El reciclaje de la corteza es un proceso tectónico por el cual el material de la superficie de la litosfera se recicla en el manto por erosión por subducción o delaminación . Las placas en subducción transportan compuestos volátiles y agua al manto, así como material de la corteza con una firma isotópica diferente a la del manto primitivo. La identificación de esta firma de la corteza en rocas derivadas del manto (como los basaltos de las dorsales oceánicas o las kimberlitas ) es una prueba del reciclaje de la corteza.
Entre 1906 y 1936, RD Oldham , A. Mohorovičić , B. Gutenberg e I. Lehmann utilizaron datos sismológicos para demostrar que la Tierra estaba formada por una corteza y un manto sólidos, un núcleo externo fluido y un núcleo interno sólido. [1] El desarrollo de la sismología como herramienta moderna para obtener imágenes del interior profundo de la Tierra se produjo durante la década de 1980, [2] y con ella se desarrollaron dos grupos de geólogos: los defensores de la convección de todo el manto [3] [4] y los defensores de la convección de manto en capas. [5] [6]
Los defensores de la convección en capas del manto sostienen que la actividad convectiva del manto es estratificada, separada por transiciones de fase de empaquetamiento más denso de minerales como olivino , granate y piroxeno a estructuras cristalinas más densas ( espinela y luego perovskita de silicato y post-perovskita ). Las placas que se subducen pueden tener flotabilidad negativa como resultado de estar frías debido a su tiempo en la superficie y la inundación con agua, pero esta flotabilidad negativa no es suficiente para moverse a través de la transición de fase de 660 km.
Los defensores de la convección (simple) en todo el manto sostienen que las diferencias de densidad observadas en el manto (que se infiere que son productos de las transiciones de fase mineral) no restringen el movimiento convectivo, que se mueve a través del manto superior e inferior como una sola célula convectiva. Las placas en subducción pueden moverse a través de la transición de fase de 660 km y acumularse cerca del fondo del manto en un "cementerio de placas", y pueden ser la fuerza impulsora de la convección en el manto a nivel local [7] y a escala de la corteza. [2]
El destino final del material de la corteza es clave para comprender el ciclo geoquímico , así como las heterogeneidades persistentes en el manto, el afloramiento y los innumerables efectos en la composición del magma, la fusión, la tectónica de placas, la dinámica del manto y el flujo de calor. [8] Si las losas se estancan en el límite de 660 km, como sugiere la hipótesis del manto en capas, no pueden incorporarse a las columnas de puntos calientes, que se cree que se originan en el límite entre el núcleo y el manto. Si las losas terminan en un "cementerio de losas" en el límite entre el núcleo y el manto, no pueden participar en la geometría de subducción de losas planas. La dinámica del manto es probablemente una mezcla de las dos hipótesis de los miembros finales, lo que da como resultado un sistema de convección del manto parcialmente en capas.
La comprensión actual de la estructura de la Tierra profunda se basa principalmente en inferencias a partir de mediciones directas e indirectas de las propiedades del manto mediante técnicas de sismología , petrología , geoquímica isotópica y tomografía sísmica . La sismología, en particular, es muy utilizada para obtener información sobre el manto profundo cerca del límite entre el núcleo y el manto.
Aunque la tomografía sísmica estaba produciendo imágenes de baja calidad [2] del manto de la Tierra en la década de 1980, las imágenes publicadas en un artículo editorial de 1997 en la revista Science mostraron claramente una placa fría cerca del límite núcleo-manto, [9] al igual que el trabajo completado en 2005 por Hutko et al., que muestra una imagen de tomografía sísmica que puede ser material de placa fría y plegada en el límite núcleo-manto. [10] Sin embargo, las transiciones de fase aún pueden desempeñar un papel en el comportamiento de las placas en profundidad. Schellart et al. demostraron que la transición de fase de 660 km puede servir para desviar las placas descendentes. [11] La forma de la zona de subducción también fue clave para determinar si la geometría de la placa podría superar el límite de transición de fase. [12]
La mineralogía también puede desempeñar un papel, ya que el olivino metaestable localmente formará áreas de flotabilidad positiva, incluso en una placa descendente fría, y esto podría hacer que las placas se "estancaran" en la mayor densidad de la transición de fase de 660 km. [13] La mineralogía de la placa y su evolución en profundidad [14] no se calcularon inicialmente con información sobre la tasa de calentamiento de una placa, que podría resultar esencial para ayudar a mantener la flotabilidad negativa el tiempo suficiente para perforar el cambio de fase de 660 km. El trabajo adicional completado por Spasojevic et al. [15] mostró que los mínimos locales en el geoide podrían explicarse por los procesos que ocurren dentro y alrededor de los cementerios de placas, como se indica en sus modelos.
Comprender que las diferencias entre las capas de la Tierra no son solo reológicas , sino químicas, es esencial para entender cómo podemos rastrear el movimiento del material de la corteza incluso después de que haya sido subducido. Después de que una roca se haya movido a la superficie de la Tierra desde debajo de la corteza , esa roca puede ser muestreada para determinar su composición isotópica estable . Luego puede compararse con las composiciones isotópicas conocidas de la corteza y el manto, así como con la de las condritas , que se entiende que representan material original de la formación del Sistema Solar en un estado en gran parte inalterado.
Un grupo de investigadores pudo estimar que entre el 5 y el 10% del manto superior está compuesto de material de corteza reciclado. [16] Kokfelt et al. completaron un examen isotópico de la columna del manto bajo Islandia [17] y encontraron que las lavas del manto erupcionadas incorporaron componentes de la corteza inferior, lo que confirma el reciclaje de la corteza a nivel local.
Algunas unidades de carbonatita , que están asociadas con magmas ricos en volátiles inmiscibles [18] y el mineral indicador del manto diamante , han mostrado señales isotópicas de carbono orgánico, que solo podría haber sido introducido por material orgánico subducido. [19] [20] El trabajo realizado sobre carbonatitas por Walter et al. [18] y otros [4] desarrolla aún más los magmas en profundidad como derivados de material de losa deshidratada.
Las firmas isotópicas δ 34 S de los magmas también se han utilizado para medir el grado de reciclaje de la corteza a lo largo del tiempo geológico. [21]