Pluma do manto

Na Galipedia, a Wikipedia en galego.
Unha superpluma xerada por un proceso de arrefriamento no manto (LVZ = zona de baixa velocidade)[1]

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.[2] 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[editar | editar a fonte]

As plumas do manto foron propostas inicialmente por J. Tuzo Wilson en 1963[3][4] e o concepto desenvolveuno despois W. Jason Morgan en 1971 e 1972.[4] 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.[5] Ao chegaren á codia terrestre superior forman diapiros.[6] 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, oa datos paleomagnéticos mostran que as plumas do manto poden estar asociadas con grandes provincias de velocidade de cizalla baixa[7] e poden moverse.[8]

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,[6] que transportan calor cara 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[9] e na fragmentación continental.[10]

A hipótese das plumas foi simulada en experimentos de laboratorio en pequenos tanques cheos de fluído a inicios da década de 1970s.[11] 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 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.[12][13] 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.[14] 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.[15] 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.[16] 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.[17]

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[editar | editar a fonte]

Simulación hidrodinámica dun só "dedo" da inestabilidade de Rayleigh–Taylor, un posible mecanismo para a formación das plumas.[18] 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.
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.[19] 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.[20] 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).[21][22] 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 extrraído dalí polos volcáns.

Os isótopos estables como o Fe son utilizados para rastrexar os procesos que o material ascendente vai experimentando durante a fusión.[23]

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.[24] Como hai pouco transporte de material a través do límite núcleo-manto, a transferencia de calor debe ocorer 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[editar | editar a fonte]

Cálculo da temperatura terrestre coa profundidade. Curva descontinua: convección no manto en capas; curva continua: convección en todo o manto.[25]

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.[26] 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.[27][28]

Probas da teoría[editar | editar a fonte]

Algunhas liñas comúns e básicas de probas citadas para apoiar a teoría son as cadeas liñais de volcáns, os gases nobres, as anomalías xeofísicas e a xeoquímica.

Cadeas liñais de volcáns[editar | editar a fonte]

A distribución de illas e montes submarinos de idade progresiva da cadea Hawai-montes Emperador foi explicada como resultado da existencia dunha pluma do manto profundo fixa na mesma posición durante moitos millóns de anos, que ascende ata o manto superior, fúndese parcialmente e causa a formación dunha cadea volcánica a medida que a placa tectónica do Pacífico se move sobre ela.[24] Outros puntos quentes con cadeas volcánicas tamén con idades progresivas son o da illa Reunión, o de Chagos-dorsal de Laccadivas, a dorsal de Louisville, a dorsal de Noventta Leste, e os de Kerguelen, Tristán da Cuña e Yellowstone.

Aínda que hai evidencias de que as cadeas mencionadas teñen idades progresivas, sinalouse tamén que non están en posición fixas e ben aliñadas en relación coas outras illas. O exemplo máis salientable é a da cadea Emperador, a parte máis vella do sistema de Hawai, que se formou pola migación do punto quente ademais de polo movemento da placa.[29] Outro exemplo é o das illas Canarias no Atlántico (aínda que se formularon diversas hipóteses sobre a orixe do seu vulcanismo).[30][31]

Gases nobres e outros isótopos[editar | editar a fonte]

O helio-3 é un isótopo primordial formado no Big Bang. Outros procesos produciron pouco máis e engadiron moi pouco á Terra desde entón.[32] O helio-4 inclúe un compoñente primordial, pero tamén se produce pola desintegación radioactiva natural de elementos como o uranio e torio. Co paso do tempo, o helio da atmosfera superior pérdese no espazo. Así, a Terra foi quedando progresivamente privada de helio, e o 3He non se recupera por outros procesos, como si ocorría co 4He. Como resultado, a razón 3He/4He na Terra diminuíu co tempo.

Observouse un nivel atipicamente alto de 3He/4He nalgúns puntos quentes, pero non en todos. Isto explícase porque as plumas se alimentan dun profundo reservorio primordial no manto inferior, onde as razóns altas orixinais de 3He/4He se conservaron a través do tempo xeolóxico.[33]

Suxeriuse que outros elementos, por exemplo o osmio, son trazadores do material que se orixina preto do núcleo terrestre, presentes en basaltos de illas oceánicas. Porén, ata agora faltan probas concluíntes sobre isto.[34]

Anomalías xeofísicas[editar | editar a fonte]

Diagrama que mostra unha sección da litosfera terrestre (en amarelo) con magma que ascende desde o manto (en vermello). A codia pode moverse en relación á pluma, creando un rastro.

A hipótese da pluma foi testada biscando anomalías xeofísicas que se predí que están asociadas a elas. Estas poden ser térmicas, sísmicas e de elevación do terreo. As anomalías térmicas son inherentes ao termo "punto quente". Poden medirse de diversos xeitos, como por medio do fluxo de calor superficial, a petroloxía e a sismoloxía. As anomalías térmicas producen anomalías nas velocidades das ondas sísmicas, pero desafortunadamente tamén o fan a composición e a fusión parcial. Como resultado, a velocidade das ondas sísmicas non se pode usar simple e directamente para medir a temperatura, pero téñense adoptado outras estratexias máis sofisticadas.

As anomalías sísmicas identifícanse mapando variacións na velocidade das ondas a medida que as ondas viaxan a través da Terra. A velocidade das ondas sísmicas debería ser máis baixa cando estas atravesan unha pluma do manto quente en comparación con materiais similares a temperatura menor. O material do manto que contén unha traza de fusión parcial (por exemplo, como resultado de ter un menor punto de fusión), ou ser máis rico en Fe, tamén presenta unha velocidade das ondas sísmicas menor e eses efectos son máis fortes que a temperatura. Así, aínda que se tomaron as velocidades de ondas especialmente baixas para indicar a existencia dun manto anomalamente quente baixo os puntos quentes, esta interpretación é ambigua.[35] As imaxes de velocidades de ondas sísmicas máis comunmente citadas que se utilizan para buscar variacións en rexións onde se propón que hai plumas proceden da tomografía sísmica. Este método implica o uso dunha rede de sismómetros para construír imaxes tridimensionais da variación da velocidade das ondas sísmicas a través do manto.[36]

As ondas sísmicas xeradas por grandes terremotos permiten determinar a estrutura do interior da Terra ao longo da ruta do raio sísmico. As ondas sísmicas que viaxaron a mil quilómetros ou máis (tamén chamadas ondas telesísmicas) poden usarse para ter unha imaxe de grandes rexións do manto terrestre. Tamén teñen unha resolución limitada e só poden detectarse estruturas de polo menos centos de quilómetros de diámetro.

As imaxes de tomografía sísmica foron citadas como evidencias de varias plumas no manto terrestre.[37] Porén, está habendo unha intensa discusión sobre se a estrutura que se deduce das imaxes é fiable, e se corresponde con columnas de rocha ascendente quente.[38]

A hipótese das plumas do manto predí que as elevacións topográficas con forma de domo se desenvolven cando as cabezas das plumas premen a base da litosfera. Unha elevación deste tipo ocorreu cando se abriu o océano Atlántico hai uns 54 millóns de anos. Algúns científicos ligaron isto cunha posible pluma do manto que causaría a fragmentación de Laurasia e a apertura o Atlántico norte, que agora se pensa que está baixo Islandia. Porén, investigacións actuais indican que a historia temporal desta elevación é probablemente moito máis curta do predito. Por tanto, non está claro ata que punto é firme o apoio desta observación á hipótese da pluma do manto.

Xeoquímica[editar | editar a fonte]

Os basaltos que se encontran nas illas oceánicas son xeoquimicamente distintos dos basaltos de dorsal oceánica. Os basalto das illas oceánicas é máis diverso composicionalmente que o das dorsais, e a gran maioría das illas oceánicas están compostas de basalto alcalino enriquecido e sodio e potasio en relación co das dorsais. As illas máis grandes, como Hawai ou Islandia, son principalmente basaltos toleíticos, co basalto alcalino limitado aos últimos estadios do seu desenvolvemento, pero este basalto toleítico é quimicamente distinto do basalto toleítico das dorsais oceánicas. O basalto das illas oceánicas tende a estar máis enriquecido en magnesio, e tanto o basalto de illas oceánicas alcalino coma o toleitico están enriquecidos en trazas de elementos incompatibles, e os elementos lixerios raros na Terra mostran un enriquecemento particular comparados cos elementos pesados raros da Terra. As razóns de isótopos estables dos elementos estroncio, neodimio, hafnio, chumbo e osmio mostran amplas variacións en relación ao basalto de dorsal, que se atribúen á mestura de polo menos tres compoñentes do manto: HIMU cunha alta proporción de chumbo radioxénico, producido pola desintegración do uranio e outros elementos pesados radioacivos; EM1 con menos enriquecemento e chumbo radioxénico; e EM2 cunha razón 87Sr/86Sr alta. O helio nos basaltos de illas oceánicas mostra unha maior variación na razón 3He/4He que o das dorsais, e algúns valores aproxímanse ao valor primordial.[39]

A composición dos basaltos de illas oceánicas atribúese á presenza de reservorios químicos distintos no manto formados por subdución da codia oceánica. Estes inclúen reservorios correspodentes a HUIMU, EM1 e EM2. Estes reservorios pénsase que teñen diferentes composicións en elementos principais, baseándose na correlación entre as composicións dos elementos principais do basalto de illas oceánicas e as súas proporcións de isótopos estables. O basalto de illas oceánicas toleítico interprétase como un produto dun maior grao de fusión parcial en plumas especialmente quentes, mentres que o basalto de illas oceánicas toleítico interprétase como produto dun baixo grao de fusión parcial en plums máis pequenas e máis frías.[39]

Sismoloxía[editar | editar a fonte]

En 2015, baeándos e en datos de 273 grandes terremotos, compilouse un modelo baseado na tomografía de forma de onda completa (full waveform tomography), que necesitou o equivalente de 3 millóns de horas de tempo de supercomputador.[40] Debido a limitacións computacionais, non se podían usar os datos de alta frecuencia, e non quedaban datos sísmicos dispoñibles para gran parte do leito mariño.[40] Non obstante, baixo moitos puntos quentes visualizáronse plumas verticais 400 °C máis quentes que a rocha circundante, incluíndo os puntos quentes de Pitcairn, Macdonald, Samoa, Tahiti, Marquesas, Galápagos, Cabo Verde e Canarias.[41] Esténdense case verticalmente desde o límite núcleo-manto (profundidade de 2900 km) ata unha posible capa de cizalla e dobramento a 1000 km.[40] Eran detectables porque tiñan un ancho de 600–800 km, máis de tres veces a largura esperada segundo modelos contemporáneos.[40] Moitas destas plumas está en provincias de velocidade de cizalla baixa baixo África e o Pacífico, mentres que algúns outros puntos quentes como Yellowstone estaban menos claramente relacionados con características do manto no modelo.[42]

O tamaño inesperado das plumas deixa aberta a posibilidade de que poidan conducir unha cantidade de fluxo de calor interno terrestre de 44 terawatts desde o núcleo á superficie, e significa que o manto inferior ten menos convección da esperada, se ten algunha. É posible que haxa unha diferenza composicional entre as plumas e o manto que as rodea que as fai máis lentas e máis anchas.[40]

Localización suxeridas de plumas do manto[editar | editar a fonte]

Un exemplo de localizacións de plumas suxerida por un grupo recentemente.[43] Figura de Foulger (2010).[35] Círculos vermellos: plumas con posible orixe no límite núcleo-manto. Círculos amarelos: plumas con posible orixe no manto superior. Círculos verdes: plmas con posible orixe litosférica.

As plumas do manto pode ser fontes dos basaltos e inundación (grandes fluxos basálticos ou trapps).[44][45] Estas erupcións extremadamente rápidas e a grande escala de magmas basálticos orixinaron periodicamente provincias de basaltos de inundación continentais en mesetas continentais e oceánicas nas cuncas oceánicas, como os trapps do Decán,[46] os trapps siberianos[47] os basaltos de inundación de Karoo-Ferrar da época de Gondwana,[48] e os basaltos de inundación máis grandes coñecidos, os da povincia magmática atlántica central.[49]

Moitos eventos de emisión de basaltos de inundación continentais coinciden co rifting continental.[50] Isto é consistente cun sistema que tende cara ao equilibrio: a medida que a materia ascende nas plumas do manto, outros materias son arrastrando ao interior do manto, causando o rifting.[50]

Hipóteses alternativas[editar | editar a fonte]

En paralelo co modelo da pluma do manto, consideráronse dúas explicacións alternativas para o fenómeno observado: a hipótese das placas e a hipótese dos impactos.

A hipótese das placas[editar | editar a fonte]

Ilustración dos modelos en competencia sobre a reciclaxe da codia e o destino das laxes litosféricas subducidas. A hipótese das plumas invoca a subdución profunda (dereita), mentres que a hipótese das placas céntrase na subdución pouco profunda (esquerda).

Desde os inicios da década de 2000, a insatisfacción co estado das evidencias sobre as plumas do manto e a proliferación de hipóteses ad hoc sobre algúns aspectos levou a varios xeólogos, liderados por Don L. Anderson, Gillian Foulger e Warren B. Hamilton, a propoñer unha alternativa completa a ela baseada en procesos pouco profundos que ocorrían no manto superior e máis arriba, poñendo a énfase na tectónica de placas como forza impulsora do magmatismo.[51]

A hipótese das placas suxire que o vulcanismo "anómalo" é o resultado da extensión da litosfera que permite que o fundido ascenda pasivamente desde debaixo da astenosfera. Por tanto, é o inverso conceptual da hipótese das plumas porque a hipótese das placas atribúe o vulcanismo a procesos pouco profundos e próximos á superficie asociados coa tectónica de placas, en vez de a procesos activos orixinados no límite núcleo-manto.

A extensión litosférica deberíase a procesos relacionados coa tectónica de placas. Estes procesos compréndense ben nas dorsais oceánicas, onde ocorre a maioría do vulcanismo da Terra. É menos común que se recoñeza que as propias placas se deforman internamente e poden permitir o vulcanismo naquelas rexións nas que a deformación é extensional. Exemplos ben coñecidos son a provincia de Basin and Range no oeste dos EUA, o val rift do leste de África e a fosa do Rin. Segundo esta hipótese, os volumes variables de magma débense ás variacións na composición química (grandes volumes de vulcanismo corresponden a material do manto máis doado de fundir) en vez de a diferenzas de temperaturas.

Aínda que non nega a presenza de convección no manto profundo e de ascensos de material en xeral, a hipótese das placas mantén que estes procesos non orixinan plumas do manto no sentido de formacións columnares verticais que abranguen a maioría do manto terrestre, transportan grandes cantidades de calor e contribúen ao vulcanismo superficial.[35]:277

Baixo o paraugas da hipótese das placas, recoñécense os seguintes subprocesos, tods os cales poden contribuír a permitir un vulcanismo superficial:[35]

  • Fragmentación continental;
  • Fertilidade das dorsais oceánicas;
  • Aumento do vulcanismo nas unións entre placas tectónicas;
  • Convección sublitosférica a pequena escala;
  • Extensión oceánica intraplaca;
  • Desgarro e rotura da laxe de subdución;
  • Convección no manto pouco profundo;
  • Cambios laterais abruptos no estrés en descontinuidades estruturais;
  • Extensión continental intraplaca;
  • Adelgazamento litosférico catastrófico;
  • Estancamento e drenaxe do fundido sublitosférico.

A hipótese dos impactos[editar | editar a fonte]

Ademais destes procesos, os eventos de impacto, como os que crearon o cráter Addams en Venus e o complexo ígneo de Sudbury no Canadá, sábese que causaron fusión e vulcanismo. Na hipótese dos impactos, propúxose que o magmatismo dalgunhas rexións de vulcanismo de punto quente puido ser desencadeado por certos impactos oceánicos de grandes corpos que conseguiron penetrar a litosfera oceánica máis delgada, e á vez o volcanimso de basalto de inundación pode ser desencadeado por enerxía sísmica converxente enfocada no punto antipodal oposto aos sitios de grandes impactos.[52] O vulcanismo inducido por impactos non foi estudado axeitadamente e comprende unha categoría causal separada do vulcanismo terrestre con implicacións para o estudo dos puntos quentes e a tectónica de placas.

Comparación das hipóteses[editar | editar a fonte]

En 1997 fíxose posible usar a tomografía sísmica para obter unha imaxe das laxes tectónicas que se submerxen e penetran desde a superficie ata chegaren ao límite núcleo-manto.[53]

Para o caso do punto quente de Hawai, a tomografía de difracción das ondas sísmicas internas de período longo proporcionou evidencias de que unha pluma do manto é a responsable, como xa se propuxera en 1971.[54] Para o punto quente de Yellowstone, as evidencias sísmicas empezaron a converxer desde 2011 apoiando o modelo das plumas, como concluíron James et al., que afirmaron: "estamos a favor dunha pluma do manto inferior como a orixe do punto quente de Yellowstone."[55][56] Os datos obtidos polo Earthscope, un programa que recolle datos sísmicos de alta resolución nos Estados Unidos (excluídos Alasca e Hawai), aceleraron a aceptación da existencia dunha pluma baixo Yellowstone.[57][58]

Aínda que hai fortes evidencias de que polo menos existen dúas plumas do manto que ascenden desde o límite núcleo-manto, para confirmar que as outras hipóteses deben ser desestimadas cómpre obter evidencias sísmicas similares para os outros puntos quentes.

Notas[editar | editar a fonte]

  1. Based upon Figure 17 in Matyska, Ctirad; Yuen, David A. (2007). "Lower-mantle material properties and convection models of multiscale plumes". En Foulger, G. R.; Jurdy, D. M. Plates, plumes, and planetary processes. Geological Society of America. p. 159. ISBN 978-0-8137-2430-0. doi:10.1130/2007.2430(08). 
  2. "The question of mantle plumes". www.earthmagazine.org. Consultado o 2022-08-05. 
  3. Wilson, J. Tuzo (8 de xuño de 1963). "Hypothesis of earth's behaviour". Nature 198 (4884): 925–929. Bibcode:1963Natur.198..925T. doi:10.1038/198925a0. 
  4. 4,0 4,1 Duncan, Robert Ames; McDougall, Ian (1976). "Linear volcanism in French polynesia". Journal of Volcanology and Geothermal Research 1 (3): 197–227. Bibcode:1976JVGR....1..197D. doi:10.1016/0377-0273(76)90008-1. hdl:1885/140344. 
  5. Krishnamurti, Ruby; Howard, Louis N. (1981). "Large-scale flow generation in turbulent convection". Proceedings of the National Academy of Sciences 78 (4): 1981–1985. Bibcode:1981PNAS...78.1981K. PMC 319265. PMID 16592996. doi:10.1073/pnas.78.4.1981. 
  6. 6,0 6,1 Larson, R.L. (1991). "Latest pulse of Earth: Evidence for a mid-Cretaceous superplume". Geology 19 (6): 547–550. Bibcode:1991Geo....19..547L. doi:10.1130/0091-7613(1991)019<0547:LPOEEF>2.3.CO;2. 
  7. French, Scott W.; Romanowicz, Barbara (2015). "Broad plumes rooted at the base of the Earth's mantle beneath major hotspots". Nature 525 (7567): 95–99. Bibcode:2015Natur.525...95F. ISSN 0028-0836. PMID 26333468. doi:10.1038/nature14876. 
  8. Bono, Richard K.; Tarduno, John A.; Bunge, Hans-Peter (2019-07-29). "Hotspot motion caused the Hawaiian-Emperor Bend and LLSVPs are not fixed". Nature Communications 10 (1): 3370. Bibcode:2019NatCo..10.3370B. ISSN 2041-1723. PMC 6662702. PMID 31358746. doi:10.1038/s41467-019-11314-6. 
  9. Stein, M.; Hofmann, A.W. (1994). "Mantle plumes and episodic continental growth". Nature 372 (6501): 63–68. Bibcode:1994Natur.372...63S. doi:10.1038/372063a0. 
  10. Storey, B.C. (1995). "The role of mantle plumes in continental breakup: Case histories from Gondwana". Nature 377 (6547): 301–308. Bibcode:1995Natur.377..301S. doi:10.1038/377301a0. 
  11. Whitehead Jr., John A.; Luther, Douglas S. (1975). "Dynamics of laboratory diapir and plume models". Journal of Geophysical Research 80 (5): 705–717. Bibcode:1975JGR....80..705W. doi:10.1029/JB080i005p00705. 
  12. Tan, K. K.; Thorpe, R. B. (1999). "The onset of convection driven by buoyancy caused by various modes of transient heat conduction, Part I: Transient Rayleigh numbers". J. Chem. Eng. Sci. 54 (2): 225–238. doi:10.1016/S0009-2509(98)00248-6. 
  13. Tan, K.K.; Thorpe, R. B. (1999). "The onset of convection driven by buoyancy caused by various modes of transient heat conduction, Part II: the sizes of plumes". J. Chem. Eng. Sci 54 (2): 239–244. doi:10.1016/S0009-2509(98)00249-8. 
  14. Tan, K. K.; Thorpe, R. B.; Zhao Z., Zhidan (2011). "On predicting the mantle mushroom plumes". Geoscience Frontiers 2 (2): 223–235. doi:10.1016/j.gsf.2011.03.001. 
  15. Farnetani, C. G.; Richards, M. A. (1994). "Numerical investigations of the mantle plume initiation model for flood basalt events". J. Geophys. Res. 99 (B7): 13,813–13,833. Bibcode:1994JGR....9913813F. doi:10.1029/94jb00649. 
  16. Skilbeck, J. N.; Whitehead, J. A. (1978). "Formation of discrete islands in linear chains". Nature 272 (5653): 499–501. Bibcode:1978Natur.272..499S. doi:10.1038/272499a0. 
  17. Sager, William W. "Insight into Motion of the Hawaiian Hotspot from Paleomagnetism". www.MantlePlume.org. Consultado o 2011-01-10. 
  18. Li, Shengtai; Li, Hui. "Parallel AMR Code for Compressible MHD or HD Equations". Los Alamos National Laboratory. Arquivado dende o orixinal o 2016-03-03. Consultado o 2006-09-05. 
  19. White, William M. (2010). "Oceanic Island Basalts and Mantle Plumes: The Geochemical Perspective". Annual Review of Earth and Planetary Sciences 38 (1): 133–160. Bibcode:2010AREPS..38..133W. ISSN 0084-6597. doi:10.1146/annurev-earth-040809-152450. 
  20. Hofmann, A. W. (1997). "Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism". Nature 385 (6613): 219–229. Bibcode:1997Natur.385..219H. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/385219a0. 
  21. Zindler, A (1986-01-01). "Chemical Geodynamics". Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14 (1): 493–571. ISSN 0084-6597. doi:10.1146/annurev.earth.14.1.493. 
  22. Stracke, Andreas; Hofmann, Albrecht W.; Hart, Stan R. (2005). "FOZO, HIMU, and the rest of the mantle zoo". Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6 (5): n/a. Bibcode:2005GGG.....6.5007S. ISSN 1525-2027. doi:10.1029/2004gc000824. hdl:1912/451. 
  23. Nebel, Oliver; Sossi, Paolo A.; Bénard, Antoine; Arculus, Richard J.; Yaxley, Gregory M.; Woodhead, Jon D.; Rhodri Davies, D.; Ruttor, Saskia (2019). "Reconciling petrological and isotopic mixing mechanisms in the Pitcairn mantle plume using stable Fe isotopes" (PDF). Earth and Planetary Science Letters 521: 60–67. Bibcode:2019E&PSL.521...60N. ISSN 0012-821X. doi:10.1016/j.epsl.2019.05.037. 
  24. 24,0 24,1 Morgan, W. J. (1972). "Deep mantle convection plumes and plate motions". Bull. Am. Assoc. Pet. Geol. 56: 203–213. 
  25. Condie, Kent C. (1997). Plate tectonics and crustal evolution (4th ed.). Butterworth-Heinemann. p. 5. ISBN 978-0-7506-3386-4. 
  26. Niu, Yaoling (2018). "Origin of the LLSVPs at the base of the mantle is a consequence of plate tectonics – A petrological and geochemical perspective". Geoscience Frontiers 9 (5): 1265–1278. Bibcode:2018AGUFM.T43A..02N. ISSN 1674-9871. doi:10.1016/j.gsf.2018.03.005. 
  27. Brodholt, John P.; Helffrich, George; Trampert, Jeannot (2007). "Chemical versus thermal heterogeneity in the lower mantle: The most likely role of anelasticity". Earth and Planetary Science Letters 262 (3–4): 429–437. Bibcode:2007E&PSL.262..429B. doi:10.1016/j.epsl.2007.07.054. 
  28. Trampert, J.; Deschamps, F.; Resovsky, J.; Yuen, D. (2004). "Probabilistic tomography maps chemical heterogeneities throughout the lower mantle". Science 306 (5697). pp. 853–856. Bibcode:2004Sci...306..853T. PMID 15514153. doi:10.1126/science.1101996. 
  29. Tarduno, John A. (xullo de 2007). "On the motion of Hawaii and other mantle plumes". Chemical Geology (en inglés) 241 (3–4): 234–247. Bibcode:2007ChGeo.241..234T. doi:10.1016/j.chemgeo.2007.01.021. 
  30. Zaczek, Kirsten; Troll, Valentin R.; Cachao, Mario; Ferreira, Jorge; Deegan, Frances M.; Carracedo, Juan Carlos; Soler, Vicente; Meade, Fiona C.; Burchardt, Steffi (2015-01-22). "Nannofossils in 2011 El Hierro eruptive products reinstate plume model for Canary Islands". Scientific Reports (en inglés) 5 (1): 7945. Bibcode:2015NatSR...5E7945Z. ISSN 2045-2322. PMC 4302296. PMID 25609055. doi:10.1038/srep07945. 
  31. Carracedo, Juan Carlos; Troll, Valentin R. (2021-01-01). Alderton, David; Elias, Scott A., eds. North-East Atlantic Islands: The Macaronesian Archipelagos. Encyclopedia of Geology (Second Edition) (en inglés) (Oxford: Academic Press). pp. 674–699. ISBN 978-0-08-102909-1. doi:10.1016/b978-0-08-102908-4.00027-8. Consultado o 2021-03-29. 
  32. Anderson, D. L. (1998). "A model to explain the various paradoxes associated with mantle noble gas geochemistry". Proc. Natl. Acad. Sci. 95 (16): 9087–9092. Bibcode:1998PNAS...95.9087A. PMC 21296. PMID 9689038. doi:10.1073/pnas.95.16.9087. 
  33. Kurz, Mark (1999). "Dynamics of the Galapagos hotspot from helium isotope geochemistry". Geochimica et Cosmochimica Acta 63 (23–24): 4139–4156. Bibcode:1999GeCoA..63.4139K. doi:10.1016/S0016-7037(99)00314-2. 
  34. Scherstén, Anders. "Re-Os, Pt-Os and Hf-W isotopes and tracing the core in mantle melts". www.MantlePlume.org. Consultado o 2011-01-18. 
  35. 35,0 35,1 35,2 35,3 Foulger, G. R. (2010). Plates vs. Plumes: A Geological Controversy. Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4051-6148-0. 
  36. Ritsema, J.; van Heijst, H. J.; Woodhouse, J. H. (1999). "Complex shear wave velocity structure imaged beneath Africa and Iceland" (PDF). Science 286 (5446): 1925–1928. PMID 10583949. doi:10.1126/science.286.5446.1925. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 2011-05-22. 
  37. Montelli, R.; Nolet, G.; Dahlen, F.; Masters, G. (2006). "A catalogue of deep mantle plumes: new results from finite-frequency tomography". Geochemistry, Geophysics, Geosystems 7 (11). pp. n/a. Bibcode:2006GGG.....711007M. doi:10.1029/2006GC001248. 
  38. "Banana-doughnut tomography – can it reveal plumes (better than conventional ray theory)?". www.MantlePlumes.org. Consultado o 2011-01-19. 
  39. 39,0 39,1 Suetsugu, D.; Steinberger, B.; Kogiso, T. (2013). "Mantle Plumes and Hotspots". Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences: B9780124095489028682. ISBN 9780124095489. doi:10.1016/B978-0-12-409548-9.02868-2. 
  40. 40,0 40,1 40,2 40,3 40,4 Eric Hand (2015-09-04). "Mantle plumes seen rising from Earth's core". Science 349 (6252): 1032–1033. Bibcode:2015Sci...349.1032H. PMID 26339001. doi:10.1126/science.349.6252.1032. 
  41. Scott W. French; Barbara Romanowicz (2015-09-03). "Broad plumes rooted at the base of the Earth's mantle beneath major hotspots". Nature 525 (7567): 95–99. Bibcode:2015Natur.525...95F. PMID 26333468. doi:10.1038/nature14876. 
  42. Robert Sanders (2015-09-02). "CT scan of Earth links deep mantle plumes with volcanic hotspots". Berkeley News (UC Berkeley). 
  43. Courtillot, V.; Davaillie, A.; Besse, J.; Stock, J. (2003). "Three distinct types of hotspots in the Earth's mantle". Earth and Planetary Science Letters 205 (3–4): 295–308. Bibcode:2003E&PSL.205..295C. doi:10.1016/S0012-821X(02)01048-8. 
  44. Richards, M.A.; Duncan, R.A.; Courtillot, V.E. (1989). "Flood basalts, and hotspot tracks: Plume heads and tails". Science 246 (4926): 103–107. Bibcode:1989Sci...246..103R. PMID 17837768. doi:10.1126/science.246.4926.103. 
  45. Griffiths, R.W.; Campbell, I.H. (1990). "Stirring and structure in mantle plumes". Earth and Planetary Science Letters 99 (1–2): 66–78. Bibcode:1990E&PSL..99...66G. doi:10.1016/0012-821X(90)90071-5. 
  46. Duncan, R.A.; Pyle, D.G. (1988). "Rapid eruption of the Deccan flood basalts at the Cretaceous/Tertiary boundary". Nature 333 (6176): 841–843. Bibcode:1988Natur.333..841D. doi:10.1038/333841a0. 
  47. Renne, P.R.; Basu, A.R. (1991). "Rapid eruption of the Siberian Traps flood basalts at the Permo-Triassic boundary". Science 253 (5016): 176–179. Bibcode:1991Sci...253..176R. PMID 17779134. doi:10.1126/science.253.5016.176. 
  48. Encarnacion, J.; Fleming, T.H.; Elliot, D.H.; Eales, H.V. (1996). "Synchronous emplacement of Ferrar and Karoo dolerites and the early breakup of Gondwana". Geology 24 (6): 535–538. Bibcode:1996Geo....24..535E. doi:10.1130/0091-7613(1996)024<0535:SEOFAK>2.3.CO;2. 
  49. El Hachimi, H.; et al. (2011). "Morphology, internal architecture and emplacement mechanisms of lava flows from the Central Atlantic Magmatic Province (CAMP) of Argana Basin (Morocco)". En van Hinsbergen, D. J. J. The formation and evolution of Africa: a synopsis of 3.8 Ga of earth history. Geological Society, London, Special Publications. Special Publications volume 357 357 (Londres: Geological Society of London). pp. 167–193. Bibcode:2011GSLSP.357..167H. ISBN 978-1-86239-335-6. doi:10.1144/SP357.9. 
  50. 50,0 50,1 Renne, P.R.; Zhang, Z.C.; Richards, M.A.; Black, M.T.; Basu, A.R. (1995). "Synchrony and causal relations between Permian-Triassic boundary crises and Siberian flood volcanism". Science 269 (5229): 1413–1416. Bibcode:1995Sci...269.1413R. PMID 17731151. doi:10.1126/science.269.5229.1413. 
  51. Pratt, Sara (2015-12-20). "The question of mantle plumes". EARTH Magazine. American Geosciences Institute. Arquivado dende o orixinal o 2019-12-07. Consultado o 2019-12-07. 
  52. Hagstrum, Jonathan T. (2005). "Antipodal Hotspots and Bipolar Catastrophes: Were Oceanic Large-body Impacts the Cause?" (PDF). Earth and Planetary Science Letters 236 (1–2): 13–27. Bibcode:2005E&PSL.236...13H. doi:10.1016/j.epsl.2005.02.020. 
  53. Kerr, Richard A. (31 de xaneiro de 1997). "Deep-Sinking Slabs Stir the Mantle". Science (AAAS) 275 (5300): 613–615. doi:10.1126/science.275.5300.613. Consultado o 2013-06-13. 
  54. Ji, Ying; ataf, Henri-Claude N (xuño de 1998). "Detection of mantle plumes in the lower mantle by diffraction tomography: Hawaii". Earth and Planetary Science Letters 159 (3–4): 99–115. Bibcode:1998E&PSL.159...99J. doi:10.1016/S0012-821X(98)00060-0. 
  55. James, David E.; Fouch, Matthew J.; Carlson, Richard W.; Roth, Jeffrey B. (maio de 2011). "Slab fragmentation, edge flow and the origin of the Yellowstone hotspot track". Earth and Planetary Science Letters 311 (1–2): 124–135. Bibcode:2011E&PSL.311..124J. doi:10.1016/j.epsl.2011.09.007. 
  56. Schmandt, Brandon; Dueker, Kenneth; Humphreys, Eugene; Hansen, Steven (abril de 2012). "Hot mantle upwelling across the 660 beneath Yellowstone" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 331–332: 224–236. Bibcode:2012E&PSL.331..224S. doi:10.1016/j.epsl.2012.03.025. 
  57. Kerr, Richard A. (xuño de 2013). "Geophysical Exploration Linking Deep Earth and Backyard Geology". Science 340 (6138): 1283–1285. Bibcode:2013Sci...340.1283K. PMID 23766309. doi:10.1126/science.340.6138.1283. 
  58. Kerr, Richard A. (abril de 2013). "The Deep Earth Machine Is Coming Together". Science 340 (6128): 22–24. Bibcode:2013Sci...340...22K. PMID 23559231. doi:10.1126/science.340.6128.22. 

Véxase tamén[editar | editar a fonte]

Outros artigos[editar | editar a fonte]

Ligazóns externas[editar | editar a fonte]