Erdmantel

Lage, Bedeutung und Entstehung

Der Erdmantel ist im chemischen Modell des Erdinneren die mittlere Schale zwischen Erdkruste und Erdkern. Mit einer durchschnittlichen Mächtigkeit von 2.850 km und einer Tiefe der Mantel-Kern-Grenze von 2.898 km ist er die voluminöseste und massereichste der drei Schalen. Der Mantel besteht fast vollständig aus festem Gestein, kann sich wegen seiner Duktilität über geologische Zeiträume aber plastisch verformen und als Ganzes fließen.

Eine Art Proto-Erdmantel entstand vermutlich bereits vor 4,45 Milliarden Jahren. Leicht flüchtige Bestandteile wie Wasserstoff, Kohlenstoff in Form von Kohlendioxid und Methan, Stickstoff einschließlich Ammoniak und Stickoxiden sowie Edelgase entgasten größtenteils in die Ur-Atmosphäre. Siderophile Elemente sanken dagegen überwiegend in den damals noch vollständig flüssigen Erdkern ab.

Masse, Temperatur und chemische Zusammensetzung

Die Masse des Erdmantels beträgt ca. 4,08 · 10^24 kg, also rund 68 % der Gesamtmasse der Erde. Die Temperaturen reichen von mindestens mehreren 100 °C an der Mantelobergrenze bis über 3500 °C an der Mantel-Kern-Grenze. Trotz dieser hohen Temperaturen ist der Mantel fast ausschließlich fest, weil der enorme lithostatische Druck die Bildung von Schmelzen verhindert.

Im Gegensatz zur Erdkruste ist Mantelmaterial aluminiumarm sowie relativ eisen- und magnesiumreich. Das Gestein des Oberen Mantels besteht überwiegend aus ultramafischen Gesteinen, vor allem Peridotiten und Pyroxeniten. Typische Minerale sind Olivin beziehungsweise seine Hochdruckvarianten, verschiedene Pyroxene und andere mafische Minerale. Die Kruste besteht dagegen zu großen Teilen aus aluminiumreicheren granitischen oder basaltischen Gesteinen.

Die Gesamtzusammensetzung wird in Massenprozent angegeben. Bei den Elementen entfallen 44,80 % auf O, 21,50 % auf Si, 22,80 % auf Mg, 5,80 % auf Fe, 2,20 % auf Al, 2,30 % auf Ca, 0,30 % auf Na und 0,03 % auf K; die Summe beträgt 99,70 %. Als Verbindungen werden 46,00 % SiO2, 37,80 % MgO, 7,50 % FeO, 4,20 % Al2O3, 3,20 % CaO, 0,40 % Na2O und 0,04 % K2O angegeben; die Summe beträgt 99,10 %.

Die Unterscheidung von Kruste und Mantel als SiAl beziehungsweise SiMa gegenüber SiFeMa beruht im Wesentlichen auf diesen unterschiedlichen Anteilen. Als Ursache gelten magmatische Prozesse: Bei partieller Aufschmelzung verflüssigen sich vor allem silizium- und aluminiumreiche Bestandteile wegen ihres geringeren Schmelzpunkts. Sie steigen als Magma auf und erstarren an oder nahe der Oberfläche. Über Jahrmilliarden differenzierten sich dadurch heutige Kruste und heutiger Mantel heraus.

Schalenbau und Phasenübergänge

Der Mantel wird vor allem nach mechanischen Eigenschaften, Kristallstruktur und Mineraldichte in Oberen und Unteren Mantel gegliedert. Die höchste Schicht des Oberen Mantels ist der Lithosphärenmantel. Zusammen mit der Erdkruste bildet er die Lithosphäre, die mechanisch vom übrigen Mantel entkoppelt und vergleichsweise starr ist. Plastische Verformung findet dort vor allem in einzelnen Scherzonen statt. Die Grenze zwischen unterer Erdkruste und Lithosphärenmantel heißt Mohorovičić-Diskontinuität. Der Lithosphärenmantel reicht in weniger als 100 bis über 300 km Tiefe und besitzt eine mittlere Dichte von 3,3 g/cm³.

Bereits in den obersten 100 km führen steigender Druck und Phasenübergänge aluminiumhaltiger Minerale zu Veränderungen: Plagioklas ist bei niedrigen Drücken bis knapp 1 GPa stabil, wandelt sich anschließend zu Spinell um und geht bei 2,5 bis 3 GPa in Granat über.

Unter dem Lithosphärenmantel liegt die etwa 100 bis 200 km mächtige Asthenosphäre. Sie ist relativ geringviskos, zu geringen Teilen partiell aufgeschmolzen und wird wegen ihrer auffällig geringen Geschwindigkeit für seismische Wellen auch Low Velocity Zone (LVZ) genannt. Ihre mittlere Dichte beträgt ebenfalls 3,3 g/cm³.

Die Mantelübergangszone reicht grob von 410 bis 660 km Tiefe und hat eine mittlere Dichte von 4,2 g/cm³. Die 410-km-Diskontinuität markiert die Umwandlung von Olivin aus der α-Phase in die dichtere β-Phase Wadsleyit. In etwa 520 km Tiefe wird Wadsleyit zur noch dichteren γ-Phase Ringwoodit. In diesem Tiefenbereich bildet sich aus kalziumhaltigen Mineralen außerdem Davemaoit (CaSiO3 mit Perowskitstruktur), der einige Volumenprozent ausmacht und auch im Unteren Mantel als eigene Phase vorkommt. Ab ungefähr 300 km bilden Pyroxene und Granat nach und nach den aluminiumarmen Mischkristall Majorit mit Granatstruktur. Majorit ist im größten Teil der Übergangszone und im obersten Unteren Mantel stabil.

An der 660-km-Diskontinuität zerfällt Olivin beziehungsweise Ringwoodit in Bridgmanit (MgSiO3 mit Perowskitstruktur) und Ferroperiklas/Magnesiowüstit. Die damit verbundene Dichtezunahme bildet die messbare Grenze zwischen Oberem und Unterem Mantel. Der überwiegende Teil des Unteren Mantels wird Mesosphäre genannt; seine mittlere Dichte beträgt 5,0 g/cm³. Dort treten offenbar keine Phasentransformationen auf, die globale seismische Diskontinuitäten verursachen. Eine mögliche Ausnahme ist die Umwandlung von Bridgmanit in eine noch dichtere Post-Perowskit-Struktur bei Drücken über 120 GPa. Sie könnte die D″-Schicht an der Grenze zwischen Mantel und äußerem Erdkern erklären.

Mantelkonvektion und Plattentektonik

Im Erdmantel findet eine konvektive Stoffzirkulation statt. Ursache ist ein Dichteunterschied, der vermutlich aus Temperaturunterschieden zwischen Erdkruste und äußerem Erdkern resultiert. Die Zirkulation wird dadurch ermöglicht, dass sich das feste, duktile Mantelmaterial über Millionen Jahre hinweg verformen und bewegen kann.

Heißes Material steigt aus der Nähe der Kern-Mantel-Grenze als Diapir in höhere Mantelbereiche auf. Kühleres und dichteres Material sinkt dagegen nach unten. Beim Aufsteigen kühlt das Mantelmaterial adiabatisch ab, also ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung. In der Nähe der Lithosphäre kann die Druckentlastung eine partielle Aufschmelzung auslösen. Dadurch können Vulkanismus und Plutonismus entstehen.

Die Mantelkonvektion ist aus strömungsmechanischer Sicht chaotisch und ein Antrieb der Plattentektonik. Diskutiert werden sowohl langzeitstabile als auch instabile Konvektionsmodelle. Zusätzlich ist das Absinken alter, kalter und schwerer ozeanischer Kruste an Subduktionszonen bedeutsam. Die Lithosphärenplatten sind vom übrigen Mantel teilweise entkoppelt: Wegen ihrer Rigidität bewegen sie sich als Ganzes, wobei die meisten Platten sowohl kontinentale als auch ozeanische Kruste umfassen. Deshalb bilden die Lageänderungen der Kontinente die Bewegungen an der Obergrenze des Erdmantels nur unscharf ab. Im Einzelnen ist die Konvektion noch nicht geklärt; einige Theorien nehmen mehrere Stockwerke mit voneinander getrennten Konvektionssystemen an.

Geochemische Mantelreservoire

Die chemische Zusammensetzung des Mantels ist nicht homogen. Wahrscheinlich entstanden bereits bei seiner Bildung unterschiedliche Heterogenitäten. Deshalb wird von geochemischen Mantelreservoiren gesprochen. Je nach plattentektonischem Prozess werden unterschiedliche Reservoirs als Quellen angezapft. Ihre Definition und Interpretation ist teilweise stark umstritten.

Wichtige Bezeichnungen sind:

• DM oder DMM (Depleted Mantle) ist ein an inkompatiblen Elementen verarmtes Mantelreservoir und überwiegend die Quelle für Basalte mittelozeanischer Rücken (MORB).
• EM1 (Enriched Mantle 1) bezeichnet vermutlich durch subduzierte ozeanische Kruste und pelagische Sedimente wieder angereicherten Mantel.
• EM2 (Enriched Mantle 2) ist vermutlich durch subduzierte obere kontinentale Kruste angereicherter Mantel.
• HIMU (high µ) steht für ein hohes ^238U/^204Pb-Verhältnis. Dieses Reservoir wurde vermutlich durch subduzierte ozeanische Kruste und metasomatische Prozesse verändert; möglicherweise spielt auch das Alter der subduzierten Kruste eine Rolle. Für HIMU gibt es unterschiedliche Definitionen.
• FOZO (focal zone) wird ebenfalls unterschiedlich definiert.
• PREMA (prevalent mantle reservoir) bezeichnet das vorherrschende Mantelreservoir.

Für Proben kreidezeitlicher Basalte des Galapagos-Hotspots, die heute am pazifischen Kontinentalrand Zentralamerikas akkretieren, wurden Olivin-Spinell-Kristallisationstemperaturen von 1600 °C ermittelt. Dies legt nahe, dass einzelne sehr heiße archaische Mantelreservoire mindestens bis ins späte Mesozoikum fortbestanden und durch Plumes in den Oberen Mantel gelangten.