏ וגיריתבחלקה העליון ‏(גיר בית אורן).‏ עם תחילתו של מחזור זה,‏ ובעקבות ההרמה והארוזיה שקדמו לו,‏ חלה במרביתהאזור העמקה מהירה לעומק של כ-‏65 מ',‏חיצונית ופתוחה עם חילוף חופשי של מי-‏ םיבהרמה נוספת,‏ חשיפה וארוזיה מקומית.‏מחזור.,3מתחיל במקומות עם האופק הפירוקלסטיובעקבות כך התקיימו במרבית אזור הכרמל תנאים של פלטפורמהבהמשך התפתחות המחזור,‏ חלה הרדדה הדרגתית,‏ שהסתיימהV 2 בבסיס,‏וכולל את התצורות האקוויוולנטיותערקן וזיכרון.‏ תצורת ערקן כוללת את היחידות שהוכרו בעבר כתצורות חריבה וג'ונדיה ‏(או שמיר),‏ והיאמפותחת בצפון הכרמל.‏ תצורה זו מיוצגת על ידי פאצייסים קירטוניים וגיריים,‏ המכילים בדרך כלל עדשותושכבות צור,‏ ומבטאים סביבת השקעה של פלטפורמה חיצונית,‏ במקומות עמוקה יחסית,‏ בדומה לזו ששררהבמרבית הכרמל בתחילת המחזור השני.‏ תצורת זיכרון נשלטת על ידי סלעי דולומיט,‏ ומופיעה בדרום הכרמל‏(רמת הנדיב וזיכרון יעקב),‏ ובמקומות מבודדים ‏(כגון באזור המוחרקה)‏ בלב שטחי ההשתרעות של תצורתערקן.‏ בדרום הכרמל נמצאת תצורה זו באסוציאציה עם שוניות מחסום,‏ ומייצגת סביבות השקעה הדומותלאלה של המחזור הראשון,‏ של שוניות מחסום ופלטפורמה רדודה.‏ במקומות הופעתה המבודדים מכילה תצורתזיכרון אופק בזלתי(V 3 )באמצעה,‏ ונראה כי גם שם שררה סביבת השקעה רדודה.‏ בדומה לשני המחזוריםשקדמו לו,‏ גם המחזור הזה הסתיים בהרדדה,‏ ובמקומות אף בהרמה ובארוזיה.‏4 מחזורמתחיל במקומות באופק הוולקני,V 4מבטא מעבר למערך שונה ומורכב מאד של סביבות השקעה על פני הפלטפורמה.‏ המחזורוהחתך הסדימנטרי מיוצג על ידי התצורות האקוויוולנטיות בינה וסחנין.‏

תצורת בינה היא גירית ואחידה למדי בדרום שטח ההשתרעות שלה,‏ ואילו כלפי צפון וצפון-מזרח ניתן לחלקהלשני פרטים,‏ מוחרקה בבסיס וסומק.‏ פרט מוחרקה מורכב מפאצייס גירי ‏(המכיל שוניות רודיסטים מבודדותושכבות ביוקלסטיות)‏ופאצייס דולומיטי.‏פיזור הפאצייסים הללו על פני הפלטפורמה בכרמל,‏ כמו גם פיזורהשוניות בפאצייס הגירי,‏ הם חסרי מגמה מוגדרת.‏ פרט סומק ‏(המחליף את התצורות הקודמות:‏ דליה,‏ אום-א-‏זינאת,‏ קומבזה ושונה)‏ מאופיין בחילוף שכבות גיר וחוואר,‏ ומכיל במקומות גם שוניות רודיסטים מבודדות.‏תצורת סחנין מורכבת מדולומיט שכבתי,‏ ובדרום הכרמל ניתן להבחין במעבר פאציילי בינה לבין תצורת בינההגירית והבלתי מחולקת.‏ התנהגות זו שונה אומנם מהמקובל במקומות אחרים בצפון הארץ ‏(בהם תצורת בינהנמצאת מעל תצורת סחנין),‏שטחאולם מתיישבת עם התצפיות בדבר הופעות פאצייסים גיריים בתצורת סחנין,‏ופאצייסים דולומיטיים בתצורת בינה.‏ נראה איפוא כי את המצב בצפון הארץ ‏(להוציא את אזור הכרמל)‏ ניתןלתאר כמקרה מיוחד,‏ בו תצורת סחנין הדולומיטית מכילה לשונות גיר,‏ רובן בעלות השתרעות מוגבלת וללאסדר ומיקום מוגדרים.‏ בהשקפה זו,‏ תצורת בינה בהגדרתה המקובלת עד כה,‏ אינה אלא הלשון העליונה שלתצורת בינה בהגדרתה המוצעת כאן.‏ המחזור הרביעי,‏ בדומה לשני המחזורים הקודמים,‏ החל בהעמקה במרביתהכרמל,‏אולם סביבת ההשקעה שלו התאפיינה בשוניות ותוצריהם הביוקלסטיים,‏הפלנקטוניות ששלטו בתחילת המחזורים הקודמים.‏בניגוד לסביבות.1את מגוון התופעות המוצגות על ידי המחזורים השונים ניתן לייחס למספר מנגנוני בקרה ולשילובם ההדדי:‏בתימטריה.‏הפלטפורמה הקרבונטית באזור הכרמל הייתה שטוחה ואחידה למדי במהלך הצטברותהסדימנטים של המחזור הראשון ‏(אלביאן),‏ ואילו בתקופת הקנומן-טורון ניכרו בה שתי תת-סביבות,‏ האחתמוגבלת ורדודה יחסית,‏ והשניה עמוקה יותר(65-80 מ')‏.3ופתוחה.‏ בין שתי תת-הסביבות התקיימו שיפועיםמקומיים,‏ אולם לא ניכר בפלטפורמה שיפוע במגמה אחידה.‏ קצה הפלטפורמה היה מוגדר היטב,‏ ומעבר לוהתקבל מדרון תלול כלפי אוקיינוס הטתיס.‏2. שוניות רודיסטים.‏ שוניות אלה הופיעו אם כשוניות מחסום או כשוניות מקומיות.‏ שוניות המחסום התקיימואך ורק בקצה הפלטפורמה,‏ אולם לא תמיד לכל אורכו.‏ אחת ההשפעות של שוניות אלה הייתה על הגבלתחילוף המים בין האוקיינוס והפלטפורמה,‏ובעקבות כך לעליית מליחות מי הים ולהתפתחות תהליכידולומיטיזציה בו-זמניים לסדימנטציה.‏ במקומות בהם הפלטפורמה לא הייתה חסומה על ידי שוניות,‏ חילוףהמים בדרך כלל היה חופשי,‏ והסדימנטים השולטים הם סלעי קירטון וגיר,‏ אם כי דולומיטים ידועים גםבסביבות אלה.‏השוניות המקומיות התפתחו אם על פני הפלטפורמה או בקצֶהָ‏ , והתקיימו במהלך ארבעתהמחזורים.‏ לשוניות אלה הייתה חשיבות מיוחדת בזמן הצטברות פרט מוחרקה ‏(תצורת בינה),‏ בהשפעתם עלהבתימטריה,‏ על סוגי הסדימנטים,‏ ועל חילוף המים בסביבתן הקרובה.‏פעילות וולקנית.‏ רוב הפעילות הוולקנית בכרמל הייתה אקספלוזיבית ומיעוטה אפוזיבית,‏ והתרחשה בארבעפאזות נפרדות במהלך סוף האלביאן82 מיליון שנים.‏ שלוש מפאזות אלה(99 מ.ש.)‏ועד לקנומן העליון(95.4 מ.ש.),‏(V 4 ,V 2 ,V 1 )פעלו בתחילת המחזוריםופעילות סנונית בודדת שגילה3 ,2 ו-‏ 4 בהתאמה,‏(V 3 )ואילוואחת מהןפעלה באמצע המחזור השלישי,‏ בתצורת זיכרון.‏ הרי הגעש הפירוקלסטיים יצרו חרוטים קטנים יחסית,‏אשר בלטו מעל פני הים בזמן פעילותם.‏ עם סיום ההתפרצות חלקם התת-אווירי עבר תהליכי הרס מהירים,‏חלקם התת-ימי נשמר מתחת למשטח אברזיה,‏ומעליו התפתחו שוניות מקומיות‏(אטולים).‏עוביהסלעים הפירוקלסטיים מתחת למשטח האברזיה מעיד כי עם תחילת הפעילות הוולקנית עומק המים היה כ-‏65 מ'.‏4. שינויים בעומק הקרקעית עם הזמן.‏ שינויים אלה מבטאים שילוב של מספר גורמים,‏ אשר תרומתם היחסיתלא תמיד ברורה:‏שינויים גלובליים במפלס האוקיינוס,‏תנועות טקטוניות,‏וצמצום העומק כתוצאהמהצטברות סדימנטים.‏ בכרמל קיימות עדויות לפעילות טקטונית מחזורית,‏ אשר פעלה במקביל לתהליכים

האחרים,‏ והכתיבה את סגנון המחזוריות הסדימנטרית-סטרטיגרפית.‏ פעילות זו התבטאה בהשתפלות מהירהשל הקרקעית בתחילת המחזורים3 ,2 ו-‏ ,4ובעליה הדרגתית של הקרקעית לקראת סופם של המחזורים2 ,1ו-‏ 3, אשר התבטאה במקומות בחשיפה ובארוזיה.‏ המיוחד במחזוריות זו הוא בתזמון הפאזות הוולקניות V 4,V 2 ,V 1מיד לאחר שלבי ההשתפלות המהירה.‏נראה איפוא כי באזור הכרמל קיים קשר נסיבתי,‏משמעותו לא ברורה עדיין,‏ בין הפעילות הטקטונית והוולקנית בתקופת הקנומן.‏אשרגיאולוגיה סטרוקטורליתהכרמל הוא אזור מורם הנחצה על ידי מספר רב של העתקים.‏ ההעתק הראשי באזור העבודה הואהעתק הכרמל,‏ התוחם את הר הכרמל מצפון-מזרח וכיוונו הכללי מדרום-מזרח לצפון-מערב ומצומת העמקיםכיוונו משתנה לצפון-דרום.‏ המשכו של העתק זה מחוץ לתחום המחקר,‏ לכיוון דרום,‏ הוא העתק יקנעם.‏ בצפוןמזרח הכרמל הוגדרה מערכת שבירה רחבה ‏(כ-‏‎12‎ ק"מ),‏ המכונה רצועת השבירה של הכרמל,‏ והמשכה הואבצפון מזרח רמות מנשה.‏ מערכת זו נתחמת מצפון-מזרח על ידי העתק הכרמל ובדרום-מערב על ידי גוש טקטונישונה,‏ של זיכרון יעקב – עופר.‏ הכיוון השולט של ההעתקים ברצועת השבירה של הכרמל מקביל לזה של העתקהכרמל,‏ ואילו גוש זיכרון יעקב–עופר מאופיין במערכת העתקים שכיוונה השולט הוא צפון-דרום.‏ רצועתהשבירה של הכרמל נחצית על ידי מספר העתקים רוחביים,‏ היוצרים שלושה גושים טקטוניים מדורגים העוליםמדרום לצפון:‏ א.‏ הגוש הדרומי,‏ הנמוך,‏ של מנשה,‏ המוגבל בצפונו על ידי העתקי מלחי,‏ קרת,‏ ואליקים;‏ ב.‏הגוש המרכזי של דלית אל כרמל,‏ המוגבל בצפונו על ידי העתקי שללה וחיק;‏ ג.‏ הגוש הצפוני של חיפה.‏הפרשי הגובה הסטרוקטורליים בין גושים טקטוניים סמוכים אלה נע בין 200 ל-‏‎400‎ מ'.‏למרות השבירה האינטנסיבית,‏ ניתן לראות את הכרמל כשייך למערכת הקימוט של הקשת הסורית,‏הכוללת גם את הקער של רמות מנשה והקמר של אום אל פחם הסמוכים.‏ הרום הסטרוקטורלי של צפון הרהכרמל ‏(גוש חיפה)‏ דומה לזה של אום אל פחם.‏ ראיה זו תומכת באפשרות כי גוש חיפה נשאר במצבו המקוריואילו הגושים הטקטוניים שמסביב לו ירדו,‏ כולל בקע הגליל התחתון ועמק זבולון.‏

ABSTRACTThe present work summarizes the geological mapping of the 1:50,000 Atlit Sheet,which includes Mount Carmel, the north-east part of Ramot Menashe, and the Mount Carmelcoastal plain. The present investigation in this area is restricted mostly to the area of MountCarmel.This region is one of the most geologically complicated areas in the country, bothstructurally and stratigraphically, which is expressed in the major difficulties accompanyingthe past geological investigations in the area.LithostratigraphyThe majority of the exposed rocks in Mount Carmel constitute part of the CretaceousJudea Group. The stratigraphic complexity of this group in the area is related to significantfacies changes over short distances, and to the difficulty of following these changes due themultitude of faults. The facies changes reflect the unique situation of Mount Carmel close tothe edge of the Cretaceous carbonate platform, and to the variety of depositionalenvironments that characterize this transition zone.In the present work we used the Cenomanian volcanic horizons (which occur inMount Carmel and Umm el Fahm area exclusively) as a correlation tool, and forreconstructing the depositional environments. These horizons, most of them pyroclastics, withminor lava flows, erupted in four, well defined and radiometrically dated events. The majorityof them, in particular the pyroclastics, extend over relatively large areas, and thus serve asreliable time markers. The stratigraphic-sedimentary synthesis, which was enabled by theimproved correlation, led to the definition of some new rock units in Mount Carmel, and tothe recognition of four sedimentary cycles during the Albian-Turonian time span. Each ofthese cycles accumulated under a specific regime of depositional environments, and thecycles’ boundaries reflect abrupt changes in these environments.Cycle 1 is represented by the Yagur Formation over most of the Carmel area, and bythe Talme Yafe Formation which occur at the western border of Mount Carmel exclusively.The Yagur Formation consists mostly of stratified dolomites that accumulated under shallowplatform conditions, which was bordered by a narrow belt of barrier reefs on its western side.The Talme Yafe Formation extends west of the barrier reefs’ belt, and consists of limestonesand chalks that deposited in an environment of open and deepening sea. This cycle isI

terminated by an erosion surface over the shallow platform rocks, indicating a phase ofuplifting and emergence.Cycle 2 includes the V 1 volcanic horizon at its base, and the Isfiye Formation, thatconsists of soft chalks at its lower part and ends upwards with a hard limestone unit (Bet OrenLimestone). Following the uplifting at the end of the previous cycle, this cycle beganthroughout most of the Carmel area with a rapid subsidence to a depth of ~65m, whichresulted in the establishment of open marine environments over the outer platform.Subsequently, this cycle displays a trend of gradual shallowing upwards, which culminated inuplifting and local subaerial erosion.Cycle 3 begins in places with the V 2 pyroclastic horizon, and contains the equivalentArqan and Zikhron formations. The Arqan Formation includes the previously definedKhureibe and Junediya (or Shamir) formations, and is well developed in northern MountCarmel. It is represented by chalk and limestone lithologies, commonly with layers andnodules of chert, which reflect open and in places relatively deep outer platformenvironments, similar to the ones that prevailed throughout most of the Carmel area at thebeginning of the second cycle. The Zikhron Formation is dominated by stratified dolomites,and occurs in the southern Carmel (Ramat Hanadiv and Zikhron Ya’aqov), and in certainisolated places (e.g. the Muhraqa region) that are surrounded by the Arqan Formation. In thesouthern Carmel, this formation is associated with barrier reefs, and represents shallow andrestricted conditions, similar to the ones that prevailed throughout most of the Carmel duringthe first cycle. In the isolated places, the Zikhron Formation includes a basaltic flow at itsmiddle part. Like the previous two cycles, this one ended also by gradual shallowing upward,and in places by emergence and erosion.Cycle 4 displays a change into a different and very complex array of environmentsacross the platform. It begins in places with the V 4 pyroclastic horizon, and the sedimentarysection is represented by the equivalent Bina and Sakhnin formations. The Bina Formationconsists of limestones, and is quite uniform at the southern part of its extension. To the northand northeast it can be divided into two, from bottom to top, the Muhraqa and Sumaqmembers. The Muhraqa Member consists of a limestone facies (which contains isolatedrudist reefs and bioclastic beds) and a dolomitic facies. The distribution of these facies acrossthe platform, as well as the distribution of the isolated reefs in the limestone facies, has noapparent pattern. The Sumaq Member (a new definition) contains the previously recognizedDaliyya, Umm E Zinat, Qumbeze and Shune formations. It is characterized by the alternationof limestone and marl beds, and contains also some rudist patch reefs. The SakhninII

Formation consists of bedded dolomites, and in southern Carmel it displays a facies changeinto the undivided Bina Formation. The described stratigraphic relationship between the twoformations is different from the common one in northern Israel (where the Bina Formationoverlies the Sakhnin Formation). It is consistent, however, with the observations concerningthe occurrences of limestone facies in the Sakhnin Formation, and dolomitic facies in the BinaFormation. The fourth cycle, like the two preceding ones, started with rapid subsidencethroughout most of the Carmel. It was different, however, by the establishment of reef (andbioclastic products) environments, rather than the planktonic environments that characterizedthe beginnings of the previous cycles.The great variety of features that is displayed in the different cycles can be related to anumber of controlling factors and their mutual interactions.1. Bathymetry. The carbonate platform in the Carmel area was rather flat and uniform duringdeposition of the first cycle (Albian). During the Cenomanian-Turonian two subenvironmentswere recognized, the one restricted and relatively shallow, the other openand deeper (65-80 m). Local slopes were established between the two sub-environments,but otherwise there is no evidence of a directional and uniform slope. The edge of theplatform, whether rimmed or non-rimmed, was well defined, and beyond it started thesteep slope towards the Tethys Ocean.2. Rudist reefs. Rudist reefs occurred as either barrier or isolated forms. The barrier reefswere located along the edge of the platform exclusively, even though at certain times somestretches of the platform’s edge were not colonized by reefs. One effect of the barrier reefswas the restriction of water exchange between the open sea and the platform, whichresulted in elevated salinity. The abundant dolomites in association with the barrier reefsare ascribed to these effects. The non-rimmed parts of the platform contain mostly chalksand limestones, which reflect normal salinity and improved water circulation. Isolatedreefs are recognized both on the platform and the platform’s edge. They had a key roleduring accumulation of the Muhraqa Member (Bina Formation), in affecting bathymetry,sediment type, and water circulation in their proximity.3. Volcanic activity. The majority of volcanic eruptions in Mount Carmel were explosive,with only a few effusive ones. It took place in four separate phases from the Latest Albian(99 Myr) to the Late Cenomanian (95.4 Myr), and a single Senonian event (82 Myr). Threeof these phases (V 1 , V 2 , V 4 ) were active at the beginnings of cycles 2, 3, and 4respectively, and one (V 3 ) in the middle of the Zikhron Formation (third cycle). Thepyroclastic volcanoes formed relatively small cones, which protruded out of the sea duringIII

their activity. Upon cessation of volcanism, their subaerial and shallow submarine partswere removed rapidly by erosion and abrasion, and atolls developed on top of the abrasionsurfaces. The preserved maximum thickness of pyroclastics underneath the abrasionsurfaces indicates that the water depth at the beginning of the volcanic activity was ~65 m.4. Variations of water depth with time. These variations reflect the interaction of a fewfactors, whose relative contribution is not always clear. They include global variations ofsea level, tectonic movements, and reduction of accommodation space due to theaccumulation of sediments. The lithostratigraphic relationships in Mount Carmel bearevidence to cyclic tectonic activity, which dominated the other factors. This activity wasexpressed in rapid subsidence at the beginning of cycles (cycles 2, 3 and 4), and by slowand gradual uplifting of the seafloor towards the end of the cycles (cycles 1, 2 and 3). Thiswas reflected in shallowing and eventually even in emergence and subaerial erosion. Thesecycles are distinctive in being associated with volcanic cyclicity, and the timing of volcanicactivity (phases V 1 , V 2 , V 4 ) at the beginning of tectonic cycles, immediately after the rapidsubsidence. This indicates a possible causal relationship, whose nature is still unclear,between tectonic and volcanic activity in Mount Carmel during the Cenomanian.Structural geologyMount Carmel is an elevated and intensively faulted area. The main Carmel Faultborders Mount Carmel on the northeast, striking NW–SE, changing to N–S south of theAmaqim Junction. Its continuation southward, outside of the investigated area, is theYoqneam Fault. The northeastern Carmel constitutes a broad (~12 km) fault system, known asthe Carmel Fault Belt (CFB), which extends to the NE Ramot Menashe area. This belt isbordered by the Carmel Fault on its northeastern side, and by the Zikhron-Ofer tectonic block,on its southwestern side. The dominant fault direction in the CFB is parallel to that of theCarmel Fault, while the Zikhron-Ofer block is characterized by dominant N-S directed faults.The CFB is crossed by two systems of transverse faults, which divides it into three blocks thatare progressively tectonically elevated to the north: A) The southern and lowest block ofMenashe, which is bordered on the north by the Malhi, Qeret, and Elyaqim faults; B) Thecentral block of Daliyyat el Carmel, which is bordered on the north by the Shalala and Heqfaults, and C) The northern and most elevated block of Haifa. The differences of structuralelevations between adjacent blocks vary between 200 m and 400 m.The elevated Mount Carmel, despite its intensive faulting, is considered as belongingto the Syrian Arc fold system, which includes also the adjoining Ramot Menashe syncline andIV

Umm el Fahm anticline. The structural elevation of north Mount Carmel (Haifa Block) issimilar to that of Umm el Fahm, which implies that the neighboring low tectonic blocks of thelower Galilee and Zevulun were downfaulted, whereas the northern Carmel retained itsoriginal structural (anticlinal) position.V

תוכן הענייניםעמוד1467162641525255575959606263636770מבוא.....................................................................................................‏רקע גיאולוגי וטקטוני...............................................................................‏החתך הסטרטיגרפי,‏ שינויי פאצייס וסביבות השקעה.....................................‏מחזור סדימנטרי ראשון:‏ תצורות יגור – תלמי יפה..............................................‏מחזור סדימנטרי שני:‏ תצורת עספיא...................................................................‏מחזור סדימנטרי שלישי:‏ תצורות ערקן–זיכרון.................................................‏מחזור סדימנטרי רביעי:‏ תצורות בינה – סחנין...................................................‏ליתוסטרטיגרפיה וסביבות השקעה:‏ דיון וסיכום..................................................‏3.5.1. משמעות הופעת סלעי הדולומיט כאינדיקטור לסביבות ההשקעה..................‏3.5.2. מחזורים סדימנטריים– וולקניים..............................................................‏3.5.3. מדרונות המעבר בין הפלטפורמה לים הפתוח..............................................‏יחידות וסלעים וולקניים...........................................................................‏פריסת הרי הגעש הקרטיקוניים בכרמל................................................................‏הרכב הסלעים הוולקניים הקרטיקוניים..............................................................‏הוולקניזם הניאוגני...........................................................................................‏מבנה....................................................................................................‏גיליון עתלית וסביבותיו......................................................................................‏היחס בין מבנה הכרמל למבני הגליל והשומרון.....................................................‏מקורות.................................................................................................‏.1.2.3.3.1.3.2.3.3.3.4.3.5.4.4.1.4.2.4.3.5.5.1.5.2.6מפה גיאולוגית בקנ"מ 1:50,000, גיליון עתלית ‏(מצורף בנפרד לדו"ח).‏

מ )רשימת איוריםמפת מיקום.‏מפת העתקים חשודים כפעילים.‏חתך רוחב גיאולוגי דרום-מזרח צפון-מערב המראה את הגושים הטקטוניים הראשיים במהלך הביקועוהיווצרות המזוטתיס ביורא.‏חתכים סכמתיים של יחידות המיפוי בכרמל.‏ מוצגת החלוקה הנוכחית בהשוואה לחלוקות קודמות.‏יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי הראשון בחלקים השונים של הכרמל.‏סביבות השקעה בכרמל בזמן הצטברות המחזור הסדימנטרי הראשון.‏a. מפה סכימתית של סביבות ההשקעה באזור המעבר בין הפלטפורמה לים הפתוח.‏איור 1.איור 2.3. איוראיור 4.איור 5.איור 6.איוראיורחתך רוחב b.הסלע שלהן.‏(1-1').8.9המציג את סביבות ההשקעה העיקריות,‏ואת המאפייניםהבתימטריים וטיפוסיאיור 7. יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי השני מגיל קנומן תחתון המיוצג על ידי תצורת עספיא.‏יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי השלישי בכרמל שגילו קנומן תחתון-תיכון.‏ במחזור זההוגדרו שתי תצורות אקוויוולנטיות בשם ערקן ‏(פציאס קירטוני גירי)‏ וזיכרון ‏(פציאס דולומיטי).‏a. סביבות השקעה ואתרי הפעילות הוולקנית בכרמל בתחילת הצטברות המחזורים הסדימנטריים3 ,2ו-‏ 4.b. חתך רוחב ('2-2) המציג את סביבות ההשקעה העיקריות בתחילת המחזור השלישי,‏ ואת המגע עם גגהמחזור השני והליתולוגיה שלו,‏ המשקפים את התנאים שקדמו למחזור השלישי.‏איור 10. תיאור סכימתי של נדידת רצועות פציאס כלפי הים הפתוחאיוראיורהשלישי בסביבה המוגבלת של דרום הכרמל.‏(progradation).11יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי הרביעי בכרמל שגילו קנומן תיכוןהוגדרו שתי תצורות אקוויוולנטיות בשם בינה וסחנין.‏בסוף המחזור הסדימנטרי– טורון.‏. 12במחזור זהתרשים סכמתי של יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי הרביעי של תצורות בינה וסחנין,‏מגיל קנומן תיכון- טורון.‏איור 13. תרשים מסכם של המחזוריות הסדימנטרית – וולקנית בכרמל המציג את השינויים הבתימטריים ואתעיתוי הפאזות הוולקניות בהקשר הליתוסטרטיגרפי,‏ במהלך האלביאן העליון עד סוף הטורון.‏איור 14. מפת תבליט של הר הכרמל,‏ המוצגת כמבט מדרום-מערב לצפון-מזרח.‏15. איורעקומות ספקטרום ואיזוכרון של שתי מדידות בשיטתכקסנוקריסט במחשוף טוף מפאזה40 Ar/ 39 Ar,V 5איור 16. מפת העתקים בתחום גיליון עתלית ‏(הסברים בטכסט).‏איוראיור.17מפה סטרוקטורליתשל (2003) Fleischer and Gafsou.18בעבודה הנוכחית.‏כ-‏‎300‎ מ'‏ ממזרח למושב עופר.‏ראשונית ולא מפורטת על גג חבורת יהודה,‏של גביש פלוגופיטהמופיע גדול,‏נעשתה על בסיס המפה הארציתעם שינויים מהותיים בהתאם למפה הגיאולוגית החדשה המוגשתמפת תבליט של צפון ישראל ועליה העתקים ראשיים מהמערכת של טרנספורם ים המלח וכן העתקיהשוליים של בקע הגליל התחתון,‏ כרמל–גלבוע מדרום ומתלול צורים מצפון.‏איור 19. חתך מורפולוגי לאורך קו קשתי A-A’ המסומן על גבי איור 18.(2003 ,Matmon et al. -

מבואהגוש הטקטוני המורם של הר הכרמל בנוי בעיקר מסלעים קרבונטים מגיל אלביאן עד טורון וביניהם יחידותשל סלעים וולקניים ‏(פירוקלסטיים ולבות)‏ בסיסיםSass, 1968; Sass, 1980; Sass and Bein, 1982; ).(Garfunkel, 1989הסינקלינה של רמות מנשה ‏(איור,(1אזור הכרמל תחום מצד מערב וצפון ‏(מפרץ חיפה)‏ על ידי הים התיכון ומדרום על ידיהבנויה בעיקר מקירטונים וגירים מגיל איאוקן,‏ ובקעת בנימינה.‏ מצדמזרח צפון-מזרח תחום הכרמל על ידי קו גבול חד,‏ העתק הכרמל,‏ המפריד בין הכרמל לבין העמקים הטקטונייםיזרעאל וזבולון שהם תוצרי מערכת שבירה קנוזואית‏(איור 2).חקר הגיאולוגיה של הכרמל החל כבר בשלהי המאה התשע עשרה,‏ ועסק בייחוד בנושאיםביוסטרטיגרפיים (1886 Noetling, .(Lartet, ;1869 Hull, ;1886 מאז ועד שנות השישים של המאה העשריםנעשו עבודות בנושאים ביוסטרטיגרפיים וטקטוניים,‏ ובהן הוצגו פרושים שונים לעדויות הגיאולוגיות הסבוכותשנמצאו באזור הר הכרמלBlake, 1928, 1936, 1939; Blanckenhorn, 1931; Picard, 1926, 1928;)Fohs, 1927; Vroman, 1938; Ball and Ball, 1953; Bentor and Vroman, 1954; Picard and Kashai,1958; Karcz, 1959; Vroman, 1960; Freund, 1961; Folkman, 1969; Ron et al., 1984; Ron et al.,;1990 קשאי,‏ ;1966 אכמון,‏ .(1986הכרמל;‏מיפוי מפורט של חלקים שונים באזור הכרמל וסביבתו נעשה על ידי מספר חוקרים:‏ קרץ(1958) - צפון(1960) Vromanוקשאי- (1966)דרום-מערב ומזרח הכרמל;‏- (1965) Arad- (1970)שפלת חוף הכרמל;‏ שש וחובריויעקב;‏ סנה וחובריו-(1977)דרום-מערב הכרמל;‏ בר-(1988)(1996) - צפון הרי מנשה ואזור זיכרון יעקב;‏ סנה וחובריו(1998)רמות מנשה;‏ מיכלסוןאזור רמת הנדיב-זיכרון- מפה כוללת של ישראל.‏באזור הכרמל נחשף טור סלעים ייחודי המייצג את סביבות ההשקעה של קצה הפלטפורמה הערבית.‏ אזורזה מאופיין בשינויים מהירים של סביבות השקעה:‏ ים פתוח,‏ רצועת שוניות,‏ ואגנים פנימיים רדודים ובעלי קשרמוגבל אל הים ‏(ביין,‏.(Sass and Bein, 1982 ;1974מחברים אלה תיארו את המעברים הליתופציאליים,‏ המבנה והרכב השוניות,‏ אך הם לא נתנו מענהליחסים הליתוסטרטיגרפיים,‏ ובמיוחד לאלה שבין היחידות הקרבונטיות לבין היחידות הוולקניות,‏ ולבעיותהמבנה של הכרמל,‏ אשר ביחד גרמו בעבר לבעיות רבות ושגיאות במיפוי.‏ השינויים המהירים של עומק מי היםבתקופת הקנומן באזור הכרמל נובעים מצרוף של השינויים במפלס מי הים,‏ הטקטוניקה הרגיונלית ותנועותאנכיות מקומיות הקשורות לפאזות הפעילות הוולקנית שהתרחשו באותו הזמן באזור הכרמל.‏ פועל יוצאמהשינויים המהירים במפלס הים הוא שינויים מחזוריים של סוגי מסלע החוזרים על עצמם ביחידותסטרטיגרפיות שונות.‏המיפוי הנוכחי החל לאחר מחקר כרונוסטרטיגרפי באזור הכרמל ואום אל פחם שהתבסס על תיארוךרדיוגני (2002 al., ,(Segev et אשר הצביע על קיומם של ארבע פאזות וולקניות בקנומן ואחת בקמפן.‏1

איור 1.מפת מיקום.‏2

איור 2.מפת העתקים חשודים כפעילים ‏(מברטוב וחובריו,‏.(2002ליחידות הוולקניות שהוגדרו ‏(בעיקר טופים מסוגים שונים)‏ יש תפוצה מרחבית שונה התלויה בייחוד בפריסתהרי הגעש באזור הכרמל.‏ מרבית שכבות הטוף מהוות סמנים סטרטיגרפיים מעולים בחלקים נרחבים באזורהעבודה,‏ ולכן הן שימשו ככלי יעיל בקורלציות בין יחידות הסלע השונות.‏המידע הגיאולוגי מתת-הקרקע של אזור הכרמל התקבל באמצעות מחקרים גיאופיסיים ונתוני קידוחיםעמוקיםBen-Avraham & Hall, 1977; Gvirtzman & Steinitz, 1982; Ben-Avraham & Ginzburg, 1986; )2000; al., .(Kohn et al., 1993; Ben-Gai & Ben-Avraham, 1995; Rybakov et כלל מחקרים אלהמדווחים על מבנה וולקני גדול מגיל טריאס עליון – יורא תחתון ‏(וולקני אשר)‏ מתחת לכרמל,‏ כאשר Gvirtzman(1990) et al.הצביעו על אפשרות כי מדובר בהר געש קבור מסוג,shield volcanoו-‏(2000) Rybakov et al.הציעו שהשורש המגנטי של ‏"וולקני אשר"‏ נמצא,‏ כנראה,‏ סמוך להעתק הכרמל ‏(איור 3).מטרות המחקר הנוכחי היו:‏ א)‏ ברור היחסים הליתופציאליים בין יחידות הסלע החשופות באזורהכרמל;‏ ב)‏ מיפוי גיאולוגי מפורט של גיליון עתלית בקנ"מ של;1:50,000ג)‏ הגדרת המבנה הפנימי של הכרמלוההעתקים התוחמים אותו;‏ ו-ד)‏ איסוף ולימוד המידע הקיים מתת-הקרקע של אזור הכרמל בניסיון להבין אתשולי היבשה של הלבנט.‏3

2. רקע גיאולוגי וטקטוניהמבנה והרכב סלעי התשתית הקריסטלינית באזור המחקר עוצבו במהלך האורוגן הפאן-אפריקניוהאירועים הגיאולוגיים המאוחרים יותר שגרמו לפירוקו ולגידועו ונמשכו עד לקמבריום התחתון,‏ לפני כ-‏‎530‎מיליון שנים.‏החתך הסדימנטרי בצפון ישראל מתחיל בתקופת הפרם מכיוון שכלל החתך העתיק יותר,‏ דהיינו יחידותהסלעים ששקעו על הפלטפורמה הפליאוזואית היציבה ‏(קמבריום תיכון עד לפרם),‏ הוסרו בתהליכי התרוממותוגידועים אזוריים נרחביםWeissbrod, 1969; Druckman, 1984; Gvirtzman and Weissbrod, 1984; ).(Segev and Eshet, 2003;בהכללה,‏ ההתפתחות הגיאודינמית של אזורנו במהלך המזוזואיקון נשלטה על ידי מספר אירועיםטקטונו-מגמטיים ‏[אשר הוגדרו גם כפלומים מעטפתיים[(mantle plumes)מגמטיזם תוך-לוחי נרחב,‏ ותהליכי ביקוע,‏ אשר כתוצאה מהם נוצרו שולי היבשה של הלבנטאשר כללו:‏ התרוממות אזורית,‏Segev, 2000, ).(2002תהליכים דרמטיים אלה החלו בפרם המוקדם,‏ בפעילותו של פלום אשר מרכזו היה כנראה במערבאירופה–צפון ‏-מערב אפריקהפנגיאה(European-North West Africa - EUNWA)וגרם לביקוע של על-היבשת1998) al., (Doblas et ולפתיחת אוקינוס הטתיס החדש (Neotethys) .(Sengör et al., 1984) אירוע זהגרם להתרוממות רגיונלית באזורנו,‏ להיווצרות בקעים לאורך אזור החוף הנוכחי ואזור פלמירהDruckman, ),(Brew et al., 1999 ;1984; Garfunkel and Derin, 1984לגיל של 270 מ.ש.‏ 2003) Eshet, .(Segev andולמגמטיזם מקומי אשר תוארך בקידוח חלץ עמוקבתחילת תקופת היורא התייצב כנראה פלום מעטפתי מתחת לאזור צפון אפריקה והגוש הטאורידי ‏(כינויליבשה שהייתה מחוברת אז לצפון אפריקה)‏.(Segev, 2000, 2002)פעילות טקטונו-מגמטית של פלום זההביאה בסופה לפתיחת הסעיף הדרומי של הניאו-טתיס (Neotethys) או מזו-טתיס .(Mesotethys) הים התיכוןשל היום מייצג את השלוחה האוקיאנית הזו,‏ או חלקים ממנה שעדיין לא הופחתו בשלבים מאוחרים יותר שלההיסטוריה הגיאולוגית.‏ ביקוע זה היה הגורם העיקרי בעיצוב שולי היבשה של הלבנט אשר עוד קודם לכן,‏בפרם ובטריאס,‏ עברו תהליכי שבירה אינטנסיביים.(Gvirtzman et al., 1990; Segev, 2002; Segev et al., 2005;)‏"וולקני אשר",‏ שתחילתם לפני כ-‏‎205‎ מ.ש.‏ וסיומם לפני כ-‏‎189‎ מ.ש.,‏ מייצגים את המגמטיזם שליווה אתהאירוע החשוב הזה‏(איור (3 2000) Segev, .(Dvorkin and Kohn, 1989; Kohn et al., 1993;4

איור 3. חתך רוחב גיאולוגי דרום-מזרח צפון-מערב ‏(בעקבות al., 1990 (Gvirtzman et המראה את הגושיםהטקטוניים הראשיים במהלך הביקוע והיווצרות המזוטתיס ביורא.‏תוצאות הפעילות הטקטונו-מגמטית של ‏"וולקני אשר"‏ בצפון ישראל נדונו בעבודות שחקרו את תת ‏-הקרקעבאמצעות קידוחים עמוקים ושיטות גיאופיסיות שונות.‏ אחדים ממחקרים אלה הציעו לראות את אזורהכרמל כאזור חולשה כבר מסוף הפליאוזואיקון‏(אכמון,‏ 1977; 1986 Hall, Ben-Avraham andGvirtzman and Steinitz, 1982; Garfunkel and Derin, 1984; Gvirtzman et al., 1992; Ben-Gaiand Ben-Avraham, 1995; Achmon and Ben-Avraham, 1997במספר עבודות גיאופיסיות שהתמקדו באזור שולי היבשה של ישראל הראו המחברים כי אזור הכרמלמהווה חיץ בין האזורים שמדרום ומצפון לוGinzburg and Ben-Avraham, 1987; Ben-Avraham and ):(Ginzburg ,1986 1990 מדרום לכרמל הקרום העליון מראה מעבר הדרגתי מתון בין הגוש היבשתי לבין הגושהימי,‏ המרוחק מהחוף;‏ מצפון לו,‏ לעומת זאת,‏ נמצא שהמעבר הוא חד וסמוך לחוף הוצע כי הקטע שמדרוםלכרמל נוצר על ידי תהליכי היווצרות בקעים בשלהי הטריאס או בתחילת היורא;Garfunkel and Derin, 1984).(Segev, 2000 קורלציות בין קידוחים עמוקים שנעשו בצפון ישראל,‏ אשר חדרו את סלעי ‏"וולקני אשר"‏ מסוףהטריאס-תחילת היורא ‏(לפי סקלת הזמן של al., 2004 ,(Gradstein et מצביעות על קיומו של בקע עמוק באזור5

הכרמל (1990 al., ,(Gvirtzman et המכיל טור עבה של סלעים וולקניים ‏(איור 3). al. (2006) Schattner et הציעוכי האזור שמצפון לכרמל נוצר על ידי תהליך של פתיחה כתוצאה מהעתקה אופקית.‏ישנן מספר דרכים לפרש את המידע הגיאולוגי מתת-הקרקע,‏ אך ניתן לקבוע בבטחה כי אזור הכרמל מצויבמרחב אשר פעלו בו אירועים טקטונו-מגמטיים מסוף הטריאס ואילך.‏ לדוגמא,‏ הפעילות העיקרית של האירועהטקטונו-מגמטי הראשון בתקופת הקרטיקון ‏("וולקני טייסיר"‏ מגיל141-133 מ.ש.,‏לפיממחשופים ומקידוחים באזור צפון ישראל.‏ במרכז הגליל נמצא כי עובי ‏"וולקני טייסיר"‏ הוא מעלהם מהווים כנראה מילוי של בקע קדום בכיוון משוער צפון–‏ דרום,Segev (2009 המדווח400 מ',‏.(Segev et al., 2005)ולכןמכאן,‏ שגם במהלךהיווצרות ‏"וולקני טייסיר"‏ בקרטיקון התחתון היווה הכרמל מבנה מקומי בתוך מכלול של בקע בלתי נחקר עדכה שהתקיים כנראה במרכז הגליל.‏ ככלל,‏ בחתך הקרטיקוני בכרמל נחשפים סלעים וולקניים המציינים ארבעהאירועים קנומניים ואירוע סנוני אחד,(Segev, 2000)בדו"ח זה גם עדויות נוספות מקידוחים עמוקים,‏ המצויים בתחום אזור המחקר.‏אך לצורך השלמת התמונה הגיאולוגית הכוללת יוצגופעילות טקטונית אשר השפיעה על כל אזור הלבנט,‏ וכמובן גם על הכרמל,‏ קשורה להיווצרותם של קמטיהקשת הסורית.(Krenkel, 1924; Picard, 1943)הטתיס,‏ החל סמוך לראשית תקופת הסנוןועמק יזרעאל בפרט,‏קינוזואית אשר לדעתו של שליבאירוע טקטוני בולט זה,‏ הקשור לתהליכי סגירת אוקיאנוס.(Flexer et al., 2005)תוחמת את אזורי הר הכרמל ורמות מנשה ממזרח.‏(1991)הניאוגנית בעמקי הגליל התחתון.‏ גילשליב (1991) ‏(נמדד על ידימערכת השבירה של הגליל התחתון בכללמערכת זו שייכת לטקטוניקהפעלה במספר פאזות,‏ והחלה כנראה סמוך לתחילת הפעילות המגמטיתAr-Arאמין של שפך הבזלת הראשון במתלול פוריה,‏ אשר תואר על ידיRon and McWilliams ופורסם על ידי ,Segev ,(2000 הוא 16.1± 0.1 מ.ש.‏מעיד כי תחילת הביקוע של עמקי הגליל התחתון החלה עוד מוקדם יותר.‏ שליב(1991)גיל זהסבר שהעתק הגלבוענמשך כנראה לכיוון צפון-מערב אל עבר הכרמל ומסתיים במקום כלשהו בתת-הקרקע של עמק יזרעאל.‏ החלמשנות התשעים נטו חוקרים רבים לקבל גישה שונה ‏(כולל‏(איור(2003 ,Fleischer and Gafsou.(2אשר לפיה העתקהגלבוע מתפצל מתחת לקרקעות עמק יזרעאל ומסתיים בקו השבירה של גדעון,‏ החוצה את עמק יזרעאל לרוחבוגישה זו תמכה גם באפשרות כי העתק הכרמל,‏ העובר בין אזור חיפה ליקנעם נמשך בסמוך לגבולהמורפוטקטוני שבין רמות מנשה לעמק יזרעאל,‏ ובהמשך לכיוון ג'נין וואדי פריעה.‏ההתפתחות הטקטונית של הגליל ושולי הכרמל,‏,(2003)Matmon et al.מהמיוקן ועד להווה,‏סוכמה לאחרונה בעבודתם שלהטוענים כי הגליל התחתון ועמק יזרעאל התפתחו באזור מתיחה לפני ובמקביללהתפתחות טרנספורם ים המלח.‏ האפשרות כי הבקע של עמק יזרעאל,‏ בכיוון צפון-מערב,‏ קשור לבקעים דומיםעל הלוח הערבי הועלתה כבר על ידי שליבהמכנים בקע זה בשם ‏"קישון-סירחאן".‏,(1991)והיא אף מחוזקת עתה בעבודתם של(2006) Schattner et al.3. החתך הסטרטיגרפי,‏ שינויי פאצייס וסביבות השקעהחתך חבורת יהודה בכרמל מכיל שינויי ליתופאצייס מהירים,‏ והדבר הקשה על זיהוי יחידות סלע שונותבעבודות המיפוי הקודמות.‏ החלוקה הליתוסטרטיגרפית המוצעת עתה בכרמל נעזרת ביחידות מנחות שלאופקים וולקניים בעלי גילים רדיומטריים אמינים.‏ הקורלציה שנעשתה עם האופקים הוולקניים באזור אום אלפחם,‏ והדמיון הליתוסטרטיגרפי בין אזור זה לבין אזור הגליל,‏ יכולים לשמש כמכשיר לקורלציה סטרטיגרפיתבכל צפון ישראל.‏כלל החתך החשוף בכרמל של חבורת יהודה,‏ מהאלביאן עד לטורון,‏ נחלק לארבעה מחזורים סדימנטרייםשגבולותיהם מוגדרים על ידי אופקים וולקנים,‏ בדרך כלל טופים ‏(איור 4). בתוך כל אחד ממחזורים אלה מצויים6

שינויי ליתופאצייס אופייניים,‏ המשקפים את התנאים המיוחדים ברצף הסביבות שבין אגנים פנימיים רדודיםלבין הים הפתוח,‏ ואת התנאים המקומיים,‏ כגון קרבה לשונית או להר געש.‏ החתך ייסקר מהמחזור הראשוןמתקופת האלביאן,‏תצורות בינה וסחנין.‏המיוצג בייחוד על ידי תצורת יגור,‏ועד למחזור הרביעי,‏הקנומן-טורוני,‏המיוצג על ידי3.1. מחזור סדימנטרי ראשון:‏ תצורות יגור– תלמי יפהמחשופי תצורת יגור במרבית שטח הכרמל נשלטים על ידי סלעי דולומיט,‏ אם כי במקומות,‏ כגון בכרםמהר"ל,‏ מופיעות גם שכבות גיר בעובי של מספר מטרים.‏ סלעי הדולומיט הם אפורים-חומים,‏ בעלי סטרוקטורהשכבתית הנעה בין למינרית,‏ לווחית,‏ ועד מסיבית,‏ ובמקומות מכילים שרידים דלים של פאונה ‏(קרץ,‏;1958.(Folkman, 1966;1966במערב הכרמל חלים שינויי פאצייס ניכרים,‏הפלטפורמה הרדודה לבין הים הפתוח.‏ באזור נחל המערות ‏(חתכים2 באיור (5פולקמן,‏המעידים על סביבות מעבר ביןנחשף קומפלקס שוניות מחסוםהנשלט על ידי רודיסטים וכונדרודונטה ‏(ביין ;1974, 1976 Bein, .(Ross, 1992 ; Sass and Bein, 1982 ; באזור זהניתן לעקוב אחרי מעברי הפאצייס מדולומיטים משוכבים בגב השוניות,‏ דרך גלעין השונית ‏(הדולומיטי בחלקוהאחורי וגירי בחלקו הקדמי),‏ ועד לטאלוס הגירי של השונית כלפי הים הפתוח.‏ למרות שההופעה העיקרית שלהשוניות הן כשוניות מחסום במערב הכרמל,‏ נמצאו גם שוניות מבודדות מועטות באזורים הדולומיטיים שלהתצורה ‏(קרץ,‏;1958פולקמן,‏.(1966בישוב פורידיס ובמחצבה שמצפון לו ‏(חתך5 באיור ;5לוח,1 תמונה (1מופיעים בחלק העליון של תצורת יגור סלעי גיר ביוקלסטי ‏(שמרכיביו נגזרו ככל הנראה מהשונית הסמוכה),‏אשר במקומות מכיל סטרוקטורות של שכבתיות צולבת,‏ ועדשות אליפסואידליות מצוררות ‏(קוורצוליט)‏ בקוטרשכיח של כ-‏‎1‎1452/2211מ'.‏2, ‏(לוחעדשות קוורצוליט מופיעות במקומות גם בסלעי הדולומיט בגג תצורת יגור,‏תמונות.(5,4כגון בנ.צ.‏הגיר הביוקלסטי עובר לטרלית כלפי מערב לסלעי גיר קירטוני וקירטון,‏המייצגים את המעבר משונית המחסום לסביבות המדרון הימי והים הפתוח.‏ בקידוח כרמל-‏‎1‎ שנעשה בזיכרוןיעקב ‏(חתך,6 איור (5עבה של קירטון.‏נמצא בחלק העליון של המחזור חתך של סלעים דולומיטיים בעובי של כ-‏‎26‎ מ'‏ מעל חתךמעברים אלה מייצגים את תחילת הפאצייס של תצורת תלמי יפה,‏מגירים ביוקלסטיים,‏ אשר הורבדו על גבי מדף היבשת במפנה של ים פתוח ‏(ביין,‏.(1974הבנויה בחלקה הגדולגבולה העליון של תצורת יגור מאופיין בתופעות שונות של אי התאמה,‏ המתבטאות במדרגות ארוזיביות ‏(כגוןאלה המופיעות בגדתו הצפונית של נחל אורן;‏ לוח,2 תמונה ,(1ובשקעים של ארוזיה ובליה,‏ המוכרים בכרם מהר"ל‏(לוח 2, תמונה 2) ובפורידיס ‏(לוח 2, תמונה 3). תופעות אלה דווחו בעבר על ידי (1969) Folkman וביין (1974).7

איור 4. חתכים סכמתיים של יחידות המיפוי בכרמל.‏ מוצגת החלוקה הנוכחית בהשוואה לחלוקות קודמות.‏8

איור 5.יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי הראשון,‏ בחלקים השונים של הכרמל.‏9

העובי החשוף של תצורת יגור בצפון הכרמל הוא 380 מ'‏ ‏(קרץ,‏ 1958). בקידוחים אליהו-‏‎1‎ מדרום לדלית405,(1442/2345,(1564/2312עובי התצורה הוא כ-‏ מ'.‏ואשר-עתלית-‏‎1‎‏,‏ ליד קיסריה ‏(נ.צ.‏אל-כרמל ‏(נ.צ.‏מתחתיה נמצאה שכבת סלע פירוקלסטי מגיל אלביאן השייכת כפי הנראה לאירוע המגמטי השלישי בקרטיקוןאירוע זה תואר במכתש רמון ובבקעת תמנע וגילו נקבע בין מ.ש.‏ לבין116.5±3.4.(Segev, 2000, 2002)108.8±1.2 מ.ש.‏ 2005) al., .( Segev etמדידת גיל בשיטת 40 Ar/ 39 Ar של סלע מגמטי מוולקני אשר,‏ בקידוחעתלית-‏‎1‎‏,‏ נתנה גיל כינון מחדש של 109±1.6 מ.ש.‏ (1993 al., ;Kohn et פירוש מחדש של .(Segev, 2000מחזור יגור-תלמי יפה– דיון וסיכוםמחזור יגור-תלמי יפה מבטא את סביבת ההשקעה של פלטפורמה קרבונטית חסומהrimmed)(carbonate platform•ואת הסביבה הסמוכה של הים הפתוח ‏(איור 6). מאפייני סביבות אלה והתפתחותן,‏ כפישמתקבל מניתוח הליתופאצייסים השונים,‏ הם:‏קצה הפלטפורמה נשלט על ידי רצועה של שוניות מחסום,‏ שכיוונה הוא צפון-דרום.‏ מיקום רצועת השוניותנדד מערבה ומזרחה עם הזמן,‏ אולם רוחבה בכל פרק זמן נתון לא עלה על מספר מאות מטרים ‏(בייןשוניות אלה היו ביוהרמים (bioherms) של רודיסטים,‏ ובלטו מעל סביבתם,‏ דבר שהתבטאבקבלת שכבות נטויות של טאלוס בחזית השוניות,‏ ובמידה מסוימת גם בגבן.‏ גלעין השוניות מורכב בחלקומסטרוקטורות גידול מקוריות,‏ וברובו מרסק מאובנים בעל מיון גרוע ותחום רחב של גדלי גרגר.‏ בנוסףלשוניות המחסום התפתחו בקצה הפלטפורמה גם שרטונות bars) (shoals, של חול קרבונטיאשר מאפייניהם ‏(תכונות גרנולומטריות,‏ סטרוקטורות סדימנטריות)‏ נקבעו כנראה על ידי זרמי גאות ושפל.‏;1974(grainstones).(Bein, 1976•הפלטפורמה הקרבונטית הנרחבת שהתקיימה ממזרח לרצועת השוניות,‏ ואשר רק חלק קטן שלה מיוצגבכרמל,‏ נשלטת על ידי סלעי דולומיט.‏ תופעה זו מבטאת את ההשפעה המכרעת שהייתה לרצועת שוניותהמחסום על הגבלת חילוף המים בפלטפורמה הרדודה,‏ וכתוצאה מכך על התפתחות תמיסות היפרסליניותותנאים מעודדי דולומיטיזציה.‏ את מערכת חילוף המים ניתן לראות בהכללה כמערכת לגונרית,‏ המורכבתמכניסה של מי שטח ויציאה של מי קרקעית.‏ מי השטח היו בעלי מליחות התחלתית של מי אוקיינוס,‏ אשרעלתה עם המרחק מקצה הפלטפורמה פנימה.‏ מי הקרקעית הצפופים וההיפרסליניים,‏ אשר מקורם במישטח מאודים,‏ באו במגע עם הסדימנטים הקרבונטיים,‏ גרמו לדולומיטיזציה שלהם,‏ וחזרו לאוקיינוס דרךפתחים בין שוניות המחסום ודרך השוניות הפרמיאביליות עצמן.‏ על קיומו של מסלול זרימה זהseepage )(refluxניתן ללמוד מהתצפית בדבר רציפות ההופעה הדולומיטית בין סלעי הפלטפורמה לבין חלקן האחורישל השוניות.‏ על פניו,‏ דולומיטיזציה של סדימנטים שוניתיים,‏ שהצטברו בסביבה של ים נורמלי בקרוב היאבעייתית,‏ מאחר ותהליך הדולומיטיזציה מיוחס לתמיסות היפרסליניות הנוצרות בסביבות אבפוריטיותמספקים את המנגנון להבאתבעלות חילוף מים מוגבל.‏ הצירקולציה הלגונרית וה-‏תמיסות היפרסליניות לסביבה השוניתית,‏ ובכך נפתרת בעיה זו.‏seepage reflux••התמונה שהתקבלה בדבר הצירקולציה הלגונרית והתנאים ההיפרסליניים על פני הפלטפורמה החסומהאינה מלאה,‏ מאחר ונמצאו שוניות מבודדות מועטות וקטעי חתך גיריים גם במקומות הנשלטים על ידיסלעי דולומיט שכבתיים.‏ נראה אפוא שמחסום השוניות בקצה הפלטפורמה לא היה מושלם,‏ והדבר איפשרחילוף משופר של מים ומליחות קרובה לנורמלית באזורים מצומצמים על פני הפלטפורמה,‏ ולפרקי זמןקצרים.‏סביבות המעבר בין קצה הפלטפורמה לים הפתוח היו מאופיינות במדרון תלול ובשינויים מהירים במקורותההספקה הסדימנטריים.‏ תנאים אלה התבטאו בשכבות טאלוס ביוקלסטי גס בראש המדרון התת-מימי,‏10

ובהתמתנות הנטיות המקוריות,‏ תוך כדי הקטנת גודל הגרגר של הסדימנטים האלוכתוניים עם עלייתהמרחק מהשוניות.‏לקראת סיומו של מחזור יגור-תלמי יפה,‏ מתקופת האלביאן,‏ התקבלו תנאים רגרסיביים,‏ המתבטאיםבנדידה של רצועות פאצייס מתצורת יגור ‏(דולומיט,‏ שוניות)‏ לכיוון הים הפתוח ‏(מעל החתך של תצורתתלמי יפה),‏ כפי שהדבר נראה בקידוחי כרמל ‏(איור(5וקיסריה ‏(ביין,‏.(1974שהתרחש עם סיומו של המחזור הראשון,‏ התבטא בהרמה ובמקומות אף בחשיפה וארוזיה.‏המשכו של תהליך זה,‏•.bאיור 6.סביבות השקעה בכרמל בזמן הצטברות המחזור הסדימנטרי הראשון.‏a. מפה סכימתית של סביבות ההשקעה באזור המעבר בין הפלטפורמה לים הפתוח.‏חתך רוחבהסלע שלהן.‏(1-1')המציג את סביבות ההשקעה העיקריות,‏ ואת המאפיינים הבתימטריים וטיפוסי11

12לוח 1

לוח 1: תצורת יגורנחל המערות.‏ קומפלקס של שונית רודיסטים המהווה חלק משונית מחסום.‏ומפריד בין גב השונית משמאל ‏(מזרח)‏ וחזית השונית מימין.‏גלעין השונית מסיבי.12. שכבות נטויות ‏(מערבה)‏ של טאלוס שונית בחזית גלעין השונית של נחל המערות.‏מבט מקרוב על סלעי טאלוס השונית של תמונה 2. גיר ביוקלסטי גס,‏ בעל אוריינטציה מועדפת של שבריצדפים במקביל לשכבתיות.‏.3פורידיס.‏ גיר ביוקלסטי גס מאד ובלתי ממוין,‏ בפאצייס הגירי של תצורת יגור.‏הרודיסטים הגדולים מעידה על קרבה מיידית של שונית.‏נוכחות שברי.4תרכיז אירגולרי של קוורצוליט בגלעין השונית של נחל המערות ‏(גדה צפונית).‏ בקוורצוליט ניכר שימורמעולה של שברי מאובנים ואילו בגיר הסובב מידת שימור המאובנים פחותה באופן ניכר.‏ הופעה זומציינת צירור דיאגנטי מוקדם מאוד ותהליכי דיאגנזה של המסה והריסת שלדי המאובנים מחוץלתרכיז.‏.513

14לוח 2

לוח 2: תצורת יגור,‏ ויחסיה עם היחידות מעליהנחל אורן.‏ מגע אי-התאמה בצורה של מדרגות בין תצורת יגור הדולומיטית והמשוכבת,‏עספיא הקירטונית ‏(מכוסה בצמחיית חורש עבותה)‏ מעליה.‏לבין תצורת.1כרם מהר"ל.‏ שקערורית ארוזיבית בגג תצורת יגור,‏ בסמוך ללוע הוולקני של.V 1משטח השקערוריתמצופה בקרומי לימוניט,‏ המאפיינים את המגע בין סלעים וולקניים ‏(טוף)‏ וסלעי הקרבונט מתחתיהם.‏הופעת השקערורית מציינת חשיפה וארוזיה,‏ אשר התרחשו לפני הצטברות הסלעים הוולקניים.‏.2פורידיס.‏ המגע בין תצורת יגור בפאצייס גירי ותצורת עספיא הקירטונית מעליה.‏ מגע זה מאופיין באי-‏התאמה קלה,‏ ובהצטברות טופים ‏(אופקV) 1 בשקעים הארוזיביים.‏.3פורידיס,‏ בסמוך לתמונה קודמת.‏ החלק העליון של תצורת יגור בפציאס הגירי,‏ המכיל עדשהאליפסואידלית של קוורצוליטואימפרגנציה לימוניטית.‏.(Q)בגג תצורת יגור מופיעה שכבת טופים דקה המלווה בקרומי לימוניט.45. תחתית ואדי ממערב לגבעת עדן.‏ עדשות קוורצוליט בגג תצורת יגור בפציאס דולומיטי.‏15

ב(‏א(‏ג(‏ד(‏3.2. מחזור סדימנטרי שני:‏ תצורת עספיאהמחזור הסדימנטרי השני כולל את תוצרי הפאזה הוולקנית הקנומנית הראשונהתצורת עספיא.‏ עובי המחזור ‏(כולל היחידה הוולקנית‏(איור(V 1 )(V 1נע בתחום של45-100 מ',‏.(7הסלעים הוולקניים שלV 1בבסיסו,‏ ואתועוביו השכיח הוא כ-‏‎60‎ מ'‏מורכבים מטופים,‏ אשר עוביים המרבי הוא כ-‏‎60‎ מ',‏ והתפרסותם היאבדמות חרוט גדוע.‏ משטח הגידוע מציין אברזיה תת-ימית של הרי הגעש,‏ והוא מתקבל סביב מרכזי התפרצות,‏אשר זוהו בכרם מהר"ל,‏ בקעת אלון ונחל רקפת.(Sass, 1980)40 Ar/ 39 Ar ברזולוציה נמוכה,‏גיל חדשות בשיטתעל ידי(2002) Segev et al.,(Segev, 2009) ברזולוציה גבוהה 40 Ar/ 39 Arהשגיאה את הגבול אלביאן-קנומן (99.6±0.9 מ.‏ ש.‏ לפיהגיל של פאזה וולקנית זו נקבע תחילה בשיטתלקנומן המוקדם ביותר (97±1.7 מ.‏ ש.),‏ אך אנליזותנתנו גיל של99.0±1.0 מ.ש.‏.(2004 ,Gradstein et al.החופף בתחוםיצוין כי הגיל החדש,‏ המדויקיותר,‏ נמצא בתחום השגיאה האנליטית של הגיל הקודם.‏הסדימנט השולט במחזור עספיא במרבית שטח הכרמל הוא קירטון,‏ במקומות עם צור ‏(לוחאולם קיימות ליתולוגיות נוספות והופעות מיוחדות,‏ והן:‏4 תמונה ,(1(((מעל משטחי הגידוע של הרי הגעש ‏(כגון בכרם מהר"ל ובבקעת אלון)‏ מופיעים קומפלקסים שוניתייםמקומיים אשר ניתן לפרשם כאטולים,(atolls)המורכבים מביוליתיטים ומסלעים ביוקלסטיים גסים.‏בסמוך לקומפלקסים אלה מוצאים שכבות של סדימנטים ביוקלסטיים על מורדות הרי הגעש,‏ אשר נגזרומאותן שוניות,‏ בשילוב ובחילוף עם הסדימנט הקירטוני השולט.‏כלפי חלקה העליון של תצורת עספיא מופיעות שכבות ביניים גיריות בחתך הקירטוני,‏ובגגו של החתך,‏במרבית הכרמל,‏ מצויה שכבה של גיר קשה - ‏"גיר בית אורן",‏ אשר כונה בעבר רובד ה"מלכה"‏ ‏(קרץ,‏קשאי,‏;1958.(1966יחידה זו היא בעלת אופי שוניתי טבולרי,‏ ומוגדרת לפיכך כביוסטרוםמכיל מבני גידול מקוריים ‏(ביוליתיט,‏.(biostrome)(biolithiteרודיסטים ובמקומות אוסטראידים וגסטרופודים ‏(לוחוביומיקריטים,‏ על פי ביין,‏,4הסלעשל רודיסטים בשכיחות נמוכה,‏ ורובו מורכב מרסק של4) תמונה.(1974בהופעה ביוקלסטית ‏(ביוקלקארניטיםתופעות צרור סלקטיביות של שלדי המאובנים ‏(קוורצוליטים)‏ שכיחיםלמדי,‏ ומלווים במקומות בעורקי קוורץ.‏ סמוך ומדרום לקיבוץ בית אורן ‏(כולל את אתר מחצבות קדומים),‏עובייה המרבי של יחידה גירית זו הוא כ-‏‎30-25‎ מ'.‏ מדרום לקיבוץ בית אורן ונחל אורן ‏(אזור חרבת רקית)‏חל צמצום ניכר בעובי היחידה על פני מרחקים קצרים ‏(עשרות מטרים),‏ עד כדיטוף מהפאזה הוולקנית השנייהעד כ-‏2 מ'‏(V 2 )מ 1בלבד.‏ הופעת שכבה שלעל גבי משטח אירוזיבי אירגולרי,‏ הכולל שקערוריות בליה בקוטר של', מעידה כי צמצום העובי הוא תוצאה של גידוע שקדם להצטברות המחזור השלישי בכלל והטוףבפרט.‏ משטח זה מלווה בציפוי של תחמוצות ברזל,‏ דבר המאפיין את בסיסן של כל היחידות הוולקניותבכרמל.‏בגוש המוחרקה סלעי המחזור מורכבים משכבות קשות של דולומיט וגיר ביחסיםממחשופים ומקידוח אליהו-‏‎1‎‏).‏ סלעי הדולומיט מכילים במקומות גיאודות של קוורץ ‏(לוחהתצורה במקום זה נמצאו שקערוריות בליה מצופות בתחמוצות ברזל,‏ ומעליהן טופים שלמשתנים ‏(נתונים4, תמונה 5). בגגהופעה זו V. 2דומה לאלה שנצפו בגג היחידה במקומות אחרים ‏(גיר בית אורן,‏ סעיף ב'‏ למעלה)‏ ובגג תצורת יגור ‏(לוח,2 תמונה .(2(בשוליים המערביים של דרום הכרמל,‏ ובייחוד בין מרכז זיכרון יעקב ‏(כולל קידוח כרמל-‏‎1‎‏)‏ וגבעת עדן,‏ סלעיהמחזור בנויים ממגוון של ליתולוגיות וסטרוקטורות סדימנטריות.‏ הליתולוגיות השכיחות הן של גירקירטוני ‏(במקומות עם שכבות עשירות באורביטולינות,‏ לוח,(2 תמונה ,5גיר ביוקלסטי וגיר מיקריטי,‏16

ה(‏ודולומיט,‏ במקומות בחילופי שכבות ‏(לוח 5, תמונה 1). חלק מהסלעים הביוקלסטיים הם בעלי שכבתיותמקורית נטויה ‏(לוח,5 תמונות ,3וגבעת עדן כוללת חילוף שכבות קירטון וגיר שעוביין4). תופעה מיוחדת שנגלתה לאורך הכביש בין צומת מעיין צבי ‏(על כביש(42-10 ס"מ.‏סטרוקטורה משנית בדמות בליטות כלפי המסלע הקירטוני,‏ המוכרת כ-‏תופעת צרור תרכיזי המוגבלת לגיר,‏מיוחדת נוספת היא סטרוקטורה מנומרתומלווה אותו גם בסטרוקטורה המשניתבבסיס שכבות הגיר יש הופעה שכיחה של.load casts4, ‏(לוחבנוסף לכך,‏ קיימת2). תמונה(mottling)(תופעההמורכבת מגיר,‏ דולומיט וצור ביחסים אירגולריים‏(לוח 5, תמונות 6), 5, המופיעה צפונה לגבעת עדן,‏ לאורך כביש 70, בסמוך לצומת פוריידיס.‏בשוליים המערביים של מרכז הכרמל,‏ בעליה למצפה עופר,‏ תצורת עספיא מורכבת מסלעי גיר משוכבים,‏המלווים בשכבות צור דקות ובלתי רציפות.‏ חלקן של שכבות צור אלה נמשך לאורך העתקים קטנים ‏(לוחתמונה,4,(3הדיאגנטי.‏ויחסי השדה מעידים כי תהליך השבירה היה סינסדימנטרי ופעל בחפיפה עם תהליך הצרורמחזור עספיא –דיון וסיכוםראשיתו של מחזור עספיא בתחילת הקנומן מבטאת שינויים דרסטיים בליתולוגיה ובסביבות ההשקעהלעומת אלה של מחזור יגור-תלמי יפה.‏ כפי שצוין למעלה,‏ סיומו של המחזור הקודם בסוף האלביאןמאופיין בתנאים של הרדדה,‏ ובמקומות אפילו בהרמה וארוזיה.‏ לעומת זאת,‏ מחזור עספיא במרבית שטחהכרמל ‏(מצפון לגבעת עדן)‏ מתחיל בתנאים של פלטפורמה קרבונטית פתוחה בעלת עומק אחיד למדי,‏ כ-‏‎65‎מ',‏ במקומות בהם שלטו תנאים של פלטפורמה לגונרית רדודה לפני כן ‏(איור 9). המסקנה בדבר עומק המיםמבוססת על קיומו של משטח הגידוע מעל טופים שעוביים כ-‏‎60‎ מ',‏ המיוחס לאברזיה ימית בבסיס הגלים.(Sass, 1980)•לקראת סיומו של המחזור השני מתקבלת הרדדה(shallowing upward)הדרגתית,‏ המתבטאת בהתרבותשכבות ביניים גיריות בחתך הקירטוני,‏ ושיאה הוא בהופעת היחידה השוניתית-ביוקלסטית של גיר ביתאורן בגג תצורת עספיא,‏ המשתרעת על שטחים נרחבים בכרמל.‏ גידוע מקומי של יחידה זו,‏ שהתרחש לפניהצטברות האופק הוולקני הבא,(V 2 )מעיד על תנאי חשיפה וארוזיה,‏ אשר באו בעקבות ההרדדה.‏ נראהאפוא כי תהליך זה הוא בחלקו תוצאה של הרמת הקרקעית,‏ בדומה לסיומו של המחזור הראשון.‏•עקב מיעוט מחשופי תצורת עספיא בדרום הכרמל לא ניתן לקבוע בוודאות האם השתרעות הפלטפורמה שלהקנומן המוקדם נמשכה גם שם,‏ ומה היו מאפייניה.‏ ניתוח ליתוסטרטיגרפי של התופעות המתגלות בשולייםהמערביים של הכרמל הדרומי מספק רמז אפשרי לכך.‏ חילוף שכבות קירטון וגירים ביוקלסטיים במקום זהמעיד על שני מקורות הספקה,‏ האחד אוטוכתוני בסביבה של ים פתוח,‏ והשני אלוכתוני מסביבה רדודה סמוכה.‏שילוב שני מקורות אלה בסביבת השקעה אחת,‏ וכן שכבתיות נטויה,‏ מתיישבים עם סביבה של מדרון עליון,‏והמסקנה המסתמנת היא כי פלטפורמה קרבונטית אכן התקיימה ממזרח לסביבת המדרון.‏ על טיבה שלפלטפורמה זו,‏ ועל השאלה האם היא הייתה המשך הפלטפורמה שזוהתה בצפון הכרמל,‏ ניתן לקבל מושג עקיףבלבד.‏ למעלה צוינה ההופעה השכיחה של סלעי דולומיט עם הגיר והקירטון.‏ בדיון במחזור הראשון נקבע כי אתתהליך הדולומיטיזציה יש ליחס לתמיסות היפרסליניות הנוצרות בפלטפורמה חסומה בעלת חילוף מים מוגבל.‏בנוסף לכך הוצע כי דולומיטיזציה של סדימנטים המצטברים בסביבה של ים פתוח,‏ בסמוך לקצה הפלטפורמה,‏.(seepage reflux)אימוצו של מודל זה להסבר תופעתהתקבלה במנגנון של זרימה חוזרת וחילחולהדולומיטיזציה של משקעי מדרון במחזור השני מחייב קיום תנאים לחסימה מוגברת של שוניות מחסום‏(בהשוואה עם שוניות המחסום של המחזור הראשון),‏ ונוכחות שכבות חדירות במשקעי הים הפתוח.‏ מסינתזה זו•17

ניתן להסיק כי בעוד שבצפון הכרמל שררו תנאים של פלטפורמה פתוחה ועמוקה יחסית,‏ הרי שבדרומוהתקיימה פלטפורמה רדודה ובעלת שוניות מחסום,‏ בדומה לפלטפורמה של המחזור הראשון.‏ היפותזה זו היאאמנם ספקולטיבית במידת מה בשלב זה,‏ אולם סבירה לאור העדויות אשר יובאו בהמשך בתיאור המחזורהשלישי.‏סלעי הדולומיט המופיעים בגוש המוחרקה בתצורת עספיא מכילים גיאודות קוורץ.‏ בעקבות מחקרים רביםבארץ ובעולם(1978 Bein, (Chowns and Elkins, ;1974 Sass and ידוע כי גיאודות אלה נוצרו על ידי החלפהשל תרכיזי אנהידריט.‏ הופעת גיאודות קוורץ בסלעי הדולומיט מעידה אפוא על סביבה אבפוריטית ועל נוכחותתמיסות היפרסליניות בעת יצירתם.‏ בניגוד לתופעות הדולומיטיזציה שתוארו בשולים המערביים של דרוםהכרמל,‏ את הדולומיטיזציה באזור המוחרקה אין ליחס לחסימה על ידי שוניות,‏ אלא לגורמים מקומיים.‏ סלעידולומיט שכיחים באזור זה גם בחתכים של המחזורים השלישי והרביעי,‏ ונושא זה נדון בהרחבה בפרק המסכםשל המחזור השלישי.‏•תופעת השבירה הסינסדימנטרית שתוארה בשוליים המרכזיים של מרכז הכרמל מעידה על הקשיה דיאגנטיתמוקדמת של הסדימנטים הקרבונטיים,‏ ועל קיומו של מנגנון דפורמציה.‏ תופעות דומות ‏(ונוספות)‏ נמצאו גםבסלעי תצורת ערקן בשוליים המערביים של צפון הכרמל,‏ ומסקנות הדיון בתופעות אלה רלוונטיות גם לגביהתצפיות בתצורת עספיא.‏•18

איור 7. יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי השני מגיל קנומן תחתון המיוצג על ידי תצורת עספיא.‏19

20לוח 3

לוח 3: תופעות הקשורות להר הגעש של כרם מהר"ל ) 1 V) בתחילת המחזור השניהשוליים הצפוניים של בקעת שיר.‏ שכבות נטויות של טוף,‏ גדועות על ידי מישור אופקי בקרוב,‏ ומעליוסלעים סדימנטריים של סביבות אטולשמרכזו נמצא ימינה ‏(מזרחה)‏ מאתר זה.‏(atoll)ולגונה.‏ טופים אלה מייצגים את שולי החרוט הוולקני,‏.12. לוע הר הגעש של כרם מהר"ל.‏ קסנוליטים גדולים של גיר שוניות הטבולים בטוף שחור של מילוי הלוע.‏תמונה מקרוב של הסדימנטים הקרבונטיים הרכים,‏ מעל משטח הגידוע של הר הגעש ‏(תמונה 1),המכילים פרגמנטים וולקניים מזוותים ובלתי ממוינים שנגזרו מראשו החשוף של הר הגעש הסמוך.‏.3כרם מהר"ל.‏ מבט על משטח הגידוע,‏ הנמצא בין טופים בלויים מתחת וסלעי גיר ימי קשה מעל ‏(התמונההבאה).‏.4מבט מקרוב על סלעי הגיר של תמונהקלקארניט.4(calcarenite)גיר ביוקלסטי,‏ המכיל סטרוקטורות סדימנטריות שונות:‏בעל שכבתיות צולבת,‏ וקלצירודיט(calcirudite)בעל שכבתיות אופקית.‏מקור שברי המאובנים של סלעים אלה הוא בשונית אטול סמוכה שהתפתחה על משטח הגידוע של הרהגעש.‏.5קוורצוליט המופיע בסלעי הקרבונט הביוקלסטיים הנמצאים מעל הסלע הקרבונטי הרך 1)‏(תמונה.6המופיע מעל משטח הגידוע.‏ הסלע בעל סטרוקטורות למינציה,‏ בחלקן צולבות.‏21

22לוח 4

לוח 4: תצורת עספיא בסביבות הפלטפורמה והי ם הפתוח1. כביש הגישה לכרם מהר"ל.‏ עדשות צור בקירטון עספיא,‏ בעלות שוליים אופליניים בהירים.‏מורדות הכרמל,‏ לאורך הדרך בין צומת מעין צבי וגבעת עדן.‏ שכבתיות דקה של סלעי גיר וקירטוןלחילופין.‏ שכבות הגיר הן בעלות סטרוקטורות של,load castsהמכילות במקומות תרכיזי צורהמשתתפים בסטרוקטורת הדפורמציה.‏ סלעים אלה הצטברו בים הפתוח,‏ על המדרון שהגביל אתהפלטפורמה ממערב.‏.2מחשוף כביש העולה למצפה עופר ‏(גבעת שלוחית,‏ צפון מערבה לכרם מהר"ל).‏ העתק אלכסוני קטן,‏הנוטה מערבה,‏ בסלעי גיר של תצורת עספיא,‏ וסלע צור ,(ch) המופיע הן כשכבה דקה במקביל לשכבותהגיר,‏ והן לאורך מישור ההעתק.‏ תצפית זו מעידה על העיתוי המוקדם (synsedimentary) של ההעתק,‏במקביל לתהליכים הדיאגנטיים של הצרור והקשיית הסדימנט הקרבונטי.‏.3מחצבות קדומים ליד הכביש העולה לבית אורן.‏ מאסף גס ובלתי ממוין של רודיסטים וגסטרופודיםבחלק העליון של תצורת עספיא ‏(גיר בית אורן).‏ סלע זה מהווה חלק מביוסטרוםליחידה זו.‏(biostrome) האופייני.4המורד המזרחי של הר המוחרקה.‏ גיאודות קוורץ בדולומיט,‏ המהווה את המסלע השולט של תצורתעספיא באזור זה.‏ גיאודות הקוורץ,‏ אשר במקורן היו תרכיזי אנהידריט,‏ מהוות עדות לנוכחות תמיסותהיפרסליניות בזמן הסדימנטציה והדיאגנזה המוקדמת.‏.5המורד המזרחי של הר המוחרקה.‏ משטח ארוזיה בגג תצורת עספיא הדולומיטית,‏לימוניט.‏ משטח זה נמצא מתחת לשכבת טוף שלהמצופה בקרומי.V 2.623

24לוח 5

לוח 5: סביבות זיכרון יעקב וגבעת עדן.‏ תצורת עספיא בסביבות הים הפתוח1. חילוף שכבות גיר (L), במקומות קירטוני,‏ ודולומיט (D), במערב זיכרון יעקב.‏שכבת גיר קירטוני בסמוך למחשוף של תמונה 1.הסלע עשיר בשלדים קשים של הפורמיניפר.2אורביטולינה,‏ הטבולים במטריקס קירטוני רך.‏מעלה הכביש בגבעת עדן.‏ שכבתיות צולבת(cb)בסלעי דולומיט.‏ הסלע הוא ביוקלסטי ‏(ר'‏ תמונהונוצר כגלי חול waves) (sand בסביבת המדרון העליון הפונה אל הים הפתוח.‏,(4.3מבט מקרוב על סלע הדולומיט המופיע בתמונההנקבוביות הביומולדית.3.(biomoldic porosity)ההופעה הביוקלסטית של הסלע מוכרת באמצעות.4מחשוף כביש מצפון לגבעת עדן,‏ מזרחה לצומת פורידיס.‏ סטרוקטורה מנומרת,‏ המורכבת מתרכיזי גיר‏(לבן),‏ מטריקס דולומיטי ‏(חום בהיר),‏ ותרכיזי צור ‏(חום כהה).‏ תופעת הדולומיטיזציה החלקיתמיוחסת לתהליך של חלחול תמיסות מלוחות שמקורן בפלטפורמה המוגבלתמשקעי המדרון של הסביבה הפתוחה.‏,(seepage reflux)דרך.5מבט מקרוב על הסלע המנומר המופיע בתמונה 5. המרכיב הדולומיטי של הסלע (D) הוא במקומות בעלסטרוקטורה למינרית,‏ המעוותת בסמוך לתרכיזי הגיר.(L)מוקדמת של תרכיזי הגיר,‏ בשלב בו הסדימנט שעבר דולומיטיזציה היה עדיין רך.‏הופעה זו מעידה על הקשיה דיאגנטית.625

3.3. מחזור סדימנטרי שלישי:‏ תצורות ערקן –זיכרוןהתצורות ערקן וזיכרון הן יחידות אקוויוולנטיות,‏ הנבדלות בהרכבן הליתולוגי השולט:‏ גיר וקירטון‏(תצורת ערקן)‏ או דולומיט ‏(תצורת זיכרון).‏ בבסיס המחזור רבודים הטופים של הפאזה הוולקנית הקנומניתהשנייה,(V 2 )אשר תוארכו על ידי,(2009) Segevבשיטת40 Ar/ 39 Ar98.2±1.1מ.ש.‏ הטופים שלV 2ברזולוציה גבוהה,‏ וגילם המדוד הואנפוצים באזור פורידיס,‏ מוחרקה וחיפה,‏ כאשר מרכזי התפרצות זוהו באזורפורידיס ‏(בקעת טווסים),‏ נחל רקפת-מוחרקה,‏ טכניון,‏ וטירת הכרמל.‏ סמוך למרכזי ההתפרצות עובי הטופיםמגיע עד כדי60 מ'‏‏(בדומה לעובי המרבי של הטופים V), 1 אך הוא מצטמצם הדרגתית עד העלמות הטוף על פנימרחק של מספר ק"מ.‏ בגוש המוחרקה נמצאו באופק זה גם זרמי לבה בזלתית.‏ במקומות,‏ העדות היחידהלנוכחות המקורית של הטופים היא הופעת תחמוצות ברזל בגג הסלעים שמתחת להם‏(לוח 4, תמונה 6).תצורת ערקן מוגדרת בעבודה הנוכחית כיחידה הכוללת ומחליפה את תצורות חרייבה וג'ונדייה ‏(או שמיר)‏שהוגדרו בעבודות סטרטיגרפיות קודמות ‏(קשאי,‏1966; קרץ,‏ 1958) ‏(איור4). הסיבה להגדרת קטע זה של החתךכתצורה אחת היא העדר גבול ברור ואחיד בין שתי היחידות שהוצעו בעבר.‏ תצורת ערקן נחשפת במלואה ‏(כ-‏‎140‎מ')‏ בצידו הצפוני של הר ערקן שמדרום לבקעת אלון,‏ ואילו במרבית המקומות האחרים נחשפים קטעי חתךבלבד.‏ באיור 8, עמודה מס'‏ 3 מייצגת את החתך של הר ערקן ‏(בקעת אלון).‏במרכז הכרמל,‏ בין כרם מהר"ל לאזור בית אורן,‏ תצורת ערקן בנויה בעיקר מחילופין של קירטון,‏ גירקירטוני וגיר קשה,‏ אשר במקומות רבים מכילים עדשות צור.‏ במזרח עמק מהר"ל,‏ חלקה העליון של התצורהמורכב מסלעי גיר ביוקלסטיים קשים בעובי של מספר עשרות מ'.‏ גג התצורה,‏ מתחת לטופים שלידי משטח גידוע בעל תבליט אירגולרי של מספר עשרות מ',‏ המצופה בקרומי לימוניט ‏(לוח 10, תמונותV, 4 מיוצג על.(3 ,2 ,1בדרום הכרמל,‏ באזור הנמצא בין כרם מהר"ל לשפיה ופורידיס,‏ תצורת ערקן נשלטת על ידי סלעי גירקשים - קלקארניטים וקלצילוטיטים ‏(ביין,‏.(1974גם בצפון הכרמל,‏ מצפון לבית אורן,‏ מתרבות שכבות הגיר,‏בהרכב קלצילוטיטי,‏ על חשבון המרכיב הקירטוני.‏ בשני מקומות אלה יש גם הופעה מקומית של שכבותדולומיט בחילוף עם שכבות הגיר והקירטון.‏בגבעת שלוחית מצפון-מערב לבקעת שיר,‏ בגבול המערבי של הכרמל ‏(נ.צ.‏,(1472/2284מופיעה מגה-‏ברקציה במיון גרוע,‏ המורכבת מפרגמנטים של סלעי שוניות ‏(מושבות רודיסטים וכונדרודונטות,‏ ופרגמנטים של‏(לוחבמטריקס קלצילוטיטי קלצירודיטים-קלקארניטים)‏ סלקטיבית ושמורים היטב.‏תמונות 9,.(5, 4 ,3שלדי המאובנים מצורריםמצפון לטירת הכרמל,‏ בשוליים המערביים של הכרמל,‏ מופיעים מעברים לטרליים בין סלעי דולומיטשכבתיים בהופעה מצוקית במערב,‏ לבין סלעי גיר עם עדשות צור במזרח ‏(לוח,8 תמונה ,(2מרחק של כ-‏‎100‎ מ'.‏ שכבות הדולומיט הן בעלות שכבתיות גסה עד למינרית ‏(לוחבמקומות שלדי רודיסטים וביוליתיטים מצוררים ‏(קוורצוליטים).‏,8המתרחשים על פניומכילות 3), תמונהבטירת הכרמל נמצאו תופעות מיוחדות בחתך שעוביו מספר מ',‏ המורכב מחילוף שכבות גיר,‏ קירטון,‏וצור.‏ בחבילה זו נראים מעברים על פני מרחק של מספר עשרות מ'‏ בין שכבות לא מופרות במזרח,‏ לשכבותמופרות בדרגות שונות כלפי מערב.‏ הפרה זו מתבטאת במערכות סידוק אלכסוניות,‏ שצפיפותן עולה כלפי מערב,‏ומגיעה עד כדי פרגמנטציה,‏ תוך שימור המבנה השכבתי ‏(לוח 7, תמונותבזוית של,2 ,1,40º-70ºוהסדקים עצמם‏"מולחמים"‏ fractures) .(healedאוטוכתונית חסרת שכבתיות,‏ המורכבת משברי גיר וצור במטריקס קירטוני ‏(לוח3). מערכות הסדקים נוטות מערבהבסמיכות מקום נמצאה גם ברקציהמערבה 4). תמונה 7,ממחשופים אלה נמצאה מגה-ברקציה אלוכתונית,‏ המורכבת משברי גיר וצור במטריקס מיקריטי קשה ‏(לוחתמונה,7.(5לא נמצא קשר בין תופעות אלה לתהליכים טקטוניים,‏ ונראה כי הן מהוות סטרוקטורות סדימנטריות26

נ(‏משניות שנוצרו לפני הקשיה סופית של הסלעים הקרבונטיים,‏ המייצגות דרגות שונות של ריסוק הסלעיםבאתרם,‏ ומעבר לברקציה אלוכתונית של מדרון ימי מקורי.‏תצורת זיכרון,‏ האקוויוולנטית לתצורת ערקן,‏ נשלטת על ידי סלעי דולומיט ומופיעה בשלושה אזורים:‏א)‏ מרמת הנדיב ועד גבעת עדן שמצפון לזיכרון יעקב;‏ ב)‏ בדרום-מזרח הכרמל,‏ באזור המוחרקה – נחל רקפתוסביבותיהם;‏ ג)‏ מדרום למושב עופר.‏בגבול המערבי של דרום הכרמל,‏ מרמת הנדיב ועד גבעת עדן שמצפון לזיכרון יעקב,‏ מופיעה רצועה שלשוניות רודיסטים ברוחב של מספר מאות מ'‏ ‏(ביין,‏,(1974שכיוונה המקורב הוא צפון-דרום.‏ גלעין רצועתהשוניות הוא מסיבי,‏ וחלקו האחורי ‏(כלפי מזרח)‏ צמוד אל אזור נרחב של סלעי דולומיט שכבתיים.‏ מרכיביגלעין השונית,‏ המופיעים כביוליתיטים או קלצירודיטים-קלקארניטים,‏ שמורים אך ורק בסלעים מצוררים‏(קוורצוליטים;‏ לוחתמונות 6,,(2 ,1ואילו שאר סלעי השוניות עברו דולומיטיזציה מלאה,‏ תוך כדי טשטושמתקדם של המבנה המקורי.‏ חזית הקומפלקס השוניתי,‏ הפונה כלפי מערב,‏ מאופיינת בהופעה של מגה-ברקציה,‏הכוללת פרגמנטים של גלעין השונית ‏(קוורצוליטים ודולומיט חסר שכבתיות)‏ במיון גרוע,‏ הטבולים במטריקסדולומיטי ‏(לוחתמונות 6,.(5 ,4 ,3הופעה זו דומה למגה-ברקציה שנמצאה בתצורת ערקן בגבעת שלוחית,‏וההבדל הבסיסי הוא בהעדר דולומיטיזציה במקרה השני.‏ דרומית מזרחית לפורידיס ‏(מצפון מזרח לאזורהשוניות בגבעת עדן)‏ מופיעה רצועה שרוחבה‏.צ.‏1-2 ק"מ‏(ביין,‏ 1974) המכילה ביוקלקארניטים בחילוף עם שכבותדולומיט,‏ ובמקומות שוניות ביוליתיטיות קטנות מצוררות ‏(קוורצוליטים).‏ הופעה זו מציינת את רצועת המעברבין תצורת זיכרון לתצורת ערקן.‏באזור המוחרקה תצורת זיכרון מורכבת משכבות של דולומיט אפור,‏ ואילו באזור נחל רקפת הסמוךמצויים חילופי דולומיט וגיר,‏ המבטאים מעבר בין התצורות האקוויוולנטיות זיכרון וערקן.‏ ממערב לנחל רקפת(1546/2270סלעי הדולומיט של תצורת זיכרון מופיעים בחילוף שכבות בהירות ‏(דולומיט דק גביש,‏במקומות בעל הופעה למינרית)‏ וכהות ‏(דולומיט מסיבי,‏ בינוני גביש).‏ שכבות אלה מכילות במקומותסטרוקטורות של ברקציה,‏ המורכבת מפרגמנטים מזוותים של הדולומיט הבהיר,‏ הטבולים במטריקס שלהדולומיט הכהה ‏(לוח 9, תמונה 2). הופעה דומה בגליל העליון ‏("ברקציית פקיעין")‏ דווחה על ידי רון.(1978)חלקה העליון של תצורת זיכרון מופיע גם ברצועה טקטונית מורמת מדרום למושב עופר.‏ ממערב לרצועהזו מופיעה תצורת ערקן האקוויוולנטית,‏ והמעברים ביניהן עדיין אינם ברורים.‏הופעת תצורת זיכרון בדרום-מזרח הכרמל ‏(מוחרקה ונחל רקפת)‏ ובאזור עופר מיוחדת בשני מאפייניםהמבדילים אותה מזו של אזור זיכרון יעקב:‏ א.‏ העדר שוניות מחסום,‏ ב.‏ הופעת אופק בזלתי) 3 ,V שעוביו המרביבנחל רקפת הוא כ-‏‎25‎ מ')‏ באמצע התצורה.‏ הופעה מקומית של קרומי לימוניט בתצורת ערקן ‏(בין תצורותחרייבה וג'ונדיה הקודמות;‏ קרץ,‏אזורים נרחבים יותר בכרמל.‏;1958קשאי,‏(1966מרמזת על האפשרות כי הפעילות הוולקנית השפיעה עלהופעת אופק בזלתי בחלק התיכון של מחזור זה הייתה מוכרת עד כה באזור נחל רקפת וגוש המוחרקהבלבד,‏ וגילה נקבע בשיטת(2002) Segev et al. ברזולוציה גבוהה על ידי 40 Ar/ 39 Arבעקבות עבודות מיפוי קודמות,‏ זרמי הבזלת מדרום לעופר ‏(נ.צ.מ.‏הוולקניתמיליון שניםהוולקני(1487/2244.V 4בדיקה מחודשת של יחסי השדה,‏ ותוצאת גיל הישורת(plateau age)ל-‏ 96.7±0.5 מיליון שנים.‏הוגדרו עד כה כשייכים לפאזהשל בזלת זו,‏96.7±0.6,(Segev, 2009).V 3מעידים כי גם בזלת זו,‏ בדומה לבזלות של מוחרקה ונחל רקפת,‏ שייכת לאופק27

28לוח 6

לוח 6: המדרון המערבי של רמת הנדיב.‏ השונית של תצורת זיכרון,‏ וברקציות של מדרוןמושבה קטנה של רודיסטים מצוררים‏(קוורצוליט)‏במצב גידול.‏הרווחים בין קונכיות הרודיסטים.1מכילים דולומיט המרכיב גם את הסלע הסובב.‏תרכיז קוורצוליט בסלע דולומיט המכיל מאסף שברי פאונה צפופים,‏ ועובר לטרלית לשברי פאונהמפוזרים ומצוררים סלקטיבית.‏ דפורמציה של סטרוקטורה למינרית מתחת לגוש הקוורצוליט מעידהעל מצב בוצי של הסדימנט הקרבונטי,‏ ומצב מלוכד ומוצק של הגוש הקוורצוליטי,‏ בשלב הדיאגנטיהמוקדם של הדולומיטיזציה והצירור.‏.2מגה ברקציה תמוכת בוץ,‏ המורכבת מפרגמנטים מזוותים ובלתי ממויינים של קוורצוליט,‏במטריקס דולומיטי.‏ תופעה זו מעידה על צרור מוקדם,‏ טרם השבירה והנפילה במדרון.‏הטבולים.3מגה ברקציה תמוכת גרגר של שברי דולומיט מלוכדים בדולומיט.‏ בדומה לתמונה הקודמת,‏ גם תופעהזו מעידה על דיאגנזה מוקדמת,‏ דולומיטיזציה במקרה הנוכחי,‏ טרם השבירה והנפילה במדרון.‏.45. מבט כללי על סלעי המגה ברקציה,‏ המבליט את המיון הגרוע וזויתיות הפרגמנטים הדולומיטיים.‏29

30לוח 7

לוח 7:טירת הכרמל.‏הים הפתוחתצורת ערקן:‏תופעות מעבר בין קצה הפלטפורמה והמדרון הפונה אלהתמונות 3 1- מייצגות רצף של שינויים על פני מרחק של מספר עשרות מ',‏ ממזרח(1) למערב .שכבתיות רגולרית של סלעי גיר,(C) קירטון ,(L)וצור (Ch) באופקים דקים.‏.1שכבות גיר,‏ קירטון וצור ‏(בדומה לאלה של תמונה 1) מערבה וסמוך למחשוף הקודם,‏ הנחצות על ידישתי מערכות שולטות של עורקים או ‏"סדקים מולחמים"‏ fractures) ,(healed המסומנים כ-‏ .hf נטייתהמערכת hf 1 היא כ-‏‎40º מערבה,‏ ואילו עורקי hf 2 מאוחרים לאלה שלעורקים אלה מלווים בשיבוש מתקדם של השכבתיות.‏,hf 1ונוטים כ-‏‎70º מערבה.‏.2ריכוז גבוה של עורקים בכיוונים שונים,‏ עבים יותר מאלה של תמונה 2, והפרה ניכרת של הסטרוקטורההשכבתית.‏.3סידוק צפוף וריסוק במסלע קירטוני,‏ תוך כדי טשטוש מוחלט של השכבתיות.‏ מחשוף זה נמצא במקוםגבוה יותר בחתך של תצורת ערקן,‏ לעומת המחשוף של התמונות הקודמות.‏.4ברקציה תמוכת בוץ של שברי גיר הטבולים במטריקס גירי.‏ בעוד שתמונות 4 2- מייצגות דרגות שונותשל ריסוק הסלעים באתרם,‏ תמונה 5 מבטאת ברקציה של מדרון ימי מקורי.‏.531

32לוח 8

לוח 8: סביבת טירת הכרמל.‏ תצורת ערקן:‏ תופעות מיוחדותתופעות גלישה תת-ימית בגיר משוכב,‏ המלוות בעיוות קל בלבד של השכבות.‏ מישור גלישהsp) (sliding plane - אלכסוניבמקצת לשכבתיות,‏ גודע את השכבות משני צידיו.‏.12. מעברי פאצייס בתצורת ערקן בין דולומיט מצוקי במערב ‏(בשמאל התמונה)‏ לגיר במזרח.‏3. מבט מקרוב על סלעי הפאצייס הדולומיטי בתצורת ערקן.‏ חילוף שכבות למינריות ועבות.‏33

34לוח 9

לוח 9: מחזור 3: התצורות האקוויולנטיות זיכרון וערקןמצוקי רמת הנדיב בדרום הכרמל המייצגים את תצורת זיכרון.‏ חלקו התחתון של החתך הוא מסיבי,(MD)ומציין את גלעין השוניות.‏ החלק העליון מורכב מדולומיט משוכבההשקעה של הפלטפורמה בגב השונית.‏ מצב זה מייצג תופעה של רגרסיההעליון של תצורת זיכרון.‏,(SD)המאפיין את סביבת(progradation)בחלקה.1סטרוקטורה ברקואידית בתצורת זיכרון הדולומיטית,‏ מערבה לצומת אליקים.‏ טור הסלעים במקום זהמורכב מחילופין של שכבות דולומיט מסיבי(MD)כהה,‏ ודולומיט למינרי(LD)בהיר.‏ במקומות,‏הדולומיט הבהיר מופיע כפרגמנטים מזוותים במטריקס של הדולומיט הכהה.‏ תופעה זו מיוחסתלפרגמנטציה אוטוכתונית בשלב הסדימנטציה והדיאגנזה המוקדמת,‏ בעקבות קריסה גרביטציוניתאנכית של שכבות קשות ‏(הדולומיט הבהיר),‏ שהיו מונחות על גבי שכבות בוציות ורכות ‏(הדולומיטהכהה).‏.2מחשוף כביש העולה למצפה עופר ‏(גבעת שלוחית).‏ מגה ברקציה בתצורת ערקן המורכבת מפרגמנטיםגיריים וקוורצוליטיים,‏ חלקם שוניתיים,‏ בעלי מיון גרוע,‏ ומטריקס גירי דק.‏ מגה ברקציה זו מהווהטאלוס בסביבה של מדרון תת-ימי.‏.34. סמוך למחשוף הקודם.‏ שברי שונית,‏ המורכבים מקשוות מצוררות של כונדרודונטה במטריקס גירי.‏5. סמוך למחשוף הקודם.‏ שברי שונית,‏ המורכבים מקשוות מצוררות של רודיסטים במטריקס גירי.‏35

36לוח 10

לוח 10: צפון מערב עמק מהר"ל.‏ האופק הוולקניV 4 ויחסיו עם גג תצורת ערקן.V 4התמונות בלוח זה מייצגות פני נוף ארוזיביים קדומים בגג תצורת ערקן הגירית,‏ המכוסים בטופים צהובים שלפני שטח קדומים.‏ העדות לקדמותו של המשטח התלול נעוצה בקיומם של קרומי לימוניט ‏(ליד הפטיש,‏בדומה לתמונות:‏ לוחהטוף המכסים אותם.‏תמונה 2,2 ו-לוח ,46), תמונההמאפיינים את המגע בין סלעי הקרבונט לסלעי.1מבט מקרוב על קרומי הלימוניט של תמונה.1.2שכבות נטויות של טופים צהובים,‏בסמוך למחשוף הקודם.‏המונחות על גבי מדרון וממלאות את השקע הטופוגרפי הקדום,‏.337

איוריחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי השלישי בכרמל שגילו קנומן תחתון-תיכון.‏ במחזור זההוגדרו שתי תצורות אקוויוולנטיות בשם ערקן ‏(פציאס קירטוני גירי)‏ וזיכרון ‏(פציאס דולומיטי).‏.838

מחזור ערקן-זיכרון – דיון וסיכום:‏שתי היחידות הליתוסטרטיגרפיות האקוויוולנטיות‏(תצורות ערקן וזיכרון)‏מגדירות סביבות השקעהשונות,‏ הכוללות מאפיינים הדומים לאלה שנתקלנו בהם במחזורים הקודמים,‏ וכן מאפיינים ייחודיים ‏(איור.(9•הופעתה של תצורת זיכרון בדרום הכרמל דומה לזו של תצורת יגור,‏התייחסות אל השוניות של תצורת זיכרון כאל רצועה של שוניות מחסום,‏הרדודה והדולומיטית ממזרח ‏(איור.(10ומכאן מתבקשת גם האנלוגיה שלהמגבילה את הפלטפורמהעם זאת,‏ האנלוגיה לתצורת יגור אינה מלאה,‏ מאחר ובתצורתזיכרון תופעת הדולומיטיזציה בסביבת שוניות המחסום נרחבת ואינטנסיבית יותר,‏השוניות והן בסדימנטים המופיעים בחזיתן.‏כזכור,‏להתפתחות תמיסות היפרסליניות בפלטפורמה החסומה,‏הפתוחות ‏(מנגנון.(seepage reflux•ופוגעת הן בגלעיןתופעת הדולומיטיזציה בסביבה השוניתית יוחסהוחילחולן דרך הסדימנטים שהצטברו בסביבותאימוצו של מנגנון זה להסבר דולומיטיזציה מלאה של השוניות עצמןודולומיטיזציה חלקית במשקעי המדרון בתצורת זיכרון,‏ מחייב קיום תנאים של חסימה אפקטיבית במיוחדשל רצועת השוניות,‏ יותר מזו של המחזור הראשון וגם של המחזור השני.‏סטרוקטורה ביוליתיטית בשוניות המחסום של תצורת זיכרון נשמרה אך ורק בסלעים מצוררים‏(קוורצוליטים),‏(1)ואינה קיימת בסלעים הדולומיטיים של השונית.‏המסקנות המתבקשות מתצפית זו הן:‏השכיחות הנמוכה של הסטרוקטורה הביוליתיטית אינה מבטאת את המצב המקורי,‏ אלא את התגובההשונה של הסדימנטים לתהליכי ההחלפה השונים:‏ שימור הסטרוקטורה בתהליך הצרור,‏ והריסתה בתהליךהדולומיטיזציה.‏ (2)••ובאינטנסיביות שונה.‏שני תהליכי ההחלפה התרחשו במקביל בשלב דיאגנטי מוקדם,‏ אולם בקצבים שוניםתהליך הצרור היה מהיריותר,‏הדולומיטיזציה,‏ לעומתו,‏ היה אמנם איטי,‏ אולם נרחב.‏אולם פגע בחלק קטן בלבד של השוניות.‏תהליךהופעת תצורת זיכרון הדולומיטית בשני מקומות שונים,‏ באזור המוחרקה-נחל רקפת ומדרום לעופר,‏ היאמיוחדת מאחר ובשניהם התצורה אינה מלווה בשוניות מחסום ‏(בניגוד למצב בדרום-מערב הכרמל).‏ לעומתזאת,‏ שני מקומות אלה נמצאים באסוציאציה עם אופק בזלתי,‏ ואלה הם גם שני המקומות היחידים בכרמלבהם מופיע אופק וולקני באמצע המחזור השלישי.‏וולקנית מצביעה על קשר גנטי אפשרי בין השניים,‏האסוציאציה בין הופעת חתך דולומיטי ובין פעילותכלהלן:‏כפי שנטען בקטעי הדיון למעלה,‏תהליכיהדולומיטיזציה התקיימו בשלב דיאגנטי מוקדם,‏ ומבטאים התפתחות תמיסות היפרסליניות בתנאים שלחילוף מים מוגבל על פני הפלטפורמה.‏ שוניות מחסום מהוות אמנם גורם יעיל בהגבלת חילוף המים,‏ אולםלא הגורם היחידי.‏ מוצע בזאת כי לסביבה רדודה יש אפקט דומה,‏ בעקבות האטת מהירות זרמי ים תוך כדיחיכוך עם הקרקעית.‏התוצאה הצפויה של חימום הקרום והרמתו.‏סביבה רדודה מתיישבת עם הסביבה הוולקנית בשני האזורים המוזכרים,‏ועםתצורת ערקן,‏ המורכבת מסלעי קירטון וגיר ביחסים שונים,‏ מייצגת את סביבת ההשקעה של ים פתוח עלגבי הפלטפורמה החיצונית,‏מצפון לפלטפורמה החסומה של דרום הכרמל,‏המורמים.‏ סלעי הקירטון נשלטים על ידי פורמיניפרים פלנקטונייםבמקומות גם אוליגוסטגינידים ‏(ביין,‏ומסביב לאזורים(Lipson-Benitah et al., 1997),(1974•‏(כגון אלה המשתרעים בין כרם מהר"ל לשפיה וזיכרון)‏הוולקנייםומכיליםהמעידים על השקעה אוטוכתונית.‏ סלעי הגיר בתצורת ערקן‏(קלצילוטיטים וקלקארניטים;‏ ביין,‏ 1974), שנגזרו כנראה מפלטפורמה רדודה סמוכה.‏עומק המים המקסימלי בתחילת הצטברות סלעי התצורה היה כ-‏‎65‎הטופים מהאופק הוולקניר'‏ מ';‏ ‏(כ-‏‎60‎ V 2דיון במחזור השני).‏הם ברובם בעלי מרכיבים אלוכתונייםמ',‏בהסתמך על העובי המרבי שלמצב זה מבטא העמקה מהירה לאחרההרדדה והגידוע בסוף המחזור השני,‏ בדומה לשינויים שחלו במעבר בין המחזור הראשון לשני.‏39

ב(‏ג(‏א(‏הופעת יחידות גיריות במעלה החתך,‏ בחילוף עם יחידות קירטוניות בהתפתחויות מקומיות,‏ מעידה עלמגמה כללית של הרדדה,‏ אם כי השינויים בעומק עם הזמן לא היו רציפים,‏ אלא התבטאו בהרדדותוהעמקות לסירוגין.‏ המשך מגמה זו הוא בהופעת סלעי גיר ביוקלסטיים בגג המחזור,‏ אשר במזרח עמקמהר"ל מלווה בתופעות הרמה,‏ גידוע,‏ וקבלת תבליט,‏ שהתרחשו לפני הפעילות הוולקנית של.V 4(הרדדתהאזור בחלקה העליון של התצורה מעידה כי תהליך ההרמה החל עוד לפני תום המחזור השלישי,‏ בדומהלתופעות שנצפו בגג המחזורים הקודמים ‏(יגור ועספיא).‏את המעבר ההדרגתי בין תצורת זיכרון הדולומיטית מדרום ותצורת ערקן הגירית-קירטונית מצפון ישלייחס להעדר שונית מחסום בכיוון מזרח-מערב,‏ ובעקבות כך למדרון מתון בין שתי תת-הסביבות שלהפלטפורמה הקרבונטית,‏ ובמקביל גם למעבר הדרגתי במליחות בין השתיים.‏בשוליים המערביים של הכרמל,‏ מצפון לבקעת שיר,‏ קיימות עדויות לאזור מעבר בין הפלטפורמה הפתוחהלבין הים העמוק.‏הופעת מגה ברקציה במערב גבעת שלוחית,‏ המכילה פרגמנטים של שונית רודיסטים,‏ דומה מאד למגהברקציה הנמצאת בחזית שונית זיכרון ברמת הנדיב,‏ ומכאן מתבקשת האנלוגיה כי התופעה המקומיתמייצגת סביבה של מדרון עליון,‏ וכי מקור הטאלוס הגס הוא בשונית רודיסטים סמוכה ‏(אשר אינהחשופה).‏ סלעי המגה ברקציה במקום זה נבדלים מאלה של רמת הנדיב בהעדר תופעות דולומיטיזציה‏(של הפרגמנטים והמטריקס כאחד),‏ והמסקנה היא כי השונית המשוערת הייתה מקומית ‏(לא חלקמשונית מחסום)‏ ולא יצרה את התנאים להתפתחות תמיסות היפרסליניות בגבה.‏( שינויי הפאצייס שנמצאו מצפון לטירת הכרמל בין דולומיט שכבתי ‏(במערב)‏ לגיר ‏(במזרח)‏ מהווים תופעהחריגה,‏ מאחר והתצפיות עד כה מעידות כי דולומיטים שכבתיים נוצרו בגבה של שונית מחסום,‏ ואילוסלעים גיריים וקירטוניים מבטאים את סביבת הים הפתוח מערבה או צפונה לשונית.‏ עם זאת,‏ נראהשניתן להסביר את ההופעה המיוחדת שתוארה כאן ללא הזדקקות למודל חדש,‏ אלא תוך הכנסת שינויקל במודל הקיים.‏ עצם הופעת הדולומיט מיוחסת לתמיסות היפרסליניות בסביבה מוגנת,‏ וכאשרהגבלת חילוף המים היא תוצאה של התפתחות שוניות מחסום,‏ מתקבלת פלטפורמה דולומיטית נרחבת.‏לעומת זאת,‏ כאשר השונית אינה שונית מחסום,‏ חילוף המים בפלטפורמה הוא מהיר יחסית,‏ והמליחותקרובה לזו של מי האוקיאנוס הסמוך ‏(אוקיאנוס הטתיס במקרה הנוכחי).‏ עם זאת,‏ גם במקרה זהתיתכן התפתחות של סביבה מוגנת מקומית בסמיכות מיידית לשונית מבודדת,(patch reef)(בה עולההמליחות ומתקבלים תנאי דולומיטיזציה.‏ השונית המשוערת במקרה הנוכחי אמנם לא התגלתה ‏(בגללהסרה ארוזיבית),‏ אולם העדות לנוכחותה קיימת בדמות גופי קוורצוליט המכילים פרגמנטים שלרודיסטים.‏את המעברים אשר התגלו בטירת הכרמל,‏ בין שכבות גיר בלתי מופרות,‏ לשכבות בעלות סדקיםאלכסוניים,‏ ולסלעים מרוסקים,‏ ניתן לראות כביטוי להתפתחות סינסדימנטרית.‏ התפתחות זו מיוחסתלכניעה גרביטטיבית הדרגתית של סדימנטים מלוכדים למחצה,‏ שנמצאו במעבר בין האזור השטוח שלפלטפורמה קרבונטית,‏ לבין ראש מדרון היבשת הפונה לים הפתוח.‏ תחום הדפורמציה כולל סידוק,‏פרגמנטציה קלה,‏ ניתוק וגלישה,‏ תוך כדי פרגמנטציה מתקדמת וקבלת מגה-ברקציה.‏•••לסיכום הנושא,‏ התצפיות מעידות כי בקנומן התחתון-תיכון הגבול בין הפלטפורמה הפתוחה והשטוחהיחסית לאוקיאנוס הטתיס בדרום ובמרכז הכרמל חפף בקרוב את הגבול ‏(שכיוונו צפון-דרום)‏ שהתקייםבאלביאן.‏ ההבדל הוא שבעוד שבאלביאן גבול זה הוגדר באמצעות שוניות מחסום,‏ הרי שלקראת הקנומן40

כ(‏ר(‏העליון התקיימו כאן שוניות מבודדות ובלתי רצופות,‏ שרק בחלקן היו מלוות באזורים מצומצמים של חילוףמים מוגבל והתפתחות מקומית של תנאים לדולומיטיזציה.‏ ממערב לגבול הפלטפורמה התקיים מדרון תלולללא תלות בהופעת שוניות או בהעדרן,‏ שחלקו העליון היה מלווה בטאלוס גס ‏(באזורי שוניות)‏ או בגלישה,‏התמוטטות וקבלת מגה-ברקציה ‏(באזורים חסרי שוניות).‏3.4. מחזור סדימנטרי רביעי:‏ תצורות בינהסחנין –בגליל ובאזור אום אל פחם תוארו יחסים אנכיים בין שתי התצורות,‏ דהיינו,‏ תצורת סחנין הדולומיטיתמתחת לתצורת בינה הגיריתתוארה תצורת סחנין הדולומיטית,‏ שעוביה.(Golani, 1961; Shadmon, 1959)באזור אום אל פחם ‏(שש,‏(Sass, 1968 ;1966145 מ'‏ומעליה תצורת בינה,‏ בעובי של כ-‏‎10‎ עד 62 מ'.‏ תצורת בינהבנויה משני טיפוסי פאצייס,‏ האחד גירי והשני דולומיטי,‏ וביניהם מעברים לטרליים הדרגתיים.‏ קיים דמיוןליתולוגי רב בין דולומיטים אלה של תצורת בינה לבין הדולומיט של תצורת סחנין,‏ וההבחנה ביניהם קשה.‏בדרום הכרמל המחזור הרביעי מתחיל בהופעת יחידה וולקניתV 4-שמרכזי התפרצותם מופיעים בנחל דליה ‏(בין שפיה לזיכרון יעקב)‏ ובבקעת מקורהמערבית למושב עופר ‏(איור‏(טופים,‏ ובמקומות גם בזלות),‏,(Sass, 1980).(1160-וכנראה גםבדומה ליחידות הוולקניות הקודמות,‏ גם כאן הטופים הם בעלי עובי מרבימ')‏ באזורי ההתפרצות,‏ ועוביים יורד עם ההתרחקות ממרכז ההתפרצות.‏ השתרעות הטופים מוגבלתלדרום מערב הכרמל,‏ וגבולות התפשטותם הם צומת אליקים ממזרח,‏ ומוצא נחל אורן בצפון.‏ ראויה לציוןהעדרם של סלעים וולקניים מפאזה זו באזור נחל רקפת-מוחרקה,‏ במקום בו יש ייצוג לכל הפאזות הוולקניותהקודמות,‏ כולל.V 3אום אל פחם.‏ קביעות הגיל נעשו בשיטתגיל היחידה הוולקנית V 4 מתבסס על מדידות גיל של בזלת מי עמי האקוויוולנטית באזורברזולוציה נמוכה של פרקציות הפלגיוקלזמליון שנים.‏40 Ar/ 39 Ar ברזולוציה גבוהה שלדוגמת סלע שלם ובשיטת40 Ar/ 39 Ar.(Segev et al., 2002)הגיל שהתקבל מבזלת מי עמי היהבקטע החתך הסדימנטרי באזור שפיה - זיכרון יעקב,‏ הנמצא מעל היחידה הוולקניתשל תצורת עין זיתים,‏ נמצאו יחסים פאצייליים לטרליים,‏ בין שתי יחידות שונות ‏(איור95.4±0.5V 4 ומכוסה בקירטון.(12בגדה הצפונית שלנחל דליה,‏ ליד שפיה,‏ מצויה יחידה הנשלטת על ידי שכבות גיר ביומיקריטי,‏ המכילה שכבות ביניים חוואריותדקות ומספר שכבות דולומיטיות בבסיס.‏ לעומת זאת,‏ מן העבר השני ‏(הדרומי)‏ של נחל דליה,‏ מזרחית לזיכרוןיעקב,‏ מופיע חתך דולומיטי ברובו,‏ ובגגו קטע גירי שעוביו מספר מטרים.‏ שני החתכים הללו הם אמנםאקוויוולנטיים ובעלי עובי דומה ‏(כ-‏‎90‎ מ'),‏ אולם מגדירים יחידות ליתוסטרטיגרפיות שונות.‏ היחידה הגיריתהיא תצורת בינה,‏ ואילו היחידה הדולומיטית היא תצורת סחנין.‏ הגדרת היחס הלטרלי בין שתי התצורות חורגתמן ההגדרה המקובלת בדבר היחס הוורטיקלי ביניהן ‏(תצורת בינה מעל תצורת סחנין).‏ עם זאת,‏ ראוי לציין כיגם במחקרים קודמיםRosenberg, 1960; Glikson, 1966; Weiler, 1968; Sass, 1968; Kafri, 1991; )(Golani, 1961נצפו יחסים לטרליים בין שתי התצורות,‏ אם בדמות שכבות ביניים גיריות בתצורת סחנין,‏ אושכבות ביניים דולומיטיות בתצורת בינה ‏(איור.(7 חתך ,11המיוחד במקרה הנוכחי הוא שהמעבר הלטרלי ביןשתי התצורות הוא כמעט מושלם,‏ ומתבצע על פני מרחק של מאות מטרים בלבד,‏ כאשר הוא תחום בין הטוףבבסיס וקירטון עין זיתים בגג.‏ לאור התיקון המוצע בהגדרת התצורות,‏ ניתן להתייחס להגדרה המקורית שלתצורת בינה כביטוי להופעת לשון (tongue) של תצורת בינה מעל תצורת סחנין ‏(איור.(12תצורת בינה כפי שתוארה למעלה משתרעת מדרום-מזרח הכרמל ועד האזור הנמצא דרומה ומזרחהלעמק מהר"ל,‏ ולא ניתן לחלקה ליחידות משנה.‏ צפונה ומזרחה לרצועה העוברת בין צומת אליקים ונחל המערות' המפה הגיאולוגית),‏ חולקה תצורת בינה לשני פרטים:‏41

ב(‏( א(‏(פרט מוחרקה בבסיס ‏(בעבר ‏"גיר מוחרקה"‏בין גיר ‏(גיר שוניות וגיר ביוקלסטי)‏ לדולומיטt 1-לפי קשאי,‏1966), שעוביו‏(איור 11).60-80 מ',‏ המכיל מעברי פאצייספרט סומק ‏(הגדרה חדשה)‏ בחלק העליון,‏ בעובי כולל של עד כ-‏‎140‎ מ',‏ המורכב מחילופי גיר,‏ חוואר,‏ובמקומות גם קירטון.‏ הגדרת פרט סומק מחליפה את ההגדרות הקודמות של תצורות דליה ‏(וקירטון עיןהוד האקוויוולנטי),‏ אום-זינאת וקומבזהt 4 , t 3 , t 2 )בהתאמה,‏ קשאי,‏;1966 קרץ,‏ .(1958העובי השכיח של המחזור הרביעי באזור מרכז הכרמל,‏ הכולל גם את סלעי הפאזה הוולקנית הרביעית,‏הוא כ-‏‎200‎ מ'.‏תמונההליתופאצייס הגירי של פרט מוחרקה הוא בעל אופי שוניתי,‏ המכיל מושבות רודיסטים קטנות ‏(לוח,12(1וביוהרמים מבודדים,‏ המלווים במקומות בטאלוסים קלצירודיטיים-קלקארניטיים.‏ באחתמההתפתחויות המרשימות של שוניות אלה בנחל ספונים ‏(נ.צ.מ.‏האחד נבנה על הטאלוס של הביוהרם שקדם לו ‏(לוח(1479/2383.(2 תמונה ,11מצב זה מבטאמופיעים שני ביוהרמים,‏ כאשרprogradationכלפי אגןמקומי שכיוונו ‏(בהתאם לנטיית שכבות הטאלוס)‏ היה בקירוב דרום-מערבה מגלעיני הביוהרמים.‏ שוניות אלההתפרסו על פני הפלטפורמה הקרבונטית בפיזור הנראה כאקראי,‏ בעוד שבמחזורים הקודמים ההתפתחותהעיקרית של שוניות ‏(שוניות מחסום או שוניות מבודדות)‏ הייתה לאורך רצועה קווית,‏ בגבול בין הפלטפורמהלים הפתוח.‏מרבית הנפח של פרט מוחרקה הגירי מורכב מסלעים ביוקלסטיים ‏(לוחתמונות 12,,(5 ,4המכיליםבמקומות סטרוקטורות של שכבתיות צולבת.‏ מרכיבי סלעים אלה נגזרו קרוב לוודאי מהשוניות המפוזרות עלפני הפלטפורמה,‏ אם כי במרבית המקרים לא ניתן לזהות מקור מוגדר.‏הליתופאצייס הדולומיטי כולל בדרך כלל את כל עוביו של פרט מוחרקה,‏ והמעברים בינו לביןהליתופאצייס הגירי חלים על פני מרחקים קצרים.‏ ליתופאצייס זה מפותח במיוחד באזור שבין יקנעם למנזרהמוחרקה,‏ אולם מופיע גם צפונה משם,‏ בפיזור הנראה כאקראי.‏ סלעי הליתופאצייס מורכבים משכבותטבולריות בעובי של מספר ס"מ ועד מספר עשרות ס"מ.‏ אחת התופעות השכיחות היא חילופי שכבות בהירות שלדולומיט דק גביש,‏ בעל סטרוקטורה למינרית,‏ ושכבות אפורות,‏ בהן הדולומיט בינוני גביש וחסר סטרוקטורהפנימית.‏ במקומות קיימים מעברים ורטיקליים הדרגתיים בין שני טיפוסי הסלע,‏ בהם הדולומיט האפור מופיעכמילוי נבירות בדולומיט הבהיר הנמצא מתחתיו ‏(לוח,12 תמונות .(3 ,2במקומות ניתן לזהות בסלעי הדולומיטסטרוקטורות ביוגניות,‏ המוכרות כחלקי ביוליתיטים,‏ או כשלדי מאובנים מפוזרים.‏ אזורי מעבר ביןהליתופאצייסים הדולומיטיים והגיריים מתבטאים אם כחילוף שכבות,‏ או בדמות גופים אירגולריים של גירצפוף ‏(במקומות בהופעה תרכיזית),‏ שגודלם עשרות ס"מ ועד מטרים ספורים,‏ בסביבה של סלעי דולומיט נקבוביהמשמרים,‏ במידת מה,‏ את מבני סלעי הטאלוס הקלצירודיטיים ‏(לוח,11 תמונה .(342

איור 9.a. סביבות השקעה ואתרי הפעילות הוולקנית בתחילת הצטברות המחזורים הסדימנטריים 3 2, ו-‏ 4.b. חתך רוחב ('2-2) המציג את סביבות ההשקעה העיקריות בתחילת המחזור השלישי,‏ ואת המגע עם גגהמחזור השני והליתולוגיה שלו,‏ המשקפים את התנאים שקדמו למחזור השלישי.‏43

44לוח 11

לוח 11: תצורת בינה.1מבט על המעבר בין פרט מוחרקה(M)ופרט סומק(S)ליד מפעלי התעשייה ביקנעם.‏במקום זה מורכב מדולומיט,‏ ואילו פרט סומק מאופיין בחילופין של גיר וחוואר.‏פרט מוחרקהפרט מוחרקה בנחל ספונים.‏ שכבות נטויות (clinoforms) של סלעי טאלוס שונית,‏ המציינות את קיומושל גלעין השונית משמאל ‏(דרום-מזרח)‏ ומחוץ למסגרת התמונה.‏ מעל שכבות הטאלוס מופיע גלעין נוסףשל שונית.‏ יחסים אלה מבטאים תופעת רגרסיה ‏(נדידת השונית לעבר הים הפתוח.(progradation -.2קיר של מחצבה נטושה בנחל ספונים.‏ סלע ביוקלסטי בלתי ממוין בעל נקבוביות ביומולדיתbiomoldic )(porosity המכיל תרכיזים אירגולריים.‏ סלע הסביבה הנקבובי הוא דולומיטי ואילו התרכיזים הצפופיםהם גיריים.‏ במקומות קיימים מעברים הדרגתיים בין שני טיפוסי הסלע ‏(ר'‏ חץ).‏.345

46לוח 12

לוח 12: תצורת בינה1. פרט מוחרקה בסמוך למנזר המוחרקה.‏ מושבת רודיסטים קטנה.‏פרט מוחרקה ליד מפעלי התעשייה ביקנעם ‏(סמוך לתמונה.(11 בלוח 1חילופין של שכבותדולומיט בהירות וכהות.‏ הדולומיט הכהה מופיע גם כמילוי נבירות בתוך הדולומיט הבהיר.‏בנוסף לכך,‏ הדולומיט הכהה הוא מסיבי וחסר סטרוקטורה פנימית,‏ בעוד שהדולומיט הבהירמכיל בדרך כלל שרידי סטרוקטורה למינרית.‏ יחסים אלה מבטאים דולומיטיזציה דיאגנטיתמוקדמת בתנאים שונים.‏ הדולומיט הבהיר,‏ הלמינרי במקורו,‏ נוצר בתנאי קרקעית עויניםלפאונה בנתונית,‏ ואילו הדולומיט האפור מבטא שיפור בתנאי הקרקעית,‏ והומוגניזציה בעקבותביוטורבציה מתקדמת.‏ פעילות הנבירה חדרה לסדימנטים הלמינריים,‏ וגרמה לשיבוש קל שלהלמינציה המקורית.‏.2חילופי שכבות דולומיט בהיר‏(למינרי)‏ודולומיט כהה‏(חסר מבנה שכבתי)‏בפרט מוחרקה.‏.3הסבר כמו בתמונה הקודמת.‏פרט מוחרקה,‏ כ-‏‎1‎ ק"מ ממערב למפעלי התעשייה ביקנעם.‏ גיר רודיסטים,‏ המכיל שלדיםשאינם במצב גידול,‏ אולם ברובם שלמים.‏ מצב זה מעיד על נוכחות שונית רודיסטים בקרבתמקום.‏.4גיר צדפים בפרט מוחרקה,‏ סמוך למנזר המוחרקה.‏ חלקם של הצדפים שלמים,‏ והאחריםמורכבים מקשוות בודדות הנמצאות בתנוחה קעורה כלפי מעלה.‏ מצב זה,‏ כמו גם המיון הגרועשל הסלע,‏ מעידים על רמת אנרגיה נמוכה מאד,‏ מתחת לבסיס הגלים.‏.547

איור 10. תיאור סכימתי של נדידת רצועות פציאס כלפי הים הפתוח (progradation) בסוף המחזור הסדימנטריהשלישי בסביבה המוגבלת של דרום הכרמל.‏פרט סומק מתחיל בחוואר,‏ ומכיל שכבות נוספות של חוואר בחילוף עם שכבות גיר ‏(לוח.(1 תמונה ,11החוואר מופיע בכל שטח ההשתרעות של הפרט ‏(ולמעשה נוכחותו מגדירה את הפרט),‏ אולם תכולתו ועובישכבותיו גבוהים יחסית באזור דלית אל כרמל.‏ סלעי הגיר מכילים מגוון של טיפוסים,‏ הנעים בין ביומיקריטיםלביוקלקארניטים וביוקלצירודיטים ‏(לוחתמונות 12,,(5 ,4במקומות עם סטרוקטורות של שכבתיות צולבת.‏באזורים בהם שכבות החוואר עבות,‏ שכבות הביניים של סלעי הגיר מכילות במקומות שוניות מבודדות וטאלוסשוניות,‏ המורכב מברקציות בעלות מיון גרוע.‏ דולומיט נדיר בתצורת סומק,‏ ומופיע בשכבות דקות ומועטות רקבאזורים בהם שכבות החוואר אינן מפותחות‏(קשאי,‏ 1966).בחלק הצפוני של הכרמל,‏ מצפון לנחל אורן,‏ נשמר החלק התחתון בלבד ‏(פרט מוחרקה)‏ של תצורת בינה.‏פרט מוחרקה באזור זה מופיע בשני גרבנים ‏(מפה גיאולוגית),‏ האחד של שוויצריה הקטנה ‏(נ.צ.מ.‏,(1525/2380והשני בהמשך הצפון-מערבי של גרבן עין הוד,‏ הכולל את ההופעה המרשימה של שוניות בנחל ספונים.‏ בעבר מופובצפון הכרמל הופעות נוספות של תצורת מוחרקה בדמות חתכים של סלעי גיר או דולומיט קשים ומצוקיים‏(קרץ,‏ 1958; קשאי,‏ 1966), אולם במחקר הנוכחי נמצא כי הופעות אלה אינן אלא ביטויים פאצייליים של תצורתערקן.‏48

איור 11. יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי הרביעי בכרמל שגילו קנומן תיכון – טורון.‏ במחזור זההוגדרו שתי תצורות אקוויוולנטיות בשם בינה וסחנין.‏49

איור . 12 תרשים סכמתי של יחידות הסלע הבונות את המחזור הסדימנטרי הרביעי של תצורות בינה וסחנין,‏מגיל קנומן תיכון- טורון.‏מחזור בינה-סחנין– דיון וסיכוםהמחזור הרביעי מסיים את חבורת יהודה בכרמל.‏ הוא דומה לשני המחזורים שקדמו לו בהופעת סלעיםוולקניים בבסיסו,‏ אולם שונה מאד משלושת המחזורים הקודמים בסגנון פיזור הסדימנטים וסביבות ההשקעה‏(איור 12).•בדומה לשני המחזורים הקודמים,‏ ובהסתמך על העובי המרבי של סלעי הפאזה,V 4•עומק המים עם תחילתהמחזור הרביעי היה גם הוא כ-‏‎65‎ מ'.‏ ההופעה הייחודית של לבות בזלתיות בפאזה זו ‏(בנוסף לטופים),‏וההשתרעות המוגבלת שלהם בסמוך ללוע הר הגעש של שפיה-זיכרון בלבד,‏ מתיישבת עם התפרצותם התת-‏ימית.‏לבות בזלתיות הן בעלות צמיגות נמוכה,‏בהתפרצויות תת-ימיות,‏זרימתה.‏נמוך.‏לעומת זאת,‏הקירורונוטות לזרום למרחקים ניכרים בסביבות יבשתיות.‏המהיר של הלבה מעלה את צמיגותה,‏ומגביל את מרחקעל עומק המים ניתן ללמוד גם במקומות,‏ כגון בצפון הכרמל,‏ בהם הטופים חסרים לחלוטין,‏ או שעובייםאחד ממקומות אלה הוא נחל ספונים,‏וסמוכות בפרט מוחרקה.‏שם נמצאו יחסיprogradation•בין שתי שוניות מבודדותעצם קיומם של יחסים אלה מעיד כי קצב גידול השוניות היה מהירמקצבההשתפלות,‏ ויתכנו אפשרויות שונות המקיימות תנאי זה.‏ אחת מאפשרויות אלה היא כי בשלב התחלתיחלה העמקה של הקרקעית,‏ ומכאן ואילך לא חל שינוי נוסף בעומק המים לפרק זמן מסוים.‏ עם הגעת מפלסגלעין השונית הראשונה לפני הים,‏ חלה נדידה אופקית של גלעין השונית השנייה לעבר האגן העמוק יותר,‏וגם גידולו של גלעין זה נעצר עם הגיעו למפלס הים.‏ עצם התצפית בדבר הגובה האחיד בקרוב של גגות שניגלעינים אלה מתיישב עם התסריט של מפלס ים אחיד ‏(לפחות במהלך גידולן של שתי השוניות),‏ שעומקוהיה כעובי התצורה השוניתית‏(תצורת מוחרקה)‏במקום זה,‏דהיינו כ-‏‎80‎מ'.‏שיקולים אלה משתלביםבשיקולים המסתמכים על התצפיות בדבר עובי הסלעים הוולקניים,‏ דבר המעיד על העמקת האגן עם תחילתהמחזור הרביעי בשטחים נרחבים למדי על פני הכרמל.‏פיזור שוניות הרודיסטים באזור הכרמל בזמן הצטברות פרט מוחרקה היה על פני הפלטפורמה,‏להשתרעות הקווית בין הפלטפורמה לים הפתוח ששלטה במחזורים הקודמים.‏בניגודהעדר שוניות מחסום,‏וכתוצאה מכך חילוף משופר של מים על פני מרבית הפלטפורמה,‏ מסבירים את שלטון הליתופאצייס הגיריבפרט זה.‏הופעת סלעי הדולומיט,‏גם אם משנית בתפוצתה,‏מוסברת כביטוי להתפתחות מקומית של50

סביבות מוגנות בסמוך לשוניות מבודדות,‏ ובעקבות כך קבלת תמיסות היפרסליניות ותנאים מקומייםלדולומיטיזציה.‏את האופי הביוקלסטי של מרבית סלעי הליתופאצייס הגירי בפרט מוחרקה ניתן לייחס להרס חלקי שלהשוניות בו-זמנית עם גידולן,‏ ולפיזור מוצרי ההרס על גבי הפלטפורמה באמצעות זרמי גאות ושפל.‏ האופיוהעובי האחידים למדי של סלעי היחידה,‏ והגבול החד עם היחידה הבאה ‏(פרט סומק),‏ מעידים כי הסביבההסדימנטרית ופני הים נשמרו כמעט ללא שינוי עד תום הצטברות משקעי היחידה.‏פרט סומק מציין שינוי דרסטי בסביבות ההשקעה,‏ המתבטא בכמה מאפיינים ליתופאצייליים,‏ הכולליםהופעה מודגשת של שכבות חוואר בחילוף עם שכבות גיר,‏ וירידה ניכרת בתכולת הדולומיט.‏ הופעת החווארמציינת הספקה אלוכתונית של חרסית יבשתית,‏ ולאור ההופעה הדומה גם בגליל המערבי ‏(אזור ירקא;‏,(1965 ,Freundניתן להסיק כי הספקת החרסית נעשתה לאורכו של אגן צר ‏(המכונה אגן דליה באזורהכרמל),‏ מוארך ועמוק במקצת מסביבתו,‏ שכיוונו צפון-צפון-מזרח,‏ ומשם התפזרה על אזורים סמוכיםורדודים יותר של המדף.‏ עצם הופעת החוואר,‏ כמו גם ריבוי סלעים קרבונטיים ‏"בוציים"‏ ‏(ביומיקריטים),‏מעידים על סביבת השקעה בעלת רמת אנרגיה נמוכה.‏למרות הנאמר לעיל,‏ יש עדויות כי במקומות ובפרקי זמן מסוימים שררו באגן דליה תנאים של רמת אנרגיהגבוהה יחסית.‏ עדויות אלה מבוססות על הנוכחות המקומית של שוניות מבודדות בפרט סומק,‏ ועל הופעתסלעים ביוקלסטיים גסים ‏(קלקארניטים וקלצירודיטים),‏ במקומות עם סטרוקטורות של שכבתיות צולבת.‏התצפיות הבלתי תלויות לכאורה של מיעוט דולומיט ושוניות בפרט סומק משולבות כנראה בהקשר גנטי.‏כפי שנדון למעלה,‏ הופעת שוניות כרוכה בדרך כלל בהגבלת חילוף המים ‏(אשר יכולה להיות נרחבת עבורשוניות מחסום,‏ או מצומצמת ומקומית עבור שוניות מבודדות),‏ בהעלאת המליחות,‏ ובקבלת תנאיםלדולומיטיזציה.‏ העדר או מיעוט שוניות מתיישב עם חילוף מים משופר ועם שלטון ‏(אולם לא בלעדיות)‏ שלסביבות בעלות מליחות קרובה לנורמלית.‏המעברים הליתופאצייליים בין הפרטים מוחרקה וסומק,‏ כלפי דרום ודרום-מערב,‏ לתצורת בינה הבלתימחולקת,‏ ובהמשך לתצורת סחנין,‏ מצביעים על גורמים נוספים בעלי השלכות סביבתיות.‏ ‏(א)‏ המעבר ביןהפרטים מוחרקה וסומק לתצורת בינה הבלתי מחולקת מתבטא בעיקרו באיבוד האופי השוניתי של פרטמוחרקה הגירי,‏ תוך כדי ריבוי המרכיב הביומיקריטי ותוספת שכבות חוואר.‏ השינויים המקבילים שחלובפרט סומק היו קטנים,‏ והתבטאו בצמצום מעט התופעות השוניתיות שניצפו באגן דליה,‏ ובתכולה מופחתתשל שכבות החוואר.‏ ‏(ב)‏ את העלמות השוניות בשני חלקי תצורת בינה ניתן ליחס לסיבות שונות.‏ השינוייםבפרט סומק מהווים כנראה ביטוי לסביבת ההשקעה הרדודה ורמת האנרגיה הנמוכה שאפיינה אותה,‏ אשראיפשרו הצטברות סדימנטים בוציים,‏ קרבונטיים ‏(ביומיקרטים)‏ וחרסיות מחד,‏ ומאידך מנעו התפתחותשוניות.‏ סביבת ההשקעה עם תחילת הצטברות תצורת בינה,‏ לעומת זאת,‏ הייתה עמוקה יחסית,‏ ונראה שאתהסיבה להעלמות השוניות במקרה זה יש ליחס לפגיעה בתנאים האקולוגיים בעקבות העלאה מסוימת שלהמליחות ‏(כפי שיוסבר בהמשך).‏ ‏(ג)‏ המעבר מהליתופאצייס הגירי ‏(תצורת בינה)‏ מצפון לנחל דליהלליתופאצייס הדולומיטי ‏(תצורת סחנין)‏ מדרום,‏ ללא נוכחות מחסום מוגדר,‏ דומה מאד למעבר שנמצא ביןתצורת ערקן לתצורת זיכרון,‏ וגם מקומות המעברים ‏(בין שפיה לזיכרון יעקב)‏ חופפים בקרוב רב.‏ נראהאפוא שגם במקרה הנוכחי יש לייחס את השינוי הליתופאציילי למעבר הדרגתי בין הסביבה הרדודהוהמלוחה מדרום,‏ והסביבה הפתוחה ובעלת המליחות הנורמלית מצפון.‏•••••51

.3.5ליתוסטרטיגרפיה וסביבות השקעה:‏ דיון וסיכוםבאזור הכרמל מתגלותתופעות ליתוסטרטיגרפיות-סדימנטולוגיות ייחודיות,‏המתייחסות למיקוםהכרמל בסביבות המעבר בין הפלטפורמה הקרבונטית הערבית השטוחה,‏ לבין הים הפתוח של אוקיינוס הטתיסבמהלך האלביאן-קנומן-טורון.‏.1ניתוח תופעות אלה מאפשר להגדיר את סביבות ההשקעה של האזור ואתשינוייהן במרחב ובזמן.‏ בנוסף לכך,‏ מאחר וסביבות אלה נחשפות בכרמל בלבד,‏ ניתן לראות בו אזור מפתחבהבנת הגורמים שהשפיעו על התפתחות הפלטפורמה הקרבונטית באזורים אחרים בארץ.‏המרכיבים היסודיים של סביבות ההשקעה הם:‏הפלטפורמה,‏על מגוון התנאים הבתימטריים,‏הפלטפורמה שתי סביבות שונות,‏ והן:‏ א.‏ סביבה מוגבלתההידרוכימיים והאקולוגיים שלה.‏,(restricted environment)באזור הכרמל כללהבדרך כלל רדודה.‏ ב.‏סביבה פתוחה environment) ,(open בדרך כלל עמוקה יותר,‏ אולם עם עומק מים שהשתנה עם הזמן.‏ בפרקיזמן שונים שתי הסביבות התקיימו זו לצד זוהסביבה המוגבלת שלטה ברוב שטח הכרמל.‏‏(וביניהן סביבות מעבר),‏2. שוניות רודיסטים,‏ שהופיעו אם כשוניות מחסום reefs) (barrier או כשוניות מקומיות3. הרי געש,‏ שנשלטו על ידי סלעים פירוקלסטיים,‏ אולם כללו במקומות גם לבות בזלתיות.‏אולם בזמן השקעת תצורת יגור.(patch reefs).4מדרונות,‏ רובם ברצועת המעבר בין הפלטפורמה לים הפתוח,‏ וחלקם מקומיים,‏ אם כמדרונות של שוניותמקומיות,‏ או כמדרונות הרי געש.‏סלעי דולומיט מהווים מרכיב משמעותי בחתך הליתוסטרטיגרפי בכרמל,‏ובאזורים נרחבים שלהפלטפורמה הקרבונטית מחוץ לכרמל.‏ לעצם הופעתו של הדולומיט במקומות מסוימים,‏ או להעדרו במקומותאחרים,‏ יש חשיבות בניתוח סביבות ההשקעה.‏ הסיבה לכך נעוצה בעדויות ליצירה הדיאגנטית המוקדמת שלסלעי הדולומיט באזור,‏ ובקשר ההדוק בין הופעת סלעי דולומיט ומרכיבים אחרים ‏(כגון שוניות)‏ של סביבותההשקעה.‏את יחסי הגומלין בין מרכיבי סביבות ההשקעה,‏ את התפתחותם עם הזמן,‏ ואת השפעתם על תכונותוהרכב הסדימנטים,‏ ניתן לסכם באמצעות התייחסות למחזוריות הסדימנטרית- וולקנית,‏ולתופעות מיוחדותהחורגות ממתכונת זו.‏ החתך של חבורת יהודה בכרמל כולל ארבעה מחזורים,‏ המוגדרים באמצעות השינוייםהמתייחסים לגבולות הפנימיים בלבד של חבילת המחזורים.‏ הגבולות החיצוניים ‏(בסיס המחזור הראשון וגגהמחזור הרביעי)‏אינם משתלבים בתמונה זו,‏ומשקפים גורמים ותהליכים שונים,‏החורגים מתחום הכרמל.‏מחזוריות זו מובחנת היטב בסביבות הפתוחות של הפלטפורמה,‏ ואילו בסביבות המוגבלות היא פחות מובהקת,‏ובעלת מאפיינים שונים במידה מסוימת.‏3.5.1. משמעות הופעת סלעי הדולומיט כאינדיקטור לסביבות ההשקעהא.‏סלעי הדולומיט בכרמל שכיחים מאד,‏ ומכילים עדויות רבות לעיתוי ולתנאי יצירתם:‏צורת גופי דולומיט,‏ ויחסיהם לסלעי הסביבה,‏ מהווים קריטריון מובהק לעיתוי תהליך הדולומיטיזציה.‏בהתאם לכך,‏ הופעה קונקורדנטית של גופי דולומיט אופיינית ליצירה דיאגנטית מוקדמת,‏ ואילו הופעהדיסקורדנטית מעידה על יצירה מאוחרת,‏ אפיגנטית.‏ בפלטפורמה הפנימית גופי הדולומיט מזוהים כשכבות,‏ובנוסף לכך קיים קשר הדוק בין סטרוקטורות סדימנטריות מקוריות ‏(שכבתיות ולמינריות מסוגים שונים,‏נבירות,‏ ועוד)‏ ותכונות סלעי הדולומיט ‏(גודל גביש,‏ גוון ונקבוביות).‏ אחת הדוגמאות לכך היא הופעת דולומיטדק גביש בסלעים למינריים,‏ ודולומיט בעל גבישים גסים יותר בסלע דולומיט מסיבי,‏ ובנבירות החודרותלדולומיט הלמינרי כלפי מטה.‏ יחסים אלה ודומים להם מעידים כי תנאי הדולומיטיזציה היו מוכתבים עלידי גורמים ותהליכים אשר התקיימו בסביבת ההשקעה ובסדימנטים.‏52

ב.‏סלעי דולומיט מסוימים מכילים ברקציות סינ-סדימנטריות,(synsedimentary breccias)וקיימות עדויותכי הפרגמנטציה התרחשה בשלב שבו סלעי דולומיט מסוימים היו כבר מלוכדים ומוקשים,‏ ואילו המטריקס‏(הדולומיטי גם הוא,‏ אולם בעל תכונות השונות מאלה של הפרגמנטים)‏ היה עדיין רך ובוצי.‏ תופעה זומתייחסת בין השאר לברקציה דמויית ‏"ברקציית פקיעין"‏ ‏(רון,‏(1978אשר נצפתה בכרמל בתצורת זיכרון,‏והניתוח של רון (1978) המוצג כאן,‏ ומשמעותו לגבי עיתוי הדולומיטיזציה ‏(טרום פרגמנטציה),‏ נראה לנו תקףורלבנטי גם כאן.‏ג.‏הופעת גיאודות קוורץ בסלעי דולומיט מסוימים מכילה עדות ישירה למליחות המים.‏ גיאודות קוורץ נוצרועל ידי החלפת תרכיזי אנהידריט מקוריים,‏ המהווים משקע אבפוריטי.‏ המסקנה היא כי התמיסות מהן נוצרהדולומיט היו היפרסליניות,‏ וכי בחלק מן הזמן התרחשו אירועים של מליחות יתר,‏ אשר התבטאו בהשקעתאבפוריטים.‏ העדר אבפוריטים בחתך מיוחס לשינויים תכופים במליחות המים,‏ ולהמסתם בזמן ירידתהמליחות.‏ד.‏במרבית המקרים קיימת אסוציאציה בין הופעת סלעי דולומיט ונוכחות שוניות.‏ אסוציאציה זו מובהקתעבור שוניות מחסום,‏ ומתבטאת בהשתרעות נרחבת של סלעי דולומיט על פני הפלטפורמה.‏ משמעות הדברהיא כי עצם החסימה הקטינה את קצב חילוף המים בלגונה,‏ והפרידה בין מי הים הפתוח לבין התמיסותההיפרסליניות שהתפתחו בסביבה המוגבלת,‏ ואשר היוו את גורם הדולומיטיזציה.‏ ההיבט המשלים שלהבחנה זו הוא כי במקומות בהם לא התקיימו שוניות מחסום,‏ המסלע השולט אינו דולומיטי,‏ אלא מורכבמסלעי גיר וקירטון.‏ גופי דולומיט מוכרים במקרים מסוימים גם בסמוך לשוניות מבודדות;‏ השתרעותם שלגופים אלה מוגבלת,‏ ומגעם עם סלעי הסביבה הגיריים הוא אירגולרי.‏ הופעה זו נמצאה בשכבות הטאלוסהצמודות לשוניות של תצורת מוחרקה בנחל ספונים,‏ וכן בגב השונית בתצורת ערקן,‏ ליד טירת הכרמל.‏ההבדל הבסיסי בין דולומיטים אלה לדולומיטים המוכתבים על ידי שוניות מחסום הוא כמותי ולא איכותי,‏ומתייחס לאפקט המקומי של השוניות המבודדות על התפתחות סביבות מוגבלות.‏ה.‏סלעי דולומיט מופיעים בשכיחות נמוכה גם באסוציאציות של סביבות פתוחות,‏ כגון בסלעי שוניות,‏ במשקעימדרון,‏ ובסביבות של ים פתוח.‏ ראוי לציין כי בכל המקרים הללו הופעת הדולומיט צמודה וסמוכה לסביבותהחסומות,‏ ומכאן שאין בתצפית זו סתירה למודל הדולומיטיזציה המוצע,‏ אלא היא מתיישבת איתו.‏ כזכור,‏תהליך הדולומיטיזציה מיוחס לתמיסות היפרסליניות,‏ אשר התפתחו במערכת של צירקולציה לגונרית על פניהפלטפורמה.‏ אחד המרכיבים של מערכת זו היא זרימה חוזרת של תמלחת צפופה על פני הקרקעית,‏ אשרחלקה מחלחל(Melim et al., 2002) (seepage reflux)דרך מחסום השוניות עצמו,‏ הידוע בדרך כללבחדירותו הגבוהה,‏ ודרך משקעי המדרון לכיוון הים הפתוח.‏ זרימה חוזרת זו נושאת איתה את פוטנציאלהדולומיטיזציה כלפי הסביבות הפתוחות,‏ אולם ברור כי פוטנציאל זה מוגבל לקרבה המיידית של הסביבההחסומה.‏ מעבר לכך חלה ירידה משמעותית במליחות התמיסה תוך כדי ערבוב עם מי הים הפתוח,‏ ועימהנעלם פוטנציאל הדולומיטיזציה.‏ו.‏סלעי דולומיט מסוימים אינם מופיעים באסוציאציה עם שוניות מחסום,‏ וחורגים בכך מן המצב השכיח.‏המקרים המובהקים לכך מופיעים באזור הכולל והסובב את המוחרקה ונחל רקפת,‏ ובאזור מדרום לעופר.‏באזור המוחרקה-נחל רקפת המחזורים השני והשלישי,‏ וחלקו התחתון של המחזור הרביעי ‏(פרט מוחרקה),‏נשלטים על ידי סלעי דולומיט ‏(אם כי גם כאן מופיעים סלעי גיר,‏ אולם בשכיחות נמוכה ובהשתרעותמצומצמת).‏ מצפון וממערב לאזור זה מופיעים אותם קטעי חתך בפאצייסים קרטוניים-גיריים,‏ המייצגיםאת סביבת ההשקעה הפתוחה של הפלטפורמה.‏ באזור מדרום לעופר נחשף חלקו העליון של המחזור השלישי53

בפאצייס דולומיטי ‏(תצורת זיכרון),‏ בעוד שמסביב לו סלעי מחזור זה הם בפאצייס גירי ‏(תצורת ערקן).‏ נראהכי הבקרה להופעות חריגות אלה של סלעי דולומיט קשורה לפעילות וולקנית.‏ באזור המוחרקה-נחל רקפת,‏מרכזי ההתפרצות של שלושה אופקים וולקניים(V 1 , V 2 , V 3 )מופיעים בסמיכות מקום.‏ באזורים אחריםבכרמל הרי הגעש של אופקים שונים מרוחקים למדי זה מזה.‏ נתונים אלה מעידים על קיומה של פרובינציהוולקנית קטנה שפעלה באזור זה במהלך כל הקנומן.‏ גם באזור מדרום לעופר הופעת סלעי הדולומיט צמודהלנוכחות אופק וולקני בזלתי(V 3 )באמצעו של המחזור השלישי.‏נראה שאת ההקשר בין תופעותהדולומיטיזציה לוולקניזם ניתן לייחס לחימום הקרום בפרובינציות הוולקניות,‏ ובעקבותיו להקטנת קצבההשתפלות ולהרדדת האזור.‏ בתנאים אלה,‏ יש לראות את הגורם להתפתחות הסביבה המוגבלת באזור זה‏(ולקבלת תנאים מתאימים לדולומיטיזציה)‏ כביטוי לעצם הרדידות והחיכוך המופעל על זרמי הים במגע עםהקרקעית,‏ ולא לחסימה מוגדרת של שוניות.‏ז.‏המעברים בין סביבות השקעה מוגבלות וסביבות פתוחות על פני הפלטפורמה הם הדרגתיים ומתרחשים עלפני מספר ק"מ,‏ בניגוד למעבר החריף המתקבל משני צדי שונית מחסום.‏ מעברים אלה קיימים באזור נחלדליה ‏(בין שפיה לזיכרון יעקב)‏ במחזור השלישי ‏(בין תצורת זיכרון ותצורת ערקן)‏ ובמחזור הרביעי ‏(ביןתצורת סחנין ותצורת בינה).‏ בשני מקרים אלה מופיע חתך דולומיטי ‏(ביטוי לסביבה מוגבלת)‏ מדרום לנחלדליה,‏ וחתך גירי ‏(סביבה הפתוחה)‏ כלפי צפון.‏54

3.5.2. מחזורים סדימנטריים - וולקניים3.5.2.1. מחזורים סדימנטריים – וולקניים בסביבות הפתוחות של הפלטפורמההסביבות הפתוחות של הפלטפורמה בכרמל היו מגוונות למדי,‏ וכך גם התוצרים הסדימנטריים שלהן.‏המשותף לכולן הוא שלטון של סדימנטים קירטוניים וגיריים המכילים שרידי פאונה בדרגות שונות של שימור.‏תכונות אלה מעידות על מליחות נורמלית בקרוב,‏פלנקטונית.‏יעקב.‏ועל תנאים אקולוגיים נוחים לקיום פאונה בנתונית ו/אובמהלך הקנומן-טורון שלטו הסביבות הפתוחות במרבית שטחו של הכרמל מצפון לאזור זיכרוןאת השינויים הסדימנטריים הוורטיקליים שחלו בהן ניתן לייחס לשינויים בתימטריים אסימטריים,‏המאופיינים בהעמקה מהירה בתחילת המחזור,‏ ובהרדדה לקראת סיומולוותה אפילו בהרמה,‏ חשיפה וארוזיה.‏upward) ,(shallowing אשר במקומותהביטויים והעדויות לתנאים הבתימטריים בתחילת המחזוריםא)‏ תחילת המחזורים לוותה בפעילות וולקנית אקספלוזיבית,‏ אשר בשני מקרים בלבד ‏(שפיה ועופר,‏בבסיס מחזור(4מרכזי ההתפרצות הוא ככללה גם פעילות אפוזיבית ‏(זרמי לבה).‏ העובי המרבי של הסלעים הפירוקלסטיים בסביבת60 מ',‏וברור כי אין זה העובי המקורי,‏ אלא הוא תוצאה של גידוע הרי הגעשSass, )1980), אשר בלטו מעל פני הים בזמן פעילותם.‏ גידוע זה מיוחס לבסיס הגלים,‏ ומכאן המסקנה בדבר עומק מים65 מ'‏ של כ-‏עם תחילת המחזור.‏ הגדרת תחילת המחזור כמייצגת העמקה מהירה מבוססת אפוא על מסקנה זוועל העדויות ‏(ר'‏ בהמשך)‏ לעומק מים רדוד עם סיום המחזורים שקדמו לפעילות הוולקנית.‏ ב)‏ בבסיס מחזורים2ו-‏ 3,במרחק מה ממרכזי ההתפרצות הוולקנית ‏(במקומות בהם עובי הסלעים הפירוקלסטיים הוא נמוך יחסית),‏הסלעים הסדימנטריים השולטים הם קירטונים.‏ סלעים אלה מכילים פאונה פלנקטוניתLipson-Benitah et ),(al., 1997ומקובל לייחס את הצטברותם לסביבה פתוחה ועמוקה יחסית.‏ ג)‏ הסלעים הסדימנטריים השולטיםבפרט מוחרקה הגירי,‏ מתצורת בינה ‏(הנמצא בחלק התחתון של המחזור הרביעי)‏ הם גלעיני שוניות מבודדות(patch reefs)המוקפים מדרונות של טאלוס ומשטחים ביוקלסטיים.‏ שכבות הטאלוס הנטויותנמשכות מגג גלעין השונית ועד קרקעיתו,‏ ומכאן שהפרש הגובה בין השניים ‏(כ-‏המים.‏(clinoforms)80מ')‏ היה בקרוב גם עומקהביטויים והעדויות לשינויים הבתימטריים במעלה המחזוריםא)‏ בחלקו העליון של המחזור השני ‏(תצורת עיספיא),‏ הקירטון מכיל שכבות ביניים גיריות,‏ ששכיחותןועוביין עולה כלפי מעלה החתך.‏ רובם של סלעי גיר אלה הם קלצילוטיטים וקלקארניטים,‏ המכילים שלדיםשלמים או שבורים ומגולגלים של פאונה בנתונית ‏(ביין,‏,(1974הקירטונים.‏ סיומו של המחזור השני הוא ביחידה שוניתית ביוסטרומליתומעידים על סביבה רדודה יחסית לזו של,(biostrome)המוכרת כ"גיר ביתאורן",‏ ומכילה בעיקר שברי רודיסטים וביוליטיטים של רודיסטים בשכיחות נמוכה.‏ הופעה זו מעידה עלהצטברות בסביבה בעלת רמת אנרגיה גבוהה ובעומק מים רדוד ‏(ביין,‏.(1974גם במחזור השלישי ‏(תצורת ערקן)‏יש עדויות להרדדה הדרגתית כלפי מעלה,‏ בדמות עליה בנוכחות שכבות ביניים גיריות בחתך הקירטוני,‏ ובסיוםהחתך בגיר ביוקלסטי.‏ ב)‏ הגבולות העליונים של התצורות עספיא ‏(גיר בית אורן)‏ וערקן,‏ מתחת לאופקיםהוולקניים V 2 ו-‏ V 4 בהתאמה,‏הם במקומות מגעי אי-התאמה,‏ המתבטאים בשקערוריות בליה ובגידוע היוצרתבליט אירגולרי של עשרות מ'.‏ תופעות אלה מעידות כי ההרדדה בגג היחידות הללו הייתה מלווה,‏ בנוסף לכך,‏גם בתהליכי הרמה,‏ חשיפה וארוזיה.‏ תופעות דומות התגלו גם בגג המחזור הראשון ‏(ר'‏ בהמשך).‏55

סיכום המחזוריות הבתימטרית והסדימנטולוגית של הסביבות הפתוחותעצם הצטברותו של חתך סדימנטרי ימי עבה ‏(מעל מאות מ')‏ בסביבות רדודות יחסית ‏(פחות מ-‏מעיד כמובן על תהליך של השתפלות הקרקעית ו/או עליה במפלס הים ‏(קבלת100 מ')‏.(accommodation spaceהעדויות בכרמל מצביעות על גורם עיקרי של השתפלות מהירה של הקרקעית בתחילת המחזור,‏ ועל יציבות,‏ אואולי על עליה קלה בלבד במפלס הים,‏ תוך כדי ירידה בעומק המים עם הצטברות הסדימנטים.‏ עם זאת,‏ נראה כיהירידה בעומק המים במעלה המחזור לא הייתה פסיבית בלבד,‏ אלא הייתה כרוכה במקומות בעליית הקרקעית,‏בחשיפה ובארוזיה.‏ הקשר ההדוק שנמצא בין המחזוריות הסדימנטרית והוולקנית,‏ המתבטאת בפעילותוולקנית בתחילת המחזורים,‏ מצביע על קשר נסיבתי בין השניים ‏(איור 13). בשלב זה המנגנון לכך איננו ברור.‏איור 13. תרשים מסכם של המחזוריות הסדימנטרית – וולקנית בכרמל המציג את השינויים הבתימטריים ואתעיתוי הפאזות הוולקניות בהקשר הליתוסטרטיגרפי,‏ במהלך האלביאן העליון עד סוף הטורון.‏56

3.5.2.2. מחזוריות סדימנטרית בסביבות המוגבלות של הפלטפורמהבניגוד לסביבות הפתוחות,‏ הסביבות המוגבלות של הפלטפורמה בכרמל היו אחידות למדי,‏ דבר שהתבטאבשלטון סלעי דולומיט,‏ובמיעוט שרידי פאונה.‏שטח ההשתרעות של סביבות אלה השתנה עם הזמן,‏אולםהמשותף לרובן הוא שהן גבלו בים הפתוח של הטתיס,‏ ואזור הגבול היה מאופיין בנוכחות שוניות מחסום.‏ אתהקשר ההדוק בין שוניות המחסום וההופעה הנרחבת של סלעי הדולומיט ניתן ליחס לחילוף מוגבל של מי ים ביןהסביבה הפתוחה והפלטפורמה‏(כתוצאה מנוכחות שוניות המחסום),‏ובעקבות כך לעליית מליחות ולקבלתתנאים מעודדי דולומיטיזציה.‏ בזמן הצטברות המחזור הראשון,‏ הסביבה המוגבלת של הפלטפורמה במתכונתההמתוארת השתרעה על פני רוב שטח הכרמל,‏ ושוניות המחסום התקיימו לאורך גבולו המערבי.‏ בזמן המחזורים2 ו-‏ 3 הסביבה המוגבלת שלטה בחוטם הכרמל,‏ מדרום לגבעת עדן,‏ ואילו הסביבה הפתוחה השתרעה על מרביתשטחו הצפוני של הכרמל.‏ מיקום שוניות המחסום היה גם במקרה זה ממערב לסביבה המוגבלת,‏ אם כי בדרוםהכרמל בלבד.‏ ראוי לציין כי התמונה המוצגת כאן אינה שלמה,‏ וקיימים לה חריגים אשר יתוארו בהמשך.‏האחידות הליתולוגית בסביבות אלה מקשה על הגדרת קריטריונים להערכת עומק המים.‏ עם זאת,‏ ניתןלזהות מחזוריות בתימטרית גם בסביבות המוגבלות,‏ בדומה לזו שהוכרה בסביבות הפתוחות.‏ העדויות לכך הן:‏א)‏ הופעת סלעים פירוקלסטיים בבסיס המחזורים‏(כפי שנמצא בקידוח כרמל) 2-4 4 .(V 1 , V 2 , V העובי המרבי של שני האופקים הראשוניםמ',‏ 20 הוא כ-‏ 1)וזה של האופק הרביעי-כ-‏‎50‎מ'.‏כפי שצוין למעלה,‏אופקיםפירוקלסטיים הצטברו אך ורק מתחת לפני הים,‏ ועומק הים היה גדול מזה של אופקים אלה.‏ אומדן מקורב שלעומק המים ניתן אמנם לקבל אך ורק מעוביים של הסלעים הפירוקלסטיים בסמוך למרכז ההתפרצות ‏(ונתוניהקידוח אינם מספקים מידע זה עבור האופקיםV 1המחזורים המוזכרים היה מספר עשרות מ'.‏ ב)‏ חלקם העליון של המחזוריםו-‏ V), 2 אולם גם כך ניתן לקבוע כי עומק המים עם תחילת,2 ,13 מאופיין בהופעת חתכיםרגרסיביים,‏ המבטאים נדידה של רצועות פאצייס פנימיות לכיוון הים הפתוח,‏ כלהלן:‏ סדימנטים דולומיטייםשל הפלטפורמה מעל סדימנטים של ים פתוח במחזור הראשון;‏ סדימנטים דולומיטיים של הסביבה המוגבלתוהפנימית מעל סדימנטים שוניתיים של סביבת המעבר בין הפלטפורמה והים הפתוח,‏ במחזורים השני והשלישי.‏ג)‏ בגג המחזור הראשון נמצאו,‏ בנוסף לכך,‏ גם עדויות להרמה ‏(בדמות גידועים של מספר עשרות מ',‏ ושקערוריותבליה וארוזיה),‏ בדומה לאלה שנמצאו בגגות המחזורים השני והשלישי בסביבה הפתוחה.‏3.5.3. מדרונות המעבר בין הפלטפורמה לים הפתוחסביבות המעבר בין הפלטפורמה והים הפתוח מיוצגות במחשופים מועטים בלבד ‏(איור 14), ולפיכך מתגלים בהםרק חלק קטן ממגוון התופעות המאפיינות סביבות אלה במקומות אחרים בעולם,‏ והן:‏ א)‏ מגה-ברקציות,‏המכילות פרגמנטים הטבולים במטריקס דק.‏ הפרגמנטים זהים בהרכבם להרכב הסלעים המופיעים בקצההפלטפורמה,‏ וכוללים שברי שוניות רודיסטים או גיר.‏ מיון הברקציות גרוע מאד,‏ דבר המעיד על הסעהגרביטטיבית בלבד לאורך המדרון.‏ ברקציות אלה נמצאו בסמוך לשוניות המחסום של תצורת זכרון,‏ בסמוךלשונית מבודדת בקצה הפלטפורמה של תצורת ערקן,‏ וכן בסמוך לקצה הפלטפורמה הבלתי חסומה בתצורתערקן ‏(ליד טירת הכרמל).‏ עצם הופעת הפרגמנטים מעידה על ליתיפיקציה חלקית מוקדמת מאד,‏ אשר במקריםמסוימים כללה תהליכי דולומיטיזציה וצרור של סלעי שוניות ‏(כגון בברקציה של זיכרון),‏ או תהליכי צרורוצמנטציה קלציטית בלבד ‏(בברקציה של תצורת ערקן המכילה שברי שוניות).‏ הופעת שברי שוניות שעברוליתיפיקציה מוקדמת היא צפויה למדי.‏ לא כך הדבר עבור גיר ‏(בברקצית המדרון ליד טירת הכרמל),‏ דברהמלמד על קצב התהליכים הדיאגנטיים בסביבות הרדודות של הפלטפורמה.‏ ב)‏ שכבות טאלוס נטויות של גיר57

ביוקלסטי ממוין,‏ הצמודות לשונית יגור בפתח נחל המערות ואחרות הנמצאות בתצורת עספיא ממערב לגבעתעדן.‏ ג)‏ חילוף של שכבות ביוקלסטיות ושכבות של ים פתוח,‏ הכוללות קירטון או רובדי אורביטולינות בתצורתעספיא ממערב לזיכרוןהתחתון.‏יעקב.‏שילוב של סדימנטים אלוכתוניים ואוטוכתוניים מעיד על הצטברות במדרוןאיור 14. מפת תבליט של הר הכרמל,‏ המוצגת כמבט מדרום-מערב לצפון-מזרח.‏ הגבול המערבי של הכרמל בולט מעלשפלת חוף הכרמל ולאורכו קטעים מצוקיים של מבני שוניות ‏(מובלט בקווקוו שחור)‏ מהמחזורים השונים.‏ גבולזה מהווה מעבר מורפולוגי חד בין הסלעים הקשים ברובם של סביבות הפלטפורמה הקרטיקונית במזרח,‏וסלעים רכים ‏(קירטון וחואר)‏ של סביבות הים הפתוח במערב,‏ אשר היוו חומר קל יותר לגידוד.‏58

נ(‏4. יחידות וסלעים וולקניים4.1. פריסת הרי הגעש הקרטיקוניים בכרמלמרבית הרי הגעש הקרטיקוניים בכרמל נמצאו ותוארו על ידיהוולקניות בהר הכרמל ואום אל פחם בשיטות רדיומטריות נעשה על ידימוצגים גילים נוספים שהתקבלו על ידי (2009). Segev‏.צ.מ.‏.(1980)Sass,(2002) Segev et al.תיארוך חלק מהתופעותובעבודה הנוכחיתהפאזה הוולקנית הראשונה החלה בגבול אלביאן-קנומן,‏ והרי הגעש החשופים מאירוע זה הם כרםמהר"ל,‏ נחל רקפת,‏ ובקעת אלון ‏(המפה הגיאולוגית ואיור 13). מנתוני תת-הקרקע ניתן להסיק כי באזור זיכרוןיעקב–שפיה פעל הר געש נוסף מפאזה זו.‏ הרי געש מהפאזה הוולקנית השנייה חשופים צפונית לפורידיס ‏(בקעתטווסים),‏ נחל רקפת,‏ וחיפה;‏ ומוכרים בתת-הקרקע באזור זיכרון יעקב–שפיה,‏ וטירת הכרמל.‏ תפוצת הפאזההוולקנית השלישית בכרמל הצטמצמה לשני הרי געש אפוזיביים בלבד,‏ האחד במוחרקה - נחל רקפת,‏ והשנימדרום לעופר.‏ הרי געש מהפאזה הוולקנית הרביעית בכרמל חשופים בשפיה,‏ עופר ומקורה.‏ככלל,‏ תפוצת הפאזה הוולקנית השנייה היא הנרחבת ביותר בכרמל,‏ מאזור זיכרון יעקב בדרום ועדלחיפה בצפון.‏ בעוד ששכבות הטוף מהפאזות הראשונה והשנייה עבות למדי בקרבת הרי הגעש,‏ הן מתדקקותבמהירות במרחק לא רב ממרכזי ההתפרצות.‏ שכבות הטוף מהפאזה הרביעית שמרו על עובי יחסי רב יותר ולכןתפוצתן המרחבית בדרום הכרמל היא ניכרת ומשפיעה גם על התפתחות הנוף ‏(אזור בקעת מהר"ל,‏ עופר ושפיה).‏הפאזה הוולקנית החמישית מיוצגת בכרמל על ידי הר געש אחד בלבד,‏ כ-‏‎2‎ ק"מ צפונית לבת שלמה,(151/225והיא מופיעה כסלעים פירוקלסטיים בתוך סלעי תצורת עין זיתים מגיל סנון.‏ תיארוךרדיומטרי של סלעי פאזה זו נעשה בשיטות שונות על גבישים גדולים של אמפיבול ופלוגופיט,‏ המופיעיםבקסנוליטים ובקסנוקריסטים.‏ תיארוך גבישי אמפיבול בשיטותו-‏ K-Ar, 40 Ar/ 39 Arנתן גיל אמין של82±1מ.ש.‏ al.) ,Segev et .(2002גיל זה מתיישב עם הגיל הביוסטרטיגרפי – סנטון,‏ של הקירטון מתחת לשכבת הטוף,‏וקמפן מעליו.‏ לעומת זאת,‏ המדידות הרדיומטריות ‏(בשיטת ( 40 Ar/ 39 Ar של גביש פלוגופיט אשר נדגם מאותםהטופים,‏ ממזרח וסמוך למושב עופר,‏ הן שונות ומשתרעות על טווח רחב למדי של גילים,‏ סביב הערך שלמ.ש.‏ ‏(איור170.(15(Bajocianניתן להסביר תוצאות אלה על ידי התייחסות לגבישי הפלוגופיט כמוצרים של התגבשות יורסית(Segev, 2000)הנמצאים בעומק של‏(מגיל המשתייכת כנראה לפאזה הוולקנית של וולקני דבורהכ-‏‎2.5‎ ק"מ בקידוח סמוך,‏ אליהו-‏‎1‎‏.‏ פיזור הגילים נובע מאובדן של ארגון רדיוגני כתוצאה מחימום מאוחר,‏בתקופת ההתפרצות הוולקנית הסנונית.‏בעוד שארבע הפאזות הוולקניות הקנומניות פעלו בהפסקות קצרות של כ-‏‎1‎ מ.ש.,‏ הפאזה של וולקני בתשלמה החלה כ-‏‎13‎ מ.ש.‏ אחרי הפאזה הרביעית,‏ ויתכן כי פער זמנים זה מעיד על תנאי היווצרות שונים של סלעיהפאזה הוולקנית החמישית בכרמל.‏59

א(‏15. איורעקומות ספקטרום ואיזוכרון של שתי מדידות בשיטתכקסנוקריסט במחשוף טוף מפאזה40 Ar/ 39 Arשל גביש פלוגופיט גדול,‏המופיע,V 5כ-‏‎300‎ מ'‏ ממזרח למושב עופר.‏4.2. הרכב הסלעים הוולקניים הקרטיקונייםמרבית הסלעים הוולקניים בכרמל הם פירוקלסטים,‏ ומיעוטם זרמי לבה.‏הסלעים הפירוקלסטיים נשלטים על ידי טופים,‏ ומכילים במקומות גם פצצות וולקניות וקסנוליטיםמסוגים שונים.‏ העובי המרבי של שכבות הפירוקלסטים הוא כ-‏‎60‎ מ'‏ בסביבת מרכז ההתפרצות,‏ ופוחת עםעליית המרחק מהמרכז.‏ עם זאת,‏ העובי המרבי אינו מקורי,‏ אלא מציין את תופעת הגידוע הימי של החרוטהוולקני הראשוני.(Sass, 1980)צבעי הטופים קשורים למיקומם בחרוט הוולקני,‏ ומשקפים את דרגת הבליההתת-ימית המוקדמת.‏ בהתאם עם כך נמצא כי הטופים בלוע הר הגעש הם שחורים,‏ כביטוי לדרגת בליהמזערית במקום בו קצב הצטברותם וקבורתם היה גבוה.‏ בשוליים הסמוכים של הר הגעש הטופים הם מגווניםפורים,‏ ירקרקים,‏ אדומים וצהובים),‏ כתוצאה מקצבים משתנים של הצטברות ודרגות בליה,‏ ואילו בשולייםהמרוחקים הצבע השולט הוא צהבהב,‏ כביטוי לקבורה איטית ובליה מתקדמת.(Sass, 1980)60

ב(‏ג(‏- בלבדסלעי הלבה הם בסיסיים,‏ בעלי הרכב בזלתי עד ספיליטי.‏ רוב הלבות הן וזיקולריות-אמיגדלואידליותובלויות מאוד.‏ חלקן של הלבות הן מסיביות וצפופות,‏ ובהן נמצאו סלעים טריים בדרך כלל רק במרכזי מבניבלייה ספרואידלית.‏ זרמי לבה נמצאו באופקים ובמקומות הבאים:‏ א.‏ בפאזה הוולקנית השנייה במקום אחדבאזור המוחרקה;‏ ב.‏ בפאזה השלישית,‏ המופיעה באזור נחל רקפת-מוחרקה ומדרום למושב עופר;‏ג)‏ בפאזה הרביעית באזור שפיה ומושב עופר.‏מחקרים פטרולוגיים מפורטים של הפעילות הגעשית בכרמל נעשו על ידי מספר חוקרים.‏במסגרת מחקר של(1986) Esperança and Garfunkelנבדקו קסנוליטים מהר הגעש של כרם מהר"לונמצאו סלעי גרנט-פירוקסניט וכן גרנט-גרניוליט.‏ ההרכב המינרלוגי העיקרי של קסנוליטים אלה הוא:‏.high-Al clinopyroxene + pyrope-almandine garnet + spinel ± plagioclaseחלק מה-‏garnetclinopyroxenites הראה הופעות של exsolution של פאזות הגרנט-אלומיניום,‏ ספינל ואמפיבול,‏ בעוד שסלעיה-‏ garnet granulites עברו גיבוש מחדש,‏ מלא,‏ בטקסטורה אקוויגרנולרית.‏ גרנוליט זה עברReequilibrationReequilibrationkbarתחת לחץ מקסימלי של 8±1.5בטמפרטורה של 600-700°C. הגרנט-קלינופירוקסניט עברבטמפרטורה של 880±87°C, וכנראה שהוא נגזר מעומק רב יותר.‏במחקר פטרולוגי נוסף ונרחב ‏(פטרוגרפיה ואנליזות כימיות באלקטרון-מיקרופרוב)‏ בדקMittlefehldt(1986)קסנוליטים מסדרת הקלינו-פירוקסניטים של הכרמל,‏ ובייחוד מהרי הגעש של כרם מהר"ל,‏ בקעתטווסים,‏ נחל רקפת ובת שלמה.‏ מחקר זה הגדיר שלושה מאספים של קלינו-פירוקסניטים,‏ בהסתמך עלטקסטורה,‏ מינרלוגיה,‏ כימיה של המינרלים וטמפרטורת שיווי המשקל.‏ ממצאיו העיקריים הם:‏ ‏(א)‏ מט-קלינו-‏פירוקסניט אשר הגיע לשיווי משקל ב-‏‎1.5-3‎פירוקסניט מגמטי.‏ שהגיע לשיווי משקל ב-‏‎2-3‎ומצביע על הרכב שונה ולחץ היווצרות גבוה;‏,990-1,115ºC ו-‏ GPaומייצג את הפאזה הראשונית;‏(.1,160-1,190ºC ו-‏ GPa(אמפיבול-מיקה ‏(פלוגופיט)‏גרנט-‏העדר אורתופירוקסן מייחד מאסף זה– קלינו-פירוקסניט.‏לא נמצא בוגרנט והוא מייצג את הוולקן של בת שלמה בלבד.‏ קסנוליטים אלה התגבשו כנראה בטמפרטורה נמוכה יותרמהמאסף השני,‏וממגמה עשירה יותר ב-‏O K 2 O ,H 2TiO 2 ו-‏לעומת המגמות של המאספים האחרים.‏ כזכור,‏ גםגיל הפלוגופיט ‏(כ-‏‎170‎ מ.ש.)‏ שונה מזה של המאספים המינרלוגיים האחרים,‏ והוא מציין בתכונותיו פאזהוולקנית מהיורא התיכון.‏(1986) Mittlefehldtהסיק כי הקסנוליטים מהכרמל הגיעו מעומק של50-95ק"מ שהוא עמוק יותרמבזלות אלקליניות אופייניות ‏(עומק קטן מ-‏‎60‎ ק"מ),‏ ורדוד יותר מקימברליטים אופייניים ‏(עומק גדול מ-‏‎90‎ק"מ).‏ מחבר זה גם ציין את היעדרות מינרלי ספינל כמאפיין נוסף למאספי הקסנוליטים בהר הכרמל.‏,(2004) Burgersבדו"ח פנימי,‏ מסכם ממצאי בדיקה של דוגמאות סלע מאתר נחל רקפת ומגדיר אתהסלעים משם כקימברליט וולקניקלסטי ולפילי טוף קימברליטי.‏ מחבר זה טוען שסלעים קימברליטיים אלהמהולים בחומר קרומי וכי יחסי היסודות הנלווים מציינים את ההרכב הקימברליטי יחד עם השפעה מטסומטית,‏או מקור מועשר,‏ בדומה לקימברליטים ממערב אפריקה.‏,(2006) Mukhin and Levinבדו"ח פנימי,‏ מסכמים עבודת חיפוש ליהלומים באזור הכרמל,‏ ומציגיםממצאים השונים מאלה של קודמיהם.‏ לפיהם,‏ הסלע הוולקני העיקרי הוא למפרופיר פארא-קימברליטי המכילבייחוד קסנוליטים של אקלוגיט וקסנוקריסטים של גרנט ואוליבין.‏ כמו כן,‏ אילמניט וספינל שכיחים למדיבסלעים אלה.‏ מכלול הנתונים שנאספו באזור הכרמל מצביעים על אפשרות כי הקסנוליטים שנמצאו בסלעיםהפירוקלסטיים הקנומניים בכרמל הגיעו מעומקים של כ-‏‎90‎ ק"מ,‏Mittlefehldt, 1986;Segev et al., 2006),(Esperança and Garfunkel, 1986;דהיינו מבסיס הליתוספירה.‏61

4.3. הוולקניזם הניאוגניבדרום-מזרח אזור המחקר,‏ בשוליים המזרחיים של רמות מנשה,‏ במעבר מאזור זה לעמק יזרעאל,‏מצויים מספר הרי געש וזרמי בזלת השייכים לפעילות הוולקנית הניאוגנית בצפון ישראל.‏ שליבביצע (1991)מחקר מפורט של הפעילות הוולקנית הזו,‏ והמתווה הטקטוני שליווה אותה,‏ על פני חלקים נרחבים מהגלילהתחתון.‏ בזלות אלה שייכות לתצורת הבזלת התחתונה ‏(שולמן,‏,(1962והן משתרעות משולי עמק הירדן במזרחועד לאזור המחקר במערב,‏ בשולי רמות מנשה.‏ בעבודה הנוכחית יסקרו בקצרה אך ורק ההופעות האחרונות.‏הרכב הבזלות הללו,‏ יחד עם היבטים נוספים,‏ נחקר תחילה על ידי אופנהייםOppenheim ,(1959),(1962) שולמן ,(1962) Dicker (1969) ו-‏ .(1979) Brenner בנוסף,‏הניאוגן-קוורטריות בצפון ישראל על ידי(1998) Weinsteinנעשה מחקר פטרולוגי מפורט של הבזלותובו הוגדר הרכב הלבות המיוקניות בעמק יזרעאלכ-בסניט-נפליניט עד אלקלי ‏-בזלות,‏ דהיינו,‏ סלעים בעלי תכולה נמוכה יחסית של סיליקהותכולה גבוהה של יסודות אלקליים(40-47 %).(3-7%)במזרח רמות מנשה ‏(דרום-מערב גיליון נצרת 1:50,000 וצפון-מערב גיליון אום אל פחם)‏ נמצאת שרשרתשל הרי געש קטנים מאזור מגידו ועד לצפון-מערב משמר העמק.‏ מדרום-מערב לכלא מגידו נמצא מרכזההתפרצות הדרום-מזרחי ביותר ‏(נ.צ.מ.‏ 1678/2194), ממנו יצאו זרמי לבה לכיוון קיבוץ גבעת עוז.‏ צפון-מערבהמשם,‏ מערבית לקיבוץ מגידו,‏ נמצא הר הגעש של גבעת יאשיהו.‏ בהמשך אותה המגמה,‏ נמצאים שלושה מרכזיהתפרצות ממערב וסמוך למושב מדרך עוז ‏(גבעת אשמר,‏ נצ.‏,1640/2226וסביבותיה),‏ כאשר זרמי הלבה מהריגעש אלה זרמו לכיוון עמק יזרעאל.‏ בהמשך לכיוון צפון-מערב,‏ מופיע מרכז וולקני נוסף בגבעת קיפוד ‏(נ.צ.‏,(1618/2242כ-‏‎1.5‎ ק"מ ממערב לקיבוץ משמר העמק.‏ בין הר געש זה לבין משמר העמק נראים לועות קטניםהמלאים בחומר פירוקלסטי.‏ ראוי לציין כי רוב מרכזי ההתפרצות הללו מצויים בסמוך ולאורך רצועת העתקיםהנמשכת צפונה לנחל רקפת,‏ ומקבילה להעתק הגלבוע ‏(ר'‏ פרק מבנה).‏גילי אשלגן-ארגון שנעשו על ידי שליב (1991) מדוגמאות הרי הגעש האלה נותנים תוצאות קרובות זו לזו:‏גבעת אשמר 12±1.7 מ.ש.;‏ משמר העמק11±1.2 מ.ש.;‏גבעת קיפוד10±3 מ.ש.,‏ותוצאות דומות התקבלו עלידי מחבר זה גם מבזלות בצפון עמק יזרעאל.‏ בתיארוך אורניום-עופרת של מינרלי צירקון דטריטיים שנאספובאפיק נחל הקישון (2005 al., (Ward et התקבלו גילי איזוכרון בעקומת קונקורדיה שהקדומים ביותר הם מעלל-‏‎2‎ ביליון שנים.‏ הגיל הצעיר ביותר הואשהוזכרו.‏11±1מ.ש.,‏ המעיד כי מקור הצירקונים הוא בבזלות הניאוגניות62

5. מבנה.5.1גיליון עתלית וסביבותיומערכת ההעתקים בתחום גיליון עתלית מוצגת על גבי המפה הגיאולוגית ובנוסף,‏ גם במפת העתקיםנפרדת ‏(איור(16המבליטה את המבנה הגיאולוגי של הכרמל.‏ ההעתק הראשי בתחום העבודה הוא העתקהכרמל התוחם את הר הכרמל מצפון מזרח,‏ ומורכב משני קטעים.‏בקטע של יגור,‏ מחיפה לצומת העמקים,‏ כיוונו של ההעתק הוא כ-‏‎320º‏,‏ ובקטע מצומת העמקים ועד סמוךלצומת התשבי ‏(צפונית ליקנעם)‏ העתק הכרמל משנה כיוון לצפון-דרום.‏ הזריקה האנכית בקטע הצפוני ‏(של יגור)‏היא כ-‏‎1,500‎ מ',‏ ובקטע הדרומי היא כ-‏‎600‎ מ'‏‏(איור 17).המשכו של העתק הכרמל כלפי דרום הוא בהעתק יקנעם שכיוונו דומה לזה של קטע יגור.‏ בעבודותקודמות נטען כי העתק זה נמשך דרך ג'נין לכיוון ואדי פריעה,‏ והוא כונה על ידי מספר חוקרים כקו השבירהכרמל-תירצה או כרמל–פריעה ) 1978 Ben-Avraham, ; Hofstetter et al., 1996 ; Nur and פליישר וגפסו,‏ (1998‏(איור 2). טענה זו הסתמכה בעיקר על מידע גיאופיסי שמקורו בחלקים עמוקים יותר של החתך והיא נתמכת עלידי מידע מקידוח ג'נין-‏‎2‎ (2000 al., (Rosenthal etהמצביע על עליה פתאומית בעובי חבורת הר הצופים מצפוןמזרח להעתק.‏ בעבודת המיפוי הנוכחית נמצא כי בחלק הרדוד של החתך ‏(מתצורת עבדת ומעלה)‏ העתק יקנעםמסתיים ליד קיבוץ משמר העמק,‏ והזריקה האנכית עליו היא קטנה.‏ ממשמר העמק ועד למגידו שלטת מערכתהשבירה של העתק גדעון הניצבת להעתק יקנעם.‏מרכיב נוסף במערכת ההעתקים הראשית הוא העתק גלבוע,‏ החוצה את עמק יזרעאל בתת-הקרקע ‏(שגב וחוב',‏(Segev, 2006 ;2006וכיוונו הוא כ-‏‎300º‏.‏ העתק זה נמשך מטרנספורם ים המלח לכיוון הים התיכון,‏ ונפגש עםהעתק הכרמל ממזרח למוחרקה במפגש בין העתקי הכרמל,‏ יקנעם,‏ וחירבת נצורה.‏ בקצהו הצפון מערבי שלהעתק הגלבוע נמצא הורסט המוחרקה שצורתו כחוד של פריסמה הפונה למזרח.‏ הסוגיה של העתק הגלבועמתחת לקרקעות עמק יזרעאל עדיין איננה ידועה כל צרכה,‏ והיא מצויה בשלב של מחקר גיאופיסי-גיאולוגינפרד.‏העתק דלית אל כרמל נמצא בהמשכו של העתק גלבוע,‏ ותוחם את הורסט המוחרקה בצפונו.‏ זהו העתקעם זריקה אנכית קטנה,‏ שאינה עולה על עשרות מ'.‏העתקי רקפת ועין העמק חוצים את רמות מנשה במקביל להעתק גלבוע ‏(והמשכו בהעתק דלית אל כרמל),‏והם מהווים חלק ממערכת שבירה רחבה מאוד ‏(כ-‏‎12‎ ק"מ)‏ החוצה את הכרמל מדרום מזרח לצפון מערב,‏ומכונה רצועת השבירה של הכרמל ‏(איור 16). מערכת שבירה זו נתחמת מצפון על ידי העתק הכרמל ‏(הקטע שליגור)‏ ומדרום-מערב על ידי גוש טקטוני שונה,‏ של זיכרון יעקב–עופר,‏ המאופיין במערכת העתקים עיקריתשכיוונם צפון-דרום.‏ הכיוון השולט של מערכת ההעתקים ברצועת שבירה זו מקביל לגבולותיה ולהעתק הגלבוע.‏תכונה המאפיינת העתקים רבים ברצועת השבירה של הכרמל היא מציאותם החריגה של אזורי ריסוק רחבים‏(מטרים עד עשרות מטרים).‏ הופעה זו מוכרת,‏ בין השאר,‏ לאורך העתק הכרמל ‏(בקטע שבין יקנעם לצומתהעמקים),‏ ולאורך העתק החותרים ‏(במקום בו הוא חוצה את נחל אורן).‏63

איור 16. מפת העתקים בתחום גיליון עתלית ‏(הסברים בטכסט).‏ האזור הצבוע צהוב תוחם את רצועת השבירהשל הכרמל,‏ המשתרעת במקביל להעתק הכרמל.‏ בדרום מערב מופיע הגוש הטקטוני של זיכרון יעקבעופר.‏–64

17. איורמפה סטרוקטורלית ראשונית ולא מפורטת על גג חבורת יהודה,‏ נעשתה על בסיס המפה הארציתשל (2003) Fleischer and Gafsouבעבודה הנוכחית.‏עם שינויים מהותיים בהתאם למפה הגיאולוגית החדשה המוגשת65

עופר.‏המעבר בין רצועת השבירה של הכרמל לבין הגוש של זיכרון יעקב – עופר נמצא בקרבת העתק מערות,‏שכיוונו דומה לזה של העתק גלבוע.‏ בהמשך לדרום מזרח מצויים העתקי חרבת קפוז ודליה,‏ שכיוונם לצפון-‏צפון-מערב.‏ כיוון זה הוא מעין שקול בין מערכת השבירה שמצפון לבין מערכת השבירה של גוש זיכרון יעקבבתוך רצועת השבירה הנזכרת‏(הכוללת את רוב הכרמל ואת צפון מזרח רמות מנשה)‏העתקים רוחביים,‏ היוצרים שלושה גושים טקטוניים מדורגים העולים מדרום לצפון ‏(איוריםמזרח,‏–:(17 ,16קיימים מספרהגוש הטקטוני הגבוה בצפון הכרמל ‏(גוש חיפה)‏ נתחם בדרומו על ידי העתקים נורמליים של שללה,‏ חיקחיק מרכז והחותרים.‏יחסי השדה בין העתקי רצועת השבירה של הכרמל לבין העתקי שללה וחיקמרמזים על האפשרות כי האחרונים קדומים יותר,‏ והם מוסטים על ידי רצועת השבירה של הכרמל.‏ התצורותהנפוצות בגוש חיפה הן יגור,‏ עספיא וערקן.‏הגוש שמדרום לגוש חיפה ‏(גוש דלית אל כרמל)‏ נמוך ממנו בכ-‏‎200‎ מ'‏ והיחידה השלטת בו היא תצורתבינה.‏ מערכת ההעתקים הפנימית בגוש דלית אל כרמל היא מאוד אינטנסיבית,‏ והתנועה עליהם היא בדרך כללנורמלית,‏ אם כי דווחו גם תנועות אופקיות ‏(קרץ,‏;1958 אכמון,‏ .(1986בין גוש דלית אל כרמל לזה שמדרום לו ‏(גוש מנשה)‏ מצויים העתקים נורמליים בכיוון כללי מזרח-צפון-‏מזרח מערב-דרום-מערב ‏(מלחי,‏ קרת,‏ אליקים,‏ חרבת חרמש וחגית),‏ החופפים בקירוב את המעבר בין סינקלינתמנשה למבנה הגבוה של הכרמל ‏(גוש דלית אל כרמל).‏ בגוש מנשה נחשפות היחידות הצעירות ביותר,‏ הכוללותאת תצורות ע'רב וטקיה מחבורת הר הצופים,‏ ותצורות עדולם ומרשה מחבורת עבדת.‏ שילוב הנטיות וההעתקהמתבטאים בירידה סטרוקטורלית של הגוש הדרומי בכ-‏‎400-300‎מ'‏לעומת הגוש שמצפון לו.‏על גבי המבנההסינקלינלי של גוש מנשה נמצא מבנה של הורסט ‏(הורסט דליה)‏ השייך למערכת השבירה של הכרמל,‏ המוגבלבמזרחו על ידי העתק יקנעם והעתק רקפת המקביל לו,‏ ובמערב על ידי העתק דליה.‏דרומית-מערבית לגוש דלית אל כרמל נמצא גוש זיכרון-עופר המהווה יחידה טקטונית שונה,‏ בה מערכתההעתקים השלטת היא בכיוון צפון-דרום.‏ בר(1988)ובר וקפלן(2005)מדווחים על האפשרות כי לאורכם שלהעתקים אלה התרחשה הסטה אופקית שמאלית של כ-‏‎300‎ מ'.‏ דיווחים דומים נמצאים בעבודות של אכמון (1986) ו-‏al. (1990). Ron et בעבודה הנוכחית לא נמצאו עדויות מובהקות לתנועות אופקיות ניכרות,‏ למעט הופעות מקומיותשל סימני החלקה אופקיים.‏ היחידות המופיעות בגוש טקטוני זה כוללות את כל החתך מתצורת יגור ותלמי יפה ועדלחבורת עבדת.‏הסינקלינה של רמת מנשה אינה סימטרית,‏ וציר הסינקלינה עובר בסמוך לגבול עם האזורים המוגבהיםשל הכרמל,‏ הכוללים את גוש דלית אל כרמל ודרום מזרח גוש זיכרון17). ‏(איור - עופרבמזרח הסינקלינה כיווןהציר הוא מזרח-צפון-מזרח,‏ ונטיות אגף הקמט מתונות למדי.‏ כלפי מערב,‏ באזור הר חורשן,‏ משתנה כיוון הצירלצפון-מזרח,‏זה.‏ונטיות אגף המבנה מתחזקות,‏ומגיעות עד כדי.30ºראוי לציין כי במקביל לציר הסינקלינהבמקום זה עובר העתק צעיר ‏(העתק חורשן),‏ ונראה כי שינוי כיוון הציר והחרפת הנטיות קשורים להופעת העתק66

5.2. היחס בין מבנה הכרמל למבני הגליל והשומרוןמערכת השבירה הראשית של הגליל התחתון,‏ הנתחמת מדרום על ידי גוש הכרמל והשומרון,‏התרחשה בחלקה הגדול בעידן הקנוזואי,‏ ולכן חשוב להזכיר את המבנה שקדם לה.‏ המבנה הקדום יותרשייך למערכת הקמטים של הקשת הסורית שכיוונם המקורב,‏ בצפון השומרון עד הכרמל,‏ הוא צפון–מזרחדרום–מערב ‏(איור,17בעקבות פליישר וגפסו,‏,(2003ובגליל הכיוון הוא צפוןדרום –; Krenkel, 1924; ).(Freund, 1970; Flexer et al., 1970; Picard, 1943הקשת הסורית נוצרה באירוע טקטוני בולט הקשורלתהליכי סגירת אוקיאנוס הטתיס,‏ שהחלו בסמוך לתחילת תקופת הסנון,‏ עם סיום הפעילות המגמטיתהקרטיקונית באזור הכרמל.‏ המפה הסטרוקטורלית ‏(איור,(17שנערכה על ידיFleischer and Gafsou(2003), מבליטה את מבנה הקמטים של צפון השומרון ‏(אנטיקלינת אום אל פחם והסינקלינות משני צדדיה)‏וההמשך שלהם לכיוון המבנה האנטיקלינלי של הר הכרמל.‏כל מבני הקימוט הללו נחצים על ידי מערכות שבירה צעירות יותר ‏(קנוזואיות),‏ בעלות השפעות שונות עלמבני הקימוט.‏ מערכות שבירה אלה קשורות למבנה מתיחה של הגליל התחתון,‏ המאופיין בקיומם של גושיםטקטוניים רבים בכיוון כללי כשל מערכת העתקי הכרמל–גלבוע,‏ מדרום–מזרח לצפון–מערבMatmon et al., ).(2003מחקר זה מראה על קיום רום סטרוקטורלי דומה משני צדי הבקע של הגליל התחתון ‏(גוש השומרון-‏כרמל מדרום וגוש הגליל העליון מצפון;‏ איורים,(19 ,18כאשר הגוש הדרומי,‏ בכרמל,‏ נוטה לדרום–מערב ואילוהצפוני לצפון–מזרח.‏ לא מובחנת הרמה חריגה של הר הכרמל כולו,‏ כפי שהציעו מודלים טקטוניים אחדים בעבר.(Rotstein et al., 1993, 2004)מערכת השבירה הצעירה משבשת אך במקצת את מבני הקימוט של הקשת הסורית ‏(כגון הופעת הורסטדליה ושינוי כיוון ציר הקימוט בסינקלינת מנשה),‏ אולם בהר הכרמל בלבד אינטנסיביות השבירה היא כהגדולה,‏ עד כדי טשטוש מתקדם של המבנה האנטיקלינלי ושל המשכו כלפי צפון-מזרח.‏מערכת ההעתקים של הכרמל–גלבוע ‏(עפ"י שגב,‏ 2006), שכיוונה מדרום–מזרח לצפון–מערב,‏ מהווה גבולברור וחד בין הגוש הטקטוני של השומרון והכרמל לבין הגוש הטקטוני של הגליל ‏(איור.(17צפונית להעתקיהכרמל–גלבוע משתרעים עמקי הגליל התחתון ‏(ממזרח למערב):‏ בית שאן-חרוד ‏(אגן בית שאן),‏ יזרעאל ‏(הכוללשני אגנים,‏ עפולה וכפר ברוך)‏ וזבולון.‏ אגנים אלה שויכו על ידי שליב(1991)לבקע עמוק ומורכב,‏ שכונה על ידובשם ‏"אגן הגליל התחתון והעמקים",‏ והגדירו כמשולש שקודקודיו בטבעון,‏ בדרום עמק בית שאן ‏(מרמה-פיאד)‏ובצפון הכנרת.‏ שליב(1991)קבע כי התפתחותו של בקע זה החלה בטרצייר המוקדם,‏ ואולי אפילו במיוקןהמוקדם,‏ בנוסף,‏ הוא הציע לחברו לדרום מזרח עם אגן דמשק והשקע של ואדי סירחאן.‏אזור עמק זבולון והמשכו לצפון-מערב באגן חיפה,‏ נחקר לאחרונה באמצעות קווים סייסמיים וקידוחים‏(קנוסה וקישון-‏ םי(1על ידי al. (2006). Schattner et חוקרים אלה מדווחים על חתך טרציירי ‏(בעובי של כ-‏‎400‎מ'),‏ אשר לדעתם מעיד על נוכחות אגן טקטוני בהמשך לעמק זבולון.‏ לדעתם,‏ בדומה לשליבהמערבי של בקע שכשל,(1991)(failed rift)הפעיל של הים האדום וסואץ.‏ לדעתזהו הקצהאשר בא מואדי סירחן ובקעת דמשק,‏ והוא מקביל בזמן ובכיוון לבקע(2003) Matmon et al.החלק הדרומי של בקע הגליל התחתון ‏(אזורהעמקים עד סמוך לבקעת בית נטופה וטורען)‏ הוא העמוק ביותר וגם העתיק ביותר,‏ והם שייכו אותו למיוקן.‏ממחקרים אלה אנו למדים כי הפעילות הטקטונית על חלקים ממערכת העתקי הכרמל–גלבוע החלה כברבאוליגוקן לפני המיוקן.‏גג חבורת יהודה בעמקי הגליל התחתון נמצא בעומק הרב ביותר,‏ ולכן בשקעים אלה הצטברו סדימנטיםעבים מהנאוגן עד לקוורטר.‏ אך גם ההמשך של הגליל התחתון לצפון,‏ מרכס נצרת ועד למתלול צורים,‏ הוא בעלמבנה טקטוני הדומה לזה של העמקים.‏ בשל כך יש לראות את הגליל התחתון כולו כיחידה סטרוקטורלית67

מורכבת הנתחמת בצפון על ידי העתק בית הכרם ‏(מתלול צורים)‏ ובדרום על ידי העתקי כרמל-גלבוע ‏(איורים 18,19). בעבודה הנוכחית יכונה האזור ‏"בקע הגליל התחתון".‏למרות השבירה האינטנסיבית של הר הכרמל,‏ ניתן לראות אזור זה כשייך למערכת הקימוט של הקשתהסורית,‏ הכוללת גם את הקער של רמות מנשה והקמר של אום אל פחם הסמוכים.‏ במפה הסטרוקטורלית שלהאזור כולו ‏(איור 17) ניתן לראות כי הרום הסטרוקטורלי של צפון הר הכרמל ‏(גוש חיפה)‏ דומה לזה של קמראום אל פחם.‏ זאת למרות נוכחותם של גושי דלית אל כרמל ורמות מנשה ברום סטרוקטורלי נמוך יותר.‏ ראיהזו תומכת באפשרות כי גוש חיפה נשאר במצבו הסטרוקטורלי ‏(אנטיקלינלי)‏ המקורי,‏ ואילו הגושים הטקטונייםשל בקע הגליל התחתון ועמק זבולון ירדו.‏ דעה זו אינה תואמת את המודל הטקטוני אשר לפיו הר הכרמל הינוגוש מורם,‏ וממשיך להתרומם גם כיום.(Rotstein et al., 1993)איור 18. מפת תבליט של צפון ישראל ועליה העתקים ראשיים מהמערכת של טרנספורם ים המלח וכן העתקיהשוליים של בקע הגליל התחתון,‏ כרמל–גלבוע מדרום ומתלול צורים מצפון.‏ הקו הקשתי A-A’ מסמןאת מקום החתך המורפולוגי בעקבותal. (2003) Matmon et המוצג באיור .1768

איור 19. חתך מורפולוגי לאורך קו קשתי A-A’ המסומן על גבי איור 18. החתך נעשה על ידי al. Matmon et.(2003)הבעת תודהתודת המחברים נתונה לרבים אשר סייעו בשלבים השונים של המחקר והכנת המפה הגיאולוגיתוהוצאתם לאור:‏לעמוס ביין,‏ מנהל המכון הגיאולוגי בעבר,‏ אשר בתקופת ניהולו אושר המחקר,‏ ותוצאות מחקריוהקודמים על השוניות בכרמל הנחו אותנו בעבודתנו הנוכחית.‏ ליואב אבני על הביקורת היסודית של המפההגיאולוגית ולאלכס בורשבסקי ומרסלו רוזנזפט על קליטה ועריכת המפה במערכת הממוחשבת של המכוןהגיאולוגי.‏ ליעקב מזרחי על הליווי המסור במרבית עבודת השדה.‏ לדוד אולריך מאוניברסיטת בריטישקולומביה על מדידות גיל בשיטת40 Ar/ 39 Arוליהודית הרלבן על מדידות גיל בשיטת.K-Arלזאב לוי עלהקריאה הביקורתית של הדו"ח.‏ לבת שבע כהן,‏ חנה נצר ונילי אלמוג על עריכת איורים והוצאת הדו"ח לאור.‏לשירלי שאיאק על הקריאה הביקורתית של התקציר באנגלית.‏69

6. מקורותאופנהיים,‏1959. מ.,‏תופעות וולקניות בדרום-מזרח הגליל התחתון.‏בירושלים,‏ ‏(תקציר באנגלית),‏ 177 ע'.‏עבודת דוקטור,‏האוניברסיטה העבריתאכמון,‏ מ.,‏ 1986. שבר הגבול של הכרמל בין יקנעם לנשר.‏ עבודת גמר,‏ האוניברסיטה העברית בירושלים,‏ 54 ע'.‏ביין,‏ ע.,‏ 1974. התפתחות שוניות בחבורת יהודה,‏ בכרמל ובשפלת החוף,‏ ישראל.‏ עבודת דוקטור,‏ האוניברסיטההעברית בירושלים,‏ ‏(תקציר באנגלית),‏ 154 ע'.‏בר,‏ י.,‏ 1988. הגיאולוגיה של רמת הנדיב ‏(הכרמל הדרומי).‏ החב'‏ להגנת הטבע ויד הנדיב,‏ 48 ע'.‏בר,‏ י.‏ וקפלן מ.,‏ 2005. הגיאולוגיה והקרקעות של רמת הנדיב.‏ יד הנדיב,‏ 59 ע'.‏ו.‏ ארד,‏ ל.,‏ פליישר,‏ ע.,‏ סנה,‏ י.,‏ ברטוב,‏הגיאולוגי,‏ דו"ח מס'‏ .GSI/29/2002ורוזנזפט,‏2002. מ.,‏מיכלסון,‏ ח.,‏ 1970. הגיאולוגיה של חוף הכרמל.‏ תה"ל,‏ דו"ח ,HG/70/025 61 ע'.‏ההעתקים החשודים כפעילים בישראל.‏המכוןפולקמן,‏ י.‏ 1966. הליתוסטרטיגרפיה והפטרוגרפיה של תצורת צלמון ודולומיט יגור באזור חיפה – ג'למה.‏ המכוןהגיאולוגי,‏ דו"ח מס'‏ ,MP/179/66 66 ע'.‏פליישר,‏ ל.‏ וגפסו,‏ ר.,‏.1998גג חבורת יהודה – המפה הסטרוקטוראלית,‏ דיגיטאלית של ישראל,‏ שלב שני.‏ המכוןהגיאופיסי הישראלי,‏ דו"ח מס'‏ . 873/68/98סנה,‏ ע.,‏ שש,‏ א.,‏ ביין,‏ ע.,‏ ארד,‏ א.‏ ורוזנזפט,‏ מ.,‏המכון הגיאולוגי.‏.1996מפה גיאולוגית של ישראל,1:50,000סנה,‏ ע.,‏ ברטוב,‏ י.‏ ורוזנזפט,‏ מ.,‏ 1998. מפה גיאולוגית של ישראל 1:200,000, המכון הגיאולוגי.‏קרץ,‏ י.,‏קשאי,‏רון,‏ ח.,‏I-5, גיליון.1958א.,‏גיאולוגיה של הכרמל הצפוני מערבי.‏ עבודת גמר,‏ האוניברסיטה העברית בירושלים,‏27 ע'.‏.1966הגיאולוגיה של הכרמל המזרחי והדרום-מערבי.‏בירושלים,‏ ‏(תקציר באנגלית),‏ 114 ע'.‏.197834 ע'.‏עבודת דוקטור,‏חדרה.‏האוניברסיטה העבריתקו העתק פקיעין וגופי הברקציה הסמוכים אליו.‏ עבודת גמר,‏ האוניברסיטה העברית בירושלים,‏שגב,‏ ע.,‏ ליחובסקי,‏ ו.,‏ רזניקוב,‏ מ.,‏ ריבקוב,‏ מ.,‏ שליב,‏ גבי ושטנר,‏ א.,‏ 2006. מערכת השבירה כרמל-גלבוע:‏ חקרתת-הקרקע באזור עמק יזרעאל.‏ המכון הגיאולוגי,‏ דו"ח ,GSI/36/2006 ‏(תקציר באנגלית),‏ 45 ע'.‏שולמן,‏ נ.,‏ 1962. הגיאולוגיה של עמק הירדן המרכזי.‏ עבודת דוקטור,‏ האוניברסיטה העברית,‏ ירושלים,‏ 103 ע'.‏שליב,‏ ג.,‏א.,‏ שש,‏.1991שלבים בהתפתחות הטקטונית והוולקנית של האגן הנאוגני בגליל התחתון ובעמקים.‏ המכוןהגיאולוגי,‏ דו"ח ,GSI/11/91 94 ע'.‏.1966הגיאולוגיה והפטרולוגיה של אזור אום אל פחם.‏בירושלים,‏ ‏(תקציר באנגלית),‏ 174 ע'.‏שש,‏ א.,‏ ביין,‏ ע.,‏ ארקין י.‏ וברטוב,‏ י.,‏הגיאולוגי.‏1977. מפה פוטוגיאולוגית,‏ 1:10,000,עבודת דוקטור,‏האוניברסיטה העבריתגיליון 145-220 ‏(זיכרון יעקב).‏ המכון70

Achmon, M. and Ben-Avraham, Z., 1997. The deep structure of the Carmel fault zone, northernIsrael, from gravity field analysis. Tectonics 16, 563-569.Arad, A., 1965. Geological outline of the Ramot Menashe region (northern Israel). Isr. J. EarthSci. 14, 18-32.Ball, M.W. and Ball, D., 1953. Oil prospects of Israel. Econ. News 5, 19-37.Bein, A., 1976. Rudistid fringing reefs of Cretaceous shallow carbonate platform of Israel. Am.Assoc. Petrol. Geol., Bull. 60, 258-272.Ben-Avraham, Z. and Ginzburg, A., 1986. Magnetic anomalies across the Levant continentalmargin. Mar. Petrol. Geol. 3, 220 – 233.Ben-Avraham, Z. and Ginzburg, A., 1990. Displaced terranes and crustal evolution of the Levantand the eastern Mediterranean, Tectonics 9, 613 – 622.Ben-Avraham, Z. and Hall, J. K., 1977. Geophysical survey of Mount Carmel structure and itsextension into the eastern Mediterranean. J. Geophys. Res., 82, 793 – 802.Ben-Gai, Y. and Ben-Avraham, Z., 1995. Tectonic processes in offshore northern Israel and theevolution of the Carmel structure. Mar. Petrol. Geol. 12, 533 – 548.Bentor, Y.K. and Vroman, A.J., 1954. A structural contour map of Israel (1:250,000) with remarkson its dynamical interpretation. Isr. Geol. Surv. Bull. 7, 11 p.Blake, G.S., 1928. Geology and water resources of Palestine. Jerusalem, Gov. Rep., 51 p.Blake, G.S., 1936. The stratigraphy of Palestine and its building stones. Jerusalem, Print. &Stationery Office, 133 p.Blake, G.S., 1939. Geological map of Palestine, scale 1:250,000 (north sheet). Jerusalem, PalestineSurv. Map.Blanckenhorn, M., 1931. Geologie Palaestinas nach heutiger auffassung. Leipzig, Hinrichs'scheBuchhandlung, 50 p. (reprinted from Z. dtsch. Palaestina Vereins, V. 54).Brenner, I.B., 1979. The geochemical relation and evolution of the Tertiary-Quaternary volcanicrocks in northern Israel. Ph.D. Thesis, The Hebrew Univ., Jerusalem, 202 p.Brew, G. E., Litak, R. K., Barazangi, M., Sawaf, T. and Zaza, T., 1999. Tectonic evolution of northeastSyria: Regional implications and hydrocarbon prospects. GeoArabia 4, 289-318.Burgers, K.M., 2004. The petrography and geochemistry of 4 samples from the Mount Carmel-01kimberlite. De Beers Internal Rep. 513/003/0001, Shefa Yamim, Israel, 12 p.Chowns, T.M. and Elkins, J.E., 1974. The origin of quartz geodes and cauliflower cherts throughthe silicification of anhydrite nodules. J. Sed. Petr. 44, 885-903.Dicker, T., 1969. Geology of central Yizra’el Valley. Isr. J. Earth Sci. 18, 39-69.71

Doblas, M., Oyarzun, R., López-Ruiz, J., Cebriá, J. M., Youbi, N., Mahecha, V., Lago, M.,Pocovi, A. and Cabanis, B., 1998. Permo-Carboniferous volcanism in Europe andnorthwest Africa: a superplume exhaust valve in the center of Pangaea. J. Afr. Earth Sci.26(1), 89-99.Druckman, Y., 1984. Evidence for Early-Middle Triassic faulting and possible rifting from theHelez Deep borehole and the coastal plain of Israel, In: Dixon, J.E. and Robertson, A.H.F.(eds.), The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean. Geol. Soc. London, Spec.Publ. 17, 203-212.Dvorkin, A. and Kohn, B. P., 1989. The Asher Volcanics, northern Israel: Petrography,mineralogy and alteration. Isr. J. Earth Sci. 38, 105-124.Esperança, S. and Garfunkel, Z., 1986. Ultramafic xenoliths from the Mt. Carmel area (KaremMaharal Volcano), Israel. Lithos 19, 43-49.Fleischer, L. and Varshavsky, A., 2002. A lithostratigraphic data base of oil and gas wells drilledin Israel. Ministry of National Infrastructure, Oil and Gas Unit, Rep. OG/9/02, 280 p.Fleischer, L. and Gafsou, R., 2003. Structural map on top Judea Group. Geophy. Inst. Isr. Map,753/312/2003.Flexer, A., Freund, R., Reiss, Z. and Buchbinder, B., 1970. Santonian paleostructure of theGalilee. Isr. J. Earth Sci. 19, 141– 146.Flexer, A., Hirsch, F. and Hall, J.K., 2005. Tectonic evolution of Israel. In: Hall, J.K.,Krasheninnikov, V.A.,Hirsch, F., Benjamini, Ch., Flexer, A. (eds.), Geological frameworkof the Levant. Vol. II, The Levantine Basin and Israel, 523-537, Historical Productions-Hall, Jerusalem.Fohs, F.J., 1927. Geology and the petroleum and natural gas possibilities of Palestine and SinaiticPeninsula. Am. Assoc. Pet. Geol., Bull. 11(2), 135-149.Folkman, Y., 1966a. Lithostratigraphy and petrography of the Zalmon Formation and the Yagurdolomite in the Haifa - Galame area. Isr. Geol. Surv., Rep. MP/179/66, 66 p. (in Hebrew).Folkman, Y., 1966b. Lower Cretaceous outcrops on Mt. Carmel. Isr. J. Earth Sci. 15, 38-41.Folkman, Y., 1969. Diagenetic dedolomitization in the Albian - Cenomanian Yagur dolomite onMount Carmel (northern Israel). J. Sediment. Petrol. 39, 380-385.Freund, R., 1961. Distribution of Lower Turonian ammonites in Israel and the neighbouringcountries. Isr. Res. Counc., Bull. 10G(1-2), 79-100.Freund, R., 1965. Upper Cretaceous reefs in northern Israel. Isr. J. Earth Sci. 14, 108-121.Freund, R., 1970. The geometry of faulting in Galilee. Isr. J. Earth Sci. 19, 117– 140.Garfunkel, Z., 1989. Tectonic setting of Phaneorozoic magmatism in Israel. Isr. J. Earth Sci. 38,51-74.72

Garfunkel, Z. and Derin, B., 1984. Permian-Early Mesozoic tectonism and continental marginformation in Israel and its implication for the history of the eastern Mediterranean. In:Dixon, J. E. and Robertson, A. H. F. (eds.), The Geological Evolution of the EasternMediterranean. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 17, 187-201.Ginzburg, A. and Ben-Avraham, Z., 1987. The deep structure of the central and the southernLevant continental margin. Ann. Tectonicae 1, 105-115.Golani, U., 1961. On the Cenomanian - Turonian lithostratigraphy of central Galilee. Isr. Res.Council, Bull. 10G, 115-146.Gradstein and 38 others, 2004. A geologic time scale, Columbia University Press, New York, 266 p.Gvirtzman, G., Klang, A. and Rotstein, Y., 1990. Early Jurassic shield volcano below MountCarmel: New interpretation of the magmatic and gravity anomalies and implication forEarly Jurassic rifting. Isr. J. Earth Sci. 39, 149-159.Gvirtzman, G. and Steinitz, G., 1982. The Asher Volcanics – an Early Jurassic event in northernIsrael. Isr. Geol. Surv. Current Res., 28-33.Gvirtzman, G. and Weissbrod, T., 1984. The Hecynian anticline of Helez and the Late Palaeozoichistory of the Levant. In: Dixon, J.E. and Robertson, A.H.F. (eds.), The GeologicalEvolution of the Eastern Mediterranean. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 17, 177-186.Hofstetter, A., van Eck, T. and Shapira, A., 1996. Seismic activity along fault branches of theDead Sea-Jordan transform System: the Carmel- Tirtza fault system. Tectonophysics, 267,317- 330.Hull, E., 1886. The survey of western Palestine. Memoir on the geology and geography of ArabiaPetraea, Palestine and adjoining districts, with special reference to the mode of formationof the Jordan - Arabah depression and the Dead Sea. London, Richard Bentley & Son, 154 p.Ilani, S., Kafri, U. and Harlavan, Y., 2005. Campanian volcanism within the Asher-1 borehole. Isr.J. Earth Sci. 54, 179-181.Issar, A. and Kafri, U., 1972. Neogene and Pleistocene Geology of the Western Galilee CoastalPlain. Geol. Surv. Isr., Bull. 53. 14 p.Kafri, U., 1986. The Late Albian to Early Cenomanian sedimentary break in northern Israel. Isr. J.Earth Sci. 35, 211-219.Kafri, U., 1991. Lithostratigraphy of Judea Group in eastern Galilee, emphasizing the NaftaliMountains. Israel Geological Survey Report, GSI/24/91, 24 p.Kafri, U. and Ecker, A., 1964. Neogene and Quaternary subsurface geology and hydrology of theZevulun Plain. Geol. Surv. Isr., Bull. 37, 13 p.Karcz, I., 1959. The structure of the northern Carmel. Isr. Res. Counc. Bull., 8G (2-3), 119-130.73

Kohn, B.P., Lang, B. and Steinitz, G., 1993. 40 Ar/ 39 Ar dating of the Atlit-1 volcanic sequence, northernIsrael. Isr. J. Earth Sci. 42, 17–28.Krenkel, E., 1924. Der Syrische Bogen. Zentralblat Mineralogie 9, 274-281.Lartet, L., 1869. Essai sur la géologie de la Palestine et des contrées avoisinantes, telles quel'egypte et l'Arabie, comprenant les observations récueillies dans le cours de l'éxpedition duduc de luynes a la mer morte. Bibl. École hautes etud. Sci. Natur., Paris 2(1), 5-296.Lewy, Z., 1992. Periodicity of Cretaceous epeirogenic pulses and the disappearance of thecarbonate platform facies in Late Cretaceous times (Israel). Isr. J. Earth Sci. 40, 51–58.Lipson-Benitah, S., Almogi Labin, A. and Sass, E., 1997. Cenomanian biostratigraphy andpaleoenvironment in the northwest Carmel Region, northern Isrsel. Cretaceous Res. 18,469-491.Matmon, A., Wdowinski, S. and Hall, J.K., 2003. Morphological and structural relations in theGalilee extensional domain, northern Israel. Tectonophysics 371, 223– 241.Melim, L.A. and Scholle, P.A., 2002. Dolomitization of the Capitan Formation forereef facies(Permian, west Texas and New Mexico): seepage reflux revisited. Sedimentology 49,1207-1227.Mero, D., 1983. Subsurface geology of western Galilee and Zevulun plain. Tel Aviv, Tahal, 36 p.,appen., maps. (04/83/48).Mittlefehldt, D.W., 1986. Petrology of high pressure clinopyroxenite series xenolites, MountCarmel, Israel. Contrib. Mineral. Petrol. 94, 245-252.Mukhin, P. and Levin, Y., 2006. Diamond Potential of Kimberlites from Mt. Carmel Israel. ShefaYamim (A.T.M.) Ltd. Internal Rep., 33 p.Noetling, F., 1886. Entwurf einer Gliederung der Kreideformation in Syrien und Palaestina.DTSCH. Geol. Ges., Z. 38, 824-873.Nur, A. and Ben-Avraham, Z., 1978. The eastern Mediterranean and the Levant: Tectonics ofcontinental collision. Tectonophys. 46, 297- 311.Oppenheim, M.J., 1962. The geology of the southeastern Galilee lava fields. Bull. Res. Coun. Isr.,11G, 58-84.Picard, L., 1926. Sur le Cenomanien du Carmel (sud-est D'haifa). C.R. Acad. Sci. Paris, 183, 895-898.Picard, L., 1928. Zur geologie der Kischonebene. Z. Dtsch. Palaestina Ver. 51, 5-72.Picard, L., 1943. Structure and evolution of Palestine with comparative notes on neighboringcountries. Hebrew Univ. Jerusalem, Bull. 4, 134 p.Picard, L. and Kashai, E., 1958. On the lithostratigraphy and tectonics of the Carmel. Isr. Res.Counc., Bull. 7G, 1-19.74

Ron, H., Freund, R., Garfunkel, Z. and Nur, A., 1984. Block rotation by strike-slip faulting:structural and paleomagnetic evidence. J. Geophys. Res. 89, 6256-6270.Ron, H. and Eyal, Y., 1985. Interplate deformation by block rotation and mesostructures along theDead Sea Transform, northern Israel. Tectonics 4, 85– 105.Ron, H., Nur, A. and Eyal, Y., 1990. Multiple strike-slip fault sets: a case study from the Dead SeaTransform. Tectonics 9, 1421-1431.Rosenberg, E., 1960. Geologische Untersuchungen in den Naphtalibergen. Ph.D. thesis,Geological Institute, University of Zurich, Series. C. 80, 107 p.Rosenthal, E., Weinberger, G., Almogi-Labin, A. and Flexer, A., 2000. Late Cretaceous–EarlyTertiary development of depositional basins in Samaria as a reflection of EasternMediterranean tectonic evolution. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 84, 997–1014.Ross, D.J., 1992. Sedimentology and depositional profile of a mid-Cretaceous shelf edge rudistreef complex, Nahal Ha’mearot, northwestern Israel. Sediment. Geol. 79, 161-172.Rotstein, Y., Bruner, I., Kafri, U., 1993. High resolution seismic reflection imaging of the Carmelfault zone and its implications to the structure of Mt. Carmel. Isr. J. Earth Sci. 42, 55– 69.Rotstein, Y., Shaliv, G. and Rybakov, M., 2004. Active tectonics of the Yizre’el valley, Israel,using high-resolution seismic reflection data. Tectonophys. 382, 31– 50Rybakov, M., Goldshmidt, V., Fleischer, L. and Ben Gai, Y., 2000. 3-D Gravity and magneticinterpretation for the Haifa bay area (Israel). J. Appl. Geophys. 44, 353-367.Sass, E., 1968. Geology of the Umm El Fahm area, northern Israel. Isr. J. Earth Sci. 17, 115-130.Sass, E., 1980. Late Cretaceous volcanism in Mount Carmel, Israel. Isr. J. Earth Sci. 29, 8-24.Sass, E. and Bein, A., 1978. Platform carbonates and reefs in the Judean Hills, Carmel and Galilee.Int. Congr. Sedimentol., 10 th , Jerusalem; Guidebook, pt. 2, 239-274.Sass, E. and Bein, A., 1982. The Cretaceous carbonate platform in Israel. Cretaceous Res. 3, 135-144.Sass, E. and Katz, A., 1982. The origin of platform dolomites: new evidence. Am. J. Sci. 282,1184-1213.Schattner, U., Ben-Avraham, Z., Reshef, M., Bar-Am, G. and Lazar, M., 2006. Oligocene–Miocene formation of the Haifa basin: Qishon–Sirhan rifting coeval with the Red Sea–Suez rift system. Tectonophys. 419, 1–12.Segev, A., 2000. Synchronous magmatic cycles during the fragmentation of Gondwana:radiometric ages from the Levant and other provinces. Tectonophys. 325, 257-277.Segev, A., 2002. Flood basalts, continental breakup and the dispersal of Gondwana: Evidence forperiodic migration of upwelling mantle flows (plumes). Europ. Geosc. Uni., StephanMueller Spec. Publ. Ser. 2, 171-191.75

Segev, A., 2006. Where is the southeastern continuation of the Carmel fault? Geologicalconsiderations. Isr. Geol. Soc. Annual Meeting, Bet-Shean, p. 109.Segev, A., 2008. The interaction between Cretaceous tectonomagmatic events and the Levantcontinental margin – geochronology, lithostratigraphy and structure. Israel GeologicalSociety, Annual Meeting, Nazareth, p. 94.Segev, A., 2009. 40 Ar/ 39 Ar and K-Ar geochronology of Berriasian–Hauterivian and Cenomaniantectonomagmatic events in northern Israel: implications for regional stratigraphy.Cretaceous Res. 30, 810-828. doi:10.1016/j.cretres.2009.01.003.Segev, A. and Eshet, Y., 2003. Significance of Rb/Sr age of Early Permian volcanics, Helez Deep1A borehole, central Israel. Africa Geoscience Review 10, 333-345.Segev, A., Rybakov, M., Lyakhovsky, V., Hofstetter, A., Tibor, G., Goldshmidt, V. and Ben-Avraham, Z., 2006. The structure, isostasy and gravity field of the Levant continentalmargin and the southeast Mediterranean area. Tectonophysics 425, 137-157.Segev, A., Sass, E., Ron, H., Lang B., Kolodny, Y. and McWilliams, M., 2002. Stratigraphic,geochronologic and paleomagnetic constraints on late Cretaceous volcanism in northernIsrael. Isr. J. Earth Sci. 51, 297-309.Segev, A., Weissbrod, T. and Lang, B., 2005. 40 Ar/ 39 Ar dating of the Aptian-Albian igneousactivity in the Negev, Israel: Consequences of the Levant-Nubia plume activity. CretaceousRes. 26, 633-656.Şengör, A. M., Yilmaz, Y. and Süngürlu, O., 1984. Tectonics of the Mediterranean Cimmerides:nature and evolution of the western termination of Palaeo-Tethys. In: Dixon, J. E. andRobertson, A. H. F. (eds.), The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean. Geol.Soc. London, Spec. Publ. 17, 77-112.Shadmon, A., 1959. The Bina limestone. Isr. Geol. Surv., Bull. 24, 4 p.Sneh, A. and Bein, A., 1997. Three Turonian platform carbonate cycles at the margins of theArabian craton. Isr. Geol. Surv. Rep. GSI/28/97, 18 p.Sneh, A., Bartov, Y. and Rosensaft, M., 1998. Geological map of Israel, 1:200,000 - Sheet 1. Geol.Surv. Isr. Map.Vroman, A.J., 1938. Geology of the region of the south-western Carmel. Ph.D. thesis, Utrect Univ.Vroman, A.J., 1960. Note on rock units of Mount Carmel, Israel. Isr. Geol. Surv., Bull. 27, 4 p.Ward, J.D., Burgers, K.M. and Apter, D.B., 2005. Cretaceous volcaniclastic bodies of Mt. Carmeland their potential contribution to Late Cenozoic diamondiferous sediments in the Qishongraben. De Beers Africa Exploration, Internal Report.Weinstein, Y.S., 1998. Mechanisms of generation of intra-continental alkali-basalts in northeasternIsrae. Ph.D. Thesis, the Hebrew Univ., Jerusalem, 101 p.76

Weissbrod, T., 1969. The Paleozoic of Israel and adjacent countries: Part II – The Paleozoicoutcrops in southwestern Sinai and their correlation with those of southern Israel. Geol. Surv.Isr. Bull. 48, 32 p.Weissbrod, T. and Segev, A., 2003. Lower Cretaceous magmatic activity in the Timna Valley:geological setting and 40 Ar/ 39 Ar dating. Isr. J. Earth Sci. 52, 77-95.77