El manto de la Tierra
Una capa de roca de silicato entre la corteza terrestre y su núcleo externo.
La estructura interna de la Tierra

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 (8,84 × 10 24  lb) y constituye el 67% de la masa de la Tierra. [1] Tiene un espesor de 2900 kilómetros (1800 mi) [1], lo que representa aproximadamente el 46% del radio de la Tierra y el 84% del volumen de la Tierra. Es predominantemente sólido pero, en escalas de tiempo geológicas , se comporta como un fluido viscoso , a veces descrito como de consistencia de caramelo . [2] [3] La fusión parcial del manto en las dorsales oceánicas produce corteza oceánica , y la fusión parcial del manto en las zonas de subducción produce corteza continental . [4]

Estructura

Reología

El manto superior de la Tierra se divide en dos capas reológicas principales: la litosfera rígida que comprende el manto superior (el manto litosférico), y la astenosfera más dúctil , separada por el límite litosfera-astenosfera . La litosfera subyacente a la corteza oceánica tiene un espesor de alrededor de 100 km (62 mi), mientras que la litosfera subyacente a la corteza continental generalmente tiene un espesor de 150-200 km (93-124 mi). [5] La litosfera y la corteza suprayacente forman las placas tectónicas , que se mueven sobre la astenosfera. Debajo de la astenosfera, el manto es nuevamente relativamente rígido.

El manto de la Tierra se divide en tres capas principales definidas por cambios repentinos en la velocidad sísmica: [6]

Los ~200 km inferiores del manto inferior constituyen la capa D" ( D-doble prima ), una región con propiedades sísmicas anómalas. Esta región también contiene grandes provincias de baja velocidad de corte y zonas de velocidad ultrabaja .

Estructura mineralógica

Transformaciones minerales en el manto

La parte superior del manto está definida por un aumento repentino de la velocidad sísmica, que fue observado por primera vez por Andrija Mohorovičić en 1909; este límite ahora se conoce como discontinuidad de Mohorovičić o "Moho". [8] [9]

El manto superior está compuesto predominantemente de peridotita , compuesta 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 los ~100 km (62 mi). [10] Gradualmente a través del manto superior, los piroxenos se vuelven menos estables y se transforman en granate mayorítico . [11]

En la parte superior de la zona de transición, el olivino experimenta transiciones de fase isoquímicas 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. [12] 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 la base de la zona de transición o ligeramente por debajo de ella. [13]

El manto inferior está compuesto principalmente de bridgmanita y ferropericlasa , con cantidades menores de perovskita de calcio , óxido estructurado de ferrita de calcio y stishovita . En los ~200 km (120 mi) más bajos del manto, la bridgmanita se transforma isoquímicamente en post-perovskita. [14]

Posibles restos de la colisión de Theia

Las imágenes sísmicas del interior de la Tierra han revelado en el manto inferior dos anomalías del tamaño de un continente con bajas velocidades sísmicas . Estas zonas son más densas y probablemente tengan una composición diferente a la del manto circundante. Estas anomalías pueden representar reliquias enterradas de material del manto de Theia que quedó después del impacto gigante que formó la Luna . [15]

Composición

Los xenolitos verdes de peridotita del manto están rodeados de lava volcánica negra. Estos xenolitos de peridotita fueron arrastrados hacia arriba desde el manto por el magma fundido durante una erupción volcánica en Arizona.

La composición química del manto es difícil de determinar con un alto grado de certeza porque es en gran parte inaccesible. Se encuentran raras exposiciones de rocas del manto en ofiolitas , donde secciones de litosfera oceánica han sido obducidas hacia un continente. Las rocas del manto también se muestrean como xenolitos dentro de basaltos o kimberlitas .

Composición del manto superior de la Tierra ( MORB empobrecido ) [16] [17]
CompuestoPorcentaje de masa
SiO2​44,71
MgO38,73
FeO8.18
Al2O3​​​3,98
CaO3.17
cromo 2 o 30,57
NiO0,24
MnO0,13
Na2O​​0,13
TiO2​0,13
P2O5​​​0,019
K2O​​0,006

La mayoría de las estimaciones de la composición del manto se basan en rocas que solo se encuentran en la parte superior del manto. Existe un debate sobre si el resto del manto, especialmente el inferior, tiene la misma composición en masa. [18] 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 propuso en un estudio de 2018 que una forma exótica de agua conocida como hielo VII puede formarse a partir de agua supercrítica 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. [19]

Temperatura y presión

En el manto, las temperaturas varían desde aproximadamente 500 K (230 °C; 440 °F) en el límite superior con la corteza hasta aproximadamente 4200 K (3900 °C; 7100 °F) en el límite núcleo-manto . [20] La temperatura 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. [21] Aunque las temperaturas más altas exceden con creces los puntos de fusión de las rocas del manto en la superficie (alrededor de 1500 K (1200 °C; 2200 °F) para la peridotita representativa), el manto es casi exclusivamente sólido. [22] La enorme presión litostática ejercida sobre el manto impide la fusión, porque la temperatura a la que comienza la fusión (el solidus ) aumenta con la presión.

La presión en el manto aumenta desde unos pocos cientos de megapascales en Moho hasta 139  GPa (20.200.000  psi ; 1.370.000  atm ) en el límite entre el núcleo y el manto. [20]

Movimiento

Esta figura es una instantánea de un paso de tiempo en un modelo de convección del manto. Los colores más cercanos al rojo son áreas calientes y los colores más cercanos al azul son áreas frías. En esta figura, el calor recibido en el límite entre el núcleo y el manto da como resultado una expansión térmica del material en la parte inferior del modelo, lo que reduce su densidad y hace que envíe columnas de material caliente hacia arriba. Del mismo modo, el enfriamiento del material en la superficie da como resultado su hundimiento.

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 de sufrir una deformación lenta, progresiva y viscosa durante millones de años, existe una circulación de material convectivo en el manto. [8] El material caliente se eleva (en una columna del manto ) mientras que el material más frío (y más pesado) se hunde hacia abajo. El movimiento descendente del material ocurre en los límites de placas convergentes llamados zonas de subducción. Se predice que los lugares en la superficie que se encuentran sobre columnas tienen una gran elevación (debido a la flotabilidad de la columna más caliente y menos densa que se encuentra debajo) y exhiben vulcanismo de puntos calientes . El vulcanismo que a menudo se atribuye a columnas profundas del manto se explica alternativamente por la extensión pasiva de la corteza, que permite que el magma se filtre a la superficie: la hipótesis de la placa . [23]

La convección del manto terrestre es un proceso caótico (en el sentido de la dinámica de fluidos ), que se considera 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 del 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 hacen que la litosfera oceánica se hunda y los movimientos dentro del manto terrestre.

Aunque hay una tendencia a una mayor viscosidad a mayor profundidad, esta relación está lejos de ser lineal y muestra capas con una viscosidad drásticamente reducida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo. [24] El manto dentro de unos 200 km (120 mi) por encima del límite núcleo-manto parece tener propiedades sísmicas claramente diferentes que el manto a profundidades ligeramente menores; esta región inusual del manto justo por encima del núcleo se llama D″ ("D doble prima"), una nomenclatura introducida hace más de 50 años por el geofísico Keith Bullen . [25] D″ puede consistir en material de losas subducidas que descendieron y se detuvieron en el límite núcleo-manto o de un nuevo polimorfo mineral descubierto en la perovskita llamado post-perovskita.

Los terremotos a poca profundidad son resultado de fallas; sin embargo, por debajo de los 50 km (30 mi) las condiciones de alta presión y calor deberían inhibir una mayor sismicidad. Se considera que el manto es viscoso e incapaz de generar fallas frágiles. Sin embargo, en las zonas de subducción, se observan terremotos hasta los 670 km (420 mi). Se han propuesto varios mecanismos para explicar este fenómeno, entre ellos la deshidratación, el descontrol térmico y el cambio de fase. El gradiente geotérmico puede reducirse cuando el material frío de la superficie se hunde hacia abajo, lo que aumenta la resistencia del manto circundante y permite que se produzcan terremotos hasta una profundidad de entre 400 km (250 mi) y 670 km (420 mi). [26]

La presión en la parte inferior del manto es de ~136 GPa (19.700.000 psi; 1.340.000 atm). [27] 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 se encuentra por encima. Sin embargo, se cree que todo el manto se deforma como un fluido en escalas de tiempo largas, con una deformación plástica permanente adaptada 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 varían entre10 19 y10 24 Pa·s , dependiendo de la profundidad, [24] la temperatura, la composición, el estado de tensión 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, este puede debilitarse, y se cree que este efecto es importante para permitir la formación de límites de placas tectónicas. [28]

Exploración

La exploración del manto generalmente se realiza en el lecho marino en lugar de en la tierra debido al relativo 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 tras repetidos fracasos y sobrecostos. La penetración más profunda fue de aproximadamente 180 m (590 pies). En 2005, un pozo oceánico alcanzó los 1.416 metros (4.646 pies) por debajo del fondo marino desde el buque de perforación oceánica JOIDES Resolution .

Más exitoso fue el Proyecto de Perforación en Aguas Profundas (DSDP, por sus siglas en inglés) que funcionó de 1968 a 1983. Coordinado por la Institución Scripps de Oceanografía de la Universidad de California en San Diego , el DSDP proporcionó datos cruciales para apoyar la hipótesis de la expansión del fondo marino y ayudó a demostrar la teoría de la tectónica de placas . Glomar Challenger llevó a cabo las operaciones de perforación. El DSDP fue el primero de tres programas internacionales de perforación científica oceánica que han funcionado durante más de 40 años. La planificación científica se llevó a cabo bajo los auspicios de las Instituciones Oceanográficas Conjuntas para el Muestreo de las Profundidades Terrestres (JOIDES, por sus siglas en inglés), cuyo grupo asesor estaba formado por 250 científicos distinguidos de instituciones académicas, agencias gubernamentales e industria privada de todo el mundo. El Programa de Perforación Oceánica (ODP, por sus siglas en inglés) continuó la exploración desde 1985 hasta 2003, cuando fue reemplazado por el Programa Integrado de Perforación Oceánica (IODP, por sus siglas en inglés). [29]

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 del Atlántico donde el manto se encuentra expuesto sin ninguna corteza que lo cubra, 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. [30] [31] Un intento relativamente difícil de recuperar muestras del manto de la Tierra estaba programado para más adelante en 2007. [32] La misión Chikyu Hakken intentó utilizar el buque japonés Chikyū para perforar hasta 7.000 m (23.000 pies) por debajo del lecho marino. Esto es casi tres veces más profundo que las perforaciones oceánicas anteriores .

En 2005 se propuso un nuevo método para explorar los cientos de kilómetros superiores de la Tierra, que consiste en una sonda pequeña, densa y generadora de calor que se abre camino a través de la corteza y el manto mientras su posición y progreso son rastreados por señales acústicas generadas en las rocas. [33] La sonda consiste en una esfera exterior de tungsteno de aproximadamente un metro de diámetro con un interior de cobalto-60 que actúa como una fuente de calor radiactiva. Se calculó que una sonda de este tipo llegaría al Moho oceánico en menos de 6 meses y alcanzaría profundidades mínimas de más de 100 km (62 mi) en unas pocas décadas debajo de la litosfera oceánica y continental . [34]

La exploración también puede verse facilitada por simulaciones informáticas 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 , de cuando se desarrolló el manto hace 4.500 millones de años. [35]

En 2023, JOIDES Resolution recuperó núcleos de lo que parecía ser roca del manto superior después de perforar solo unos cientos de metros en el macizo de Atlantis . El pozo alcanzó una profundidad máxima de 1268 metros y recuperó 886 metros de muestras de roca que consistían principalmente en peridotita . Existe un debate sobre hasta qué punto las muestras representan el manto superior y algunos argumentan que los efectos del agua de mar en las muestras las sitúan como ejemplos de corteza inferior profunda. Sin embargo, las muestras ofrecen un análogo mucho más cercano a la roca del manto que los xenolitos magmáticos , ya que la roca muestreada nunca se fundió en magma ni se recristalizó. [36]

Véase también

Referencias

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El Wikilibro Geología histórica tiene una página sobre el tema: Estructura de la Tierra
  • La mayor excavación: Japón construye un barco para perforar hasta el manto terrestre – Scientific American (septiembre de 2005)
  • Información sobre el Proyecto Mohole
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