Manto inferior (Terra) - Lower mantle (Earth)

Estrutura da Terra. A mesosfera é rotulada como manto mais rígido neste diagrama.

O manto inferior , historicamente também conhecido como mesosfera , representa aproximadamente 56% do volume total da Terra, e é a região de 660 a 2900 km abaixo da superfície da Terra ; entre a zona de transição e o núcleo externo . O modelo terrestre de referência preliminar (PREM) separa o manto inferior em três seções, o superior (660-770 km), o manto médio-inferior (770-2700 km) e a camada D (2700-2900 km). Pressão e temperatura na gama manto inferior 24-127 GPa e 1900-2600 K . Foi proposto que a composição do manto inferior é pirolítica , contendo três fases principais de bridgmanita , ferropericlase e perovskita de silicato de cálcio. A alta pressão no manto inferior induziu uma transição de spin da bridgmanita com ferro e da ferropericlase, que pode afetar a dinâmica da pluma do manto e a química do manto inferior.

O limite superior é definido pelo aumento acentuado nas velocidades e densidade das ondas sísmicas a uma profundidade de 660 quilômetros (410 mi). A uma profundidade de 660 km, ringwoodita ( γ- (Mg, Fe)
2
SiO
4
) se decompõe em perovskita e magnesiowüstita de Mg-Si . Esta reação marca a fronteira entre o manto superior e o manto inferior . Esta medição é estimada a partir de dados sísmicos e experimentos de laboratório de alta pressão. A base da mesosfera inclui a zona D ″ que fica logo acima do limite manto-núcleo em aproximadamente 2.700 a 2.890 km (1.678 a 1.796 mi). A base do manto inferior tem cerca de 2700 km.

Propriedades físicas

O manto inferior foi inicialmente rotulado como a camada D no modelo esfericamente simétrico de Bullen da Terra. O modelo sísmico PREM do interior da Terra separou a camada D em três camadas distintas definidas pela descontinuidade nas velocidades das ondas sísmicas :

  • 660-770 km: Uma descontinuidade na velocidade da onda de compressão (6-11%) seguida por um gradiente acentuado é indicativa da transformação do mineral ringwoodita em bridgmanita e ferropericlásio e a transição entre a camada da zona de transição para o manto inferior.
  • 770–2700 km: Um aumento gradual na velocidade indicativo da compressão adiabática das fases minerais no manto inferior.
  • 2700–2900 km: A camada D é considerada a transição do manto inferior para o núcleo externo .

A temperatura do manto inferior varia de 1960 K na camada superior a 2630 K em uma profundidade de 2700 km. Modelos de temperatura do manto inferior aproximam-se da convecção como contribuição primária para o transporte de calor, enquanto a condução e a transferência de calor por radiação são consideradas desprezíveis. Como resultado, o gradiente de temperatura do manto inferior em função da profundidade é aproximadamente adiabático. O cálculo do gradiente geotérmico observou uma diminuição de 0,47 K / km no manto inferior superior para 0,24 K / km em 2600 km.

Composição

O manto inferior é composto principalmente de três componentes, bridgmanita, ferropericlase e perovskita de silicato de cálcio (CaSiO 3 -perovskita). A proporção de cada componente tem sido um assunto de discussão historicamente onde se sugere que a composição em massa seja,

  • Pirolítico: derivado das tendências da composição petrológica do peridotito do manto superior, sugerindo homogeneidade entre o manto superior e inferior com uma relação Mg / Si de 1,27. Este modelo implica que o manto inferior é composto por 75% de bridgmanita, 17% de ferropericlase e 8% de CaSiO 3 -perovskita por volume.
  • Condrítico: sugere que o manto inferior da Terra foi agregado a partir da composição do meteorito condrítico, sugerindo uma razão Mg / Si de aproximadamente 1. Isso infere que bridgmanita e CaSiO 3 -perovskitas são componentes principais.

Experimentos de laboratório de compressão multi-bigorna de pirólita simularam condições da geotérmica adiabática e mediram a densidade usando difração de raios-X in situ . Foi mostrado que o perfil de densidade ao longo da geotérmica está de acordo com o modelo PREM . O cálculo do primeiro princípio do perfil de densidade e velocidade através da geoterma do manto inferior de proporções variáveis ​​de bridgmanita e ferropericlase observou uma correspondência com o modelo PREM em uma proporção de 8: 2. Esta proporção é consistente com a composição da massa pirolítica no manto inferior. Além disso, os cálculos de velocidade de onda de cisalhamento de composições de manto inferior pirolíticas considerando elementos menores resultaram em uma correspondência com o perfil de velocidade de cisalhamento PREM dentro de 1%. Por outro lado, estudos espectroscópicos de Brillouin em pressões e temperaturas relevantes revelaram que um manto inferior composto por mais de 93% da fase bridgmanita tem velocidades de onda de cisalhamento correspondentes às velocidades sísmicas medidas. A composição sugerida é consistente com um manto inferior condrítico. Assim, a composição da massa do manto inferior é atualmente um assunto de discussão.

Zona de transição de rotação

O ambiente eletrônico de dois minerais contendo ferro no manto inferior (bridgmanita, ferropericlase) passa de um estado de alto spin (HS) para um estado de baixo spin (LS). O Fe 2+ na ferropericlase sofre a transição entre 50-90 GPa. A bridgmanita contém Fe 3+ e Fe 2+ na estrutura, o Fe 2+ ocupa o sítio A e faz a transição para um estado LS em 120 GPa. Enquanto o Fe 3+ ocupa os locais A e B, o Fe 3+ do local B sofre transição HS para LS em 30-70 GPa, enquanto o Fe 3+ do local A troca com o cátion Al 3+ do local B e se torna LS. Esta transição de spin do cátion de ferro resulta no aumento do coeficiente de partição entre ferropericlase e bridgmanita para 10-14 de depleção de bridgmanita e enriquecimento de ferropericlase de Fe 2+ . É relatado que a transição de HS para LS afeta as propriedades físicas dos minerais contendo ferro. Por exemplo, foi relatado que a densidade e a incompressibilidade aumentam do estado HS para o LS na ferropericlase. Os efeitos da transição de spin nas propriedades de transporte e reologia do manto inferior estão atualmente sendo investigados e discutidos por meio de simulações numéricas.

História

Mesosfera (não deve ser confundida com mesosfera , uma camada da atmosfera ) é derivada da "concha mesosférica", cunhada por Reginald Aldworth Daly , um professor de geologia da Universidade de Harvard . Na era da pré- placa tectônica , Daly (1940) inferiu que a parte externa da Terra consistia em três camadas esféricas : litosfera (incluindo a crosta ), astenosfera e concha mesosférica. As profundidades hipotéticas de Daly até o limite litosfera-astenosfera variaram de 80 a 100 km (50 a 62 mi), e o topo da camada mesosférica (base da astenosfera) foi de 200 a 480 km (124 a 298 mi). Assim, inferiu-se que a astenosfera de Daly tinha 120 a 400 km (75 a 249 mi) de espessura. De acordo com Daly, a base da mesosfera sólida da Terra poderia se estender até a base do manto (e, portanto, até o topo do núcleo ).

Um termo derivado, mesoplates , foi introduzido como uma heurística , com base em uma combinação de "mesosfera" e "placa", para quadros de referência postulados em que existem pontos quentes no manto .

Veja também

Referências