El manto de la Tierra es una capa de roca de silicato entre la corteza y el núcleo externo . Tiene una masa de 4.01 × 10 24 kg y, por lo tanto, constituye el 67% de la masa de la Tierra. [1] Tiene un grosor de 2.900 kilómetros (1.800 mi) [1] y representa aproximadamente el 84% del volumen de la Tierra. Es predominantemente sólido, pero en el tiempo geológico , se comporta como un fluido viscoso , a veces descrito como de consistencia de caramelo . [2] [3] El derretimiento parcial del manto en las dorsales oceánicas produce una corteza oceánica y el derretimiento parcial del manto en las zonas de subducción produce una corteza continental . [4]
Estructura
Reología
El manto de la Tierra está dividido en dos capas reológicas principales : la litosfera rígida que comprende el manto superior y la astenosfera más viscosa , separada por el límite litosfera-astenosfera . La litosfera subyacente a la corteza oceánica tiene un espesor de alrededor de 100 km, mientras que la litosfera subyacente a la corteza continental tiene generalmente un espesor de 150 a 200 km. [5] La litosfera y la corteza suprayacente forman placas tectónicas , que se mueven sobre la astenosfera.
El manto de la Tierra está dividido en tres capas principales definidas por cambios repentinos en la velocidad sísmica:
- el manto superior (comenzando en el Moho, o la base de la corteza alrededor de 7 a 35 km (4,3 a 21,7 mi) hacia abajo hasta 410 km (250 mi)) [6]
- la zona de transición (aproximadamente 410-660 km o 250-410 mi), en la que la wadsleyita (≈ 410-520 km o 250-320 mi) y ringwoodita (≈ 525-660 km o 326-410 mi) son estables
- el manto inferior (aproximadamente 660-2,891 km o 410-1,796 mi), en el que bridgmanita (≈ 660-2,685 km o 410-1,668 mi) y post-perovskita (≈ 2,685-2,891 km o 1,668-1,796 mi) son estables
Los ~ 200 km inferiores del manto inferior constituyen la capa D "( D-double-prime ), una región con propiedades sísmicas anómalas. Esta región también contiene LLSVP y ULVZ .
Estructura mineralógica
La parte superior del manto está definida por un aumento repentino en la velocidad sísmica, que fue observado por primera vez por Andrija Mohorovičić en 1909; este límite ahora se conoce como la discontinuidad de Mohorovičić o "Moho". [7] [8]
El manto superior es predominantemente peridotita , compuesto principalmente de proporciones variables de los minerales olivino , clinopiroxeno , ortopiroxeno y una fase aluminosa. La fase aluminosa es plagioclasa en el manto superior, luego espinela y luego granate por debajo de ~ 100 km. Gradualmente a través del manto superior, los piroxenos se vuelven menos estables y se transforman en granate mayorítico .
En la parte superior de la zona de transición, el olivino sufre transiciones de fase isoquímica a wadsleyita y ringwoodita . A diferencia del olivino nominalmente anhidro, estos polimorfos de olivino de alta presión tienen una gran capacidad para almacenar agua en su estructura cristalina. Esto ha llevado a la hipótesis de que la zona de transición puede albergar una gran cantidad de agua. [9] En la base de la zona de transición, la ringwoodita se descompone en bridgmanita (antes llamada perovskita de silicato de magnesio) y ferropericlasa. El granate también se vuelve inestable en o ligeramente por debajo de la base de la zona de transición.
El manto inferior está compuesto principalmente de bridgmanita y ferropericlasa , con cantidades menores de perovskita de calcio , óxido estructurado de ferrita de calcio y estishovita . En los ~ 200 km más bajos del manto, la bridgmanita se transforma isoquímicamente en post-perovskita.
Composición
La composición química del manto es difícil de determinar con un alto grado de certeza porque es en gran parte inaccesible. Las exposiciones raras de rocas del manto ocurren en ofiolitas , donde secciones de litosfera oceánica se han obducido en un continente. Las rocas del manto también se muestrean como xenolitos dentro de basaltos o kimberlitas .
Compuesto | Porcentaje de masa |
---|---|
SiO 2 | 44,71 |
Al 2 O 3 | 3,98 |
FeO | 8.18 |
MnO | 0,13 |
MgO | 38,73 |
CaO | 3,17 |
Na 2 O | 0,13 |
Cr 2 O 3 | 0,57 |
TiO 2 | 0,13 |
NiO | 0,24 |
K 2 O | 0,006 |
P 2 O 5 | 0,019 |
La mayoría de las estimaciones de la composición del manto se basan en rocas que muestrean solo el manto superior. Existe un debate sobre si el resto del manto, especialmente el manto inferior, tiene la misma composición a granel. [12] La composición del manto ha cambiado a lo largo de la historia de la Tierra debido a la extracción de magma que se solidificó para formar la corteza oceánica y la corteza continental.
También se ha propuesto en un estudio de 2018 que una forma exótica de agua conocida como hielo VII puede formarse en el manto cuando los diamantes que contienen burbujas de agua presurizada se mueven hacia arriba, enfriando el agua a las condiciones necesarias para que se forme el hielo VII. [13]
Temperatura y presión
En el manto, las temperaturas oscilan entre aproximadamente 200 ° C (392 ° F) en el límite superior con la corteza y aproximadamente 4.000 ° C (7.230 ° F) en el límite entre el núcleo y el manto . [14] El gradiente geotérmico del manto aumenta rápidamente en las capas límite térmicas en la parte superior e inferior del manto, y aumenta gradualmente a través del interior del manto. [15] Aunque las temperaturas más altas superan con creces los puntos de fusión de las rocas del manto en la superficie (alrededor de 1200 ° C para la peridotita representativa), el manto es casi exclusivamente sólido. [16] La enorme presión litostática ejercida sobre el manto evita la fusión, porque la temperatura a la que comienza la fusión (el solidus ) aumenta con la presión.
La presión en el manto aumenta de unos pocos kbar en el Moho a 1390 kbar (139 GPa) en el límite entre el núcleo y el manto. [14]
Movimiento
Debido a la diferencia de temperatura entre la superficie de la Tierra y el núcleo externo y la capacidad de las rocas cristalinas a alta presión y temperatura para sufrir una deformación lenta, progresiva y viscosa durante millones de años, existe una circulación de material convectivo en el manto. [7] El material caliente sube , mientras que el material más frío (y más pesado) se hunde hacia abajo. El movimiento hacia abajo del material ocurre en los límites de las placas convergentes llamadas zonas de subducción. Se predice que las ubicaciones en la superficie que se encuentran sobre penachos tendrán una gran elevación (debido a la flotabilidad del penacho más caliente y menos denso debajo) y exhibirán un vulcanismo de puntos calientes . El vulcanismo a menudo atribuido a las plumas del manto profundo se explica alternativamente por la extensión pasiva de la corteza, lo que permite que el magma se filtre a la superficie: la hipótesis de la placa . [17]
La convección del manto de la Tierra es un proceso caótico (en el sentido de la dinámica de fluidos), que se cree que es una parte integral del movimiento de las placas. El movimiento de las placas no debe confundirse con la deriva continental, que se aplica exclusivamente al movimiento de los componentes de la corteza de los continentes. Los movimientos de la litosfera y el manto subyacente están acoplados ya que la litosfera descendente es un componente esencial de la convección en el manto. La deriva continental observada es una relación complicada entre las fuerzas que causan el hundimiento de la litosfera oceánica y los movimientos dentro del manto de la Tierra.
Aunque existe una tendencia a una mayor viscosidad a mayor profundidad, esta relación está lejos de ser lineal y muestra capas con una viscosidad drásticamente disminuida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo. [18] El manto dentro de unos 200 km (120 millas) por encima del límite entre el núcleo y el manto parece tener propiedades sísmicas claramente diferentes que el manto a profundidades ligeramente menores; esta inusual región del manto justo encima del núcleo se llama D ″ ("D doble prima"), una nomenclatura introducida hace más de 50 años por el geofísico Keith Bullen . [19] D ″ puede consistir en material de losas subducidas que descendieron y se posaron en el límite núcleo-manto y / o de un nuevo polimorfo mineral descubierto en perovskita llamado post-perovskita.
Los terremotos a poca profundidad son el resultado de fallas de deslizamiento; sin embargo, por debajo de unos 50 km (31 millas), las condiciones cálidas y de alta presión deberían inhibir una mayor sismicidad. El manto se considera viscoso e incapaz de fallar por fragilidad. Sin embargo, en las zonas de subducción, se observan terremotos hasta 670 km (420 mi). Se han propuesto varios mecanismos para explicar este fenómeno, incluida la deshidratación, la fuga térmica y el cambio de fase. El gradiente geotérmico se puede reducir donde el material frío de la superficie se hunde hacia abajo, aumentando la fuerza del manto circundante y permitiendo que ocurran terremotos a una profundidad de 400 km (250 millas) y 670 km (420 millas).
La presión en la parte inferior del manto es de ~ 136 G Pa (1,4 millones de atm ). [20] La presión aumenta a medida que aumenta la profundidad, ya que el material que se encuentra debajo tiene que soportar el peso de todo el material que está encima. Sin embargo, se cree que todo el manto se deforma como un fluido en escalas de tiempo largas, con deformación plástica permanente acomodada por el movimiento de defectos puntuales, lineales y / o planos a través de los cristales sólidos que componen el manto. Las estimaciones de la viscosidad del manto superior oscilan entre 10 19 y 10 24 Pa · s , dependiendo de la profundidad, [18] temperatura, composición, estado de estrés y muchos otros factores. Por lo tanto, el manto superior solo puede fluir muy lentamente. Sin embargo, cuando se aplican grandes fuerzas al manto superior, puede debilitarse, y se cree que este efecto es importante para permitir la formación de los límites de las placas tectónicas.
Exploración
La exploración del manto se realiza generalmente en el lecho marino y no en tierra debido a la relativa delgadez de la corteza oceánica en comparación con la corteza continental significativamente más gruesa.
El primer intento de exploración del manto, conocido como Proyecto Mohole , fue abandonado en 1966 después de repetidos fracasos y sobrecostos. La penetración más profunda fue de aproximadamente 180 m (590 pies). En 2005, un pozo oceánico alcanzó 1.416 metros (4.646 pies) por debajo del fondo del mar desde el buque de perforación oceánica JOIDES Resolution .
Más exitoso fue el Deep Sea Drilling Project (DSDP) que operó de 1968 a 1983. Coordinado por la Institución Scripps de Oceanografía de la Universidad de California en San Diego , DSDP proporcionó datos cruciales para respaldar la hipótesis de expansión del lecho marino y ayudó a probar la teoría. de la tectónica de placas . Glomar Challenger llevó a cabo las operaciones de perforación. DSDP fue el primero de tres programas científicos internacionales de perforación oceánica que han operado durante más de 40 años. La planificación científica se llevó a cabo bajo los auspicios de las Instituciones Oceanográficas Conjuntas para el Muestreo de la Tierra Profunda (JOIDES), cuyo grupo asesor estaba formado por 250 científicos distinguidos de instituciones académicas, agencias gubernamentales y la industria privada de todo el mundo. El Programa de Perforación Oceánica (ODP) continuó la exploración de 1985 a 2003 cuando fue reemplazado por el Programa Integrado de Perforación Oceánica (IODP). [21]
El 5 de marzo de 2007, un equipo de científicos a bordo del RRS James Cook se embarcó en un viaje a una zona del fondo marino atlántico donde el manto se encuentra expuesto sin ninguna capa de corteza, a medio camino entre las islas de Cabo Verde y el mar Caribe . El sitio expuesto se encuentra aproximadamente a tres kilómetros por debajo de la superficie del océano y cubre miles de kilómetros cuadrados. [22] [23] Un intento relativamente difícil de recuperar muestras del manto de la Tierra estaba programado para finales de 2007. [24] La misión Chikyu Hakken intentó utilizar el barco japonés Chikyū para perforar hasta 7.000 m (23.000 pies) por debajo del fondo del mar. Esto es casi tres veces más profundo que las perforaciones oceánicas precedentes .
En 2005 se propuso un método novedoso para explorar los pocos cientos de kilómetros superiores de la Tierra, que consiste en una sonda pequeña, densa y generadora de calor que se derrite a través de la corteza y el manto mientras su posición y progreso son rastreados por señales acústicas generadas. en las rocas. [25] La sonda consta de una esfera exterior de tungsteno de aproximadamente un metro de diámetro con un interior de cobalto-60 que actúa como fuente de calor radiactivo. Se calculó que dicha sonda alcanzará el Moho oceánico en menos de 6 meses y alcanzará profundidades mínimas de más de 100 km (62 millas) en unas pocas décadas bajo la litosfera tanto oceánica como continental . [26]
La exploración también se puede ayudar a través de simulaciones por computadora de la evolución del manto. En 2009, una aplicación de supercomputadora proporcionó nuevos conocimientos sobre la distribución de los depósitos minerales, especialmente los isótopos de hierro , desde que se desarrolló el manto hace 4.500 millones de años. [27]
Ver también
- Estructura de la Tierra
Referencias
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enlaces externos
- The Biggest Dig: Japan construye un barco para perforar el manto terrestre - Scientific American (septiembre de 2005)
- Información sobre el proyecto Mohole