El manto superior de la Tierra es una capa muy gruesa de roca en el interior del planeta, que comienza justo debajo de la corteza (a unos 10 km (6,2 mi) bajo los océanos y a unos 35 km (22 mi) bajo los continentes) y termina en la parte superior del manto inferior a 670 km (420 mi). Las temperaturas varían de aproximadamente 500 K (227 °C; 440 °F) en el límite superior con la corteza a aproximadamente 1200 K (930 °C; 1700 °F) en el límite con el manto inferior. El material del manto superior que ha subido a la superficie comprende aproximadamente un 55% de olivino , un 35% de piroxeno y entre un 5 y un 10% de minerales de óxido de calcio y óxido de aluminio como plagioclasa , espinela o granate , dependiendo de la profundidad.
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 mayor profundidad. Los cambios abruptos en la densidad ocurren cuando 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 su composición, mientras que la litosfera y la astenosfera se definen por un cambio en las propiedades mecánicas. [2]
La parte superior del manto está definida 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 discontinuidad de Mohorovičić o "Moho". [3]
El moho define la base de la corteza y varía de 10 km (6,2 mi) a 70 km (43 mi) 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 mi) de espesor. La corteza continental tiene alrededor de 35 km (22 mi) de espesor, pero la gran raíz de corteza debajo de la meseta tibetana tiene aproximadamente 70 km (43 mi) de espesor. [4]
El espesor del manto superior es de unos 640 km (400 mi). El espesor del manto entero es de unos 2900 km (1800 mi), lo que significa que el manto superior representa solo el 20% del espesor total del manto. [4]
El límite entre el manto superior e inferior es una discontinuidad de 670 km (420 mi). [2] Los terremotos a poca profundidad son resultado de fallas de rumbo ; sin embargo, por debajo de los 50 km (31 mi), las condiciones de alta presión y calor inhiben una mayor sismicidad. El manto es viscoso e incapaz de fallar . Sin embargo, en las zonas de subducción , se observan terremotos hasta los 670 km (420 mi). [1]
La discontinuidad de Lehmann es un aumento abrupto de las velocidades de las ondas P y S a una profundidad de 220 km (140 mi) [5] (Tenga en cuenta que esta es una "discontinuidad de Lehmann" diferente de la que existe entre los núcleos interno y externo de la Tierra etiquetados en la imagen de la derecha).
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 con el aumento de la profundidad. [6] Por debajo de una profundidad de 670 km (420 mi), debido a los cambios de presión, los minerales de ringwoodita cambian a dos nuevas fases más densas, bridgmanita y periclasa. Esto se puede ver usando ondas corporales 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, de la profundidad. [6]
En todos los datos sismológicos se observa un único pico a 410 km (250 mi), que se predice por la única transición de α- a β- Mg2SiO4 ( olivino a wadsleyita ). Desde la pendiente de Clapeyron se espera que esta discontinuidad sea menos profunda en regiones frías, como las losas en subducción , y más profunda en regiones más cálidas, como las plumas del manto . [6]
Esta es la discontinuidad más compleja y marca el límite entre el manto superior e inferior. Aparece en precursores PP (una onda que se refleja en la discontinuidad una vez) solo en ciertas regiones, pero siempre es evidente en precursores SS. [6] Se ve como reflexiones simples y dobles en funciones receptoras 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. [6] Esta discontinuidad generalmente está vinculada a la transición de ringwoodita a bridgmanita y periclasa . [7] 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. [8]
Se prevé otra transición de fase importante a 520 km (320 mi) para la transición de olivino (β a γ) y granate en el manto de pirolita . [9] Esta solo se ha observado esporádicamente en datos sismológicos. [10]
Se han sugerido otras transiciones de fase no globales en un rango de profundidades. [6] [11]
Las temperaturas varían desde aproximadamente 500 K (227 °C; 440 °F) en el límite superior con la corteza hasta aproximadamente 4200 K (3930 °C; 7100 °F) en el límite entre el núcleo y el manto. [12] La temperatura más alta del manto superior es de 1200 K (930 °C; 1700 °F). [13] Aunque la temperatura alta excede por mucho los puntos de fusión de las rocas del manto en la superficie, el manto es casi exclusivamente sólido. [14]
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. [15] 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 por encima. Se cree que todo el manto se deforma como un fluido en escalas de tiempo largas, con una deformación plástica permanente.
La presión más alta del manto superior es de 24,0 GPa (237.000 atm) [13] en comparación con la parte inferior del manto, que es de 136 GPa (1.340.000 atm). [12] [16]
Las estimaciones de la viscosidad del manto superior varían entre 10 19 y 10 24 Pa·s , dependiendo de la profundidad, [17] 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, este 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 drásticamente reducida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo. [17]
Debido a la diferencia de temperatura entre la superficie y el núcleo externo de la Tierra y la capacidad de las rocas cristalinas a alta presión y temperatura de sufrir una deformación lenta, progresiva y viscosa durante millones de años, existe una circulación de material convectivo en el manto. [3]
El material caliente asciende , mientras que el material más frío (y más pesado) desciende. El movimiento descendente del material ocurre en los límites convergentes de las placas, llamados zonas de subducción . Se prevé que las ubicaciones en la superficie que se encuentran sobre columnas tengan una gran elevación (debido a la flotabilidad de la columna más caliente y menos densa que se encuentra debajo) y presenten vulcanismo de puntos calientes .
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 está compuesto por minerales máficos como olivino y piroxeno, y tiene una densidad de aproximadamente 3,33 g/cm 3 (0,120 lb/cu in) [1].
El material del manto superior que ha subido a la superficie comprende aproximadamente un 55% de olivino y un 35% de piroxeno, y entre un 5 y un 10% de óxido de calcio y óxido de aluminio . [1] El manto superior es predominantemente peridotita , compuesta principalmente de proporciones variables de los minerales olivino, clinopiroxeno , ortopiroxeno y una fase aluminosa. [1] La fase aluminosa es plagioclasa en el manto superior, luego espinela y luego granate por debajo de unos 100 kilómetros (62 mi). [1] Gradualmente a través del manto superior, los piroxenos se vuelven menos estables y se transforman en granate mayorítico .
Los experimentos con olivinos y piroxenos muestran que estos minerales cambian su estructura a medida que aumenta la presión a mayor profundidad, lo que explica por qué las curvas de densidad no son perfectamente uniformes. Cuando se produce una conversión a una estructura mineral más densa, la velocidad sísmica aumenta abruptamente y crea una discontinuidad. [1]
En la parte superior de la zona de transición, el olivino experimenta transiciones de fase isoquímicas 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. [18]
En el interior de la Tierra, el olivino se encuentra en el manto superior a profundidades inferiores a los 410 kilómetros (250 millas), y se infiere que la ringwoodita se encuentra dentro de la zona de transición de unos 520 a 670 kilómetros (320 a 420 millas) de profundidad. Las discontinuidades de la actividad sísmica a unos 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 (antes llamada perovskita de silicato de magnesio) y ferropericlasa . El granate también se vuelve inestable en la base de la zona de transición o ligeramente por debajo de ella.
Las kimberlitas explotan desde el interior de la Tierra y a veces llevan consigo fragmentos de roca. Algunos de estos fragmentos xenolíticos son diamantes que solo pueden provenir de las presiones más altas que se dan debajo de la corteza. Las rocas que los acompañan son nódulos ultramáficos y peridotitas. [1]
La composición parece ser muy similar a la de 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 el oxígeno, el magnesio, el silicio y el hierro.
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La exploración del manto generalmente se realiza en el lecho marino en lugar de en la tierra debido al relativo 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 tras 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 JOIDES Resolution .
El 5 de marzo de 2007, un equipo de científicos a bordo del RRS James Cook emprendió un viaje a una zona del fondo marino del Atlántico donde el manto se encuentra 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. [21] [22] [23]
La misión Chikyu Hakken intentó utilizar el buque japonés Chikyū para perforar hasta 7000 m (23 000 pies) por debajo del lecho marino. El 27 de abril de 2012, Chikyū perforó a una profundidad de 7740 metros (25 390 pies) por debajo del nivel del mar, estableciendo un nuevo récord mundial de perforación en aguas profundas. Este récord ha sido superado desde entonces por la desafortunada unidad de perforación offshore móvil Deepwater Horizon , que opera en el prospecto Tiber en el campo Mississippi Canyon, 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). [24] El récord anterior lo tenía el buque estadounidense Glomar Challenger , que en 1978 perforó a 7049,5 metros (23 130 pies) por debajo del nivel del mar en la fosa de las Marianas . [25] El 6 de septiembre de 2012, el buque de perforación científica en aguas profundas Chikyū estableció un nuevo récord mundial al perforar y obtener muestras de rocas a más de 2111 metros (6926 pies) de profundidad debajo del lecho marino frente a la península de Shimokita en Japón, en el noroeste del océano Pacífico.
En 2005 se propuso un nuevo método para explorar los cientos de kilómetros superiores de la Tierra, que consiste en una sonda pequeña, densa y generadora de calor que se abre camino a través de la corteza y el manto mientras su posición y progreso son rastreados por señales acústicas generadas en las rocas. [26] La sonda consiste en una esfera exterior de tungsteno de aproximadamente 1 metro (3 pies 3 pulgadas) de diámetro con un interior de cobalto-60 que actúa como una fuente de calor radiactivo. Debería tardar medio año en llegar al oceánico Moho . [27]
La exploración también puede verse facilitada por simulaciones informáticas 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, de cuando se desarrolló el manto hace 4.500 millones de años. [28]
En 2023, JOIDES Resolution recuperó núcleos de lo que parecía ser roca del manto superior después de perforar solo unos cientos de metros en el macizo de Atlantis . El pozo alcanzó una profundidad máxima de 1268 metros y recuperó 886 metros de muestras de roca que consistían principalmente en peridotita . Existe un debate sobre hasta qué punto las muestras representan el manto superior y algunos argumentan que los efectos del agua de mar en las muestras las sitúan como ejemplos de corteza inferior profunda. Sin embargo, las muestras ofrecen un análogo mucho más cercano a la roca del manto que los xenolitos magmáticos , ya que la roca muestreada nunca se fundió en magma ni se recristalizó. [29]
Un equipo de científicos se embarcará en un viaje la próxima semana para estudiar una "herida abierta" en el fondo marino del Atlántico, donde el interior profundo de la Tierra se encuentra expuesto sin ninguna corteza que lo cubra.
Los científicos de la Universidad de Cardiff zarparán en breve (5 de marzo) para investigar un descubrimiento sorprendente en las profundidades del Atlántico.
Un ambicioso proyecto liderado por Japón para excavar más profundamente que nunca en la superficie de la Tierra será un gran avance en la detección de terremotos, incluido el temido "Gran terremoto" de Tokio, dijeron los funcionarios el jueves.