El manto inferior , históricamente también conocido 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 externo . [1] El modelo preliminar de referencia de la Tierra (PREM) separa el manto inferior en tres secciones, la 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 manto inferior varían de 24–127 GPa [2] y 1900–2600 K. [3] Se ha propuesto que la composición del manto inferior es pirolítica , [4] conteniendo 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 portadoras de hierro, [5] lo 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 marcado 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, la 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 por encima del límite entre el manto y el núcleo a aproximadamente 2700 a 2890 km (1678 a 1796 mi). La base del manto inferior está a unos 2700 km. [8]
El manto inferior fue inicialmente denominado 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 de 1.960 K (1.690 °C; 3.070 °F) en la capa más superior a 2.630 K (2.360 °C; 4.270 °F) a una profundidad de 2.700 kilómetros (1.700 mi). [3] Los modelos de la temperatura del manto inferior aproximan la convección como la 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 más alto a 0,24 kelvin por kilómetro (0,24 °C/km; 0,70 °F/mi) a 2600 kilómetros (1600 mi). [3]
El manto inferior está compuesto principalmente de tres componentes: bridgmanita, ferropericlasa y perovskita de silicato de calcio (CaSiO 3 -perovskita). La proporción de cada componente ha sido objeto de debate históricamente, y se sugiere que la composición global es:
Experimentos de laboratorio de compresión de múltiples yunques de pirolita simularon las condiciones de la geoterma adiabática y midieron la densidad utilizando difracción de rayos X in situ . Se demostró que el perfil de densidad a lo largo de la geoterma concuerda con el modelo PREM . [10] El cálculo del primer principio del perfil de densidad y velocidad a lo largo de la geoterma 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 pirolítica en masa en el manto inferior. [11] Además, los cálculos de velocidad de 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 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 global 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 un estado de bajo espín (LS). [5] El Fe2 + en la ferropericlasa experimenta la transición entre 50 y 90 GPa. La bridgmanita contiene tanto Fe3 + como Fe2 + en la estructura, el Fe2 + ocupa el sitio A y pasa a un estado LS a 120 GPa. Mientras que el Fe3 + ocupa los sitios A y B, el Fe3 + del sitio B pasa por una transición de HS a LS a 30-70 GPa mientras que el Fe3 + del sitio A intercambia con el catión Al3 + del sitio B y se convierte en LS. [14] Esta transición de espín del catión hierro da como resultado el aumento del coeficiente de partición entre la ferropericlasa y la 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 LS en la ferropericlasa. [15] Actualmente, se están investigando y discutiendo los efectos de la transición de espín en las propiedades de transporte y la reología del manto inferior mediante simulaciones numéricas.
La mesosfera (que no debe confundirse con mesosfera , una capa de la atmósfera ) se deriva de "capa mesosférica", acuñado por Reginald Aldworth Daly , un profesor de geología de la Universidad de Harvard . En la era anterior a la tectónica de placas , Daly (1940) dedujo que la Tierra exterior consistía en tres capas esféricas : litosfera (incluida la corteza ), astenosfera y capa mesosférica. [16] Las profundidades hipotéticas de Daly hasta el límite litosfera-astenosfera oscilaban entre 80 y 100 km (50 a 62 mi), y la parte superior de la capa mesosférica (base de la astenosfera) era de 200 a 480 km (124 a 298 mi). Por lo tanto, se dedujo que la astenosfera de Daly tenía un espesor de 120 a 400 km (75 a 249 mi). Según Daly, la base de la mesosfera de la Tierra sólida podría extenderse hasta la base del manto (y, por tanto, hasta la parte superior 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]