Manto

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Earth-crust-cutaway-english.png desde o Núcleo à Exosfera (escala variável).]] O Manto é a camada da estrutura da Terra (e dos outros planetas de composição similar) que fica directamente abaixo da crusta prolongando-se em profundidade até ao limite exterior do núcleo. O manto terrestre estende-se desde cerca de 30 km de profundidade (podendo ser bastante menos nas zonas oceânicas) até aos 2 900 km abaixo da superfície (transição para o núcleo). A difrenciação do manto iniciou-se há cerca de 3 800 milhões de anos, quando a segregação gravimétrica dos componentes do proto-planeta Terra produziram a actual estratificação. A pressão na parte inferior do manto atinge mais de 140 GPa (umas espantosas 1 400 000 atmosferas).

Características

O manto difere marcadamente da crusta pelas suas características de composição química e de comportamento mecânico, o que se traduz pela existência de uma clara alteração súbita (uma descontinuidade) nas propriedades físicas dos materiais, que ficou conhecida por descontinuidade de Mohorovičić, ou simplesmente Moho, em homenagem a Andrija Mohorovičić, o geofísico que a descobriu. Esta descontinuidade marca a fronteira entre a crusta e o manto.

Em tempos pensou-se que a Moho representava a fronteira entre a estrutura rígida da crusta e a zona mais plástica do manto, sendo a zona onde o movimento relativo entre as placas da litosfera rígida e a astenosfera plástica ocorreria. Contudo, estudos recentes demonstram que essa fronteira acontece muito abaixo, em pleno manto superior, a profundidades da ordem dos 70 km sobre crusta oceânica e de 150 km sob a crusta continental. Assim, o manto imediatamente abaixo da crusta é composto por material relativamente frio (aprox.100º C), rígido e fundido com a crusta, apesar de estar dela separado pela Moho. Tal demonstra que a Moho é na realidade uma descontinuidade composicional e não uma zona de separação dinâmica.

Composição

A principal alteração mecânica na Moho verifica-se na velocidade das ondas sísmicas, que aumenta substancialmente dada a maior densidade dos materiais do manto (já que a velocidade de propagação de uma vibração é proporcional à densidade do material). Essa maior densidade resulta, para além do efeito do aumento da pressão, das diferenças em composição química, na realidade o principal elemento diferenciador entre crusta e manto: os materiais do manto são muito ricos em minerais máficos de ferro e magnésio, com destaque para as olivinas e as piroxenas. Devido ao aumento da proporção relativa desses minerais, as rochas do manto — peridotito, dunite e eclogite —, quando comparadas com as rochas da crusta, caracterizam-se por uma muito maior percentagem de ferro e magnésio em detrimento do silício e do alumínio.

O quadro seguinte dá uma composição aproximada dos materiais do manto em percentagem da sua massa total (% ponderal). Note-se que a composição do manto poderá não ser uniforme, sendo de esperar um aumento gradual da razão Fe/Mg com a profundidade, especulando-se que varie de 0,25 no manto superior até 0,6 no manto inferior.

**Composição do manto da Terra (em % ponderal)**
Elemento	Quantidade	Composto	Quantidade
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
Total	99.7	Total	99.1

Características físicas

Para além das diferenças de composição acima apontadas, o manto também apresenta características físicas muito diferentes das da crusta (e do núcleo). Nos pontos seguintes é feita uma caracterização dos principais parâmetros físicos do manto.

Estado do material

O material de que é composto o manto pode apresentar-se no estado sólido ou como uma pasta viscosa, em virtude das pressões elevadas. Porém, ao contrário do que se possa imaginar, a tendência em áreas de alta pressão é para as rochas se manterem sólidas, pois assim ocupam menos espaço físico do que os líquidos resultantes da fusão. Além disso, a constituição dos materiais de cada camada do manto determina o estado físico local. Assim, o interior da Terra, incluindo o núcleo interno, tende a ser sólido porque, apesar das altíssimas temperaturas, está sujeito a pressões tão elevadas que os átomos ao serem compactados obrigam a que as forças de repulsão entre os átomos sejam vencidas pela pressão externa. Em resultado, apesar da temperatura, a substância mantém-se sólida. Earthquake wave paths.gif utilizando ondas sísmicas.]]

Temperatura

As temperaturas do manto variam dos 100º C (373 K) na interface com a crosta, até aos 3 500º C (3 873 K) na interface com o núcleo. Este aumento de temperatura reflecte simultaneamente a maior dificuldade das camadas profundas em perder calor por condução para a superfície e a maior capacidade endógena de produzir calor em profundidade (por aumento da desintegração radioactiva e por fricção com os materiais fluidos em movimentono núcleo externo).

Viscosidade

A viscosidade no manto superior (a astenosfera) varia entre 1021 a 1024 Pa/s, dependendo da profundidade (para mais pormenores veja o artigo). Portanto, o manto superior pode deslocar-se vagarosamente, comportando-se simultaneamente como um sólido e como um líquido de alta viscosidade. Tal explica o lento movimento das placas tectónicas e os movimentos isostáticos de afundamento e re-emergência (rebound) das placas téctónicas quando o seu peso se altera (por exemplo com a formação de massas de gelo e o seu degelo).

Densidade

A densidade nesta região aumenta linearmente de 3,4 a 4,6 (no manto superior) e de 4,6 a 5,5 (no manto inferior). No manto superior a presença da astenosfera marca zonas de fusão parcial. Aparentemente nenhuma mudança de fase importante ocorre no manto inferior, apesar de ocorrerem pequenos gradientes na velocidade de propagação das ondas sísmicas aos 1 230 km e 1540 km de profundidade. Desta forma, acredita-se que o aumento na velocidade das ondas sísmicas deve ocorrer principalmente como resultado da compactação de um material de composição uniforme.

Vários modelos têm sido propostos sugerindo que o manto inferior contém mais ferro do que o manto superior. Neste caso, a razão Fe/Mg variaria de 0,25 no manto superior a 0,6 no manto inferior. O aumento na massa atómica média aumentaria a densidade até valor observado, sem a necessidade de recorrer a estruturas moleculares complexas.

Estes modelos tem gerado muitas discussões, pois se o manto inferior é mais denso do que o superior seria difícil ocorrer movimentos de convecção. Por outro lado, existindo convecção generalizada no manto seria difícil manter a heterogeneidade da composição química por grandes intervalos de tempo. Entretanto, estas dificuldades podem ser contornadas admitindo-se a existência de células de convecção independentes no manto.

Subdivisões do manto

Embora não existam diferenças marcadas nem descontinuidades óbvias no interior do manto, antes existindo gradientes que reflectem o aumento da pressão e da temperatura, é comum dividir-se o manto em duas camadas: (1) o manto superior (da Moho aos 650 km de profundidade); e (2) o manto inferior (dos 650 km de profundidade ao limite externo do núcleo).

Manto superior

O manto superior inicia-se na Moho, a qual sob a crosta oceânica está a uma profundidade média de 6 km e sob a crosta continental a uma profundidade média de 35 km, embora podendo aí atingir profundidades superiores a 400 km nas zonas de subducção.

As velocidades das ondas sísmicas medidas nesta camada são tipicamente de 8,0 a 8,2 km/s, as quais são maiores do que as da crosta inferior (6,5 a 7,8 km/s). Os dados geofísicos demonstram que entre 50 e 200 km (ou mais nas zonas de subducção) de profundidade ocorre uma diminuição na velocidade das ondas P (longitudinais) e uma forte atenuação das ondas S (transversais), daí que esta região seja conhecida como zona de baixa velocidade.

Evidências baseadas em dados geofísicos, geológicos e petrológicos, e a comparação com corpos extraterrestres, indicam que a sua composição do manto superior é peridotítica. Os peridotitos são uma família de rochas ultrabásicas, tipicamente compostas por olivina magnésica (aprox. 80%) e piroxenas (aprox. 20%). Embora raros à superfície, peridotitos afloram nalgumas ilhas oceânicas, em camadas levantadas pela orogénese e em raros kimberlitos.

Experiências de fusão de peridotitos mostram que a sua fusão parcial pode originar os basaltos oceânicos nas condições de pressão e temperatura existentes no manto superior. Este processo ocorre provavelmente na zona de baixa velocidade, explicando a redução das velocidade sísmica pela fusão parcial dos materiais.

Os estudos efectuados em ofiolitos e na litosfera oceânica demonstram que a formação da crusta oceânica (com os seus meros 5 km de espessura média) se efectua a partir da porção mais superficial do manto superior. O grau de fusão parcial deve atingir os 25%, empobrecendo esta zona em componentes de mais baixa temperatura de fusão. Existem provas indirectas de que o manto se torna menos empobrecido em silicatos com o aumento da profundidade.

Os peridotitos do tipo granada-lherzolito (olivina (60%), orto e clino piroxenas (30%), espinélio, granadas e plagioclase (10%)), representam provavelmente os peridotitos do manto primitivo, que ao sofrerem fusão parcial originam magmas basálticos, deixando como resíduos harzburgitos (olivina (80%), ortopiroxenas (20%)) e dunitos (olivina). Tendo em conta as relações de pressão e temperatura, conclui-se que em profundidades menores a mineralogia deve ser dominada pelo complexo plagioclase-lherzolito (frequentemente encontrado em ofiolitos) e que com o aumento da pressão passará dominar o complexo espinélio-lherzolito (que forma por vezes nódulos em basaltos alcalinos). Em pressões maiores a mineralogia mais estável é a do complexo granada-lherzolito (que forma nódulos em kimberlitos).

Manto inferior

O manto inferior, ou manto interno, inicia-se a cerca dos 650 km de profundidade e vai até à descontinuidade de Gutenberg, sita a 2.700 - 2.890 km de profundidade, na transição para o núcleo. O manto inferior está separado da astenosfera pela descontinuidade de Repetti, sendo pois uma zona essencialmente sólida e com muito baixa plasticidade.

A densidade nesta região aumenta linearmente de 4,6 até 5,5. Aparentemente nenhuma mudança de fase importante ocorre no manto inferior, apesar de ocorrerem pequenos gradientes de velocidade nos 1230 e 1540 km de profundidade. Desta forma, acredita-se que o aumento na velocidade deve ocorrer principalmente como resultado da compactação de um material de composição uniforme. Vários modelos têm sido propostos sugerindo que o manto inferior contém mais ferro do que o manto superior.

A temperatura varia de 1.000º C a 3.000° C, aumentando com a profundidade e com o calor produzido pelo desintegração radioactiva e por condução a partir do núcleo externo (onde a produção de calor por fricção face aos fluxos que geram o geomagnetismo é grande).

Convecção no manto e hot-spots

Devido às diferenças de temperatura entre a crusta terrestre e núcleo externo existe a possibilidade térmica de formação de uma circulação convectiva abrangendo todo o manto. Tal é contudo fortemente contrariado pela muito baixa plasticidade dos materiais do manto inferior e pelo gradual aumento de densidade (por diferença de composição e de pressão).

Contudo, tal não impede que diapiros plutónicos isolados não subam em direcção à superfície e que fragmentos de crusta mais fria e densa não se afundem nas zonas de subducção, formando extensas zonas de refusão de materiais crustais. A baixa plasticidade força estes movimentos a uma extrema lentidão, fazendo-os persistir por centenas de milhar, ou mesmo milhões, de anos.

Nas zonas onde os diapiros persistem e se aproximam da superfície, levando à fusão dos materiais à medida que a pressão diminui com a subida, formam-se hot spots que depois se traduzem à superfície por formações intrusivas ou por vulcanismo persistente ou espessamento da crusta oceânica. Nas zonas de subducção, a subida dos materiais fundidos e o efeito da introdução de enormes quantidades de água no manto levam ao surgimento dos arcos insulares (como as Antilhas) e das cadeias vulcânicas (como a cordilheira dos Andes).

A convecção no manto terrestre é um processo caótico de dinâmica de fluidos que parece determinar o movimento das placas tectónicas e por essa via a deriva dos continentes. Neste contexto convém ter presente que a deriva dos continentes é apenas parte do processo de deslocamento das placas tectónicas, já que a rigidez destas e os fenómenos de geração de nova crusta que ocorrem aos longo dos riftes e de destruição ao longo das regiões de subducção, dão a este um carácter bem mais complexo.

Por outro lado, o movimento da litosfera está necessariamente desligado do da astenosfera, fazendo com que as placas se desloquem com velocidades relativas diferentes sobre o manto. Daí que os hot-spots possam dar origem a cadeias de ilhas (como os arquipélagos do Hawaii e dos Açores), com cada ilha ou vulcão marcando a posição relativa do hot-spot face à placa litosférica em determinado tempo.

Dada a complexidade dos fenómenos de convecção no manto existem grandes incertezas na sua modelação, admitindo-se mesmo que existam diferentes células convectivas em camadas distintas do manto, criando um sistema com múltiplos andares entre o núcleo e a crosta.

Apesar de existir uma tendência geral de aumento da viscosidade com a profundidade, esta relação não é linear e parece existirem camadas com viscosidade muito maior do que o esperado no manto superior e junto à zona de transição para o núcleo externo.

Devido à baixa viscosidade da astenosfera seria de esperar que não existissem sismos com hipocentros situados a mais de 300 km de profundidade. Tal é em geral verdadeiro, com os sismos nas zonas oceânicas raramente descendo abaixo dos 25 km, e os sismos nas zonas continentais ocorrendo a partir de focos sitos em geral por volta dos 30-35 km de profundidade. Contudo, nas zonas de subducção o gradiente geotérmico pode ser substancialmente reduzido, aumentando a rigidez do material do manto em seu redor. Daí que já tenha sido registados nestas regiões sismos com profundidades focais de 400 km a 670 km, sendo, não obstante, eventos em extremo raros.

A pressão nas camadas inferiores do manto atinge os ~140 GPa (1.4 Matm). Apesar destas gigantescas pressões, que aumentam com a profundidade, pensa-se que todo o manto mesmo assim se deforme como um fluido muito viscoso quando considerado em longos períodos de tempo. A viscosidade do manto superior varia de 10²¹ and 10²⁴ Pa·s, dependendo da profundidade. Daí que qualquer movimento no manto tenha de ser necessariamente hiper-lento.

Esta situação de alta viscosidade contrasta vivamente com a fluidez do núcleo externo, embora este esteja submetido a uma pressão ainda maior. Tal contraste resulta do núcleo ser composto quase inteiramente por ferro puro cujo ponto de fusão é muito inferior ao dos compostos de ferro existentes no manto. Assim, os compostos de ferro do manto inferior, apesar de submetidos a uma pressão inferior, estão no estado sólido (embora se comportando nas grandes escalas de tempo como um fluido de viscosidade extrema), enquanto o núcleo externo, de ferro quase puro, está em estado líquido. O núcleo interno está em estado sólido dadas as pressões extremas a que está submetido.

As implicações desta diferença entre o manto e o núcleo esterno (e entre este e o interno) são determinantes para a vida na Terra pois é daqui que nasce o campo magnético terrestre que funciona como um escudo electromagnético protegendo a vida na superfície terrestre das radiações ionizantes do espaço exterior e dos ventos solares.

Exploração

O conhecimento que se tem do manto está essencialmente baseado em estudos geofísicos indirectos, em especial no estudo da propagação das ondas sísmicas, e no estudo de amostras de rochas de grande profundidade que são trazidas para a superfície pela orogenia ou pelo vulcanismo (ofiolitos, kimberlitos e xenólitos gabrosos diversos em vulcões). Dái o interesse em obter amostras directas do manto, o que se tentou, debalde, com o projecto de perfuração oceânica denominado projecto Mohole.

Depois do abandono do projecto Mohole, que nos anos de 1970-1980 pretendeu fazer uma perfuração que atingisse a descontinuidade de Mohorovičić, está prevista para 2007 nova tentativa. Desta vez será utilizado o navio japonês Chikyu para perfurar 7 000 m na crusta oceânica, cerca do triplo da profundidade máxima já atingida em fundos oceânicos, com o objectivo de obter materiais da descontinuidade e das camadas do manto superior imediatamente abaixo.

Geologia | Geofísica

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