La convección del manto es el lento desplazamiento del manto de silicato sólido de la Tierra a medida que las corrientes de convección transportan calor desde el interior a la superficie del planeta. [2] [3] La convección del manto hace que las placas tectónicas se muevan alrededor de la superficie de la Tierra. [4]
La litosfera de la Tierra se encuentra encima de la astenosfera , y las dos forman los componentes del manto superior . La litosfera está dividida en placas tectónicas que se crean o consumen continuamente en los límites de las placas. La acreción ocurre cuando el manto se agrega a los bordes en crecimiento de una placa, asociado con la expansión del fondo marino . El afloramiento debajo de los centros de expansión es un componente ascendente y poco profundo de la convección del manto y, en la mayoría de los casos, no está directamente relacionado con el afloramiento global del manto. El material caliente agregado en los centros de dispersión se enfría por conducción y convección de calor a medida que se aleja de los centros de dispersión. En los bordes de consumo de la placa, el material se ha contraído térmicamente hasta volverse denso y se hunde por su propio peso en el proceso de subducción, normalmente en una fosa oceánica . La subducción es el componente descendente de la convección del manto. [5]
Este material subducido se hunde a través del interior de la Tierra. Parte del material subducido parece alcanzar el manto inferior , [6] mientras que en otras regiones este material no puede hundirse más, posiblemente debido a una transición de fase de espinela a silicato de perovskita y magnesiowustita , una reacción endotérmica . [7]
La corteza oceánica subducida desencadena el vulcanismo , aunque los mecanismos básicos son variados. El vulcanismo puede ocurrir debido a procesos que agregan flotabilidad al manto parcialmente derretido, lo que causaría un flujo ascendente del derretimiento parcial a medida que disminuye su densidad. La convección secundaria puede causar vulcanismo en la superficie como consecuencia de la extensión intraplaca [8] y las plumas del manto . [9] En 1993 se sugirió que las faltas de homogeneidad en la capa D" tienen algún impacto en la convección del manto. [10]
A finales del siglo XX, hubo un importante debate dentro de la comunidad geofísica sobre si es probable que la convección sea "en capas" o "completa". [12] [13] Aunque los elementos de este debate aún continúan, los resultados de la tomografía sísmica , las simulaciones numéricas de la convección del manto y el examen del campo gravitacional de la Tierra están comenzando a sugerir la existencia de una convección total del manto, al menos en la actualidad. En este modelo, la litosfera oceánica en subducción fría desciende desde la superficie hasta el límite núcleo-manto (CMB), y columnas calientes se elevan desde el CMB hasta la superficie. [14] Este modelo se basa fuertemente en los resultados de los modelos de tomografía sísmica global, que generalmente muestran anomalías en forma de losa y penacho que cruzan la zona de transición del manto.
Aunque se acepta que las losas en subducción cruzan la zona de transición del manto y descienden al manto inferior, persiste el debate sobre la existencia y continuidad de los penachos, con importantes implicaciones para el estilo de convección del manto. Este debate está vinculado a la controversia sobre si el vulcanismo intraplaca es causado por procesos poco profundos del manto superior o por penachos del manto inferior . [8]
Muchos estudios de geoquímica han argumentado que las lavas que hicieron erupción en áreas intraplacas tienen una composición diferente a la de los basaltos de las dorsales oceánicas de origen poco profundo . Específicamente, suelen tener proporciones elevadas de helio-3 : helio-4 . Al ser un nucleido primordial , el helio-3 no se produce de forma natural en la Tierra. También escapa rápidamente de la atmósfera de la Tierra cuando entra en erupción. La elevada proporción He-3:He-4 de los basaltos de las islas oceánicas sugiere que deben provenir de una parte de la Tierra que no ha sido previamente derretida y reprocesada de la misma manera que lo han sido los basaltos de las dorsales oceánicas. Esto se ha interpretado como que se originan en una región diferente, menos mezclada, que se sugiere que es el manto inferior. Otros, sin embargo, han señalado que las diferencias geoquímicas podrían indicar la inclusión de un pequeño componente de material cercano a la superficie procedente de la litosfera.
En la Tierra, se estima que el número de Rayleigh para la convección dentro del manto terrestre es del orden 10 7 , lo que indica una convección vigorosa. Este valor corresponde a la convección de todo el manto (es decir, la convección que se extiende desde la superficie de la Tierra hasta el borde con el núcleo ). A escala global, la expresión superficial de esta convección son los movimientos de las placas tectónicas y, por tanto, tiene velocidades de unos pocos centímetros por año. [15] [16] [17] Las velocidades pueden ser más rápidas para la convección a pequeña escala que ocurre en regiones de baja viscosidad debajo de la litosfera, y más lentas en el manto más bajo donde las viscosidades son mayores. Un único ciclo de convección superficial dura del orden de 50 millones de años, aunque una convección más profunda puede durar más de 200 millones de años. [18]
Actualmente, se cree que la convección total del manto incluye surgencias a gran escala debajo de las Américas y el Pacífico occidental, ambas regiones con una larga historia de subducción, y flujos de surgencias debajo del Pacífico central y África, los cuales exhiben una topografía dinámica consistente con la surgencia. [19] Este patrón de flujo a gran escala también es consistente con los movimientos de las placas tectónicas, que son la expresión superficial de la convección en el manto de la Tierra y actualmente indican convergencia hacia el Pacífico occidental y las Américas, y divergencia lejos del Pacífico central y África. [20] La persistencia de una divergencia tectónica neta lejos de África y el Pacífico durante los últimos 250 millones de años indica la estabilidad a largo plazo de este patrón general de flujo del manto [20] y es consistente con otros estudios [21] [22] [23] que sugieren estabilidad a largo plazo de las grandes provincias de baja velocidad de corte del manto inferior que forman la base de estos afloramientos.
Debido a las diferentes temperaturas y presiones entre el manto inferior y superior, pueden ocurrir una variedad de procesos de fluencia, con fluencia por dislocación dominando en el manto inferior y fluencia por difusión ocasionalmente dominando en el manto superior. Sin embargo, existe una gran región de transición en los procesos de fluencia entre el manto superior e inferior, e incluso dentro de cada sección las propiedades de fluencia pueden cambiar fuertemente con la ubicación y, por tanto, con la temperatura y la presión. [24]
Dado que el manto superior está compuesto principalmente de olivino ((Mg,Fe)2SiO4), las características reológicas del manto superior son en gran medida las del olivino. La fuerza del olivino es proporcional a su temperatura de fusión y también es muy sensible al contenido de agua y sílice. La depresión del sólido por impurezas, principalmente Ca, Al y Na, y la presión afecta el comportamiento de fluencia y, por lo tanto, contribuye al cambio en los mecanismos de fluencia con la ubicación. Si bien el comportamiento de fluencia generalmente se representa como temperatura homóloga frente a tensión, en el caso del manto suele ser más útil observar la dependencia de la tensión con la presión. Aunque la tensión es simplemente fuerza sobre un área, definir el área es difícil en geología. La ecuación 1 demuestra la dependencia de la presión del estrés. Dado que es muy difícil simular las altas presiones en el manto (1 MPa a 300-400 km), los datos de laboratorio de baja presión generalmente se extrapolan a altas presiones aplicando conceptos de fluencia de la metalurgia. [25]
La mayor parte del manto tiene temperaturas homólogas de 0,65 a 0,75 y experimenta velocidades de deformación por segundo. Las tensiones en el manto dependen de la densidad, la gravedad, los coeficientes de expansión térmica, las diferencias de temperatura que impulsan la convección y la distancia a lo largo de la cual se produce la convección, todo lo cual genera tensiones de alrededor de una fracción de 3 a 30 MPa.
Debido a los grandes tamaños de grano (a tensiones bajas de hasta varios mm), es poco probable que domine la fluencia Nabarro-Herring (NH) ; En cambio, la fluencia de dislocación tiende a dominar. 14 MPa es la tensión por debajo de la cual domina la fluencia por difusión y por encima de la cual domina la fluencia de la ley potencial a 0,5 Tm de olivino. Por lo tanto, incluso para temperaturas relativamente bajas, la fluencia por difusión de tensión a la que operaría es demasiado baja para condiciones realistas. Aunque la tasa de fluencia de la ley de potencia aumenta con el aumento del contenido de agua debido al debilitamiento (reduciendo la energía de activación de difusión y, por lo tanto, aumentando la tasa de fluencia del NH), el NH generalmente todavía no es lo suficientemente grande como para dominar. Sin embargo, la fluencia difusional puede dominar en partes muy frías o profundas del manto superior.
La deformación adicional en el manto se puede atribuir a la ductilidad mejorada por la transformación. Por debajo de los 400 km, el olivino sufre una transformación de fase inducida por la presión, que puede provocar más deformaciones debido al aumento de la ductilidad. [25] Otra evidencia del predominio de la fluencia de la ley de potencia proviene de las orientaciones preferidas de la red como resultado de la deformación. Bajo fluencia de dislocación, las estructuras cristalinas se reorientan hacia orientaciones de menor tensión. Esto no sucede bajo la fluencia por difusión, por lo que la observación de orientaciones preferidas en las muestras da crédito al predominio de la fluencia por dislocación. [26]
Un proceso similar de convección lenta probablemente ocurre (o ocurrió) en el interior de otros planetas (p. ej., Venus , Marte ) y algunos satélites (p. ej., Io , Europa , Encelado ).
