Manto superior (Tierra)

El manto superior es una vasta capa de roca dentro de nuestro planeta. Se encuentra justo debajo de la corteza, empezando a unos 10 km (6,2 millas) por debajo de los océanos y a unos 35 km (22 millas) por debajo de los continentes, y se extiende hasta la parte superior del manto inferior a 670 km (420 millas).

Las temperaturas en esta capa fluctúan entre los 200 °C (392 °F) en su límite superior con la corteza, y los 900 °C (1650 °F) en su frontera con el manto inferior.

En cuanto a su composición, el material del manto superior que ha emergido a la superficie está formado en su mayoría por olivino (aproximadamente el 55%), seguido de piroxeno (alrededor del 35%). También contiene entre un 5 y 10% de minerales como óxido de calcio y óxido de aluminio, que pueden presentarse en formas como 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 mayor profundidad. Se producen cambios bruscos de densidad cuando cambia la composición del material.

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.

La parte superior del manto se define por un aumento repentino en la velocidad de las ondas sísmicas, que Andrija Mohorovičić notó por primera vez en 1909; este límite ahora se conoce como la discontinuidad de Mohorovičić o "Moho".

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 un grosor de unos 35 km (22 millas), pero la gran raíz de la corteza debajo de la meseta tibetana tiene un grosor de aproximadamente 70 km (43 millas).

El espesor del manto superior es de unos 640 km (400 mi). Todo el manto tiene un espesor de aproximadamente 2.900 km (1.800 millas), lo que significa que el manto superior tiene solo alrededor del 20% del espesor total del manto.

El límite entre el manto superior e inferior es una discontinuidad de 670 km (420 mi). Los terremotos a poca profundidad son el resultado de fallas de deslizamiento; sin embargo, por debajo de unos 50 km (31 millas), las condiciones cálidas y de alta presión inhiben una mayor sismicidad. El manto es viscoso e incapaz de fallar. Sin embargo, en las zonas de subducción, los terremotos se observan hasta 670 km (420 mi).

Discontinuidad de Lehmann

La discontinuidad de Lehmann es un aumento abrupto de las velocidades de las ondas P y las ondas S a una profundidad de 220 km (140 mi) (Observe que esta es una "discontinuidad de Lehmann" diferente a la que existe entre los núcleos interno y externo de la Tierra etiquetados en el 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 reorganización de los granos en el olivino para formar una estructura cristalina más densa como resultado del aumento de la presión al aumentar la profundidad. Por debajo de una profundidad de 670 km (420 millas), debido a los cambios de presión, los minerales de ringwoodita se transforman en dos nuevas fases más densas, bridgmanita y periclasa. Esto se puede ver utilizando ondas de cuerpo 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, dependen de la profundidad.

Discontinuidad de 410 km

Se ve un solo pico en todos los datos sismológicos a 410 km (250 mi), que se predice por la transición única de α- a β- Mg ₂ SiO ₄ (olivina a wadsleyita). Desde la pendiente de Clapeyron, se espera que esta discontinuidad 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.

Discontinuidad de 670 km

Esta es la discontinuidad más compleja y marca el límite entre el manto superior y el inferior. Aparece en los precursores de PP (una onda que se refleja una vez en la discontinuidad) solo en ciertas regiones, pero siempre es evidente en los precursores de SS. Se ve como reflejos simples y dobles en las funciones del receptor para conversiones de P a S en una amplia gama de profundidades (640–720 km o 397–447 mi). La pendiente de Clapeyron predice una discontinuidad más profunda en las regiones más frías y una discontinuidad más superficial en las regiones más cálidas. Esta discontinuidad generalmente está ligada a la transición de ringwoodita a bridgmanita y periclasa. 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.

Otras discontinuidades

Hay otra transición de fase importante prevista a 520 km (320 millas) para la transición de olivino (β a γ) y granate en el manto de pirolita. Este solo se ha observado esporádicamente en datos sismológicos.

Se han sugerido otras transiciones de fase no globales en un rango de profundidades.

Temperatura y presión

Las temperaturas varían desde aproximadamente 200 °C (392 °F) en el límite superior con la corteza hasta aproximadamente 4000 °C (7230 °F) en el límite entre el núcleo y el manto. La temperatura más alta del manto superior es de 900 °C (1650 °F). Aunque la alta temperatura supera con creces los puntos de fusión de las rocas del manto en la superficie, el manto es casi exclusivamente sólido.

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 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 encima. Se cree que todo el manto se deforma como un fluido en largas escalas de tiempo, con una deformación plástica permanente.

La presión más alta del manto superior es de 24,0 GPa (237 000 atm) en comparación con la parte inferior del manto, que es de 136 GPa (1 340 000 atm).

Las estimaciones de la viscosidad del manto superior oscilan entre 10 y 10 Pa·s, según la profundidad, la temperatura, la composición, el estado de tensión 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 reducida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo.

Movimienot

Debido a la diferencia de temperatura entre la superficie de la Tierra y el núcleo externo y la capacidad de las rocas cristalinas a alta presión y temperatura para sufrir una deformación lenta, progresiva y viscosa durante millones de años, existe una circulación de material convectivo en el manto.

El material caliente asciende, mientras que el material más frío (y más pesado) se hunde. 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 las plumas tienen una gran elevación (debido a la flotabilidad de la pluma más caliente y menos densa que se encuentra debajo) y exhiben vulcanismo de punto caliente.

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 (0,120 lb/cu in)

El material del manto superior que ha subido a la superficie comprende alrededor del 55% de olivino y el 35% de piroxeno, y del 5 al 10% de óxido de calcio y óxido de aluminio. El manto superior es predominantemente peridotita, compuesto 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 unos 100 kilómetros (62 millas). Gradualmente a través del manto superior, los piroxenos se vuelven menos estables y se transforman en granate majorítico.

Los experimentos con olivinos y piroxenos muestran que estos minerales cambian de estructura a medida que aumenta la presión a mayor profundidad, lo que explica por qué las curvas de densidad no son perfectamente uniformes. Cuando hay una conversión a una estructura mineral más densa, la velocidad sísmica aumenta abruptamente y crea una discontinuidad.

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.

En el interior de la Tierra, el olivino se encuentra en el manto superior a profundidades de menos de 410 kilómetros (250 millas), y la ringwoodita se infiere dentro de la zona de transición desde aproximadamente 520 a 670 kilómetros (320 a 420 millas) de profundidad. Las discontinuidades de la actividad sísmica a aproximadamente 410 kilómetros (250 millas), 520 kilómetros (320 millas) y 670 kilómetros (420 millas) 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 (anteriormente llamada perovskita de silicato de magnesio) y ferropericlasa. 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 algunas 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 peridotitas.

Composición química

La composición parece ser muy similar a la corteza. Una diferencia es que las rocas y los 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.

Exploración

La exploración del manto generalmente se lleva a cabo en el lecho marino en lugar de 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, se abandonó 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 los 1.416 metros (4.646 pies) por debajo del fondo marino desde el buque de perforación oceánica Resolución JOIDES.

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 lecho marino del Atlántico donde el manto yace 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 3 kilómetros (1,9 millas) debajo de la superficie del océano y cubre miles de kilómetros cuadrados.

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 (25.390 pies) bajo el 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 Mississippi Canyon Field, 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). El récord anterior lo ostentaba el buque estadounidense Glomar Challenger, que en 1978 perforó a 7.049,5 metros (23.130 pies) bajo el nivel del mar en la Fosa de las Marianas.El 6 de septiembre de 2012, el buque de perforación de aguas profundas de Scientific Chikyū estableció un nuevo récord mundial al perforar y obtener muestras de rocas a más de 2111 metros (6926 pies) 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 su paso a través de la corteza y el manto mientras su posición y progreso son rastreados por señales acústicas generadas. en las rocas La sonda consta de una esfera exterior de tungsteno de aproximadamente 1 metro (3 pies 3 pulgadas) de diámetro con un interior de cobalto-60 que actúa como fuente de calor radiactivo. Esto debería tomar medio año para llegar al Moho oceánico.

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 4500 millones de años.