Manto (geología)

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Corte de la Tierra desde el núcleo hasta la exosfera.

El manto es un tipo particular de capa dentro de un cuerpo astronómico. En la mayoría de los casos, el manto se presenta en un objeto sólido como la capa de material que rodea un núcleo definible y extradenso. El manto, a su vez, puede estar dividido en dos subcapas y puede estar recubierto por una capa llamada «corteza», como es el caso del planeta Tierra. En el interior de la Tierra, el manto es una capa rocosa situada directamente debajo de la corteza y por encima del núcleo externo. El manto constituye alrededor del 70% del volumen de la Tierra y se superpone al núcleo rico en hierro, que ocupa alrededor del 30% del volumen de la Tierra. Aunque es predominantemente sólido, gran parte del manto es muy viscoso debido a las altísimas presiones existentes en su interior. La convección del manto se manifiesta en la superficie a través de los movimientos de las placas tectónicas.

Los episodios pasados de fusión y vulcanismo en los niveles más superficiales del manto han producido una corteza muy fina de productos de fusión cristalizados cerca de la superficie, sobre la que vivimos. Los gases desarrollados durante la fusión del manto terrestre tienen un gran efecto en la composición y abundancia de la atmósfera terrestre. La información sobre la estructura y la composición del manto procede de la investigación geofísica o de los análisis geocientíficos directos de los xenolitos derivados del manto.

Estructura

El espesor del manto terrestre es de unos 2.900 kilómetros (km). Los resultados de la sismología indican que está dividido en secciones. Estas capas (y sus profundidades) son las siguientes:

  • el manto superior (33-410 km) (20 a 254 millas)
  • la zona de transición (410-670 km)
  • el manto inferior (670-2798 km)
  • la capa D» (2798-2998 km).

      • 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 se denomina ahora «Moho». El manto superior y la corteza suprayacente son relativamente rígidos y forman la litosfera, una capa irregular con un grosor máximo de unos 200 km. Por debajo de la litosfera, el manto superior se vuelve notablemente más plástico en su reología. En algunas regiones por debajo de la litosfera, la velocidad sísmica es reducida; esta -llamada- zona de baja velocidad (LVZ) se extiende hasta una profundidad de varios cientos de km. Inge Lehmann descubrió una discontinuidad sísmica a unos 220 km de profundidad; aunque esta discontinuidad se ha encontrado en otros estudios, no se sabe si la discontinuidad es ubicua. La zona de transición es una zona de gran complejidad; separa físicamente el manto superior del inferior. Se sabe muy poco sobre el manto inferior, aparte de que parece ser relativamente homogéneo desde el punto de vista sísmico. D» es la capa que separa el manto del núcleo.

      Características

      El manto difiere sustancialmente de la corteza en sus características mecánicas y su composición química. La distinción entre corteza y manto se basa en la química, los tipos de roca, la reología y las características sísmicas. La corteza es, de hecho, un producto de la fusión del manto. Se cree que la fusión parcial del material del manto hace que los elementos incompatibles se separen de la roca del manto, y que el material menos denso flote hacia arriba a través de los espacios porosos, las grietas o las fisuras, para enfriarse y congelarse en la superficie. Las rocas típicas del manto tienen una mayor proporción de magnesio y hierro, y una menor porción de silicio y aluminio que la corteza. Este comportamiento también se predice mediante experimentos que funden parcialmente rocas que se consideran representativas del manto terrestre.

      Mapas del interior de la Tierra con ondas sísmicas.

      Las rocas del manto que se encuentran a menos de 400 km de profundidad están compuestas principalmente por olivino, piroxenos, espinela y granate; se cree que los tipos de roca típicos son la peridotita, la dunita (peridotita rica en olivino) y la eclogita. Entre unos 400 km y 650 km de profundidad, el olivino no es estable y es sustituido por polimorfos de alta presión con aproximadamente la misma composición: un polimorfo es la wadsleyita (también llamado tipo beta-espinela), y el otro es la ringwoodita (un mineral con la estructura gamma-espinela). Por debajo de unos 650 km, todos los minerales del manto superior comienzan a volverse inestables. Los minerales más abundantes presentes tienen estructuras (pero no composiciones) como la del mineral perovskita, seguido de la ferropericlasa de óxido de magnesio/hierro. Los cambios en la mineralogía a unos 400 y 650 km producen firmas distintivas en los registros sísmicos del interior de la Tierra y, al igual que el moho, se detectan fácilmente mediante ondas sísmicas. These changes in mineralogy may influence mantle convection, as they result in density changes and they may absorb or release latent heat as well as depress or elevate the depth of the polymorphic phase transitions for regions of different temperatures. The changes in mineralogy with depth have been investigated by laboratory experiments that duplicate high mantle pressures, such as those using the diamond anvil.

      Composition of Earth’s mantle in weight percent
      Element Amount Compound Amount
      O 44.8
      Si 21.5 SiO2 46
      Mg 22.8 MgO 37.8
      Fe 5.8 FeO 7.5
      Al 2.2 Al2O3 4.2
      Ca 2.3 CaO 3.2
      Na 0.3 Na2O 0.4
      K 0.03 K2O 0.04
      Sum 99.7 Sum 99.1

      Why is the inner core solid, the outer core liquid, and the mantle solid/plastic? The answer depends both on the relative melting points of the different layers (nickel-iron core, silicate crust and mantle) and on the increase in temperature and pressure as one moves deeper into the Earth. At the surface both nickel-iron alloys and silicates are sufficiently cool to be solid. In the upper mantle, the silicates are generally solid (localized regions with small amounts of melt exist); however, as the upper mantle is both hot and under relatively little pressure, the rock in the upper mantle has a relatively low viscosity. En cambio, el manto inferior está sometido a una enorme presión y, por tanto, tiene una viscosidad mayor que el manto superior. El núcleo exterior de níquel-hierro metálico es líquido a pesar de la enorme presión, ya que tiene un punto de fusión inferior al de los silicatos del manto. El núcleo interno es sólido debido a la abrumadora presión que se encuentra en el centro del planeta.

      Temperatura

      En el manto, las temperaturas oscilan entre 500 °C y 900 °C (932 °F-1.652 °F) en el límite superior con la corteza hasta más de 4000 °C (7200 °F) en el límite con el núcleo. Aunque las temperaturas más altas superan con creces los puntos de fusión de las rocas del manto en la superficie (unos 1200 °C para la peridotita representativa), el manto es casi exclusivamente sólido. La enorme presión litostática que se ejerce sobre el manto impide la fusión, ya que la temperatura a la que comienza la fusión (el solidus) aumenta con la presión.

      Movimiento

      Debido a la diferencia de temperatura entre la superficie de la Tierra y el núcleo externo, y a la capacidad de las rocas cristalinas a alta presión y temperatura de sufrir una deformación lenta, rastrera y viscosa durante millones de años, existe una circulación convectiva de material en el manto. El material caliente asciende en forma de diapiro plutónico (algo parecido a una lámpara de lava), quizás desde el límite con el núcleo externo (véase pluma del manto), mientras que el material más frío (y pesado) se hunde hacia abajo. Esto suele ocurrir en forma de descensos litosféricos a gran escala en los límites de las placas, llamados zonas de subducción . Durante el ascenso, el material del manto se enfría tanto adiabáticamente como por conducción hacia el manto circundante más frío. La temperatura del material desciende con el alivio de presión relacionado con el ascenso, y su calor se distribuye en un volumen mayor. Dado que la temperatura a la que se inicia la fusión disminuye más rápidamente con la altura que la de una pluma caliente ascendente, puede producirse una fusión parcial justo debajo de la litosfera y provocar vulcanismo y plutonismo.

      La convección del manto terrestre es un proceso caótico (en el sentido de la dinámica de fluidos), que se considera parte integrante del movimiento de las placas. El movimiento de las placas no debe confundirse con el término más antiguo de 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 complicada relación 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 dista mucho de ser lineal, y muestra capas con una viscosidad drásticamente disminuida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo. El manto situado a unos 200 km por encima del límite entre el núcleo y el manto parece tener unas propiedades sísmicas claramente diferentes a las del manto situado a una profundidad ligeramente inferior; esta inusual región del manto situada justo por encima del núcleo se denomina D″ («D doblemente primo» o «D primo»), una nomenclatura introducida hace más de 50 años por el geofísico Keith Bullen. El D″ puede consistir en material procedente de losas subductadas que descendieron y se posaron en el límite entre el núcleo y el manto y/o de un nuevo polimorfo mineral descubierto en la perovskita llamado posperovskita.

      Debido a la viscosidad relativamente baja del manto superior se podría razonar que no debería haber terremotos por debajo de unos 300 km de profundidad. Sin embargo, en las zonas de subducción, el gradiente geotérmico puede disminuir cuando el material frío de la superficie se hunde hacia abajo, aumentando la fuerza del manto circundante y permitiendo que se produzcan terremotos hasta una profundidad de 400 km y 670 km.

      La presión en el fondo del manto es de ~136 GPa (1,4 millones de atm). La presión aumenta a medida que uno se adentra en el manto, ya que el material que hay debajo tiene que soportar el peso de todo el material que hay encima. 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 de la viscosidad del manto superior oscilan entre 1019 y 1024 Pa-s, dependiendo de la profundidad, la temperatura, la composición, el estado de tensión y muchos otros factores. Por tanto, el manto superior sólo puede fluir muy lentamente. Sin embargo, cuando se aplican grandes fuerzas al manto superior, éste puede debilitarse, y se cree que este efecto es importante para permitir la formación de los límites de las placas tectónicas.

      Exploración

      La exploración del manto se realiza generalmente en el fondo marino y no en tierra firme debido a la relativa delgadez de la corteza oceánica en comparación con la corteza continental, mucho más gruesa.

      El primer intento de exploración del manto, conocido como Proyecto Mohole, fue abandonado en 1966 tras repetidos fracasos y sobrecostes. La penetración más profunda fue de aproximadamente 180 m.En 2005, el tercer pozo de sondeo oceánico más profundo alcanzó los 1.416 metros de profundidad desde el buque de perforación oceánica JOIDES Resolution.

      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 en la que el manto queda expuesto sin ningún tipo de recubrimiento de la corteza, a medio camino entre las islas de Cabo Verde y el mar Caribe. El lugar expuesto se encuentra a unos tres kilómetros bajo la superficie del océano y cubre miles de kilómetros cuadrados.

      Un intento relativamente difícil de recuperar muestras del manto terrestre estaba previsto para más adelante en 2007. Como parte de la misión Chikyu Hakken, se iba a utilizar el buque japonés «Chikyu» para perforar hasta 7000 m (23.000 pies) por debajo del lecho marino. Esto es casi tres veces más profundo que las perforaciones oceánicas precedentes.

      Recientemente se analizó un novedoso método de exploración de los cientos de kilómetros superiores de la Tierra, que consiste en una pequeña y densa sonda generadora de calor que se abre 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 consiste en una esfera exterior de tungsteno de ~ 1 m de diámetro en cuyo interior se encuentra una fuente de calor radiactiva de 60Co. Se ha calculado que dicha sonda alcanzará el Moho oceánico en menos de 6 meses y alcanzará profundidades mínimas de bastante más de 100 km en unas pocas décadas bajo la litosfera oceánica y continental.

      Ver también

      • Corteza (geología)
      • Tierra
      • Tectónica de placas
      • Volcán

      Notas

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      All links retrieved August 10, 2018.

      • Don L. Anderson, Theory of the Earth, Blackwell (1989). (A textbook dealing with the Earth’s interior now available on the web.)
      • Project Mohole.

      Crust · Upper mantle · Lithosphere · Asthenosphere · Mesosphere · Mantle · Outer core · Inner core · Plate tectonics

      Structure of the Earth

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      • Historia del manto (geología)

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