El manto

La composición de esta capa terrestre ha podido ser establecida directamente a partir de fragmentos más o menos inalterados que afloran a la superficie arrastrados por corrientes de magma ascendentes (los llamados xenolitos) y por métodos indirectos (por comparación con meteoritos rocosos, por medio de simulaciones en el laboratorio y en los ordenadores...); se ha llegado a la conclusión de que el manto está formado, hasta una profundidad de 70 a 80 kilómetros, por rocas conocidas como lherzolitas –compuestas principalmente por olivino y piroxenos–, así como por piroxenitas y dunitas –rocas formadas casi exclusivamente por piroxenos y por olivino, respectivamente (véase el apartado "Minerales petrogenéticos"–. A partir de los 80 kilómetros, la presión y la temperatura son tan elevadas que los piroxenos se transforman en minerales más densos, con la estructura del granate, y las principales rocas que los portan son las peridotitas granatíferas –así llamadas por el mineral peridoto, una variedad de olivino–.

Esta aparente homogeneidad en la composición contrasta con la heterogeneidad que ofrecen los datos sísmicos: hacia los 410 y los 670 kilómetros de profundidad se observan pequeñas inflexiones (apreciables en la gráfica de velocidad de propagación de las ondas sísmicas —pulsa en la miniatura de la derecha para ver la imagen—) que revelan la presencia de discontinuidades, la segunda de las cuales señala la separación entre el manto superior y el manto inferior. Las variaciones no se deben a cambios de composición, sino de fase: el aumento de presión produce reestructuraciones en la estructura cristalina de los minerales (a los 410 kilómetros el olivino adquiere la estructura de un óxido de aluminio, cromo y hierro llamado espinela, y a los 670 kilómetros se descompone para formar minerales con la estructura de la perovskita –un silicato de magnesio– y óxidos de magnesio y de hierro), lo que se traduce en una mayor compactación y, en consecuencia, un aumento de rigidez. Por último, hacia los 2.700 kilómetros tiene lugar un auténtico cambio de composición, relacionado con la llamada capa D" (pronúnciese “d doble prima”), que veremos más adelante.

En la gráfica citada en el apartado anterior se aprecia que, entre los 100 y 250 kilómetros de profundidad, la velocidad de las ondas sísmicas disminuye de manera significativa respecto a las regiones adyacentes. A partir de estos datos se dedujo la existencia de la astenosfera (capa de naturaleza plástica cuya existencia se consideró necesaria para que tuviera lugar el desplazamiento de placas). Sin embargo, análisis más detallados llevaron a la conclusión de que el comportamiento de las ondas sísmicas en esta capa difiere bastante de unas zonas a otras (en unos casos su velocidad es mayor y en otros casos es menor que la media del resto del manto).

El concepto de astenosfera como un nivel universal empezó a ser puesto en duda cuando se comprobó que en diversas regiones (por ejemplo, bajo la península Escandinava o el cratón americano) el manto era completamente rígido; es decir, las supuestas zonas más calientes (y por lo tanto más susceptibles de fluir) del manto superior eran tan solo “islas térmicas”, separadas entre sí por zonas rígidas que no exhiben baja velocidad. Posteriormente la tomografía sísmica confirmó la inexistencia de la astenosfera entendida como un nivel universal, y se comprobó que las corrientes de convección que afectan a todo el manto son las responsables de este desplazamiento.

X

Corrientes de convección

Circulación en un fluido resultante de las diferencias de densidad causadas por variaciones de temperatura. Generalmente tiene forma circular, debido a que el calentamiento local ocasiona el ascenso de parte del fluido, y el enfriamiento local provoca su descenso.
Izquierda: convección en un recipiente con agua puesto al fuego (cmm). Derecha: convección en el manto ("Oceanic spreading" by Surachit - Own work SVG, based on the public domain USGS image found here [1] and originally uploaded here. Licensed under CC BY-SA 3.0 via Commons).

El contacto entre el manto y el núcleo tiene lugar a través de una región (la capa D'') en la que se dan enormes diferencias de composición química y de temperatura.

Pare entender cómo un manto sólido y rígido, según muestran las ondas sísmicas, puede desplazarse, debemos considerar que esta capa presenta una enorme viscosidad, lo cual le permite fluir aunque muy lentamente, incluso geológicamente hablando. (Algo semejante ocurre con los glaciares, formados por hielo sólido que se desliza; de la misma manera el manto fluye, pero con una viscosidad incomparablemente mayor).

Este límite (discontinuidad de Gutenberg) ha resultado ser la transición química y física más notable del interior de nuestro planeta (recuérdese que se pasa de un manto sólido a un núcleo externo líquido; la diferencia de temperatura puede llegar a ser de hasta 1.000 °C). Presenta un grosor muy variable: en ocasiones es de una delgadez indetectable y en otras puede constituir una auténtica zona de transición de hasta 300 kilómetros de espesor. En esta zona, denominada genéricamente capa D" los silicatos del manto confluyen con la aleación de hierro del núcleo, produciéndose una mezcla, en mayor o menor grado según las zonas, de ambos componentes.

Se piensa que la fuerte heterogeneidad de esta región afecta a muchos procesos geológicos globales (por ejemplo, al ligero balanceo que presenta el eje de rotación terrestre, al campo geomagnético…). Pero, además, modula los movimientos de convección del manto, causantes de la deriva continental y de la tectónica de placas, de la siguiente manera:

El calor generado en el núcleo provoca una gran inestabilidad en el nivel D’", por lo que sus materiales se calientan; como consecuencia, disminuye su densidad, y se hacen más ligeros que el manto circundante, lo cual se traduce en el desplazamiento hacia la superficie de masas calientes que tienen forma de conos estrechos y reciben el nombre de penachos (véase la ilustración anterior). Si llegan a alcanzar el exterior forman los puntos calientes volcánicos; en caso contrario quedan retenidos en el manto superior, originando las ya citadas “islas térmicas” que, probablemente, estén en la base del concepto de astenosfera. Así, los estudios tomográficos han confirmado que bajo África austral y el Atlántico sur hay una zona caliente y poco compacta, el “superpenacho africano”.

Las corrientes de convección descendentes coinciden con las zonas de subducción. En estas regiones la fría litosfera subduce, y parece ser que arrastra al resto de la placa, en un principio rápidamente; pero después encuentra más dificultades para avanzar, debido a las altas presiones, y su velocidad se hace menor, llegando a ser mínima en el límite entre manto superior e inferior (recuérdese que en él tiene lugar un cambio en la naturaleza de los materiales y se produce un aumento de la rigidez).

En esta zona (a unos 670 kilómetros de profundidad) se produce una acumulación de materiales litosféricos que se van calentando y aumentando su densidad hasta que se desploman, en forma de avalanchas llamadas cascadas subductivas (ilustración siguiente), que atraviesan el manto inferior –de forma muy lenta (no más de dos centímetros por año) debido a la gran viscosidad del manto– hasta llegar al límite con el núcleo (la capa D"), enfriando la base del manto, y dando lugar a depresiones en la zona (que se corresponden con las regiones de menor grosor de la capa D").

Izquierda: Modelo informatizado que simula la dinámica del manto. El material frío se representa en azul, y el caliente en rojo. Derecha: Esquema explicativo del modelo anterior. Obsérvese que bajo las dorsales oceánicas no existen corrientes de convección ascendentes, sino que sus magmas se originan en los 60-80 kilómetros de profundidad (los magmas de los puntos calientes provienen de la capa D".)