El manto superior de la Tierra es una capa de roca muy gruesa dentro del planeta, que comienza justo debajo de la corteza (a unos 10 km (6,2 millas) bajo los océanos y unos 35 km (22 millas) bajo los continentes) y termina en el parte superior del manto inferior a 670 km (420 millas). Las temperaturas varían desde aproximadamente 200 ° C (392 ° F) en el límite superior con la corteza hasta aproximadamente 900 ° C (1,650 ° F) en el límite con el manto inferior. El material del manto superior que ha subido a la superficie está compuesto por aproximadamente un 55% de olivino , un 35% de piroxeno y un 5 a 10% de óxido de calcio y minerales de óxido de aluminio como la plagioclasa ,espinela o granate , dependiendo de la profundidad.
Estructura sísmica
El perfil de densidad a través de la Tierra está determinado por la velocidad de las ondas sísmicas. La densidad aumenta progresivamente en cada capa en gran parte debido a la compresión de la roca a mayores profundidades. Se producen cambios bruscos de densidad donde cambia la composición del material. [1]
El manto superior comienza justo debajo de la corteza y termina en la parte superior del manto inferior. El manto superior hace que las placas tectónicas se muevan.
La corteza y el manto se distinguen por su composición, mientras que la litosfera y la astenosfera se definen por un cambio en las propiedades mecánicas. [2]
La parte superior del manto está definida por un aumento repentino en la velocidad de las ondas sísmicas, que fue observado por primera vez por Andrija Mohorovičić en 1909; este límite ahora se conoce como la discontinuidad de Mohorovičić o "Moho". [3]
El Moho define la base de la corteza y varía de 10 km (6,2 millas) a 70 km (43 millas) por debajo de la superficie de la Tierra. La corteza oceánica es más delgada que la corteza continental y generalmente tiene menos de 10 km (6.2 millas) de espesor. La corteza continental tiene aproximadamente 35 km (22 millas) de espesor, pero la gran raíz de la corteza debajo de la meseta tibetana tiene aproximadamente 70 km (43 millas) de espesor. [4]
El grosor del manto superior es de unos 640 km (400 millas). Todo el manto tiene un grosor de aproximadamente 2.900 km (1.800 millas), lo que significa que el manto superior tiene solo alrededor del 20% del grosor total del manto. [4]
El límite entre el manto superior y el manto inferior es una discontinuidad de 670 km (420 millas). [2] Los terremotos a poca profundidad son el resultado de fallas de deslizamiento ; sin embargo, por debajo de unos 50 km (31 millas), las condiciones de alta presión y calor inhiben una mayor sismicidad. El manto es viscoso e incapaz de fallar . Sin embargo, en las zonas de subducción , se observan terremotos hasta 670 km (420 mi). [1]
Discontinuidad de Lehmann
La discontinuidad Lehmann es un aumento brusco de P onda * y S onda * velocidades a la profundidad de 220 km (140 millas) [5] (Tenga en cuenta que este es un "Lehmann discontinuidad" diferente a la que entre los núcleos interior y exterior de la Tierra etiquetado en la imagen de la derecha.)
Zona de transición
La zona de transición se encuentra entre el manto superior y el manto inferior entre una profundidad de 410 km (250 mi) y 670 km (420 mi).
Se cree que esto ocurre como resultado de la reordenación de los granos en el olivino para formar una estructura cristalina más densa como resultado del aumento de la presión al aumentar la profundidad. [6] Por debajo de una profundidad de 670 km (420 millas), debido a los cambios de presión, los minerales ringwoodita se transforman en dos nuevas fases más densas, bridgmanita y periclasa. Esto se puede ver usando ondas corporales de terremotos , que se convierten, reflejan o refractan en el límite y se predicen a partir de la física mineral , ya que los cambios de fase dependen de la temperatura y la densidad y, por lo tanto, de la profundidad. [6]
Discontinuidad de 410 km
Se observa un solo pico en todos los datos sismológicos a 410 km (250 millas) que se predice por la transición única de α- a β- Mg 2 SiO 4 (olivino a wadsleyita ). Desde la pendiente de Clapeyron, se espera que la discontinuidad de Moho sea menos profunda en las regiones frías, como las losas en subducción , y más profunda en las regiones más cálidas, como las plumas del manto . [6]
670 km discontinuidad
Esta es la discontinuidad más compleja y marca el límite entre el manto superior e inferior. Aparece en los precursores de PP (una onda que refleja la discontinuidad una vez) solo en ciertas regiones, pero siempre es evidente en los precursores de SS. [6] Se ve como reflejos simples y dobles en las funciones del receptor para las conversiones P a S en un amplio rango de profundidades (640 a 720 km o 397 a 447 millas). La pendiente de Clapeyron predice una discontinuidad más profunda en las regiones más frías y una discontinuidad menos profunda en las regiones más cálidas. [6] Esta discontinuidad está generalmente relacionada con la transición de ringwoodita a bridgmanita y periclasa . [7] Esta es termodinámicamente una reacción endotérmica y crea un salto de viscosidad. Ambas características hacen que esta transición de fase juegue un papel importante en los modelos geodinámicos. [8]
Otras discontinuidades
Se predice otra transición de fase importante a 520 km (320 millas) para la transición de olivino (β a γ) y granate en el manto de pirolita . [9] Este solo se ha observado esporádicamente en los datos sismológicos. [10]
Se han sugerido otras transiciones de fase no global en un rango de profundidades. [6] [11]
Temperatura y presión
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. [12] La temperatura más alta del manto superior es de 900 ° C (1,650 ° F) [13] Aunque la temperatura alta excede con creces los puntos de fusión de las rocas del manto en la superficie, el manto es casi exclusivamente sólido. [14]
La enorme presión litostática que se ejerce sobre el manto evita que se derrita , porque la temperatura a la que comienza la fusión (el solidus ) aumenta con la presión. [15] La presión aumenta a medida que aumenta la profundidad, ya que el material debajo tiene que soportar el peso de todo el material que está encima. Se cree que todo el manto se deforma como un fluido en escalas de tiempo largas, con deformación plástica permanente.
La presión más alta del manto superior es de 24,0 GPa (237.000 atm) [13] en comparación con la parte inferior del manto que es de 136 GPa (1.340.000 atm). [12] [16]
Las estimaciones para la viscosidad del manto superior oscilan entre 10 19 y 10 24 Pa · s , dependiendo de la profundidad, [17] temperatura, composición, estado de estrés y muchos otros factores. 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 .
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. [17]
Movimiento
Debido a la diferencia de temperatura entre la superficie de la Tierra y el núcleo exterior y la capacidad de las rocas cristalinas a alta presión y temperatura para sufrir una deformación lenta, progresiva y viscosa durante millones de años, hay una circulación de material convectivo en el manto. [3]
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 .
Composición mineral
Los datos sísmicos no son suficientes para determinar la composición del manto. Las observaciones de rocas expuestas en la superficie y otras evidencias revelan que el manto superior son minerales máficos olivino y piroxeno y tiene una densidad de aproximadamente 3.33 g / cm 3 (0.120 lb / cu in) [1]
El material del manto superior que ha subido a la superficie está compuesto por aproximadamente un 55% de olivino y un 35% de piroxeno y de un 5 a un 10% de óxido de calcio y óxido de aluminio . [1] El manto superior es predominantemente peridotita , compuesto principalmente de proporciones variables de los minerales olivino, clinopiroxeno , ortopiroxeno y una fase aluminosa. [1] La fase aluminosa es plagioclasa en el manto superior, luego espinela y luego granate por debajo de ~ 100 km. [1] Gradualmente a través del manto superior, los piroxenos se vuelven menos estables y se transforman en granate mayorítico .
Los experimentos con olivinos y piroxenos muestran que estos minerales cambian de estructura a medida que aumenta la presión a mayor profundidad, y esto explica por qué las curvas de densidad no son perfectamente suaves. Cuando hay una conversión a una estructura mineral más densa, la velocidad sísmica aumenta abruptamente y crea una discontinuidad. [1]
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. [18]
En el interior de la Tierra, el olivino se encuentra en el manto superior a profundidades inferiores a unos 410 km, y se infiere que el ringwoodita está presente dentro de la zona de transición de unos 520 a 670 km de profundidad. Las discontinuidades de la actividad sísmica a aproximadamente 410 km, 520 km y 670 km de profundidad se han atribuido a cambios de fase que involucran al olivino y sus polimorfos .
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.
Las kimberlitas explotan desde el interior de la tierra y, a veces, transportan fragmentos de roca. Algunos de estos fragmentos xenolíticos son diamantes que solo pueden provenir de las presiones más altas debajo de la corteza. Las rocas que vienen con esto son nódulos ultramáficos y peridotita. [1]
Composición química
La composición parece ser muy similar a la corteza. Una diferencia es que las rocas y minerales del manto tienden a tener más magnesio y menos silicio y aluminio que la corteza. Los primeros cuatro elementos más abundantes en el manto superior son oxígeno, magnesio, silicio y hierro.
Compuesto | Porcentaje de masa |
---|---|
SiO 2 | 44,71 |
MgO | 38,73 |
FeO | 8.18 |
Al 2 O 3 | 3,98 |
CaO | 3,17 |
Cr 2 O 3 | 0,57 |
NiO | 0,24 |
MnO | 0,13 |
Na 2 O | 0,13 |
TiO 2 | 0,13 |
P 2 O 5 | 0,019 |
K 2 O | 0,006 |
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 .
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. [21] [22] [23]
La misión Chikyu Hakken intentó utilizar el buque japonés Chikyū para perforar hasta 7.000 m (23.000 pies) por debajo del lecho marino. El 27 de abril de 2012, Chikyū perforó a una profundidad de 7.740 metros (25.400 pies) por debajo del nivel del mar, estableciendo un nuevo récord mundial de perforación en aguas profundas. Desde entonces, este récord ha sido superado por la desafortunada unidad móvil de perforación en alta mar Deepwater Horizon , que opera en el prospecto Tiber en el campo Mississippi Canyon, en el Golfo de México de los Estados Unidos, cuando logró un récord mundial de longitud total para una sarta de perforación vertical de 10.062 m (33.011 pies). [24] El récord anterior lo tenía el buque estadounidense Glomar Challenger , que en 1978 perforó a 7.049,5 metros (23.130 pies) por debajo del nivel del mar en la Fosa de las Marianas . [25] El 6 de septiembre de 2012, el buque científico de perforación de aguas profundas Chikyū estableció un nuevo récord mundial al perforar y obtener muestras de rocas de más de 2.111 metros por debajo del lecho marino frente a la península de Shimokita de Japón en el noroeste del Océano Pacífico.
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. [26] 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. Esto debería tardar medio año en llegar al Moho oceánico . [27]
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. [28]
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