Plášťový velehřib ve střední křídě

Na katedře geochemie Karlovy univerzity visí od r. 1977 mapa dna světového oceánu. Kdybychom si ji za studií nejen prohlíželi, ale navíc o ní přemýšleli, mohlo nás napadnout něco, co hlásá palcovým titulkem letošní únorové číslo časopisu Scientific American. Právě tak – totiž přemýšlením nad mapou – začala 18 let dlouhá cesta autora článku “Mid-cretaceous superplume episode″ R. Larsona. Stačilo jen přidat 13 oceánografických expedic do oblasti západního Tichého oceánu a doplnit je kompilací všech dostupných dat o objemu přirůstající oceánské zemské kůry. Hypotéza plášťového velehřibu ve střední křídě byla na světě.

Za normálních okolností vzniká největší objem oceánské kůry rozpínáním mořského dna v oblastech středooceánských hřbetů. Tímto relativně pomalým procesem přirůstá bazaltoidní zemská kůra symetricky na obě strany od osy hřbetu. Ve středooceánských hřbetech vystupuje na mořské dno žhavé magma ze zemského pláště. Horniny nově vzniklé tuhnutím ochlazeného magmatu jsou dopravovány jakoby na dvou běžících pásech v opačných směrech. Čím dále od osy středooceánského hřbetu, tím starší hornina. Středooceánské hřbety jsou rozryty příčnými zlomy, které je dělí na úseky podobné velikosti, často nepatrně odsazené z osy hřbetu do stran. Tyto vyvýšeniny vévodí rozsáhlým úsekům oceánského dna. Západní část dna Tichého oceánu vypadá zcela odlišně. Připomíná spíše blátivou silnici rozježděnou ve všech směrech koly aut. Stáří těchto nahodile orientovaných řetězců podmořských hor, téměř vždy vyšších než středooceánské hřbety, a plošin mezi nimi nevykazuje žádný systematický gradient. Stáří celé rozsáhlé oblasti dna západního Tichého oceánu je téměř totožné: vyvřeliny bazaltového složení vznikly téměř bez výjimky ve střední křídě před 120 až 125 miliony let.

Obr. 1 (viz obrázek) ukazuje, že celkový objem vznikající oceánské kůry se ve střední křídě zvýšil na dvojnásobek v krátkém časovém úseku 5 milionů let. Množství vznikající oceánské kůry dosáhlo maxima záhy po počátku mohutné epizody, která je projevem jakési eratické srdeční činnosti Země. Tato srdeční činnost se vyznačuje schopností uvolnit náhle velké množství tepla z nitra planety. Po dosažení maxima klesala produkce oceánské kůry pozvolna dalších 70 až 80 milionů let. Přibližně před 30 až 40 miliony let se vrátila k nízkým hodnotám shodným s obdobím před započetím pulzu.

Rozsáhlé výlevy podmořských bazaltů byly s největší pravděpodobností důsledkem výstupu mohutného proudu hmoty ze zemského pláště. Tyto proudy jsou v angličtině označovány názvem “mantle plumes″, který lze na základě morfologie překládat do češtiny jako “plášťové hřiby″ (viz Vesmír 72, 245, 1993/5). Od běžnějších plášťových hřibů, jaké daly vznik např. Dekánské bazaltové plošině v západní Indii, sibiřským trapům na severu Ruska nebo bazaltovým výlevům v oblasti Paraná v Brazílii, se střednokřídový plášťový hřib lišil mnohem větší velikostí. Označme jej proto za velehřib (obrázek). Výlevy trapových bazaltů na kontinentech se vyznačují horizontálními rozměry několika set km a mocností 1–2 km. Nejrozsáhlejší bazaltová plošina mořského dna v oblasti západního Tichého oceánu, tzv. Ontong-jávské plató, je 25krát větší než Dekánská plošina, největší z projevů plášťových hřibů na kontinentech.

Řetězce podmořských hor prostorově navazují na oceánské plošiny vzniklé v místě, kde hlava plášťového hřibu dosáhla zemské kůry. I tyto řetězce jsou projevem plášťového hřibu. Obsahují materiál z nohy plášťového hřibu, která dosahovala povrchu později než plošně rozsáhlejší hlava hřibu. Protože poloha plášťového hřibu v nitru Země je pevně daná a protože litosférické desky se horizontálně pohybují různými směry na plastickém povrchu astenosféry, zachycují po sobě následující erupce v řetězci podmořských sopek pohyb litosférických desek. Řetězce podmořských sopek by tudíž měly být nejstarší v blízkosti své mateřské bazaltové plošiny a nejmladší na opačné straně, kde končí sopkou dosud činnou v případě, že noha plášťového hřibu ještě dodává materiál z hloubek. Nejznámější řetězec podmořských hor sopečného původu se nachází v oblasti Havajského souostroví a pokračuje na mořském dně daleko na severozápad od vlastních ostrovů. Noha plášťového hřibu je pod největším ostrovem Havajského souostroví, kde sopečná činnost probíhá dodnes. Stáří ostrovů a vyhaslých podmořských sopek roste směrem k severozápadu. Jsou odnášeny tichomořskou korovou deskou, jež se pohybuje na severozápad nad fixní polohou nohy havajského plášťového hřibu.

Plášťové hřiby vznikají v nitru Země přehřátím silikátového materiálu, který začne stoupat díky vztlaku. Vztlak je síla daná rozdílem hustot přehřátého materiálu hřibu a jeho okolí. Výlev podmořských bazaltů na ploše o průměru několika tisíc kilometrů ve střední křídě byl pravděpodobně způsoben výstupem jednoho nebo několika velehřibů, které pronikly vzhůru plastickým pláštěm a jejichž klobouk zploštěl a zvětšil se, jakmile narazil na tuhou litosférickou desku při povrchu Země. Velehřib vznikl s největší pravděpodobností na samém rozhraní zemského pláště a jádra v hloubce 2 900 km pod povrchem Země. Při svém vzniku ovlivnil procesy, které způsobují zvraty zemského magnetického pole v tekutém vnějším jádře. Existuje nepřímá úměra mezi objemem zemské kůry vzniklé za časovou jednotku z plášťových hřibů a frekvencí zvratů v polaritě zemského magnetického pole. V dobách vzestupu velkého počtu plášťových hřibů, jakou byla např. střední křída, nedochází k téměř žádným zvratům v zemském magnetickém poli. Naopak v dobách, jako je ta dnešní, kdy je aktivita plášťových hřibů nízká, dochází k rekordnímu počtu zvratů polarity magnetického pole. Dosud není zcela jasné, jak změna orientace zemského magnetického pole probíhá. Zdrojem magnetického pole Země je téměř jistě vroucí železo ve svrchním zemském jádru. Roztavené železo je velmi dobrým vodičem elektrického proudu a konvektivní proudění v něm dává vznik silnému magnetickému poli. Zesílení varu železa je patrně nějakým způsobem spojeno se snížením počtu zvratů polarity magnetického pole. Teplo uvolňované tekutým železem proniká kondukcí rozhraním plášť – jádro, které samo tvoří jakousi pokličku tohoto vařícího kotle. Teplo je uvězněno v nejnižších 100 až 200 km zemského pláště těsně nad tímto rozhraním v tuhých silikátových horninách. Proces pokračuje až do chvíle, kdy se nahromadí jisté kritické množství “nadbytečného″ tepla. Vztlak řidšího nejspodnějšího pláště překoná viskozitu nadložních, chladnějších a tudíž hustších hornin. Mohutné sloupy plášťového materiálu překonávají vertikální vzdálenost téměř 2 900 km a vyvolávají vulkanické erupce na zemském povrchu. Vystupující materiál odvádí teplo ze spodního pláště a umožňuje, aby vnější zemské jádro vřelo intenzivněji než dříve.

Loni v září se sešli přední geochemikové z mnoha zemí na 4. Mezinárodní Goldschmidtově konferenci v Edinburghu. Z řady přednášek o plášťových hřibech bylo zřejmé, že dosud nepanuje shoda v tom, zda je konvekce v zemském plášti jednotná, nebo je tvořena dvěma oddělenými systémy nad a pod hranicí svrchní – spodní plášť v hloubce 660 km pod povrchem. V tomto ohledu byl zajímavý příspěvek S. Harta z Woods Hole Marine Laboratory (USA), který se pokusil ukázat, že obě varianty jsou docela dobře možné. V r. 1994 byla publikována tomografická syntéza harvardské skupiny, která ukazuje sloupovité megastruktury radiálního směru, protínající jak svrchní, tak spodní plášť, jedna v oblasti Tichého oceánu a jedna pod africkým kontinentem. Tyto megastruktury by ukazovaly na jednotnou celoplášťovou konvekci. Podle Harta se při vzestupu plášťových hřibů zmenšuje jejich průměr. V okamžiku dosažení zemské kůry je zpravidla 50–100 % materiálu hřibu nepůvodního, asimilovaného na cestě vzhůru. Přesto je zde naděje, že analýza dostatečně velkého množství vzorků různých plášťových hřibů umožní vyřešit otázku, zda některé hřiby pocházejí až z hloubek 2 900 km z blízkosti zemského jádra.

Před 10 lety měli geochemikové k dispozici 5 nezávislých izotopových systémů ke studiu mísení plášťových zdrojů: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, a tři poměry radiogenních izotopů olova k izotopu ²⁰⁴Pb. Pomocí nich byly definovány 4 různé zdroje plášťového materiálu: DMM, HIMU, EM I a EM II. DMM je nejsvrchnější ochuzený plášť, zdroj středooceánských bazaltů, zbývající tři pocházejí z větších hloubek a jsou známy z horkých skvrn, tedy projevů plášťových hřibů na mořském dně. Izotopová evoluce, tj. diferenciace těchto čtyř koncových členů, musela trvat 1–2 miliardy let, proto jsou izotopy lepším nástrojem ke studiu mísení plášťových zdrojů než pouhé obsahy stopových prvků. Vynesením izotopových analýz velkého množství vzorků do některého diagramu, např. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr proti ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, vznikne shluk bodů mezi čtyřmi vrcholy, odtud pochází definice čtyř různých základních typů plášťového materiálu. Po určitou dobu se zdálo, že vždy s analytickým zvládnutím nového izotopového systému bude nutné k horninám pláště přidat další základní typ. Alespoň se na to téma vtipkovalo mezi laboratořemi. Pak však byl objeven systém ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf a o něco později systém ¹⁸⁷Os/¹⁸⁶Os a pole analýz stále vystačilo se čtyřmi vrcholy. Je zajímavé, že většina vzorků extrémního složení, tj. blížících se koncovým členům, pochází z jižní polokoule. Vzorky ze severní polokoule jsou daleko méně variabilní. Převaha koncových členů EM I a EM II obohacených refraktorními prvky, patrně obsahujících recyklovanou sedimentární složku, a HIMU, pravděpodobně obsahující starou recyklovanou oceánskou kůru, na jižní polokouli vedla k definici tv. anomálie DUPAL. Nejextrémnější izotopová složení se soustředí do dvou míst anomálie DUPAL. Tato místa odpovídají tomografickým megastrukturám harvardské skupiny. To by ukazovalo na spodnoplášťový původ složek EM I, EM II a HIMU až z rozhraní pláště s jádrem v hloubce 2 900 km. Naproti tomu plášťové hřiby Galapág a Islandu, oblastí na severní polokouli, obsahují převahu složky DMM. Pocházejí patrně z hloubky pouhých 660 km, z rozhraní svrchního a spodního pláště. Svědčí o tom, že konvekce hmoty může probíhat i ve skromnějším měřítku poměrně tenkého svrchního pláště.

Vraťme se však ke střednokřídovému velehřibu. Tato epizoda, při které se zdvojnásobila celosvětová produkce oceánské kůry v krátkém časovém úseku 5 milionů let, měla nutně závažné geologické důsledky. Prvním z nich bylo zvýšení hladiny světového oceánu přibližně o 250 m ve srovnání s dnešním stavem. Za předpokladu, že celkové množství vody ve světovém oceánu je konstantní, zvýšení hladiny jednoduše odráží odpovídající zvýšení úrovně mořského dna. Oceán nad nově vzniklou kůrou je mělký, protože kůra je ještě relativně teplá, má nižší hustotu a tudíž větší objem. Při chladnutí se horniny smršťují a mořské dno se prohlubuje. Ze stejného důvodu se středooceánské hřbety vyvyšují nad chladnější a starší kůru po stranách. V důsledku výstupu střednokřídového plášťového velehřibu byly zaplaveny rozsáhlé oblasti kontinentů.

Ve střední křídě došlo rovněž ke zvýšené depozici organického uhlíku a karbonátu. Fytoplankton a zooplankton žije v mělkých vodách, kam částečně proniká sluneční světlo. V neobyčejně teplém moři střední křídy rostla biomasa zvýšenou rychlostí. V jiných dobách se odumřelé organizmy rozpouštějí dříve, než dopadnou na mořské dno, v důsledku vysokého tlaku vodního sloupce. Ve střední křídě však zůstala odumřelá biomasa uchována v sedimentech díky mělkosti kontinentálních moří. Epizoda byla doprovázena vyšší teplotou vzduchu, způsobenou skleníkovým efektem. Mohutné vulkanické erupce vedly k úniku různých skleníkových plynů, v největší míře oxidu siřičitého. Část organické hmoty pohřbené ve zvýšené míře v teplých mořích střední křídy se pozdějšími geologickými procesy přeměnila v kaustobiolity (z ř. kaustos – hořlavý, bios – život a lithos – kámen), především ropu. Odhaduje se, že ropa odvozená od organické hmoty střednokřídového stáří tvoří 50 % světových zásob. Dostáváme se tak k jednomu úsměvnému paradoxu: Zesílený skleníkový efekt střední křídy dal vznik kaustobiolitům, jejichž spalováním si lidstvo přivodilo další skleníkový efekt v současné době. I za naše současné problémy může plášťový velehřib.