In geologia e in geofisica il mantello terrestre è uno degli involucri concentrici che costituiscono la Terra: si tratta di un involucro solido plastico, compreso tra la crosta terrestre e il nucleo terrestre, avente uno spessore di circa .
Rappresenta l'84% in volume dell'intero pianeta ed è costituito essenzialmente da roccia ultramafica stabile ad alta pressione e ricca di ferro e di magnesio, tra cui olivine magnesifere, granati magnesiferi, spinelli, orto e clinopirosseni nel mantello superiore e diverse perovskiti silicatiche nel mantello inferiore. La pressione al contatto mantello/nucleo esterno è stimata pari a un milione e mezzo di atmosfere ().
Il mantello è prevalentemente solido e inferiormente si trova a contatto sul caldo nucleo terrestre ricco di ferro, il quale occupa invece il 15% del volume della Terra. Episodi passati di fusione e vulcanismo a livelli meno profondi del mantello hanno prodotto una sottile crosta di prodotti fusi cristallizzati vicino alla superficie, sopra la quale noi viviamo. I gas sprigionati durante la fusione del mantello della Terra ebbero un grande effetto sulla composizione e abbondanza dell'atmosfera terrestre. L'informazione riguardo alla struttura e alla composizione del mantello risulta dall'indagine geofisica o dall'analisi diretta geoscientifica sugli xenoliti derivati dal mantello terrestre.
Descrizione Limiti e struttura interna
Il suo limite superiore, ossia il suo contatto con la sovrastante crosta terrestre, generalmente si trova tra i 10 e i 35 km di profondità dalla superficie, ed è detto discontinuità di Mohorovičić (spesso abbreviata in "Moho"); il limite inferiore, che segna il confine con il nucleo, è detto discontinuità di Gutenberg.
Entrambe sono state individuate attraverso studi di sismologia, la prima per la riflessione parziale delle onde sismiche dovuta al repentino cambiamento della loro velocità nel passaggio tra i due mezzi, la seconda per l'assorbimento delle onde trasversali (onde S, ossia secundae) da parte del nucleo esterno liquido. È stato inoltre possibile suddividere ulteriormente il mantello in due strati distinti, sempre in funzione della velocità di propagazione delle onde sismiche: il mantello superiore, di circa 700 km di spessore, trasmette le onde sismiche a velocità ridotte rispetto al mantello inferiore, di oltre 2000 km.
Il mantello dunque è diviso in sezioni basate su risultati forniti dalla sismologia. Questi strati (e le loro profondità) sono i seguenti: il mantello superiore (33–410 km), la zona di transizione (410–660 km), il mantello inferiore (660–2891 km), e in basso nell'ultima regione c'è l'anomalo confine nucleo-mantello (strato D") con uno spessore variabile (intorno a una media di ~200 km).
La parte superiore del mantello è definita tramite un improvviso incremento nella velocità sismica, rispetto a quella della crosta terrestre, incremento che fu notato per la prima volta dal geofisico Andrija Mohorovičić nel 1909; questo confine viene attualmente indicato come la "discontinuità di Mohorovičić o Moho". Il mantello più vicino alla sovrastante superficie è relativamente rigido e forma la litosfera, uno strato irregolare che ha uno spessore massimo di forse 200 km. Sotto la litosfera il mantello superiore diventa particolarmente plastico nella sua reologia. In alcune regioni sotto la litosfera la velocità sismica è ridotta: questa così definita zona a bassa velocità (LVZ, dall'inglese Low Velocity Zone) si estende giù fino a una profondità di diverse centinaia di km.
Inge Lehmann scoprì la discontinuità sismica a circa 5150 km di profondità. La zona di transizione è un'area di grande complessità, che fisicamente separa il nucleo superiore da quello inferiore. Molto poco si conosce circa il nucleo inferiore a prescindere dal fatto che sembra essere relativamente omogeneo dal punto di vista sismico. Lo strato D" è quello che separa il mantello dal nucleo.
Mantello superiore Il mantello superiore, immediatamente sotto la crosta terrestre, viene definito "mantello litosferico" e insieme alla crosta costituisce la litosfera. A maggiore profondità, che varia da circa 80 km sotto gli oceani a circa 200 km sotto i continenti, c'è uno strato a bassa viscosità, comunemente definito astenosfera. Tale bassa viscosità è stata associata ad uno stato di fusione parziale del mantello, ed è comunque dovuta alle alte temperature, vicine al solidus delle comuni rocce mantelliche, ricche in olivina.
La viscosità dell'astenosfera varia tra 1021 e 1024 Pa·s, a seconda della profondità. La viscosità, pur elevata, consente all'astenosfera di comportarsi come un liquido e scorrere lentamente se sottoposta a stress di lunga durata: questa plasticità è alla base della tettonica delle placche. Oltre a favorire movimenti di scivolamento laterale e di subduzione, la viscosità dell'astenosfera consente anche movimenti verticali: l'interazione tra litosfera ed astenosfera è simile a quella di una zattera e del liquido, necessariamente più denso, su cui galleggia. Tale equilibrio si dice isostatico, i movimenti che lo ristabiliscono quando è perturbato sono i movimenti isostatici.
Una prova dell'esistenza di uno strato in qualche modo fluido sono proprio i movimenti isostatici. Il Mar Baltico e in particolare il Golfo di Botnia sono in corrispondenza del massimo spessore dell'inlandis nordeuropeo durante le glaciazioni pleistoceniche. Dal rilevamento e dalla datazione delle paleospiagge si constata che esse sono in contrazione a causa di un sollevamento della crosta continentale sottostante (piattaforma continentale) attualmente dell'ordine di un centimetro all'anno ma che raggiunse il metro all'anno subito dopo la fine della glaciazione di Würm (ca. 10000 a.C.). Una situazione analoga si ha nella Baia di Hudson. Tali movimenti verticali sono analoghi a quelli di una barca che viene scaricata: in questo caso sono dovuti allo scioglimento di chilometri di ghiaccio.
Intorno ai 410 km e 660 km di profondità, sono state rinvenute due importanti discontinuità sismiche, associate a transizioni di fase rispettivamente dall'olivina alla wadsleyite e dalla ringwoodite alle fasi del mantello inferiore (per esempio perovskite e magnesio-wuestite). Questa zona è comunemente definita "zona di transizione".
Mantello inferiore Il mantello inferiore è composto per lo più di silicio, magnesio e ossigeno con percentuali minori di ferro, calcio e alluminio. I minerali principali sono la perovskite e la magnesio-wuestite. Entrambi hanno struttura cubica, più adatta a sostenere le crescenti pressioni del mantello.
Lungo buona parte del mantello inferiore non si verificano sostanziali transizioni di fase mineralogica. La temperatura aumenta sostanzialmente in modo adiabatico (vedi gradiente adiabatico), consistente con un flusso convettivo (vedi convezione). Anche se recenti studi interdisciplinari, basati su studi di minerali ad alta pressione e temperature e dati sismologici, hanno postulato un gradiente super-adiabatico. Come conseguenza, dal punto di vista sismico, la zona del mantello inferiore è relativamente meno complessa della soprastante zona di transizione.
Strato D"
Per strato D'’ si intende lo strato spesso circa 200 km del mantello inferiore, direttamente al di sopra del confine mantello-nucleo, talvolta incluso nelle discussioni relative alla zona di confine mantello-nucleo.
Le cose cambiano drasticamente in questa zona, caratterizzata da forti anomalie sismiche, rappresentante la parte basale del flusso convettivo del mantello.
Di per sé pare sia uno strato instabile, infatti non è omogeneo, e ci sono zone dove addirittura manca. Al suo interno le velocità delle onde sismiche subiscono variazioni notevoli: sono superiori alla media nella verticale della subduzione della placca pacifica, mentre a livello del Pacifico centrale e sotto l'Africa sono inferiori. Questo poiché l'elasticità delle rocce ivi presenti aumenta con la pressione, ma diminuisce con l'aumentare della temperatura. L'aumento della pressione e della temperatura che si ha con l'aumento della profondità fa aumentare l'elasticità delle rocce. Tuttavia il gradiente di temperatura in questo strato è più alto che nel mantello convettivo, il che comporta un aumento della velocità delle onde sismiche.
Nello strato D'’ son poi presenti sbuffi laterali che danno origine a pennacchi di materiale caldo che arriverebbe in superficie in zone come Réunion, le Hawaii o Yellowstone, per esempio.
Inoltre placche litosferiche fredde subducenti terminerebbero la discesa nello strato D'’. Ma questo porrebbe un gradiente di temperatura nucleo-mantello di , non più adiabatico, che porterebbe a problemi ulteriori.
Complessità composizionali sono attese in questa zona. Una nuova fase mineralogica della perovskite, la post-perovskite, è stata prevista e trovata in laboratorio a pressioni corrispondenti allo Strato D'’.
Composizione Il mantello si differenzia sostanzialmente dalla crosta per le sue caratteristiche meccaniche e la sua composizione chimica. La distinzione tra crosta e mantello è basata sulla chimica, tipi di rocce, reologia e caratteristiche sismiche. La crosta è, infatti, un prodotto della fusione del mantello. Si crede che la parziale fusione del materiale del mantello sia la causa dei suoi elementi incompatibili da separare dal materiale meno denso fluttuante verso l'alto attraverso spazi porosi, rotture, o fenditure, per poi raffreddarsi e solidificare in superficie. Le tipiche rocce del mantello hanno un più alto rapporto magnesio / ferro, e una più piccola proporzione di silicio e alluminio rispetto alla crosta. Questo comportamento è anche avvalorato dagli esperimenti che usano fondere parzialmente rocce appositamente scelte come rappresentative del mantello terrestre.
Le rocce del mantello che si trovano a una profondità approssimativa inferiore a 400 km sono costituite principalmente da olivine, pirosseni, spinelli, e granati; le rocce tipiche si presume siano peridotite, dunite (olivina-arricchita con peridotite) e eclogite. Tra i 400 km e i 650 km di profondità, l'olivina non è stabile e viene rimpiazzata dai materiali polimorfi che hanno approssimativamente la stessa composizione: un polimorfo è la wadsleyite (nota anche come beta-spinello), e l'altro è la ringwoodite (un minerale con la struttura del gamma-spinello). Sotto i 650 km circa, tutti i minerali del mantello superiore iniziano a diventare instabili. I minerali più abbondanti presenti hanno struttura (ma non composizione) simile alla perovskite seguita da ferropericlase di magnesio/ossido di ferro.
I cambiamenti nella mineralogia a circa 400 e 650 km producono segnali caratteristici nelle registrazioni sismiche dell'interno della Terra, e, come la moho, sono rilevate utilizzando le onde sismiche. Questi mutamenti mineralogici possono influenzare la convezione del mantello, in funzione della variazione della loro densità e possono assorbire o rilasciare il calore latente come pure abbassare o elevare la profondità delle transizioni polimorfiche di fase in regioni a differenti temperature. L'andamento dei mutamenti mineralogici in funzione della profondità è stato indagato tramite esperimenti di laboratorio che riproducono le alte pressioni del mantello superiore, come quelli che usano l'incudine di diamante.
+ Composizione del mantello terrestre in peso percentuale Elemento Quantità % Composto Quantità % O 44,8 Si 21,5 SiO2 46 Mg 22,8 MgO 37,8 Fe 5,8 FeO 7,5 Al 2,2 Al2O3 4,2 Ca 2,3 CaO 3,2 Na 0,3 Na2O 0,4 K 0,03 K2O 0,04 Totale 99,7 Totale 99,1