Convección del manto

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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.

La litosfera superficial de la Tierra se desplaza sobre la astenosfera y las dos forman los componentes del manto superior. La litosfera se divide en una serie de placas tectónicas que se crean o consumen continuamente en los límites de las placas. La acumulación ocurre cuando se agrega manto a los bordes crecientes de una placa, asociado con la expansión del fondo marino. Este material agregado 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.

Este material subducido se hunde a través del interior de la Tierra. Parte del material subducido parece alcanzar el manto inferior, mientras que en otras regiones, este material no puede hundirse más, posiblemente debido a una transición de fase de espinela a silicato perovskita y magnesiowustita, una reacción endotérmica.

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 provocaría 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 y las plumas del manto. En 1993 se sugirió que las faltas de homogeneidad en la capa D" tienen algún impacto en la convección del manto.

La convección del manto hace que las placas tectónicas se muevan alrededor de la superficie de la Tierra.

Tipos de convección

A fines del siglo XX, hubo un debate importante dentro de la comunidad geofísica sobre si es probable que la convección sea "en capas" o "completa". 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 gravitatorio de la Tierra están comenzando a sugerir la existencia de una convección del manto "total", al menos en la actualidad. En este modelo, la litosfera oceánica fría en subducción desciende desde la superficie hasta el límite entre el núcleo y el manto (CMB) y las columnas calientes ascienden desde el CMB hasta la superficie. Esta imagen se basa en gran medida en los resultados de los modelos de tomografía sísmica global, que normalmente muestran anomalías similares a placas y penachos que cruzan la zona de transición del manto.

Aunque ahora se acepta que las losas en subducción cruzan la zona de transición del manto y descienden al manto inferior, persiste el debate sobre la existencia y continuidad de las plumas, con implicaciones importantes 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.Muchos estudios de geoquímica han argumentado que las lavas que erupcionaron en las áreas de intraplaca tienen una composición diferente a la de los basaltos de las dorsales en medio del océano (MORB) derivados de aguas poco profundas. Específicamente, suelen tener 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 entra en erupción. La proporción elevada de He-3/He-4 de Ocean Island Basalt (OIB) sugiere que deben ser fuentes de una parte de la tierra que no se ha derretido y reprocesado previamente de la misma manera que lo ha sido la fuente de 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,

Forma en planta y vigor de convección.

En la Tierra, se estima que el número de Rayleigh para la convección dentro del manto terrestre es del orden de 10, 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 límite 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 cm por año. 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 profunda dura del orden de 50 millones de años, aunque la convección más profunda puede estar más cerca de los 200 millones de años.

Actualmente, se cree que la convección del manto completo incluye un afloramiento a gran escala debajo de las Américas y el Pacífico Occidental, ambas regiones con una larga historia de subducción, y un flujo de afloramiento debajo del Pacífico central y África, los cuales exhiben una topografía dinámica consistente con el afloramiento. 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 una convergencia de grado 2 hacia el Pacífico occidental y las Américas, y una divergencia hacia el Pacífico central y hacia las Américas. África. La persistencia de la divergencia tectónica neta lejos de África y el Pacífico durante los últimos 250 millones de años indica la estabilidad a largo plazo de este patrón general de flujo del manto y es consistente con otros estudios.que sugieren 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 el superior, puede ocurrir una variedad de procesos de fluencia, dominando la fluencia por dislocación en el manto inferior y dominando ocasionalmente la fluencia por difusión 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, con 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.

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 aumenta con su temperatura de fusión, sino que también es muy sensible al contenido de agua y sílice. La depresión del solidus 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 una temperatura homóloga frente a la tensión, en el caso del manto, a menudo es más útil observar la dependencia de la presión de la tensión. Aunque el estrés es una fuerza simple sobre el área, definir el área es difícil en geología. La ecuación 1 demuestra la dependencia de la presión de la tensión.{displaystyle left({frac {parcial ln sigma }{parcial P}}right)_{T,{dot {epsilon }}}=left({frac {1}{ TT_{m}}}right)times left({frac {parcial ln sigma }{parcial (1/T)}}right)_{P,{dot {epsilon }} }veces {frac{dT_{m}}{dP}}} ${displaystyle left({frac {parcial ln sigma }{parcial P}}right)_{T,{dot {epsilon }}}=left({frac {1}{ TT_{m}}}right)times left({frac {parcial ln sigma }{parcial (1/T)}}right)_{P,{dot {epsilon }} }veces {frac{dT_{m}}{dP}}}$

La mayor parte del manto tiene temperaturas homólogas de 0,65 a 0,75 y experimenta velocidades de deformación de{ estilo de visualización 10^{-14}-10^{-16}} ${ estilo de visualización 10^{-14}-10^{-16}}$ 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 alrededor de una fracción de 3-30 MPa. Debido a los grandes tamaños de grano (a bajas tensiones de hasta varios mm), es poco probable que la fluencia Nabarro-Herring (NH) realmente domine. Dados los tamaños de grano grandes, la fluencia por dislocación tiende a dominar. 14 MPa es la tensión por debajo de la cual domina la fluencia por difusión y por encima de la cual domina la fluencia por ley de potencia a 0,5 Tm de olivino. Por lo tanto, incluso para temperaturas relativamente bajas, la fluencia por difusión de la tensión en la que operaría es demasiado baja para condiciones realistas. Aunque la tasa de fluencia de la ley de potencia aumenta con el aumento del contenido de agua debido al debilitamiento, la reducción de la energía de activación de la difusión y, por lo tanto, el aumento de la tasa de fluencia de NH, NH generalmente todavía no es lo suficientemente grande como para dominar. Sin embargo, la fluencia por difusión puede dominar en partes muy frías o profundas del manto superior. La deformación adicional en el manto se puede atribuir a la ductilidad mejorada por transformación. Por debajo de los 400 km, el olivino sufre una transformación de fase inducida por la presión, que puede causar más deformación debido a la mayor ductilidad.Otra evidencia del predominio de la fluencia de la ley de potencia proviene de las orientaciones de celosía preferidas como resultado de la deformación. Bajo la fluencia de dislocaciones, las estructuras cristalinas se reorientan hacia orientaciones de tensión más bajas. Esto no sucede bajo la fluencia por difusión, por lo que la observación de las orientaciones preferidas en las muestras da crédito al dominio de la fluencia por dislocación.