Mant superior (Terra)
Plantilla:Estructura de la Terra El mant superior de la Terra comença just baix de la corfa (al voltant de 10 kilómetros (6.2 mi) baix dels oceans i al voltant de 35 kilómetros (21.7 mi) baix dels continents) i termina en la part superior del mant inferior en 670 kilómetros (416.3 mi). Les temperatures oscilen entre aproximadament 200 grados Celsius (392 °F) en el llímit superior en la corfa fins a aproximadament 900 grados Celsius (1652 °F) en el llímit en el mant inferior. El material del mant superior que ha eixit a la superfície està compost d'aproximadament 55% d'olivina, 35% de piroxeno i 5 a 10% de minerals d'òxit de calcio i òxit d'alumini com plagioclasa, espinela o granate, depenent de la profunditat.
Estructura sísmica
El perfil de densitat a través de la Terra està determinat per la velocitat de les ones sísmiques. La densitat aumenta progressivament en cada capa en gran mida per la compressió de la roca a majors profunditats. Es produïxen canvis bruscs de densitat a on canvia la composició del material.
El mant superior comença just baix de la corfa i termina en la part superior del mant inferior. El mant superior fa que les plaques tectòniques es moguen.
La corfa i el mant es distinguixen per la composició, mentres que la litosfera i l'astenosfera es definixen per un canvi en les propietats mecàniques.[1]
La part superior del mant es definix per un aument repentí en la velocitat de les ones sísmiques, que va ser notat per primera volta per Andrija Mohorovičić en 1909; este llímit ara es coneix com la discontinuïtat de Mohorovičić o "Verdet".[2]
El Verdet definix la base de la corfa i varia de 10 kilómetros (6.2 mi) a 70 kilómetros (43.5 mi) baix de la superfície de la Terra. La corfa oceànica és més prima que la continental i generalment és inferior a 10 kilómetros (6.2 mi) de gruixa. La corfa continental és d'uns 35 kilómetros (21.7 mi) de gruixa, pero la gran raïl de la corfa baix de la replanell tibetà té aproximadament 70 kilómetros (43.5 mi) de gruixa.[3]
La gruixa del mant superior és d'aproximadament 640 kilómetros (397.7 mi). El mant complet és d'aproximadament 2900 kilómetros (1802 mi) de gruixa, lo que significa que el mant superior és solament al voltant del 20% de la gruixa total del mant.[3]
El llímit entre el mant superior i el mant inferior és una discontinuïtat a 670 kilómetros (416.3 mi).[1] Els terremots a poca profunditat són el resultat de falles d'esmonyida; no obstant, per baix d'uns 50 kilómetros (31.1 mi) les condicions càlides d'alta pressió inhibixen encara més la sismicidad. El mant és viscós i incapaç de fallar. No obstant, en zones de subducción, s'observen terremots fins a 670 kilómetros (416.3 mi).
Discontinuïtat de Lehmann
La discontinuïtat de Lehmann és un aument brusc de les velocitats de les ones P i S a una profunditat de 220 kilómetros (136.7 mi).[4]
Zona de transició
La zona de transició es troba entre el mant superior i el mant inferior entre una profunditat de 410 kilómetros (254.8 mi) i 670 kilómetros (416.3 mi).
Es creu que açò ocorre com a resultat de la reorganisació dels grans en el olivino per a formar una estructura cristalina més densa com a resultat de l'aument de la pressió en aumentar la profunditat.[5] Per baix d'una profunditat de 670 kilómetros (416.3 mi), pels canvis de pressió, els minerals de ringwoodita es transformen en dos noves fases més denses, bridgmanita i periclasa. Açò es pot vore usant les ones sísmiques dels terremots, que es convertixen, reflectixen o refractan en el llímit, i es prediuen a partir de la física mineral, ya que els canvis de fase depenen de la temperatura i la densitat i, per lo tant, de la profunditat.
Discontinuïtat a 410 km
S'observa un sol pic en totes les senyes sismológicos a 410 kilómetros (254.8 mi) que es prediu per la transició simple de α- a β- Mg2SiO4 (olivina a wadsleyita). Des de la pendent de Clapeyron, s'espera que la discontinuïtat de Verdet siga menys profunda en les regions fredes, com les lloses de subducción, i més profunda en les regions més càlides, com les plomes mantélicas.[5]
Discontinuïtat a 670 km
Esta és la discontinuïtat més complexa i marca el llímit entre el mant superior i inferior. Apareix en precursors de PP (una ona que es reflectix en la discontinuïtat una volta) solament en certes regions, pero sempre és evident en els precursors de SS.[5] Es veu com a reflexos simples i dobles en les funcions del receptor per a conversió de P a S en un ampli ranc de profunditats (640–720 km, o 397–447 el meu). La pendent de Clapeyron prediu una discontinuïtat més profunda en regions més fredes i una discontinuïtat més superficial en regions més càlides. Esta discontinuïtat generalment està relacionada en la transició de ringwoodita a bridgmanita i periclasa.[6] Açò és termodinámicamente una reacció endotèrmica i crea un bot de viscosidad. Abdós característiques fan que esta transició de fase eixercite un paper important en els models geodinámicos.[7]
Atres discontinuïtats
Hi ha una atra transició de fase principal prevista a 520 kilómetros (323.1 mi) per a la transició de olivina (β a γ) i granate en el mant de pirolita.[8] Este sol s'ha observat esporàdicament en senyes sismológicos.[9]
S'han sugerit atres transicions de fase no globals a diferents profunditats.[5][10]
Temperatura i pressió
Les temperatures oscilen entre aproximadament 200 grados Celsius (392 °F) en el llímit superior en la corfa fins a aproximadament 4000 grados Celsius (7232 °F) en el llímit núcleu-mant.[11] La temperatura més alta del mant superior és 900 grados Celsius (1652 °F)[12] Encara que l'alta temperatura supera en créixens els punts de fusió de les roques del mant en la superfície, el mant és casi exclusivament sòlit.[13]
L'enorme pressió litoestática eixercida sobre el mant evita la fusió, perque la temperatura a la que comença la fusió (el solidus) aumenta en la pressió.[14] La pressió aumenta a mida que aumenta la profunditat, ya que el material davall té que soportar el pes de tot el material per damunt. Es creu que tot el mant es deforma com un decorregut en escales de temps llargues, en deformació plàstica permanent.
La pressió més alta del mant superior és 24,0 GPa (237 000 atm)[12] comparació en la part inferior del mant que és 136 GPa (1 340 000 atm).[11][15]
Les estimacions per a la viscosidad del mant superior varien entre 1019 i 1024 Pa · s, depenent de la profunditat,[16] temperatura, composició, estat d'estrés i molts atres factors. El mant superior solament pot fluir molt llentament. No obstant, quan s'apliquen grans forces al mant superior, pot debilitar-se, i es creu que este efecte és important per a permetre la formació de llímits de plaques tectòniques.
Encara que existix una tendència a una major viscosidad a major profunditat, esta relació està llunt de ser llineal i mostra capes en una viscosidad dramàticament disminuïda, en particular en el mant superior i en el llímit en el núcleu.[16]
Referències
- ↑ 1,0 1,1 Rothery, David A.; Gilmour, {{{nom2}}}; Sephton, {{{nom3}}} (March 2018). An Introduction to Astrobiology, p. 56. ISBN 9781108430838.
- ↑ Alden. «Today's Mantle: a guided tour». About.com. Archivat des d'el original, el 2 de setembre de 2016. Consultat el 25 de decembre de 2007.
- ↑ 3,0 3,1 «Istria on the Internet – Prominent Istrians – Andrija Mohorovicic». Consultat el 25 de decembre de 2007.
- ↑ William Lowrie (1997). Fundamentals of geophysics, Cambridge University Press, p. 158. ISBN 0-521-46728-4.
- ↑ 5,0 5,1 5,2 5,3 Fowler, C. M. R.; Fowler, {{{nom2}}} (2005). The Solid Earth: An Introduction to Global Geophysics. ISBN 978-0521893077.
- ↑ «Postspinel transformations in the system Mg2SiO4-Fe2SiO4 and some geophysical implications».Journal of Geophysical Research: Solid Earth.94(B8)
- 10637–10646.doi:10.1029/jb094ib08p10637.
- ↑ «Subducted slabs stagnant above, penetrating through, and trapped below the 660 km discontinuity».Journal of Geophysical Research: Solid Earth.118(11)
- 5920–5938.doi:10.1002/2013jb010466.
- ↑ «Seismic Observations of Splitting of the Mid-Transition Zone Discontinuity in Earth's Mantle».Science.294(5541)
- 354–357.ISSN 0036-8075.doi:10.1126/science.1063524.
- ↑ Egorkin, A. V. (1 de giner de 1997). «Evidence for 520-Km Discontinuity», Fuchs (ed.). Upper Mantle Heterogeneities from Active and Passive Seismology (en en), Springer Netherlands, pp. 51–61. doi:10.1007/978-94-015-8979-6_4. ISBN 9789048149667.
- ↑ Khan, Amir; Deschamps, {{{nom2}}} (28 d'abril de 2015). The Earth's Heterogeneous Mantle: A Geophysical, Geodynamical, and Geochemical Perspective (en en), Springer. ISBN 9783319156279.
- ↑ 11,0 11,1 Katharina., Lodders (1998). The planetary scientist's companion, New York: Oxford University Press. OCLC 65171709. ISBN 978-1423759836.
- ↑ 12,0 12,1 «What Llaure Three Differences Between the Upper & Lower Mantle?». Sciencing. Consultat el 14 de juny de 2019.
- ↑ Louie. «Earth's Interior». University of Nevada, Reno. Archivat des d'el original, el 20 de juliol de 2011. Consultat el 24 de decembre de 2007.
- ↑ Turcotte, DL; Schubert, G, {{{nom2}}} (2002). «4», Geodynamics, 2nd edició, Cambridge, England, UK: Cambridge University Press, pp. 136–7. ISBN 978-0-521-66624-4.
- ↑ Burns, Roger George (1993). Mineralogical Applications of Crystal Field Theory, Cambridge University Press, p. 354. ISBN 978-0-521-43077-7.
- ↑ 16,0 16,1 Walzer. «Mantle Viscosity and the Thickness of the Convective Downwellings». Archivat des d'el original, el 11 de juny de 2007.
- Este artícul conté una traducció derivada de «Manto superior (Tierra)» de Wikipedia en castellà publicada baix la Llicència de documentació lliure de GNU i la Llicència Creative Commons Reconeiximent-CompartirIgual 4.0 Internacional.