manto superior

El manto superior de la Tierra es una capa de roca muy gruesa en el interior del planeta, que comienza justo debajo de la corteza (a unos 10 km (6,2 millas) bajo los océanos y a unos 35 km (22 millas) bajo los continentes ) y termina en la parte superior del manto inferior , a unos 670 km (420 millas) . Las temperaturas oscilan entre los 900 K (627 °C; 1160 °F) en el límite superior con la corteza y los 1200 K (930 °C; 1700 °F) en el límite con el manto inferior. El material del manto superior que ha llegado a la superficie se compone de aproximadamente un 55 % de olivino , un 35 % de piroxeno y entre un 5 % y un 10 % de óxido de calcio y minerales de óxido de aluminio como plagioclasa , espinela o granate , según 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, debido principalmente a la compresión de la roca a mayor profundidad. Los cambios abruptos en la densidad ocurren donde 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 provoca el movimiento de las placas tectónicas.

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 observó por primera vez en 1909; este límite ahora se conoce como la discontinuidad de Mohorovičić o "Moho". ^{[ 3 ]}

La discontinuidad de Moho define la base de la corteza y varía entre 10 km (6,2 millas) y 70 km (43 millas) por debajo de la superficie terrestre. La corteza oceánica es más delgada que la continental y generalmente tiene menos de 10 km (6,2 millas) de espesor. La corteza continental tiene aproximadamente 35 km (22 millas) de espesor, pero la gran raíz cortical bajo la meseta tibetana tiene aproximadamente 70 km (43 millas) de espesor. ^{[ 4 ]}          

El espesor del manto superior es de aproximadamente 640 km (400 mi) . El manto completo tiene un espesor de aproximadamente 2900 km (1800 mi) , lo que significa que el manto superior representa solo alrededor del 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 resultan de fallas de deslizamiento horizontal ; sin embargo, por debajo de unos 50 km (31 mi) , las condiciones de alta temperatura y presión 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 ]}      

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. ^{[ 12 ]} La temperatura más alta del manto superior es de 1200 K (930 °C; 1700 °F) . ^{[ 13 ]}         

Aunque la alta temperatura supera con creces 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 sólidus ) aumenta con la presión. ^{[ 15 ]} La presión aumenta con la profundidad, ya que el material subyacente debe soportar el peso de todo el material suprayacente. Se cree que todo el manto se deforma como un fluido en escalas de tiempo extensas, con deformación plástica permanente.

La presión máxima del manto superior es de 24,0 GPa (237 000 atm) ^{[ 13 ]} en comparación con la del fondo del manto, que es de 136 GPa (1 340 000 atm) . ^{[ 12 ] [ 16 ]}    

Las estimaciones de la viscosidad del manto superior varían entre ^10¹⁹ y 10²⁴ ^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 a la parte más superficial del manto, este puede debilitarse, y se cree que este efecto es importante para permitir la formación de los límites de las placas tectónicas .

Aunque existe una tendencia a una mayor viscosidad a mayor profundidad, esta relación dista mucho 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 terrestre y el núcleo externo, y a la capacidad de las rocas cristalinas a alta presión y temperatura para sufrir una deformación lenta, gradual y viscosa durante millones de años, existe una circulación convectiva de material en el manto. ^{[ 3 ]}

El material caliente asciende , mientras que el material más frío (y más denso) se hunde. El movimiento descendente del material ocurre en los límites de placas convergentes llamados zonas de subducción . Se prevé que las ubicaciones en la superficie que se encuentran sobre plumas mantélicas tengan una gran elevación (debido a la flotabilidad de la pluma más caliente y menos densa que se encuentra debajo) y que 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 olivino y piroxeno, y tiene una densidad de aproximadamente 3,33 g/cm³ ⁽ 0,120 lb/pulg³ ) ^{[ 1 ].}   

El material del manto superior que ha llegado a la superficie comprende aproximadamente un 55 % de olivino y un 35 % de piroxeno, y de un 5 a un 10 % de óxido de calcio y óxido de aluminio . ^{[ 1 ]} El manto superior es predominantemente peridotita , compuesta principalmente por 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 realizados 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 suaves. Cuando se produce una conversión a una estructura mineral más densa, la velocidad sísmica aumenta bruscamente y crea una discontinuidad. ^{[ 1 ]}

En la parte superior de la zona de transición, la olivina experimenta transiciones de fase isoquímicas a wadsleyita y ringwoodita . A diferencia de la olivina nominalmente anhidra, estos polimorfos de olivina 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 410 kilómetros (250 millas) , y se infiere la presencia de ringwoodita en la zona de transición, desde aproximadamente 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 (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.

Las kimberlitas brotan del interior de la Tierra y a veces transportan fragmentos de roca. Algunos de estos fragmentos xenolíticos son diamantes que solo pueden provenir de las altas presiones que existen bajo la corteza. Las rocas que acompañan a estos fragmentos son nódulos ultramáficos y peridotita. ^{[ 1 ]}

La composición parece ser muy similar a la de la corteza. Una diferencia radica en que las rocas y los minerales del manto tienden a tener más magnesio y menos silicio y aluminio que la corteza. Los cuatro elementos más abundantes en el manto superior son oxígeno, magnesio, silicio y hierro.

La exploración del manto terrestre se suele llevar a cabo en el lecho marino en lugar de en tierra firme, debido a la relativa delgadez de la corteza oceánica en comparación con la corteza continental, que es significativamente más gruesa.

El primer intento de exploración del manto terrestre, conocido como Proyecto Mohole , fue abandonado en 1966 tras repetidos fracasos y sobrecostes. La penetración más profunda fue de aproximadamente 180 m (590 pies) . En 2005, un pozo oceánico alcanzó los 1416 metros (4646 pies) por debajo del lecho marino desde el buque perforador oceánico 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 lecho marino del Atlántico donde el manto queda 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) bajo la superficie del océano y abarca 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 para perforación en aguas profundas. Este récord fue superado posteriormente por la desafortunada unidad móvil de perforación en alta mar Deepwater Horizon , que operaba 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 ostentaba 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 de aguas profundas científicas Chikyū estableció un nuevo récord mundial al perforar y obtener muestras de roca a más de 2.111 metros (6.926 pies) de profundidad bajo el lecho marino frente a la península de Shimokita de Japón en el noroeste del Océano Pacífico.      

En 2005 se propuso un método novedoso para explorar los cientos de kilómetros superiores de la Tierra, consistente en una pequeña sonda densa generadora de calor que se abre paso fundiendo la corteza y el manto mientras su posición y progreso se rastrean mediante señales acústicas generadas en las rocas. ^{[ 26 ]} La sonda consta de una esfera exterior de tungsteno de aproximadamente 1 metro (3 pies 3 pulgadas) de diámetro con un interior de cobalto-60 que actúa como fuente de calor radiactiva. Esto debería tomar medio año para alcanzar la discontinuidad de Moho oceánica . ^{[ 27 ]}  

La exploración también puede verse facilitada por simulaciones informáticas de la evolución del manto. En 2009, una aplicación de supercomputadora proporcionó nuevos datos sobre la distribución de depósitos minerales, especialmente isótopos de hierro, desde que se formó el manto hace 4.500 millones de años. ^{[ 28 ]}

En 2023, JOIDES Resolution recuperó núcleos de lo que parecía ser roca del manto superior tras 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 compuestas principalmente de peridotita . Existe un debate sobre hasta qué punto las muestras representan el manto superior; algunos argumentan que los efectos del agua de mar en las muestras las sitúan como ejemplos de la 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 ]}