El manto inferior , también conocido históricamente como mesosfera , representa aproximadamente el 56% del volumen total de la Tierra, y es la región de 660 a 2900 km por debajo de la superficie de la Tierra ; entre la zona de transición y el núcleo exterior . [1] El modelo terrestre de referencia preliminar (PREM) separa el manto inferior en tres secciones, el manto superior (660–770 km), el manto medio-inferior (770–2700 km) y la capa D (2700–2900 km). [2] La presión y la temperatura en el intervalo manto inferior 24 a 127 GPa [2] y 1900 a 2600 K . [3]Se ha propuesto que la composición de la capa inferior es pirolítico , [4] que contiene tres fases principales de bridgmanite , ferropericlase , y silicato de calcio perovskita. Se ha demostrado que la alta presión en el manto inferior induce una transición de giro de la bridgmanita y ferropericlasa que contienen hierro, [5] que puede afectar tanto la dinámica de la pluma del manto [6] [7] como la química del manto inferior. [5]
El límite superior está definido por el fuerte aumento de la velocidad y la densidad de las ondas sísmicas a una profundidad de 660 kilómetros (410 millas). [8] A una profundidad de 660 km, ringwoodita ( γ- (Mg, Fe)
2SiO
4) se descompone en perovskita de Mg-Si y magnesiowüstita . [8] Esta reacción marca el límite entre el manto superior y el manto inferior . Esta medición se estima a partir de datos sísmicos y experimentos de laboratorio de alta presión. La base de la mesosfera incluye la zona D ″ que se encuentra justo por encima del límite manto-núcleo a aproximadamente 2.700 a 2.890 km (1.678 a 1.796 millas). La base del manto inferior es de unos 2700 km. [8]
Propiedades físicas
El manto inferior fue inicialmente etiquetado como la capa D en el modelo esférico simétrico de Bullen de la Tierra. [9] El modelo sísmico PREM del interior de la Tierra separó la capa D en tres capas distintivas definidas por la discontinuidad en las velocidades de las ondas sísmicas : [2]
- 660–770 km: una discontinuidad en la velocidad de la onda de compresión (6-11%) seguida de un gradiente pronunciado indica la transformación del mineral ringwoodita en bridgmanita y ferropericlasa y la transición entre la capa de la zona de transición al manto inferior.
- 770–2700 km: aumento gradual de la velocidad indicativo de la compresión adiabática de las fases minerales en el manto inferior.
- 2700–2900 km: la capa D se considera la transición del manto inferior al núcleo exterior .
La temperatura del manto inferior oscila entre 1960 K en la capa superior y 2630 K a una profundidad de 2700 km. [3] Los modelos de la temperatura del manto inferior se aproximan a la convección como contribución primaria al transporte de calor, mientras que la conducción y la transferencia de calor por radiación se consideran insignificantes. Como resultado, el gradiente de temperatura del manto inferior en función de la profundidad es aproximadamente adiabático. [1] El cálculo del gradiente geotérmico observó una disminución de 0,47 K / km en el manto inferior más alto a 0,24 K / km a 2600 km. [3]
Composición
El manto inferior se compone principalmente de tres componentes, bridgmanita, ferropericlasa y perovskita de silicato de calcio (CaSiO 3 -perovskita). La proporción de cada componente ha sido un tema de discusión históricamente donde se sugiere que la composición a granel sea,
- Pirolítico: derivado de las tendencias de composición petrológica de la peridotita del manto superior que sugiere homogeneidad entre el manto superior e inferior con una relación Mg / Si de 1,27. Este modelo implica que el manto inferior está compuesto por un 75% de bridgmanita, un 17% de ferropericlasa y un 8% de CaSiO 3 -perovskita en volumen. [4]
- Condrítico: sugiere que el manto inferior de la Tierra se acumuló a partir de la composición del meteorito condrítico, lo que sugiere una relación Mg / Si de aproximadamente 1. Esto infiere que la bridgmanita y CaSiO 3 -perovskitas son componentes principales.
Los experimentos de laboratorio de compresión de múltiples yunques de pirolita simularon las condiciones de la geotermia adiabática y midieron la densidad mediante difracción de rayos X in situ . Se demostró que el perfil de densidad a lo largo de la geotermia está de acuerdo con el modelo PREM . [10] El primer cálculo principal del perfil de densidad y velocidad a través de la geotermia del manto inferior de proporciones variables de bridgmanita y ferropericlasa observó una coincidencia con el modelo PREM en una proporción de 8: 2. Esta proporción es consistente con la composición volumétrica pirolítica en el manto inferior. [11] Además, los cálculos de la velocidad de la onda de corte de las composiciones pirolíticas del manto inferior considerando elementos menores dieron como resultado una coincidencia con el perfil de velocidad de corte de PREM dentro del 1%. [12] Por otro lado, los estudios espectroscópicos de Brillouin a presiones y temperaturas relevantes revelaron que un manto inferior compuesto por una fase de bridgmanita superior al 93% tiene velocidades de onda de corte correspondientes a las velocidades sísmicas medidas. La composición sugerida es consistente con un manto inferior condrítico. [13] Por lo tanto, la composición a granel del manto inferior es actualmente un tema de discusión.
Zona de transición de giro
El entorno electrónico de dos minerales que contienen hierro en el manto inferior (bridgmanita, ferropericlasa) pasa de un estado de alto espín (HS) a un estado de bajo espín (LS). [5] Fe 2+ en ferropericlasa sufre la transición entre 50-90 GPa. La bridgmanita contiene Fe 3+ y Fe 2+ en la estructura, el Fe 2+ ocupa el sitio A y pasa a un estado LS a 120 GPa. Mientras que el Fe 3+ ocupa los sitios A y B, el Fe 3+ del sitio B sufre una transición de HS a LS a 30-70 GPa mientras que el Fe 3+ del sitio A se intercambia con el catión Al 3+ del sitio B y se convierte en LS. [14] Esta transición de giro del catión de hierro da como resultado el aumento en el coeficiente de partición entre ferropericlasa y bridgmanita a 10-14 bridgmanita que agota y ferropericlasa enriquecida de Fe 2+ . [5] Se informa que la transición de HS a LS afecta las propiedades físicas de los minerales que contienen hierro. Por ejemplo, se informó que la densidad y la incompresibilidad aumentaron del estado HS al LS en ferropericlasa. [15] Los efectos de la transición de espín sobre las propiedades de transporte y la reología del manto inferior se están investigando y discutiendo actualmente mediante simulaciones numéricas.
Historia
La mesosfera (que no debe confundirse con la mesosfera , una capa de la atmósfera ) se deriva de la "capa mesosférica", acuñada por Reginald Aldworth Daly , profesor de geología de la Universidad de Harvard . En la era de la tectónica previa a las placas , Daly (1940) infirió que la Tierra exterior constaba de tres capas esféricas : litosfera (incluida la corteza ), astenosfera y capa mesosférica. [16] Las profundidades hipotéticas de Daly hasta el límite de la litosfera-astenosfera variaban de 80 a 100 km (50 a 62 millas), y la parte superior de la capa mesosférica (base de la astenosfera) era de 200 a 480 km (124 a 298 millas) . Por lo tanto, se infirió que la astenosfera de Daly tenía un grosor de 120 a 400 km (75 a 249 millas). Según Daly, la base de la mesosfera terrestre sólida podría extenderse hasta la base del manto (y, por tanto, hasta la parte superior del núcleo ).
Se introdujo un término derivado, mesoplacas , como una heurística , basada en una combinación de "mesosfera" y "placa", para los marcos de referencia postulados en los que existen puntos calientes del manto . [17]
Ver también
- Grandes provincias de baja velocidad de corte
Referencias
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