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Convección del manto

Modelo simplificado de convección del manto: [1] Convección de todo el manto

La convección del manto es el desplazamiento muy lento del manto de silicato sólido de la Tierra a medida que las corrientes de convección transportan calor desde el interior hasta 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 sobre la astenosfera y ambas 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, asociada 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 expansión se enfría por conducción y convección de calor a medida que se aleja de los centros de expansión. En los bordes de consumo de la placa, el material se ha contraído térmicamente para volverse denso y se hunde por su propio peso en el proceso de subducción , generalmente en una fosa oceánica . La subducción es el componente descendente de la convección del manto. [5]

Este material subducido se hunde en el interior de la Tierra. Una 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 perovskita de silicato 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 añaden flotabilidad al manto parcialmente derretido, lo que causaría un flujo ascendente del material parcialmente derretido a medida que disminuye su densidad. La convección secundaria puede causar vulcanismo superficial como consecuencia de la extensión intraplaca [8] y las columnas del manto . [9] En 1993 se sugirió que las inhomogeneidades en la capa D" tienen algún impacto en la convección del manto. [10]

Tipos de convección

Sección transversal de la Tierra que muestra la ubicación del manto superior (3) e inferior (5)
Temperatura de la Tierra en función de la profundidad. Curva discontinua: convección en capas del manto. Curva continua: convección en todo el manto. [9]
Una superpluma generada por procesos de enfriamiento en el manto. [11]
Diagrama de sección transversal de la Tierra que compara dos modelos de miembros finales de convección del manto

A finales del siglo XX, hubo un debate importante dentro de la comunidad de geofísica sobre si es probable que la convección sea "en capas" o "completa". [12] [13] Aunque algunos 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 empezando a sugerir la existencia de convección de todo el 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 en gran medida en los resultados de los modelos de tomografía sísmica global, que suelen mostrar anomalías similares a losas y columnas que cruzan la zona de transición del manto.

Aunque se acepta que las placas en subducción atraviesan la zona de transición del manto y descienden al manto inferior, persiste el debate sobre la existencia y continuidad de las columnas, 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 superficiales del manto superior o por columnas del manto inferior . [8]

Muchos estudios geoquímicos han sostenido que las lavas que brotan en áreas intraplaca tienen una composición diferente a la de los basaltos de las dorsales oceánicas de origen superficial . En concreto, 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. Además, se escapa rápidamente de la atmósfera terrestre cuando brota. La elevada proporción de He-3:He-4 de los basaltos de las islas oceánicas sugiere que deben proceder de una parte de la Tierra que no se haya fundido y reprocesado previamente de la misma forma que 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. Sin embargo, otros han señalado que las diferencias geoquímicas podrían indicar la inclusión de un pequeño componente de material cercano a la superficie de la litosfera.

Forma del plano y vigor de la convección

En la Tierra, se estima que el número de Rayleigh para la convección dentro del manto terrestre es del orden de 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 lo tanto, tiene velocidades de unos pocos cm 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 solo ciclo de convección superficial toma el orden de 50 millones de años, aunque la convección más profunda puede estar más cerca de los 200 millones de años. [18]

Actualmente, se cree que la convección de todo el manto incluye un hundimiento a gran escala debajo de las Américas y el Pacífico occidental, ambas regiones con una larga historia de subducción, y un flujo ascendente debajo del Pacífico central y África, ambos de los cuales exhiben una topografía dinámica consistente con el afloramiento. [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 la 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 más bajo que forman la base de estos afloramientos.

Arrastrarse en el manto

Debido a las diferentes temperaturas y presiones entre el manto inferior y el superior, pueden ocurrir diversos procesos de fluencia, en los que predomina la fluencia por dislocación en el manto inferior y la fluencia por difusión en el manto superior. Sin embargo, existe una gran región de transición en los procesos de fluencia entre el manto superior y el inferior, e incluso dentro de cada sección las propiedades de fluencia pueden cambiar considerablemente con la ubicación y, por lo 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 resistencia del olivino es proporcional a su temperatura de fusión y también es muy sensible al contenido de agua y sílice. La depresión del solidus 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 versus tensión, en el caso del manto a menudo es más útil observar la dependencia de la presión de la tensión. Aunque la tensión es simplemente fuerza sobre área, definir el área es difícil en geología. La ecuación 1 demuestra la dependencia de la presión de la tensión. 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 tasas de deformación de 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 da lugar a 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 predomine la fluencia de Nabarro-Herring (NH) ; en cambio, tiende a dominar la fluencia por dislocación . 14 MPa es la tensión por debajo de la cual domina la fluencia por difusión y por encima de la cual domina la fluencia por ley de potencia a 0,5 Tm de olivino. Por lo tanto, incluso para temperaturas relativamente bajas, la tensión a la que funcionaría la fluencia por difusión es demasiado baja para condiciones realistas. Aunque la tasa de fluencia por ley de potencia aumenta con el aumento del contenido de agua debido al debilitamiento (reduciendo la energía de activación de la difusión y, por lo tanto, aumentando la tasa de fluencia de NH), el NH generalmente aún no es lo suficientemente grande como para dominar. Sin embargo, la fluencia por difusión puede dominar en partes muy frías o profundas del manto superior.

La deformación adicional en el manto se puede atribuir a una ductilidad mejorada por transformación. Por debajo de los 400 km, el olivino sufre una transformación de fase inducida por presión, que puede causar más deformación debido a la mayor ductilidad. [25] Otra evidencia del predominio de la fluencia por ley de potencia proviene de las orientaciones reticulares preferidas como resultado de la deformación. Bajo la fluencia por 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 credibilidad al predominio de la fluencia por dislocación. [26]

Convección del manto en otros cuerpos celestes

Un proceso similar de convección lenta probablemente ocurre (o ocurrió) en los interiores de otros planetas (por ejemplo, Venus , Marte ) y algunos satélites (por ejemplo, Ío , Europa , Encélado ).

Véase también

Referencias

  1. ^ Carlo Doglioni, Giuliano Panza: Tectónica de placas polarizadas . Avances en Geofísica, Volumen 56, 2015.
  2. ^ Kobes, Randy. «Mantle Convection». Archivado desde el original el 9 de junio de 2011. Consultado el 26 de febrero de 2020 .Departamento de Física, Universidad de Winnipeg
  3. ^ Ricard, Y. (2009). "2. Física de la convección del manto". En David Bercovici y Gerald Schubert (ed.). Tratado de geofísica: dinámica del manto . Vol. 7. Elsevier Science. ISBN 9780444535801.
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