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el manto terrestre

La estructura interna de la Tierra El manto terrestre es una capa de roca silicatada entre la corteza y el núcleo externo . Tiene una masa de 4,01 × 10²⁴ kg (8,84 × 10²⁴ lb) y c...

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La estructura interna de la Tierra

El manto terrestre es una capa de roca silicatada entre la corteza y el núcleo externo . Tiene una masa de 4,01 × 10²⁴ kg (8,84 × 10²⁴ lb) y constituye el 86 % de la masa de la Tierra. [ 1 ] Tiene un espesor de 2900 kilómetros (1800 mi) [ 1 ] y representa aproximadamente el 46 % del radio terrestre y el 84 % del volumen terrestre. Es predominantemente sólido, pero, en escalas de tiempo geológicas , se comporta como un fluido viscoso , a veces descrito con la consistencia del 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: el manto litosférico rígido (la capa más externa del manto) y la astenosfera , más dúctil , separadas por el límite litosfera-astenosfera . La litosfera (es decir, el manto litosférico y la corteza suprayacente ) forma las placas tectónicas , que se mueven sobre la astenosfera. Debajo de la astenosfera, el manto vuelve a ser relativamente rígido. La litosfera de la corteza oceánica tiene un espesor de alrededor de 100 km (62 mi) , mientras que la litosfera de la corteza continental generalmente tiene un espesor de 150-200 km (93-124 mi) . [ 5 ]    

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

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

Estructura mineralógica

La parte superior del manto se define 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". [ 8 ] [ 9 ]

El manto superior está compuesto principalmente de peridotita , formada en proporciones variables por los minerales olivino , clinopiroxeno , ortopiroxeno y una fase aluminosa. La fase aluminosa es plagioclasa en la parte más superior del manto, luego espinela y, por debajo de ~ 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, la olivina experimenta transiciones de fase isoquímicas a wadsleyita y ringwoodita . A diferencia de la olivina nominalmente anhidra, estos polimorfos de olivina de alta presión tienen una gran capacidad para almacenar agua en su estructura cristalina. Esto [ 12 ] y otras evidencias [ 13 ] han llevado a la hipótesis de que la zona de transición puede albergar una gran cantidad de agua. En la base de la zona de transición, la ringwoodita se descompone en bridgmanita (anteriormente 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. [ 14 ]

El manto inferior está compuesto principalmente de bridgmanita y ferropericlasa , con pequeñas cantidades de perovskita de calcio , óxido con estructura de ferrita de calcio y estishovita . En los ~ 200 km (120 mi) más bajos del manto, la bridgmanita se transforma isoquímicamente en post-perovskita. [ 15 ]  

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 continentes con bajas velocidades sísmicas . Estas zonas son más densas y probablemente de composición diferente al manto circundante. Estas anomalías podrían representar restos enterrados de material del manto de Theia que quedaron después del evento de formación de la Luna propuesto en la hipótesis del gran impacto . [ 16 ]

Composición

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

La composición química del manto es difícil de determinar con un alto grado de certeza debido a su escasa accesibilidad. Las rocas del manto pueden ser accesibles en raras ocasiones. Por ejemplo, se observan afloramientos poco comunes de rocas del manto en ofiolitas , donde secciones de litosfera oceánica se han obducido sobre un continente. Otro ejemplo se da cuando se encuentran muestras de rocas del manto como xenolitos dentro de basaltos o kimberlitas , cuando fragmentos de roca del manto quedan incrustados en estas rocas durante su formación.

La mayoría de las estimaciones de la composición del manto se basan en muestras de rocas que solo abarcan la parte superior del manto. Existe controversia sobre si el resto del manto, especialmente el manto inferior, tiene la misma composición global. [ 19 ] 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 a partir de agua supercrítica en el manto cuando los diamantes que contienen burbujas de agua presurizada se mueven hacia arriba, enfriando el agua hasta las condiciones necesarias para la formación del hielo VII. [ 20 ]

Temperatura y presión

En el manto, las temperaturas varían desde aproximadamente 500 kelvin (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 . [ 21 ] 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. [ 22 ] Aunque las temperaturas más altas superan 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. [ 23 ] 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 (MPa) en la discontinuidad de Moho hasta 139 GPa (20.200.000 psi ; 1.370.000 atm ) en el límite núcleo-manto. [ 21 ]   

Movimiento

Esta figura representa una instantánea de un paso de tiempo en un modelo de convección del manto. Los colores más cercanos al rojo indican zonas calientes, mientras que los más cercanos al azul indican zonas frías. En esta figura, el calor recibido en el límite entre el núcleo y el manto provoca la expansión térmica del material en la parte inferior del modelo, reduciendo su densidad y generando columnas de material caliente que ascienden. Del mismo modo, el enfriamiento del material en la superficie provoca su hundimiento.

Debido a la diferencia de temperatura entre la superficie terrestre y el núcleo externo, y a la capacidad de las rocas cristalinas a alta presión y temperatura para sufrir una deformación lenta, gradual y viscosa durante millones de años, existe una circulación convectiva de material en el manto. [ 8 ] El material caliente asciende (en una pluma del manto ) mientras que el material más frío (y más denso) desciende. El movimiento descendente del material ocurre en los límites de placas convergentes llamados zonas de subducción. Se predice que las ubicaciones en la superficie que se encuentran sobre plumas tendrán una gran elevación (debido a la flotabilidad de la pluma más caliente y menos densa que se encuentra debajo) y exhibirán vulcanismo de punto caliente . El vulcanismo que a menudo se atribuye a las plumas 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 . [ 24 ]

La convección del manto terrestre es un proceso caótico (en el sentido de la dinámica de fluidos ), considerado parte integral del movimiento de las placas. El movimiento de las placas no debe confundirse con la deriva continental , que se refiere exclusivamente al movimiento de los componentes corticales de los continentes. Los movimientos de la litosfera y el manto subyacente están acoplados, ya que el hundimiento de la litosfera es un componente esencial de la convección en el manto. La deriva continental observada es una relación compleja entre las fuerzas que provocan el hundimiento de la litosfera oceánica y los movimientos dentro del manto terrestre.

Aunque existe una tendencia a una mayor viscosidad a mayor profundidad, esta relación está lejos de ser lineal y muestra capas con viscosidad drásticamente reducida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo. [ 25 ] 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 inusual región 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 . [ 26 ] D ″ puede consistir en material de placas subducidas que descendieron y se asentaron 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 unos 50 km (30 millas), las condiciones de alta temperatura y presión deberían inhibir la sismicidad. Se considera que el manto es viscoso e incapaz de sufrir fallas frágiles. No obstante, en las zonas de subducción, se observan terremotos hasta los 670 km (420 millas) . Se han propuesto varios mecanismos para explicar este fenómeno, como la deshidratación, el descontrol térmico y el cambio de fase. El gradiente geotérmico puede disminuir cuando el material frío de la superficie se hunde, aumentando la resistencia del manto circundante y permitiendo que se produzcan terremotos hasta una profundidad de entre 400 km (250 millas) y 670 km (420 millas) . [ 27 ]        

La presión en la base del manto es de aproximadamente 136 GPa (19.700.000 psi; 1.340.000 atm) . [ 28 ] La presión aumenta con la profundidad, ya que el material subyacente debe soportar el peso de todo el material superior. Sin embargo, se cree que todo el manto se deforma como un fluido en escalas de tiempo largas, con una deformación plástica permanente acomodada por el movimiento de defectos puntuales, lineales y/o planares a través de los cristales sólidos que componen el manto. Las estimaciones para la viscosidad del manto superior varían entre   10 19 y10 24 pascales segundos (Pa·s) dependiendo de la profundidad, [ 25 ] 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. [ 29 ]

Exploración

La exploración del manto se suele llevar a cabo en el lecho marino en lugar de en tierra firme debido al grosor relativamente reducido de la corteza oceánica en comparación con la corteza continental, que es considerablemente más gruesa.

El primer intento de exploración del manto terrestre, conocido como Proyecto Mohole , fue abandonado en 1966 tras repetidos fracasos y sobrecostes. La penetración más profunda fue de aproximadamente 180 m (590 pies) . En 2005, un pozo oceánico alcanzó los 1416 metros (4646 pies) por debajo del lecho marino desde el buque perforador oceánico JOIDES Resolution .   

Más exitoso fue el Proyecto de Perforación Oceánica Profunda (DSDP), que operó 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 respaldar la hipótesis de la expansión del fondo oceánico y ayudó a demostrar la teoría de la tectónica de placas . El buque Glomar Challenger llevó a cabo las operaciones de perforación. El DSDP fue el primero de tres programas internacionales de perforación oceánica científica que han operado durante más de 40 años. La planificación científica se realizó bajo los auspicios de las Instituciones Oceanográficas Conjuntas para el Muestreo de las Profundidades Terrestres (JOIDES), cuyo grupo asesor estaba compuesto por 250 científicos distinguidos de instituciones académicas, agencias gubernamentales e 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). [ 30 ]

El 5 de marzo de 2007, un equipo de científicos a bordo del RRS James Cook se embarcó en un viaje a un área de la Dorsal Mesoatlántica que contiene roca del manto expuesta, a medio camino entre las Islas de Cabo Verde y el Mar Caribe . [ 31 ] El sitio se encuentra aproximadamente a tres kilómetros bajo la superficie del océano y cubre miles de kilómetros cuadrados. [ 32 ] [ 33 ] También en 2007, el buque japonés Chikyū intentó perforar hasta 7000 m (23 000 pies) bajo el lecho marino, casi tres veces más profundo que las perforaciones oceánicas anteriores . [ 34 ]  

En 2005 se propuso un método novedoso para explorar los cientos de kilómetros superiores de la Tierra, consistente en una pequeña sonda densa generadora de calor que se abre paso fundiendo la corteza y el manto mientras su posición y progreso se rastrean mediante señales acústicas generadas en las rocas. [ 35 ] 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 radiactiva. Se calculó que dicha sonda alcanzaría la discontinuidad de Moho oceánica en menos de 6 meses y llegaría a profundidades mínimas de más de 100 km (62 millas) en unas pocas décadas bajo la litosfera oceánica y continental . [ 36 ]  

La exploración también puede verse facilitada por simulaciones informáticas de la evolución del manto. En 2009, una aplicación de supercomputadora proporcionó nuevos datos sobre la distribución de depósitos minerales, especialmente isótopos de hierro , desde que se desarrolló el manto hace 4.500 millones de años. [ 37 ]

En 2023, JOIDES Resolution recuperó núcleos de lo que parecía ser roca del manto superior tras 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 compuestas principalmente de peridotita . Existe un debate sobre hasta qué punto las muestras representan el manto superior, ya que algunos argumentan que los efectos del agua de mar en las muestras las sitúan como ejemplos de la corteza inferior profunda. Sin embargo, las muestras ofrecen un análogo mucho más cercano a la roca del manto que los xenolitos magmáticos , puesto que la roca muestreada nunca se fundió en magma ni se recristalizó. [ 38 ]

Véase también

Referencias

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  7. ↑ La ubicación de la base de la corteza varía entre aproximadamente 10 y 70 km (6,2 y 43,5 millas) . La corteza oceánica generalmente tiene menos de 10 km (6,2 millas) de espesor. La corteza continental "estándar" tiene alrededor de 35 km (22 millas) de espesor, y la gran raíz cortical bajo la meseta tibetana tiene aproximadamente 70 km (43 millas) de espesor.        
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  • Información sobre el proyecto Mohole