miniatura|Unha superpluma xerada por un proceso de arrefriamento no manto (LVZ = zona de baixa velocidade)Based upon Figure 17 in
Unha pluma do manto é un mecanismo de convección proposto que ocorre dentro do manto da Terra no que ascende unha columna de material do manto, e hipotetizouse para explicar o vulcanismo anómalo, ás veces fóra dos bordos das placas tectónicas. Como a cabeza da pluma funde parcialmente ao chegar zonas de pouca profundidade, a pluma é proposta como a causa dos puntos quentes volcánicos, como os das Hawai ou Islandia e de grandes provincias ígneas, como as do Decán ou dos trapps siberianos. Algunhas desas rexións volcánicas quedan lonxe dos bordos de placas tectónicas, mentres que outras se encontran en zonas cun vulcanismo de volume extraordinariamente grande preto dos bordos de placas.
Conceptos
As plumas do manto foron propostas inicialmente por J. Tuzo Wilson en 1963 e o concepto desenvolveuno despois W. Jason Morgan en 1971 e 1972. Proponse a existencia dunha pluma do manto onde se forma (nuclea) material superquentado no límite núcleo-manto e que ascende a través do manto terrestre. En vez de tratarse dunha corrente continua, unha pluma debe considerarse como unha serie de burbullas quentes de material ascendente. Ao chegaren á codia terrestre superior forman diapiros. Estes diapiros son "puntos quentes" na codia. En concreto, o concepto de que as plumas do manto están fixas e ancoradas no límite codia-manto proporcionaría unha explicación natural á existencia de cadeas progresivas no tempo de vellos volcáns que se observa se estenden desde eses puntos quentes; por exemplo, a cadea de Hawai-montes Emperador. Porén, os datos paleomagnéticos mostran que as plumas do manto poden estar asociadas con grandes provincias de velocidade de cizalla baixa e poden moverse.
A teoría actual das plumas do manto baséase en que o material e a enerxía do interior da Terra son intercambiados coa codia superficial en dous fluxos convectivos distintos e bastante independentes:
Fluxo descendente: convección no manto superior. Como se teorizou previamente e está amplamente aceptado, o réxime predominante de estado estable das placas tectónicas é impulsado pola convección no manto superior, principalmente co afundimento (subdución) de placas litosféricas frías na astenosfera. Fluxo ascendente: convección das plumas. O réxime de retorno dominante do manto está interrompido intermitentemente e é impulsado pola convección das plumas, que transportan calor cara a arriba desde o límite núcleo-manto nunha columna estreita. Este segundo réxime, aínda que a miúdo é descontinuo, é periodicamente significativo na construción de montañas e na fragmentación continental.
A hipótese das plumas foi simulada en experimentos de laboratorio en pequenos tanques cheos de fluído a inicios da década de 1970s. As plumas dinámicas fluídas composicionais ou térmicas producidas desa maneira presentáronse como modelos das plumas do manto, que son moito máis grandes. Baseándose neses experimentos, as plumas do manto considérase agora que comprenden dúas partes: un conduto delgado longo que conecta a parte superior da pluma coa súa base, e unha cabeza bulbosa que se expande en tamaño a medida que a pluma ascende. A estrutura completa lembra un cogomelo. A cabeza bulbosa das plumas térmicas fórmase porque o material quente móvese cara a arriba a través do conduto máis rápido do que a propia pluma ascende a través do que a rodea. A finais da década de 1980 e principios da de 1990 os experimentos con modelos termais mostraron que a medida que a cabeza bulbosa se expande pode incorporar algo do manto adxacente na cabeza.
O tamaño e aparición de plumas do manto con forma de cogomelo pode predicirse pola teoría da inestabilidade transitoria de Tan e Thorpe. Esta teoría predí a existencia de plumas do manto con forma de cogomelo con cabezas duns 2000 km de diámetro que teñen un tempo crítico (tempo desde o comezo do quentamento do manto inferior á formación dunha pluma) duns 830 millóns de anos para un fluxo de calor núcleo-manto de 20 mW/m2, mentres que o tempo de ciclo (o tempo entre os eventos de formación da pluma) é duns 2000 millóns de anos. O número de plumas do manto existentes predise que é dunhas 17.
Cando a cabeza dunha pluma se encontra coa base da litosfera, espérase que se aplane contra esta barreira e sufra unha fusión por descompresión xeneralizada formando grandes volumes de magma basáltico. Entón pode facer erupción sobre a superficie. Modelos numéricos predín que a fusión e erupción terá lugar ao longo de varios millóns de anos. Estas erupcións foron ligadas a inundacións basálticas (grandes fluxos basálticos), aínda que moitas desas erupcións teñen lugar en escalas de tempo moito máis curtas (menos dun millón de anos). Exemplos son os trapps do Decán na India, os trapps siberianos de Asia, os basaltos/doleritas do Karoo-Ferrar do sur de África e Antártida, os trapps de Paraná e Etendeka de América do Sur e África (que antes constituían unha soa provincia ígnea, separada despois pola abertura do Atlántico sur), e os basaltos do Río Columbia de América do Norte. Estes fluxos ou inundacións basálticas cando se producen nos océanos denomínanse mesetas oceánicas, como a meseta de Ontong Java do Pacífico occidental e a meseta de Kerguelen no océano Índico.
O estreito conduto vertical que se postula conecta a cabeza da pluma co límite núcleo-manto, crese que proporciona unha subministración continua de magma ao punto quente. A medida que se move a placa tectónica supraxacente sobre estes puntos quentes, a erupción de magma desde a pluma en posición fixa sobre a superficie espérase que forme unha cadea de volcáns conforme a placa se move. A cadea das illas Hawai no océano Pacífico é o exemplo arquetípico. Descubriuse recentemente que o locus volcánico desta cadea non estivo fixo co paso do tempo, e así uniuse ao conxunto numeroso de exemplos tipo que non mostran as características clave propostas orixinalmente.
A erupción de fluxos basálticos de inundación continentais está a miúdo asociada co rifting continental e a fragmentación continental. Isto levou a formular a hipótese de que as plumas do manto contribúen ao rifting continental e á formación de cuncas oceánicas.
Química, fluxo de calor e fusión
miniatura|upright=1.5|Simulación hidrodinámica dun só "dedo" da inestabilidade de Rayleigh–Taylor, un posible mecanismo para a formación das plumas. No terceiro e cuarto episodio da secuencia, a pluma fórmase como un "sombreiro de cogomelo". Nótese que o núcleo terrestre está na parte superior do diagrama e a codia está na inferior. miniatura|Sección transversal da Terra mostrando a localización do manto superior (3) e inferior (5) , a capa D″ (6) e o núcleo externo (7) e interno (9).
A composición química e isotópica dos basaltos atopados nos puntos quentes é algo distinta da dos basaltos das dorsais oceánicas. Estes basaltos, tamén chamados basaltos de illa oceánica, son analizados na súa composición radioxénica e de isótopos estables. Nos sistemas de isótopos radioxénicos o material que orixinalmente subduciu crea diversas tendencias, denominadas compoñentes do manto. Compoñentes identificados do manto son: DMM (do inglés depleted mid-ocean ridge basalt mantle, manto de basalto de dorsal oceánica diminuído), HIMU (do inglés high U/Pb-ratio mantle, manto de alta razón U/Pb), EM1 (do inglés enriched mantle 1, manto enriquecido 1), EM2 (do inglés enriched mantle 2, manto enriquecido 2) e FOZO (do inglés focus zone, zona de foco). Esta sinatura xeoquímica orixínase pola mestura de materiais case superficiais como a "laxes" (slabs) de litosfera subducidas e sedimentos continentais, na fonte do manto. Hai dúas posibles interpretacións para isto. No contexto das plumas do manto, o material case superficial considérase que foi transportado ata o límite núcleo-manto polas laxes de subdución e que despois foi transportado de volta cara á superficie polas plumas. No contexto da hipótese das placas, o material subdiucido na súa maioría recircula no manto pouco profundo e é extraído de alí polos volcáns.
Os isótopos estables como o Fe son utilizados para rastrexar os procesos que o material ascendente vai experimentando durante a fusión.
O procesamento da codia oceánica, a litosfera e os sedimentos na zona de subdución desacopla os elementos traza hidrosolubles (por exemplo, K, Rb, Th) dos elementos traza inmóbiles (por exemplo, Ti, Nb, Ta), concentrando os elementos inmóbiles na laxe de subdución oceánica (os elementos hidrosolubles engádense á codia en illas e volcáns). A tomografía sísmica mostra que as laxes oceánicas subducidas se afunden ata o fondo da zona de transición do manto a profundidades de 650 km. A subdución a grandes profundidades é menos segura, pero hai evidencias de que poden afundirse ata profundidades de metade do manto inferior a uns 1.500 km.
A fonte de plumas do manto crese que é o límite núcleo-manto a 3.000 km de profundidade. Como hai pouco transporte de material a través do límite núcleo-manto, a transferencia de calor debe ocorrer por condución, con gradientes adiabáticos por riba e por debaixo deste límite. O límite núcleo-manto é unha forte descontinuidade térmica. A temperatura do núcleo é de aproximadamente 1.000 graos Celsius maior que a do manto que ten enriba. As plumas crese que ascenden a medida que a base do manto se fai máis quente e flotante.
As plumas crese que ascenden a través do manto e empezan a fundirse parcialmente ao chegaren a profundidades baixas na astenosfera por fusión por descompresión. Isto crearía grandes volumes de magma. Este fundido ascende á superficie e fai erupción formando puntos quentes.
O manto inferior e o núcleo
miniatura|Cálculo da temperatura terrestre coa profundidade. Curva descontinua: convección no manto en capas; curva continua: convección en todo o manto.
O máis claro contraste que se sabe que existe no manto profundo (1.000 km) é no límite núcleo-manto a 2.900 km. Propuxérase orixinalmente que as plumas do manto ascendían desde esta capa porque os puntos quentes que se asumía que eran a súa expresión na superficie pensábase que estaban en posición fixa respecto da pluma. Isto requiría que as plumas fosen alimentadas desde máis abaixo que a pouco profunda astenosfera, que se pensa está fluíndo rapidamente en resposta ao movemento das placas tectónicas que ten encima. Non hai outro límite térmico de capas maior na Terra profunda, de modo que o límite núcleo-manto era o único candidato.
A base do manto coñécese como capa D″, unha división sismolóxica da Terra. Parece ser distinta composicionalmente do manto que está máis arriba e pode conter materiais parcialmente fundidos.
No manto inferior hai dúas grandes provincias de velocidade de cizalla baixa baixo África e baixo o océano Pacífico. Postúlase que as plumas ascenden desde as súas superficies ou desde as súas beiras. As súas baixas velocidades sísmicas pensábase que indicaban que están relativamente quentes, aínda que recentemente se atopou que as súas velocidades baixas son debidas á alta densidade causada pola heteroxeneidade química.
Probas da teoría
Algunhas liñas comúns e básicas de probas citadas para apoiar a teoría son as cadeas lineais de volcáns, os gases nobres, as anomalías xeofísicas e a xeoquímica.
Cadeas lineais de volcáns