El manto inferior , históricamente también conocido como mesosfera , representa aproximadamente el 56% del volumen total de la Tierra, y es la región comprendida entre 660 y 2900 km bajo la superficie terrestre ; entre la zona de transición y el núcleo exterior . [1] El modelo terrestre de referencia preliminar (PREM) separa el manto inferior en tres secciones: la superior (660–770 km), la media del manto inferior (770–2700 km) y la capa D (2700–2900 km). [2] La presión y la temperatura en el manto inferior oscilan entre 24 y 127 GPa [2] y 1900-2600 K. [3] Se ha propuesto que la composición del manto inferior es pirolítica , [4] que contiene tres fases principales de bridgmanita , ferropericlasa y perovskita de silicato de calcio. Se ha demostrado que la alta presión en el manto inferior induce una transición de espín de la bridgmanita y la 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 las velocidades 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 medida 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 encima del límite manto-núcleo a aproximadamente 2700 a 2890 km (1678 a 1796 millas). La base del manto inferior tiene unos 2700 km. [8]
El manto inferior fue inicialmente etiquetado como la capa D en el modelo esféricamente simétrico de la Tierra de Bullen. [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]
La temperatura del manto inferior varía desde 1.960 K (1.690 °C; 3.070 °F) en la capa superior hasta 2.630 K (2.360 °C; 4.270 °F) a una profundidad de 2.700 kilómetros (1.700 millas). [3] Los modelos de 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 radiativo 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 kelvin por kilómetro (0,47 °C/km; 1,4 °F/mi) en el manto inferior superior a 0,24 kelvin por kilómetro (0,24 °C/km; 0,70 °F/ mi) a 2.600 kilómetros (1.600 millas). [3]
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 sea la composición mayoritaria,
Los experimentos de laboratorio de compresión de yunque múltiple 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 proporción variable de bridgmanita y ferropericlasa observó una coincidencia con el modelo PREM en una proporción de 8:2. Esta proporción es consistente con la composición masiva 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 del 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 más del 93% de fase bridgmanita 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 general del manto inferior es actualmente un tema de discusión.
El entorno electrónico de dos minerales que contienen hierro en el manto inferior (bridgmanita, ferropericlasa) pasa de un estado de alto espín (HS) a uno de bajo espín (LS). [5] El Fe 2+ en la ferropericlasa sufre la transición entre 50 y 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 espín del catión de hierro da como resultado un aumento en el coeficiente de partición entre ferropericlasa y bridgmanita a 10–14, agotando la bridgmanita y enriqueciendo la ferropericlasa 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 aumentan del estado HS al estado LS en la 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.
La mesosfera (no confundir con mesosfera , una capa de la atmósfera ) se deriva de "capa mesosférica", acuñada por Reginald Aldworth Daly , profesor de geología de la Universidad de Harvard . En la era anterior a la tectónica de 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 litosfera-astenosfera variaron de 80 a 100 km (50 a 62 millas), y la parte superior de la capa mesosférica (base de la astenosfera) fue de 200 a 480 km (124 a 298 millas). . Por lo tanto, se infirió que la astenosfera de Daly tenía entre 120 y 400 km (75 a 249 millas) de espesor. Según Daly, la base de la mesosfera sólida de la Tierra podría extenderse hasta la base del manto (y, por tanto, hasta la cima del núcleo ).
Se introdujo un término derivado, mesoplacas , como heurística , basada en una combinación de "mesosfera" y "placa", para los marcos de referencia postulados en los que existen puntos calientes del manto . [17]