Mantle (geologia)

Cutaway Earth from core to exosphere.

O manto é um tipo particular de camada dentro de um corpo astronómico. Um manto na maioria dos casos ocorre em um objeto sólido como a camada de material que envolve um núcleo definível e extra-denso. O manto em si pode ser dividido em duas subcamadas e pode ser sobreposto por uma camada chamada “crosta”, como é o caso do planeta Terra. No interior da Terra, o manto é uma camada rochosa diretamente abaixo da crosta e acima do núcleo externo. O manto constitui cerca de 70 por cento do volume da Terra e sobrepõe-se ao núcleo de ferro da Terra, que ocupa cerca de 30 por cento do volume da Terra. Embora seja predominantemente sólido, grande parte do manto é altamente viscoso devido a pressões extremamente elevadas dentro dele. A convecção do manto é expressa na superfície através dos movimentos das placas tectônicas.

Episódios passados de fusão e vulcanismo nos níveis mais rasos do manto produziram uma crosta muito fina de produtos de fusão cristalizados perto da superfície, sobre a qual vivemos. Os gases desenvolvidos durante o derretimento do manto terrestre têm um efeito grande na composição e abundância da atmosfera terrestre. A informação sobre a estrutura e composição do manto resulta ou da investigação geofísica ou de análises geocientíficas directas de xenolitos derivados do manto.

Estrutura

A espessura do manto terrestre é de cerca de 2.900 km (1.800 milhas). Os resultados da sismologia indicam que ela está dividida em seções. Estas camadas (e suas profundidades) são as seguintes:

• o manto superior (33-410 km) (20 a 254 milhas)
• a zona de transição (410-670 km)
• o manto inferior (670-2798 km)
• a camada D” (2798-2998 km).

O topo do manto é definido por um aumento súbito da velocidade sísmica, que foi observado pela primeira vez por Andrija Mohorovičić em 1909. Este limite é agora referido como o “Moho”. O manto mais alto mais a crosta sobrejacente são relativamente rígidos e formam a litosfera, uma camada irregular com uma espessura máxima de talvez 200 km. Abaixo da litosfera, o manto superior torna-se notavelmente mais plástico na sua reologia. Em algumas regiões abaixo da litosfera, a velocidade sísmica é reduzida; esta – chamada – zona de baixa velocidade (LVZ) estende-se até uma profundidade de várias centenas de km. Inge Lehmann descobriu uma descontinuidade sísmica a cerca de 220 km de profundidade; embora esta descontinuidade tenha sido encontrada em outros estudos, não se sabe se a descontinuidade é ubíqua. A zona de transição é uma área de grande complexidade; separa fisicamente o manto superior do inferior. Muito pouco se sabe sobre o manto inferior além de que ele parece ser relativamente homogêneo em termos sísmicos. D” é a camada que separa o manto do núcleo.

Características

O manto difere substancialmente da crosta nas suas características mecânicas e na sua composição química. A distinção entre crosta e manto é baseada na química, tipos de rochas, reologia e características sísmicas. A crosta é, de facto, um produto do derretimento do manto. Acredita-se que o derretimento parcial do material do manto causa a separação de elementos incompatíveis com a rocha do manto, com material menos denso flutuando para cima através de espaços de poros, fendas ou fissuras, para resfriar e congelar na superfície. As rochas mantélicas típicas têm uma proporção maior de magnésio e ferro, e uma porção menor de silício e alumínio do que a crosta. Este comportamento também é previsto por experimentos que em parte derretem rochas consideradas representativas do manto terrestre.

Mapeando o interior da Terra com ondas de terremoto.

rocha mantélica mais rasa que cerca de 400 km de profundidade consiste principalmente de olivina, piroxenos, espinélio e granada; pensa-se que os tipos típicos de rocha são peridotita, dunita (peridotita rica em olivina), e eclogita. Entre cerca de 400 km e 650 km de profundidade, a olivina não é estável e é substituída por polimorfos de alta pressão com aproximadamente a mesma composição: um polimorfos é wadsleyite (também chamado tipo beta-spinel), e o outro é ringwoodite (um mineral com a estrutura gama-spinel). Abaixo de cerca de 650 km, todos os minerais do manto superior começam a tornar-se instáveis. Os minerais mais abundantes presentes têm estruturas (mas não composições) como a do mineral perovskite seguido pelo magnésio/óxido de ferro ferro ferropericlase. As mudanças na mineralogia em cerca de 400 e 650 km produzem assinaturas distintas nos registos sísmicos do interior da Terra e, tal como o moho, são prontamente detectadas através de 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.

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. Em contraste, o manto inferior está sob uma pressão tremenda e, portanto, tem uma viscosidade maior do que o manto superior. O núcleo externo metálico de níquel-ferro é líquido apesar da enorme pressão, pois tem um ponto de fusão que é inferior ao manto silicato. O núcleo interno é sólido devido à pressão esmagadora encontrada no centro do planeta.

Temperatura

No manto, as temperaturas variam entre 500 °C a 900 °C (932 °F-1.652 °F) no limite superior com a crosta a mais de 4000 °C (7200 °F) no limite com o núcleo. Embora as temperaturas mais elevadas excedam de longe os pontos de fusão das rochas do manto na superfície (cerca de 1200 °C para peridotites representativas), o manto é quase exclusivamente sólido. A enorme pressão lito-estática exercida sobre o manto impede o derretimento, porque a temperatura a que começa o derretimento (o solidus) aumenta com a pressão.

Movement

Due à diferença de temperatura entre a superfície da Terra e o núcleo externo, e à capacidade das rochas cristalinas a alta pressão e temperatura de sofrer uma deformação lenta, rasteira e viscosa ao longo de milhões de anos, há uma circulação de material convectivo no manto. O material quente sobe como um diapir plutônico (um pouco semelhante a uma lâmpada de lava), talvez da borda com o núcleo externo (ver pluma do manto), enquanto o material mais frio (e mais pesado) afunda para baixo. Isto é muitas vezes na forma de grandes descidas litosféricas nas bordas das placas chamadas zonas de subducção. Durante a subida, o material do manto arrefece tanto adiabaticamente como por condução para dentro do manto mais fresco circundante. A temperatura do material cai com o alívio de pressão ligado à subida, e seu calor se distribui sobre um volume maior. Como a temperatura na qual o derretimento inicia diminui mais rapidamente com a altura do que uma pluma quente ascendente, o derretimento parcial pode ocorrer logo abaixo da litosfera e causar vulcanismo e plutonismo.

A convecção do manto terrestre é um processo caótico (no sentido da dinâmica dos fluidos), que se pensa ser uma parte integrante do movimento das placas. O movimento das placas não deve ser confundido com o antigo termo deriva continental, que se aplica puramente ao movimento dos componentes da crosta dos continentes. Os movimentos da litosfera e do manto subjacente são acoplados, uma vez que a litosfera descendente é um componente essencial da convecção no manto. A deriva continental observada é uma relação complicada entre as forças que provocam o afundamento da litosfera oceânica e os movimentos dentro do manto terrestre.

Embora haja uma tendência para viscosidade maior a maior profundidade, esta relação está longe de ser linear, e mostra camadas com viscosidade dramaticamente reduzida, em particular no manto superior e no limite com o núcleo. O manto a cerca de 200 km acima do limite do core-mantle parece ter propriedades sísmicas distintas do que o manto em profundidades ligeiramente mais rasas; esta região incomum do manto logo acima do núcleo é chamada D″ (“D double-prime” ou “D prime prime”), uma nomenclatura introduzida há mais de 50 anos pelo geofísico Keith Bullen. D″ pode consistir de material de placas subduzidas que desceram e descansaram no limite do core-mantle e/ou de um novo polimorfo mineral descoberto em perovskite chamado pós-perovskite.

P>Due à viscosidade relativamente baixa no manto superior pode-se raciocinar que não deve haver terremotos abaixo de aproximadamente 300 km de profundidade. Entretanto, em zonas de subducção, o gradiente geotérmico pode ser baixado onde o material frio da superfície afunda para baixo, aumentando a resistência do manto circundante, e permitindo que os terremotos ocorram a uma profundidade de 400 km e 670 km.

A pressão na parte inferior do manto é de ~136 GPa (1,4 milhões atm). Existe uma pressão crescente à medida que se viaja mais para dentro do manto, uma vez que o material abaixo tem que suportar o peso de todo o material acima dele. No entanto, ainda se pensa que todo o manto se deforma como um fluido em longos períodos de tempo, com deformações plásticas permanentes acomodadas pelo movimento de pontos, linhas e/ou defeitos planares através dos cristais sólidos que compõem o manto. As estimativas para a viscosidade do manto superior variam entre 1019 e 1024 Pa-s, dependendo da profundidade, temperatura, composição, estado de tensão e numerosos outros fatores. Assim, o manto superior só pode fluir muito lentamente. Entretanto, quando grandes forças são aplicadas ao manto superior ele pode se tornar mais fraco, e este efeito é considerado importante para permitir a formação de limites de placas tectônicas.

Exploração

Exploração do manto é geralmente conduzida no fundo do mar e não em terra devido à espessura relativa da crosta oceânica em comparação com a crosta continental significativamente mais espessa.

A primeira tentativa de exploração do manto, conhecida como Projeto Mohole, foi abandonada em 1966 após repetidos fracassos e custos excessivos. A penetração mais profunda foi de aproximadamente 180 m (590 pés). Em 2005, o furo mais profundo do oceano atingiu 1416 metros (4.644 pés) abaixo do fundo do mar a partir do navio de perfuração oceânica JOIDES Resolução.

Em 5 de Março de 2007, uma equipa de cientistas a bordo do RRS James Cook embarcou numa viagem para uma área do fundo do mar Atlântico onde o manto fica exposto sem qualquer cobertura de crosta, a meio caminho entre as Ilhas de Cabo Verde e o Mar das Caraíbas. O local exposto fica aproximadamente três quilômetros abaixo da superfície do oceano e cobre milhares de quilômetros quadrados.

Uma tentativa relativamente difícil de recuperar amostras do manto terrestre foi agendada para o final de 2007. Como parte da missão Chikyu Hakken, era usar o navio japonês ‘Chikyu’ para perfurar até 7000 m (23.000 pés) abaixo do fundo do mar. Isto é quase três vezes mais profundo que as perfurações oceânicas anteriores.

Um novo método de explorar as centenas de km mais altas da Terra foi analisado recentemente, consistindo de uma pequena sonda, densa e geradora de calor que derrete o seu caminho através da crosta e do manto enquanto a sua posição e progresso são seguidos por sinais acústicos gerados nas rochas. A sonda consiste em uma esfera externa de tungstênio de ~ 1 m de diâmetro no seu interior, que é uma fonte de calor radioativo de 60Co. Foi calculado que tal sonda alcançará o Moho oceânico em menos de 6 meses e atingirá profundidades mínimas de mais de 100 km em poucas décadas, tanto abaixo da litosfera oceânica como da continental.

Veja também

• Crust (geologia)
• Earth
• Plate tectonics
• Volcano

Notas

• Burns, Roger George. 1993. Mineralogical Applications of Crystal Field Theory (Aplicações Mineralógicas da Teoria do Campo de Cristal). Cambridge, Reino Unido: Cambridge University Press. ISBN 0521430771.
• Coltorti, M., e M. Gregoire. 2008. Metasomatismo em Oceanic &Mantle Continental Lithospheric Mantle. Londres, Reino Unido: Geological Society Pub House. ISBN 1862392420

Condie, Kent C. 2001. Mantle Plumes and Their Record in Earth History. Cambridge, UK: Cambridge University Press. ISBN 0521014727

• Condie, Kent C. 2005. A Terra como um Sistema Planetário em Evolução. Amesterdão: Elsevier Academic Press. ISBN 978-0120883929
• Ojovan, M.I., e F.G.F. Gibb. “Explorando a crosta terrestre e o manto usando auto-descendente, aquecido por radiação, sondas e monitorização de emissões acústicas.” Capítulo 7, em Arnold P. Lattefer, 2008. Pesquisa de Resíduos Nucleares: Localização, Tecnologia e Tratamento. Nova York, NY: Nova Science Publishers. ISBN 9781604561845.

li>Van der Pluijm, Ben A., e Stephen Marshak. 2004. Estrutura da Terra: An Introduction to Structural Geology and Tectonics, 2ª ed. New York: W.W. Norton. ISBN 039392467X

• Vogt, Gregory. 2007. Earth’s Core e Mantle: Heavy Metal, Moving Rock. Minneapolis, MN: Livros do Século Vinte e Um. ISBN 978-0761328377

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.