El manto de la Tierra es una capa de roca de silicato entre la corteza y el núcleo externo . Tiene una masa de 4,01 × 10 24 kg (8,84 × 10 24 lb) y, por tanto, constituye el 67% de la masa de la Tierra. [1] Tiene un espesor de 2.900 kilómetros (1.800 millas) [1] y representa aproximadamente el 46% del radio de la Tierra y el 84% del volumen de la Tierra. Es predominantemente sólido pero, en escalas de tiempo geológicas , se comporta como un fluido viscoso , a veces descrito con consistencia de caramelo . [2] [3] El derretimiento parcial del manto en las dorsales oceánicas produce la corteza oceánica , y el derretimiento parcial del manto en las zonas de subducción produce la corteza continental . [4]
El manto de la Tierra se divide en dos capas reológicas principales : la litosfera rígida que comprende el manto superior y la astenosfera , más dúctil , separada por el límite litosfera-astenosfera . La litosfera subyacente a la corteza oceánica tiene un espesor de alrededor de 100 km (62 millas), mientras que la litosfera subyacente a la corteza continental generalmente tiene un espesor de 150 a 200 km (93 a 124 millas). [5] La litosfera y la corteza suprayacente forman placas tectónicas , que se mueven sobre la astenosfera.
El manto de la Tierra está dividido en tres capas principales definidas por cambios repentinos en la velocidad sísmica: [6]
Los ~200 km inferiores del manto inferior constituyen la capa D" ( D-double-prime ), una región con propiedades sísmicas anómalas. Esta región también contiene grandes provincias de baja velocidad de corte y zonas de velocidad ultrabaja .
La parte superior del manto está definida por un aumento repentino de la velocidad sísmica, que fue observado por primera vez por Andrija Mohorovičić en 1909; este límite ahora se conoce como discontinuidad de Mohorovičić o "Moho". [8] [9]
El manto superior es predominantemente peridotita , compuesto principalmente por proporciones variables de los minerales olivino , clinopiroxeno , ortopiroxeno y una fase aluminosa. La fase aluminosa es plagioclasa en el manto superior, luego espinela y luego granate por debajo de ~100 km (62 millas). [10] Poco a poco a través del manto superior, los piroxenos se vuelven menos estables y se transforman en granate majorítico . [11]
En la parte superior de la zona de transición, el olivino sufre transiciones de fase isoquímica 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. [12] En la base de la zona de transición, la ringwoodita se descompone en bridgmanita (anteriormente 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. [13]
El manto inferior está compuesto principalmente de bridgmanita y ferropericlasa , con cantidades menores de perovskita de calcio , óxido estructurado de ferrita de calcio y stishovita . En los ~200 km más bajos (120 millas) del manto, la bridgmanita se transforma isoquímicamente en post-perovskita. [14]
Imágenes sísmicas del interior de la Tierra han revelado en el manto inferior dos anomalías del tamaño de un continente con bajas velocidades sísmicas . Estas zonas son más densas y probablemente tengan una composición diferente a la del manto circundante. Estas anomalías pueden representar reliquias enterradas de material del manto de Theia que quedaron después del impacto gigante que formó la Luna . [15]
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La composición química del manto es difícil de determinar con un alto grado de certeza porque es en gran medida inaccesible. En las ofiolitas se producen raras exposiciones de rocas del manto , donde secciones de la litosfera oceánica han sido obducidas a un continente. Las rocas del manto también se muestrean como xenolitos dentro de basaltos o kimberlitas .
La mayoría de las estimaciones de la composición del manto se basan en rocas que toman muestras sólo del manto superior. Existe un debate sobre si el resto del manto, especialmente el manto inferior, tiene la misma composición global. [18] La composición del manto ha cambiado a lo largo de la historia de la Tierra debido a la extracción de magma que se solidificó para formar la corteza oceánica y la corteza continental.
También se propuso en un estudio de 2018 que se puede formar una forma exótica de agua conocida como hielo VII a partir de agua supercrítica en el manto cuando los diamantes que contienen burbujas de agua a presión se mueven hacia arriba, enfriando el agua a las condiciones necesarias para que se forme el hielo VII. [19]
En el manto, 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 núcleo-manto . [20] La temperatura del manto aumenta rápidamente en las capas límite térmicas en la parte superior e inferior del manto, y aumenta gradualmente a través del interior del manto. [21] Aunque las temperaturas más altas exceden con creces los puntos de fusión de las rocas del manto en la superficie (alrededor de 1.500 K [1.230 °C; 2.240 °F] para la peridotita representativa), el manto es casi exclusivamente sólido. [22] 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.
La presión en el manto aumenta de unos pocos cientos de megapascales en el Moho a 139 GPa (20.200.000 psi ; 1.370.000 atm ) en el límite entre el núcleo y el manto. [20]
Debido a la diferencia de temperatura entre la superficie de la Tierra y el núcleo externo y a 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 convectiva de material en el manto. [8] El material caliente asciende , mientras que el material más frío (y más pesado) se hunde hacia abajo. El movimiento descendente del material se produce en los límites de las placas convergentes llamadas zonas de subducción. Se predice que los lugares en la superficie que se encuentran sobre las columnas tendrán una gran elevación (debido a la flotabilidad de la columna más caliente y menos densa que se encuentra debajo) y exhibirán vulcanismo de puntos calientes . El vulcanismo a menudo atribuido a las profundas columnas del manto se explica alternativamente por la extensión pasiva de la corteza, que permite que el magma se filtre a la superficie: la hipótesis de la placa . [23]
La convección del manto terrestre es un proceso caótico (en el sentido de dinámica de fluidos) que se cree que es parte integral del movimiento de las placas. El movimiento de las placas no debe confundirse con la deriva continental , que se aplica únicamente al movimiento de los componentes de la corteza terrestre de los continentes. Los movimientos de la litosfera y el manto subyacente están acoplados ya que el descenso de la litosfera es un componente esencial de la convección en el manto. La deriva continental observada es una relación complicada entre las fuerzas que causan el hundimiento de la litosfera oceánica y los movimientos dentro del manto de la Tierra.
Aunque hay una tendencia a una mayor viscosidad a mayor profundidad, esta relación está lejos de ser lineal y muestra capas con una viscosidad dramáticamente disminuida, en particular en el manto superior y en el límite con el núcleo. [24] El manto a unos 200 km (120 millas) por encima del límite entre el núcleo y el manto parece tener propiedades sísmicas claramente diferentes a las del manto a profundidades ligeramente menores; Esta inusual región del manto justo encima del núcleo se llama D″ ("D doble prima"), una nomenclatura introducida hace más de 50 años por el geofísico Keith Bullen . [25] D″ puede consistir en material de losas subducidas que descendieron y se posaron en el límite entre el núcleo y el manto o de un nuevo polimorfo mineral descubierto en la perovskita llamado post-perovskita.
Los terremotos a poca profundidad son el resultado de fallas; sin embargo, por debajo de unos 50 km (31 millas), las condiciones de calor y alta presión deberían inhibir una mayor sismicidad. El manto se considera viscoso e incapaz de formar fallas quebradizas. Sin embargo, en las zonas de subducción, se observan terremotos hasta 670 km (420 millas). Se han propuesto varios mecanismos para explicar este fenómeno, incluida la deshidratación, la fuga térmica y el cambio de fase. El gradiente geotérmico se puede reducir cuando el material frío de la superficie se hunde hacia abajo, aumentando la fuerza del manto circundante y permitiendo que se produzcan terremotos hasta una profundidad de entre 400 km (250 millas) y 670 km (420 millas). [26]
La presión en el fondo del manto es ~136 GPa (19.700.000 psi; 1.340.000 atm). [27] La presión aumenta a medida que aumenta la profundidad, ya que el material que está debajo tiene que soportar el peso de todo el material que está encima. Sin embargo, se cree que todo el manto se deforma como un fluido en largas escalas de tiempo, con una deformación plástica permanente acomodada por el movimiento de defectos puntuales, lineales y/o planos a través de los cristales sólidos que componen el manto. Las estimaciones de la viscosidad del manto superior oscilan entre10 19 y10 24 Pa·s , dependiendo de la profundidad, [24] temperatura, composición, estado de tensión y muchos otros factores. Por tanto, el manto superior sólo 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. [28]
La exploración del manto generalmente se lleva a cabo en el lecho marino y no en tierra debido a la relativa 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 después de repetidos fracasos y sobrecostos. La penetración más profunda fue de aproximadamente 180 m (590 pies). En 2005, un pozo oceánico alcanzó 1.416 metros (4.646 pies) por debajo del fondo del mar desde el buque de perforación oceánica JOIDES Resolución .
Más exitoso fue el Proyecto de perforación en aguas profundas (DSDP), que operó entre 1968 y 1983. Coordinado por el Instituto Scripps de Oceanografía de la Universidad de California en San Diego , el DSDP proporcionó datos cruciales para respaldar la hipótesis de la expansión del fondo marino y ayudó a probar la teoría. de la tectónica de placas . Glomar Challenger realizó las operaciones de perforación. DSDP fue el primero de tres programas internacionales de perforación científica oceánica que han operado durante más de 40 años. La planificación científica se llevó a cabo bajo los auspicios de las Instituciones Oceanográficas Conjuntas para el Muestreo de la Tierra Profunda (JOIDES), cuyo grupo asesor estaba formado por 250 científicos distinguidos de instituciones académicas, agencias gubernamentales y la industria privada de todo el mundo. El Programa de Perforación Oceánica (ODP) continuó la exploración desde 1985 hasta 2003, cuando fue reemplazado por el Programa Integrado de Perforación Oceánica (IODP). [29]
El 5 de marzo de 2007, un equipo de científicos a bordo del RRS James Cook se embarcó en un viaje a una zona del fondo marino del Atlántico donde el manto queda expuesto sin ninguna corteza, a medio camino entre las islas de Cabo Verde y el Mar Caribe . El sitio expuesto se encuentra aproximadamente a tres kilómetros bajo la superficie del océano y cubre miles de kilómetros cuadrados. [30] [31] Se programó un intento relativamente difícil de recuperar muestras del manto de la Tierra para finales de 2007. [32] La misión Chikyu Hakken intentó utilizar el buque japonés Chikyū para perforar hasta 7.000 m (23.000 pies) por debajo del fondo del mar. Esto es casi tres veces más profundo que las perforaciones oceánicas anteriores .
En 2005 se propuso un método novedoso para explorar los pocos cientos de kilómetros superiores de la Tierra, que consistía en una sonda pequeña, densa y generadora de calor que se funde a través de la corteza y el manto mientras su posición y progreso son rastreados mediante señales acústicas generadas. en las rocas. [33] La sonda consta de una esfera exterior de tungsteno de aproximadamente un metro de diámetro con un interior de cobalto-60 que actúa como fuente de calor radiactivo. Se calculó que dicha sonda alcanzará el Moho oceánico en menos de 6 meses y alcanzará profundidades mínimas de más de 100 km (62 millas) en unas pocas décadas debajo de la litosfera tanto oceánica como continental . [34]
La exploración también puede verse favorecida mediante simulaciones por computadora 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 , desde que se desarrolló el manto hace 4.500 millones de años. [35]
En 2023, JOIDES Resolución recuperó núcleos de lo que parecía ser roca del manto superior después de perforar sólo unos cientos de metros en el Macizo de la Atlántida . La perforación alcanzó una profundidad máxima de 1.268 metros y recuperó 886 metros de muestras de roca compuestas principalmente de 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 recristalizó. [36]
A team of scientists will embark on a voyage next week to study an "open wound" on the Atlantic seafloor where the Earth's deep interior lies exposed without any crust covering.
Cardiff University scientists will shortly set sail (March 5) to investigate a startling discovery in the depths of the Atlantic.
An ambitious Japanese-led project to dig deeper into the Earth's surface than ever before will be a breakthrough in detecting earthquakes including Tokyo's dreaded "Big One," officials said Thursday.
