La convección del manto es el movimiento de arrastre muy lento del manto de silicato sólido de la Tierra causado por las corrientes de convección que transportan calor desde el interior a la superficie del planeta. [1] [2]
La litosfera de la superficie de la Tierra se encuentra sobre la astenosfera y las dos forman los componentes del manto superior . La litosfera se divide en varias placas tectónicas que se crean o consumen continuamente en los límites de las placas . La acreción ocurre cuando se agrega manto a los bordes crecientes de una placa, asociado con la expansión del fondo marino . Este material añadido caliente se enfría por conducción y convección de calor. En los bordes de consumo de la placa, el material se ha contraído térmicamente para volverse denso y se hunde por su propio peso en el proceso de subducción.generalmente en una fosa oceánica . [3]
Este material subducido se hunde por el interior de la Tierra. Algunos materiales subducidos parecen alcanzar el manto inferior , [4] mientras que en otras regiones, este material no puede hundirse más, posiblemente debido a una transición de fase de espinela a perovskita de silicato y magnesiowustita , una reacción endotérmica . [5]
La corteza oceánica subducida desencadena el vulcanismo , aunque los mecanismos básicos son variados. El vulcanismo puede ocurrir debido a procesos que agregan flotabilidad al manto parcialmente derretido, lo que causaría un flujo ascendente del derretimiento parcial debido a la disminución de su densidad. La convección secundaria puede causar vulcanismo superficial como consecuencia de la extensión intraplaca [6] y las plumas del manto . [7] En 1993 se sugirió que las inhomogeneidades en la capa D "tienen algún impacto en la convección del manto. [8]
La convección del manto hace que las placas tectónicas se muevan alrededor de la superficie de la Tierra. [9] Parece haber sido mucho más activo durante el período Hadeano , lo que resultó en una clasificación gravitacional de hierro fundido , níquel y sulfuros más pesados en el núcleo y minerales de silicato más ligeros en el manto.
Tipos de convección
A finales del siglo XX, hubo un debate significativo dentro de la comunidad geofísica sobre si es probable que la convección sea "en capas" o "completa". [11] [12] Aunque los elementos de este debate aún continúan, los resultados de la tomografía sísmica , las simulaciones numéricas de la convección del manto y el examen del campo gravitacional de la Tierra están comenzando a sugerir la existencia de una convección del manto 'completo', al menos en la actualidad . En este modelo, la litosfera oceánica subductora fría desciende desde la superficie hasta el límite entre el núcleo y el manto (CMB) y las columnas calientes se elevan desde el CMB hasta la superficie. [13] Esta imagen está fuertemente basada en los resultados de los modelos de tomografía sísmica global, que típicamente muestran anomalías en forma de placas y columnas que cruzan la zona de transición del manto.
Aunque ahora está bien aceptado que las losas subductoras cruzan la zona de transición del manto y descienden al manto inferior, persiste el debate sobre la existencia y continuidad de las columnas , con importantes implicaciones para el estilo de convección del manto. Este debate está relacionado con la controversia sobre si el vulcanismo intraplaca es causado por procesos superficiales del manto superior o por penachos del manto inferior. [6] Muchos estudios de geoquímica han argumentado que las lavas que erupcionaron en áreas intraplaca son diferentes en composición de los basaltos de las cordilleras oceánicas de origen superficial (MORB). Específicamente, por lo general tienen proporciones elevadas de helio-3 - helio-4. Al ser un nucleido primordial, el helio-3 no se produce naturalmente en la tierra. También escapa rápidamente de la atmósfera terrestre cuando hace erupción. La elevada relación He-3 / He-4 de los basaltos de Ocean Island (OIB) sugiere que deben ser fuentes de una parte de la tierra que no se haya fundido y reprocesado previamente de la misma manera que la fuente MORB. Esto se ha interpretado como su origen en una región diferente, menos mezclada, que se sugiere que es el manto inferior. Otros, sin embargo, han señalado que las diferencias geoquímicas podrían indicar la inclusión de un pequeño componente de material cercano a la superficie de la litosfera.
Planforma y vigor de la convección.
En la Tierra, se estima que el número de Rayleigh para la convección dentro del manto terrestre es del orden de 10 7 , lo que indica una convección vigorosa. Este valor corresponde a la convección del manto completo (es decir, la convección que se extiende desde la superficie de la Tierra hasta el borde con el núcleo ). A escala global, la expresión superficial de esta convección son los movimientos de las placas tectónicas y, por lo tanto, tiene velocidades de unos pocos centímetros por año. [14] [15] [16] Las velocidades pueden ser más rápidas para la convección a pequeña escala que ocurre en regiones de baja viscosidad debajo de la litosfera, y más lentas en el manto más bajo donde las viscosidades son mayores. Un solo ciclo de convección poco profundo toma del orden de 50 millones de años, aunque la convección más profunda puede estar más cerca de los 200 millones de años. [17]
Actualmente, se cree que la convección del manto completo incluye corrientes descendentes a gran escala debajo de las Américas y el Pacífico occidental, ambas regiones con una larga historia de subducción, y flujo ascendente debajo del Pacífico central y África, los cuales exhiben una topografía dinámica consistente con surgencia. [18] Este patrón de flujo a gran escala también es consistente con los movimientos de las placas tectónicas, que son la expresión superficial de la convección en el manto de la Tierra y actualmente indican convergencia de grado 2 hacia el Pacífico occidental y las Américas, y divergencia desde el Pacífico central y África. [19] La persistencia de la divergencia tectónica neta lejos de África y el Pacífico durante los últimos 250 Myr indica la estabilidad a largo plazo de este patrón general de flujo del manto, [19] y es consistente con otros estudios [20] [21] [22 ] que sugieren la estabilidad a largo plazo de las regiones LLSVP del manto más bajo que forman la base de estos afloramientos.
Arrastrarse en el manto
Debido a las temperaturas y presiones variables entre el manto inferior y superior, pueden ocurrir una variedad de procesos de fluencia con fluencia de dislocación dominando en el manto inferior y fluencia difusional dominando ocasionalmente en el manto superior. Sin embargo, existe una gran región de transición en los procesos de fluencia entre el manto superior e inferior e incluso dentro de cada sección, las propiedades de fluencia pueden cambiar fuertemente con la ubicación y, por lo tanto, la temperatura y la presión. En las regiones de fluencia de la ley de potencia, la ecuación de fluencia ajustada a los datos con n = 3–4 es estándar. [23]
Dado que el manto superior está compuesto principalmente de olivino ((Mg, Fe) 2SiO4), las características reológicas del manto superior son en gran parte las del olivino. La fuerza del olivino no solo escala con su temperatura de fusión, sino que también es muy sensible al contenido de agua y sílice. La depresión del sólido por impurezas, principalmente Ca, Al y Na, y la presión afecta el comportamiento de fluencia y, por lo tanto, contribuye al cambio en los mecanismos de fluencia con la ubicación. Si bien el comportamiento de fluencia generalmente se representa como temperatura homóloga frente a estrés, en el caso del manto a menudo es más útil observar la dependencia de la presión del estrés. Aunque la tensión es una simple fuerza sobre el área, definir el área es difícil en geología. La ecuación 1 demuestra la dependencia de la presión del estrés. Dado que es muy difícil simular las altas presiones en el manto (1MPa a 300–400 km), los datos de laboratorio de baja presión generalmente se extrapolan a altas presiones aplicando conceptos de fluencia de la metalurgia. [24]
La mayor parte del manto tiene temperaturas homólogas de 0,65-0,75 y experimenta tasas de deformación de por segundo. Las tensiones en el manto dependen de la densidad, la gravedad, los coeficientes de expansión térmica, las diferencias de temperatura que impulsan la convección y la distancia a la que se produce la convección, todo lo cual genera tensiones de alrededor de una fracción de 3-30MPa. Debido a los tamaños de grano grandes (con tensiones bajas de hasta varios mm), es poco probable que la fluencia de Nabarro-Herring (NH) domine realmente. Dados los tamaños de grano grandes, tiende a dominar la fluencia por dislocación. 14 MPa es la tensión por debajo de la cual domina la fluencia difusional y por encima de la cual domina la fluencia de la ley de potencia a 0,5 Tm de olivino. Por lo tanto, incluso para temperaturas relativamente bajas, la fluencia por difusión de la tensión funcionaría a un nivel demasiado bajo para condiciones realistas. Aunque la tasa de fluencia de la ley de potencia aumenta con el aumento del contenido de agua debido al debilitamiento, reduciendo la energía de activación de difusión y aumentando así la tasa de fluencia del NH, el NH generalmente todavía no es lo suficientemente grande para dominar. Sin embargo, la fluencia difusional puede dominar en partes muy frías o profundas del manto superior. La deformación adicional en el manto puede atribuirse a una mayor ductilidad por transformación. Por debajo de los 400 km, el olivino sufre una transformación de fase inducida por la presión, que puede provocar más deformaciones debido al aumento de la ductilidad. [24] Otra evidencia del dominio de la fluencia de la ley de potencia proviene de las orientaciones de celosía preferidas como resultado de la deformación. Bajo fluencia de dislocación, las estructuras cristalinas se reorientan en orientaciones de tensión más baja. Esto no ocurre bajo fluencia por difusión, por lo que la observación de las orientaciones preferidas en las muestras da crédito al dominio de la fluencia por dislocación. [25]
Convección del manto en otros cuerpos celestes
Un proceso similar de convección lenta probablemente ocurre (o ocurrió) en el interior de otros planetas (por ejemplo, Venus , Marte ) y algunos satélites (por ejemplo, Io , Europa , Encelado).
Ver también
- Límite núcleo-manto
- Geodinámica - Estudio de la dinámica de la Tierra
- Compatibilidad (geoquímica) - Distribución de oligoelementos en fusión
Referencias
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