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Manto superior (Tierra)

parte del interior del planeta Tierra

El manto superior de la Tierra comienza justo debajo de la corteza (alrededor de 10 kilómetros (6,2 mi) debajo de los océanos y alrededor de 35 kilómetros (21,7 mi) debajo de los continentes) y termina en la parte superior del manto inferior en 670 kilómetros (416,3 mi). Las temperaturas oscilan entre aproximadamente 200 grados Celsius (392 °F) en el límite superior con la corteza hasta aproximadamente 900 grados Celsius (1652,0 °F) en el límite con el manto inferior. El material del manto superior que ha salido a la superficie está compuesto de aproximadamente 55% de olivina, 35% de piroxeno y 5 a 10% de minerales de óxido de calcio y óxido de aluminio como plagioclasa, espinela o granate, dependiendo de la profundidad.

Estructura de la Tierra
Capas internas de la Tierra
Discontinuidades globales

Discontinuidades regionales

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Estructura sísmica

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1 = corteza continental, 2 = corteza oceánica, 3 = manto superior, 4 = manto inferior, 5 + 6 = núcleo, A = límite del manto de corteza (discontinuidad de Mohorovičić)

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 medida 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 la composición, mientras que la litosfera y la astenosfera se definen por un cambio en las propiedades mecánicas.[2]​

La parte superior del manto se define por un aumento repentino en la velocidad de las ondas sísmicas, que fue notado 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 kilómetros (6,2 mi) a 70 kilómetros (43,5 mi) debajo de la superficie de la Tierra. La corteza oceánica es más delgada que la continental y generalmente es inferior a 10 kilómetros (6,2 mi) de espesor. La corteza continental es de unos 35 kilómetros (21,7 mi) de espesor, pero la gran raíz de la corteza debajo de la meseta tibetana tiene aproximadamente 70 kilómetros (43,5 mi) de espesor.[4]​

El grosor del manto superior es de aproximadamente 640 kilómetros (397,7 mi). El manto completo es de aproximadamente 2900 kilómetros (1802,0 mi) de espesor, lo que significa que el manto superior es solo alrededor del 20% del grosor total del manto.[4]​

 
Sección transversal de la Tierra, que muestra los caminos de las olas del terremoto. Los caminos se curvan porque los diferentes tipos de rocas que se encuentran a diferentes profundidades cambian la velocidad a la que viajan las olas. Las ondas S no viajan a través del núcleo

El límite entre el manto superior y el manto inferior es una discontinuidad a 670 kilómetros (416,3 mi).[2]​ Los terremotos a poca profundidad son el resultado de fallas de deslizamiento; sin embargo, por debajo de unos 50 kilómetros (31,1 mi) las condiciones cálidas de alta presión inhiben aún más la sismicidad. El manto es viscoso e incapaz de fallar. Sin embargo, en zonas de subducción, se observan terremotos hasta 670 kilómetros (416,3 mi).[1]​

Discontinuidad de Lehmann

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La discontinuidad de Lehmann es un aumento brusco de las velocidades de las ondas P y S a una profundidad de 220 kilómetros (136,7 mi).[5]​

Zona de transición

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La zona de transición se encuentra entre el manto superior y el manto inferior entre una profundidad de 410 kilómetros (254,8 mi) y 670 kilómetros (416,3 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.[6]​ Por debajo de una profundidad de 670 kilómetros (416,3 mi), 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 usando las ondas sísmicas de los 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.

Discontinuidad a 410 km

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Se observa un solo pico en todos los datos sismológicos a 410 kilómetros (254,8 mi) que se predice por la transición simple de α- a β- Mg2SiO4 (olivina a wadsleyita). Desde la pendiente de Clapeyron, se espera que la discontinuidad de Moho sea menos profunda en las regiones frías, como las losas de subducción, y más profunda en las regiones más cálidas, como las plumas mantélicas.[6]​

Discontinuidad a 670 km

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Esta es la discontinuidad más compleja y marca el límite entre el manto superior e inferior. Aparece en precursores de PP (una onda que se refleja en 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 conversiones de P a S en un amplio rango de profundidades (640–720   km, o 397–447 mi). La pendiente de Clapeyron predice una discontinuidad más profunda en regiones más frías y una discontinuidad más superficial en regiones más cálidas. Esta discontinuidad generalmente está relacionada con la transición de ringwoodita a bridgmanita y periclasa.[7]​ Esto es termodinámicamente una reacción endotérmica y crea un salto de viscosidad. Ambas características hacen que esta transición de fase desempeñe un papel importante en los modelos geodinámicos.[8]​

Otras discontinuidades

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Hay otra transición de fase principal prevista a 520 kilómetros (323,1 mi) para la transición de olivina (β a γ) y granate en el manto de pirolita.[9]​ Este solo se ha observado esporádicamente en datos sismológicos.[10]​

Se han sugerido otras transiciones de fase no globales a diferentes profundidades.[6]​[11]​

Temperatura y presión

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Las temperaturas oscilan entre aproximadamente 200 grados Celsius (392 °F) en el límite superior con la corteza hasta aproximadamente 4000 grados Celsius (7232,0 °F) en el límite núcleo-manto.[12]​ La temperatura más alta del manto superior es 900 grados Celsius (1652,0 °F)[13]​ 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.[14]​

La enorme presión litoestática ejercida sobre el manto evita la fusión, 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 por 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 24,0 GPa (237 000 atm)[13]​ comparación con la parte inferior del manto que es 136 GPa (1 340 000 atm).[12]​[16]​

Las estimaciones para la viscosidad del manto superior varían entre 1019 y 1024 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 límites de 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 dramáticamente disminuida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo.[17]​

Movimiento

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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 de sufrir una deformación lenta, lenta y viscosa, durante millones de años, hay una circulación de material convectivo en el manto.[18]​

El material caliente surge hacia arriba, mientras que el material más frío (y más pesado) se hunde hacia abajo. El movimiento hacia abajo del material se produce 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 alta elevación (debido a la flotabilidad de la pluma más caliente y menos densa debajo) y exhiben vulcanismo de punto caliente.

Composición mineral

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Los datos sísmicos no son suficientes para determinar la composición del manto. Las observaciones de rocas expuestas en la superficie y otras pruebas revelan que el manto superior son minerales máficos olivino y piroxeno y tiene una densidad de aproximadamente 3,33 gramos por centímetro cúbico (3330,0 kg/m³).[1]​

El material del manto superior que ha salido a la superficie está compuesto por aproximadamente 55% de olivina y 35% de piroxeno y 5 a 10% de óxido de calcio y óxido de aluminio.[1]​ El manto superior es predominantemente peridotita, compuesto principalmente de proporciones variables de los minerales olivina, clinopiroxeno, ortopiroxeno y una fase aluminosa. La fase aluminosa es plagioclasa en el manto superior, luego espinela y luego granate debajo de ~100 km. Poco a poco, a través del manto superior, los piroxenos se vuelven menos estables y se transforman en granate majorítico.

Los experimentos con olivinas 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 bruscamente y crea una discontinuidad.[1]​

En la parte superior de la zona de transición, la olivina experimenta transiciones de fase isoquímica 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 ha llevado a la hipótesis de que la zona de transición puede albergar una gran cantidad de agua.[19]​

En el interior de la Tierra, el olivino se produce en el manto superior a profundidades inferiores a aproximadamente 410 km, y se infiere que la ringwoodita está presente dentro de la zona de transición de aproximadamente 520 a 670 km de profundidad. Actividad sísmica discontinuidades a aproximadamente 410   km, 520 km, y a 670 km de profundidad se han atribuido a cambios de fase que involucran olivina 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. 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 llevan fragmentos de rocas. 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

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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.

Composición del manto superior de la Tierra (MORB empobrecido)[20]​[21]​
Compuesto Porcentaje de masa
SiO2 44,71
MgO 38,73
FeO 8,18
Al2O3 3,98
CaO 3,17
Cr2O3 0,57
NiO 0,24
MnO 0,13
Na2O 0,13
TiO2 0,13
P2O5 0,019
K2O 0,006

Exploración

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Buque de perforación Chikyu.

La exploración del manto se lleva a cabo generalmente en el fondo marino en lugar de en la 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 repetidas fallas y costos excesivos. La penetración más profunda fue de aproximadamente 180 metros (590,6 pies). En 2005, un pozo oceánico alcanzó 1416 metros (4645,7 pies) debajo del fondo del mar desde el buque de perforación oceánica Resolución de JOIDES.

El 5 de marzo de 2007, un equipo de científicos investigó un área del fondo marino del Atlántico donde el manto queda expuesto sin ninguna cubierta de corteza, entre las Islas de Cabo Verde y el Mar Caribe. El sitio expuesto se encuentra aproximadamente a tres kilómetros debajo de la superficie del océano y cubre miles de kilómetros cuadrados.[22]​[23]​[24]​

El 27 de abril de 2012, la misión Chikyu Hakken a bordo del buque japonés Chikyū perforó a una profundidad de 7 740 metros (25 400 pies) bajo el nivel del mar, récord que fue superado por la unidad móvil de perforación en alta mar de Deepwater Horizon, que operaba en el prospecto Tíber en el Mississippi Canyon Field en el Golfo de México, que logró una profundidad de 10 062 m (33 011 pies).[25]​ 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.[26]​ El 6 de septiembre de 2012, el buque de perforación científica de aguas profundas Chikyū obtuvo muestras de rocas de más de 2 111 metros debajo del fondo marino frente a la península de Shimokita de Japón.

En 2005 se propuso utilizar una sonda pequeña, densa y generadora de calor que se derritiría a través de la corteza y el manto, mientras que su posición y progreso serían seguidos por las señales acústicas generadas en las rocas[27]​ La sonda constaba de una esfera externa de tungsteno de aproximadamente un metro de diámetro con un interior de cobalto-60 que actuaría como fuente de calor radiactivo. Esto debería tomar medio año para llegar al Moho oceánico.

En 2009, una aplicación de supercomputadora proporcionó una nueva visión de la distribución de depósitos minerales, especialmente isótopos de hierro, desde que el manto se desarrolló hace 4 500 millones de años.[28]​

Referencias

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  1. ↑ a b c d e f Langmuir, Charles H.; Broecker, Wally (22 de julio de 2012). How to Build a Habitable Planet: The Story of Earth from the Big Bang to Humankind. pp. 179–183. ISBN 9780691140063. 
  2. ↑ a b Rothery, David A.; Gilmour, Iain; Sephton, Mark A. (March 2018). An Introduction to Astrobiology. p. 56. ISBN 9781108430838. 
  3. ↑ Alden, Andrew (2007). «Today's Mantle: a guided tour». About.com. Archivado desde el original el 2 de septiembre de 2016. Consultado el 25 de diciembre de 2007. 
  4. ↑ a b «Istria on the Internet – Prominent Istrians – Andrija Mohorovicic». 2007. Consultado el 25 de diciembre de 2007. 
  5. ↑ William Lowrie (1997). Fundamentals of geophysics. Cambridge University Press. p. 158. ISBN 0-521-46728-4. 
  6. ↑ a b c d Fowler, C. M. R.; Fowler, Connie May (2005). The Solid Earth: An Introduction to Global Geophysics. ISBN 978-0521893077. 
  7. ↑ Ito, E; Takahashi, E (1989). «Postspinel transformations in the system Mg2SiO4-Fe2SiO4 and some geophysical implications». Journal of Geophysical Research: Solid Earth 94 (B8): 10637-10646. Bibcode:1989JGR....9410637I. doi:10.1029/jb094ib08p10637. 
  8. ↑ Fukao, Y.; Obayashi, M. (2013). «Subducted slabs stagnant above, penetrating through, and trapped below the 660 km discontinuity». Journal of Geophysical Research: Solid Earth 118 (11): 5920-5938. Bibcode:2013JGRB..118.5920F. doi:10.1002/2013jb010466. 
  9. ↑ Deuss, Arwen; Woodhouse, John (12 de octubre de 2001). «Seismic Observations of Splitting of the Mid-Transition Zone Discontinuity in Earth's Mantle». Science (en inglés) 294 (5541): 354-357. Bibcode:2001Sci...294..354D. ISSN 0036-8075. PMID 11598296. doi:10.1126/science.1063524. 
  10. ↑ Egorkin, A. V. (1 de enero de 1997). «Evidence for 520-Km Discontinuity». En Fuchs, Karl, ed. Upper Mantle Heterogeneities from Active and Passive Seismology. NATO ASI Series (en inglés). Springer Netherlands. pp. 51-61. ISBN 9789048149667. doi:10.1007/978-94-015-8979-6_4. 
  11. ↑ Khan, Amir; Deschamps, Frédéric (28 de abril de 2015). The Earth's Heterogeneous Mantle: A Geophysical, Geodynamical, and Geochemical Perspective (en inglés). Springer. ISBN 9783319156279. 
  12. ↑ a b Katharina., Lodders (1998). The planetary scientist's companion. Fegley, Bruce. New York: Oxford University Press. ISBN 978-1423759836. OCLC 65171709. 
  13. ↑ a b «What Are Three Differences Between the Upper & Lower Mantle?». Sciencing. Consultado el 14 de junio de 2019. 
  14. ↑ Louie, J. (1996). «Earth's Interior». University of Nevada, Reno. Archivado desde el original el 20 de julio de 2011. Consultado el 24 de diciembre de 2007. 
  15. ↑ Turcotte, DL; Schubert, G (2002). «4». Geodynamics (2nd edición). Cambridge, England, UK: Cambridge University Press. pp. 136–7. ISBN 978-0-521-66624-4. 
  16. ↑ Burns, Roger George (1993). Mineralogical Applications of Crystal Field Theory. Cambridge University Press. p. 354. ISBN 978-0-521-43077-7. Consultado el 26 de diciembre de 2007. 
  17. ↑ a b Walzer, Uwe. «Mantle Viscosity and the Thickness of the Convective Downwellings». Archivado desde el original el 11 de junio de 2007. 
  18. ↑ Alden, Andrew (2007). «Today's Mantle: a guided tour». About.com. Archivado desde el original el 2 de septiembre de 2016. Consultado el 25 de diciembre de 2007. 
  19. ↑ Bercovici, David; Karato, Shun-ichiro (September 2003). «Whole-mantle convection and the transition-zone water filter». Nature (en inglés) 425 (6953): 39-44. ISSN 0028-0836. PMID 12955133. doi:10.1038/nature01918. 
  20. ↑ Workman, Rhea K.; Hart, Stanley R. (February 2005). «Major and trace element composition of the depleted MORB mantle (DMM)». Earth and Planetary Science Letters 231 (1–2): 53-72. ISSN 0012-821X. doi:10.1016/j.epsl.2004.12.005. 
  21. ↑ Anderson, D.L. (2007). New Theory of the Earth. Cambridge University Press. p. 301. ISBN 9780521849593. 
  22. ↑ Than, Ker (1 de marzo de 2007). «Scientists to study gash on Atlantic seafloor». Consultado el 16 de marzo de 2008. «A team of scientists will embark on a voyage next week to study an “open wound” on the Atlantic seafloor where the Earth’s deep interior lies exposed without any crust covering.» 
  23. ↑ «Earth's Crust Missing In Mid-Atlantic». 2 de marzo de 2007. Consultado el 16 de marzo de 2008. «Cardiff University scientists will shortly set sail (March 5) to investigate a startling discovery in the depths of the Atlantic.» 
  24. ↑ «Japan hopes to predict 'Big One' with journey to center of Earth». 15 de diciembre de 2005. Archivado desde el original el 19 de diciembre de 2005. Consultado el 16 de marzo de 2008. «An ambitious Japanese-led project to dig deeper into the Earth's surface than ever before will be a breakthrough in detecting earthquakes including Tokyo's dreaded "Big One," officials said Thursday.» 
  25. ↑ [1]
  26. ↑ «Japan deep-sea drilling probe sets world record». Associated Press. 28 de abril de 2012. Consultado el 28 de abril de 2012. 
  27. ↑ Ojovan M.I., Gibb F.G.F., Poluektov P.P., Emets E.P. 2005. Probing of the interior layers of the Earth with self-sinking capsules. Atomic Energy, 99, 556–562
  28. ↑ University of California – Davis (2009-06-15). Super-computer Provides First Glimpse Of Earth's Early Magma Interior. ScienceDaily. Retrieved on 2009-06-16.
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