Erdmantel

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Schalenaufbau des Erdinneren
Erdkruste Oberer Erdmantel Erdmantel Äußerer Erdkern Erdkern
Tiefenangaben

Als Erdmantel wird die mächtigste, mittlere Schale im inneren Aufbau der Erde bezeichnet. Sie liegt direkt unter der Erdkruste und ist durchschnittlich 2.850 km dick (Tiefe der Mantel-Kern-Grenze 2.898 km). Der Erdmantel ist ebenso wie die Erdkruste fest, unterscheidet sich aber in seinen mechanischen Eigenschaften und seiner chemischen Zusammensetzung erheblich von dieser obersten, vielfach aus Basalt (Meeresboden sowie unter Kontinenten) und Granit (vor allem auf Kontinenten) bestehenden „Erdrinde”:

Entstehung[Bearbeiten]

Der Erdmantel existiert vermutlich bereits seit 4,45 Milliarden Jahren, nachdem die volatilen Elemente in die Atmosphäre entgasten und die siderophilen Elemente den damals noch vollständig flüssigen Erdkern bildeten.[1] Seitdem verarmt der Mantel an inkompatiblen Elementen, welche bevorzugt in Schmelze gehen und in die Kruste eingebaut werden, sowie an siderophilen Elementen, welche an der Kern-Mantel-Grenze in den flüssigen äußeren Erdkern übergehen.

Ausmaße und Temperaturen[Bearbeiten]

Die Masse des Erdmantels beträgt zirka 4,08 · 1024kg und damit rund 68 % der Gesamtmasse der Erde. Es herrschen Temperaturen zwischen einigen 100 °C an der Mantelobergrenze und über 3500 °C an der Mantel-Kern-Grenze. Obwohl diese Temperaturen insbesondere in tieferen Bereichen den Schmelzpunkt des Mantelmaterials bei atmosphärischen Bedingungen bei weitem übersteigen, besteht der Erdmantel fast ausschließlich aus festem Gestein. Der enorme lithostatische Druck im Erdmantel verhindert die Bildung von Schmelzen.

Chemische Zusammensetzung[Bearbeiten]

Gesamtzusammensetzung[Bearbeiten]

Das Gestein des oberen Erdmantels besteht überwiegend aus ultramafischen Gesteinen (in erster Linie Peridotite und Pyroxenite). In diesen sind vor allem Olivin bzw. Hochdruckvarianten dieses Minerals, verschiedene Pyroxene und andere mafische Mineralen enthalten. Im Tiefenbereich zwischen 660 und etwa 800 km werden Temperatur- und Druckbedingungen erreicht, bei denen diese Minerale nicht mehr stabil sind und daher durch Phasentransformationen zu anderen Mineralen umgewandelt werden; dabei bilden sich Perovskit und Ferroperiklas. Mantelgestein zeigt einen höheren Anteil an Eisen und Magnesium und einen geringeren Anteil an Silizium und Aluminium. Die Unterscheidung zwischen Erdkruste und Erdmantel beruht im Wesentlichen auf diesem unterschiedlichen Chemismus.

Zusammensetzung des Erdmantels in Massenprozent
Element Anteil Verbindung Anteil
O 44,8 SiO2 46
Si 21,5
Mg 22,8 MgO 37,8
Fe 5,8 FeO 7,5
Al 2,2 Al2O3 4,2
Ca 2,3 CaO 3,2
Na 0,3 Na2O 0,4
K 0,03 K2O 0,04
Summe 99,7 Summe 99,1

Mantelreservoire[Bearbeiten]

Die chemische Zusammensetzung des Erdmantels ist dabei aber keineswegs homogen. Wahrscheinlich entstanden bereits bei der Entstehung des Erdmantels Heterogenitäten[2], sodass von geochemischen Erdmantelreservoirs gesprochen wird, wobei durch unterschiedliche plattentektonische Prozesse unterschiedliche Reservoirs angezapft werden. Die Definition und Interpretation dieser Reservoire ist teilweise stark umstritten:

  • DM oder DMM (Depleted (MORB) Mantle) – an inkompatiblen Elementen verarmter Mantel
  • EM1 (Enriched Mantle 1) – vermutlich durch subduzierte/recycelte ozeanische Kruste und pelagische Sedimente wieder angereicherter Mantel
  • EM2 (Enriched Mantle 2) – vermutlich durch subduzierte obere kontinentale Kruste wieder angereicherter Mantel
  • HIMU (high µ gemeint ist ein hohes 238U/204Pb Verhältnis) – vermutlich durch subduzierte ozeanische Kruse und metasomatische Prozesse veränderter Mantel; eventuell spielt auch das Alter der subduzierten Kruste eine Rolle (unterschiedliche Definitionen vorhanden)
  • FOZO (focal zone) – unterschiedliche Definitionen vorhanden
  • PREMA (prevalent mantle reservoir) – das vorherrschende Mantelreservoir[3][4][5]

siehe auch DUPAL-Anomalien

Phasenübergänge im Mantelgestein[Bearbeiten]

Die oben erwähnten Phasentransformationen sind nicht die einzigen im Erdmantel. Bereits in den oberen 100 km finden Phasenübergänge der aluminiumhaltigen Minerale statt, durch die insbesondere der bei niedrigen Drücken bis knapp 1 GPa stabile Plagioklas zu Spinell wird, der bei 2,5 bis 3 GPa in Granat übergeht; hiermit gehen kleinere Änderungen in den Mineralproportionen des Mantelgesteins einher (siehe dazu die Tabellen im Artikel über Peridotit). Mit zunehmendem Druck bilden ab etwa 300 km Tiefe Pyroxene und Granat nach und nach einen aluminiumarmen Mischkristall mit Granatstruktur, der im größten Teil der Übergangszone zwischen 410 und 660 km und dem obersten Teil des unteren Erdmantels stabil ist.

Die Obergrenze der Mantelübergangszone ist durch eine relativ scharf begrenzte Phasentransformation des Olivins markiert, bei der dieser von der α-Phase in die β-Phase (Wadsleyit) übergeht; sie ist durch seismische Beobachtungen als 410-km-Diskontinuität bekannt. In etwa 520 km Tiefe wandelt sich Wadsleyit in die γ-Phase des Olivin (Ringwoodit) um (520-km-Diskontinuität). Etwa in diesem Tiefenbereich bildet sich auch aus den anderen, kalziumhaltigen Mineralen Ca-Perovskit, der einige Volumenprozent ausmacht und als separate Phase auch im unteren Mantel existiert. An der 660-km-Diskontinuität zerfällt schließlich Olivin in Perovskit und Ferroperiklas; diese prominente seismische Diskontinuität markiert die Grenze zwischen oberem und unterem Mantel. Im unteren Mantel scheinen die Mantelminerale keine Phasentransformationen mehr zu durchlaufen, die zu globalen Diskontinuitäten führen; eine mögliche Ausnahme ist eine Transformation von Perovskit zu Post-Perovskit, die bei Drücken über 120 GPa stattfindet und eventuell die Ursache der D"-Schicht an der Grenze zwischen Erdmantel und Erdkern ist.

Druck- und Temperaturverhältnisse im Erdmantel führen dazu, dass das Mantelmaterial auch im festen Zustand fließfähig ist. Mantelgestein ist daher auch nicht mehr spröde (im Gegensatz zu Krustengesteinen), sondern plastisch verformbar (wie zum Beispiel Knetmasse), und zerbricht deswegen auch nicht. Obwohl man daher annehmen könnte, dass es unterhalb von ca. 300 km Tiefe keine Erdbeben mehr gibt, lassen sich dennoch Tiefenbeben zwischen 400 km und 670 km unter der Erdoberfläche registrieren.

Die Grenze zwischen dem plastischen Erdmantel und der äußeren, spröden, auch Lithosphäre genannten, Hülle fällt nicht mit der Grenze zwischen der (chemisch definierten) Erdkruste und dem Erdmantel zusammen. Sie verläuft vielmehr innerhalb des Erdmantels. Die Lithosphäre umfasst neben der spröden Erdkruste auch die äußersten, ebenfalls spröden, Bereiche des (chemisch definierten) Erdmantels. Den Übergangsbereich zwischen der Erdkruste und dem unteren Bereich der Lithosphäre beziehungsweise damit auch des Erdmantels bezeichnet man als Mohorovičić-Diskontinuität. Die Grenze zwischen Lithosphäre und dem Erdmantel ist ein dünner, das heißt einige 10 km mächtiger, Bereich, der sich durch einen verhältnismäßig hohen Anteil an geschmolzenem Material auszeichnet, jedoch überwiegend aus festem Material besteht. Dieser Bereich wird als die Asthenosphäre oder auch, weil er sich durch auffällig geringe Geschwindigkeiten seismischer Wellen auszeichnet, als die Low Velocity Zone bezeichnet.

Mantelkonvektion[Bearbeiten]

Bedingt durch einen Dichteunterschied (welcher vermutlich aus einem Temperaturunterschied resultiert) zwischen der Erdkruste und dem äußeren Erdkern findet im Erdmantel eine konvektive Stoffzirkulation statt, die nicht zuletzt durch die Fließfähigkeit des festen, duktilen Mantelmaterials über Jahrmillionen hinweg ermöglicht wird. Dabei steigt heißes Material aus der Nähe der Kern-Mantel-Grenze als Diapir in höhere Bereiche des Erdmantels auf, während kühleres (und dichteres) Material nach unten sinkt. Während des Aufstieges kühlt das Mantelmaterial adiabatisch ab. In der Nähe der Lithosphäre kann die Druckentlastung dazu führen, dass Material des Manteldiapirs partiell aufschmilzt (und dadurch Vulkanismus und Plutonismus verursacht).

Die Mantelkonvektion ist ein im Sinne der Strömungsmechanik chaotischer Prozess und ein Antrieb der Kontinentalverschiebung, wobei sowohl langzeit stabile als auch instabile Konvektionsmodelle diskutiert werden, dafür ist auch das Absinken alter kalter und schwerer ozeanischer Kruste an Plattenrändern bedeutsam. Die Bewegungen der Kontinente und des Erdmantels sind dabei partiell entkoppelt, da aufgrund der Rigidität der Erdkruste sich eine Krustenplatte (die meisten umfassen sowohl kontinentale als auch ozeanische Kruste) nur als Ganzes bewegen kann. Die Lageänderungen der Kontinente liefern daher nur ein unscharfes Abbild der Bewegungen an der Obergrenze des Erdmantels. Die Konvektion des Erdmantels ist noch nicht im Einzelnen geklärt. Es gibt verschiedene Theorien, nach denen der Erdmantel in verschiedene Stockwerke separater Konvektion unterteilt ist.

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. Claude J. Allègre, Gérard Manhès, Christa Göpel, The age of the Earth, Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 59, Issue 8, April 1995, Pages 1445-1456, ISSN 0016-7037, 10.1016/0016-7037(95)00054-4.
  2. http://www.sciencemag.org/content/335/6072/1065.full.pdf?sid=70afe076-08f0-4560-8ba9-b404907df344
  3. Markl: Minerale und Gesteine. Mineralogie - Petrologie - Geochemie. Spektrum Akademischer Verlag, 2. Aufl., 2008. S.573f
  4. Taylor: Planetary Crusts. Their Composition, Origin and Evolution. Cambridge University Press, 2010. S.216f
  5. Stracke, A., A. W. Hofmann, and S. R. Hart (2005), FOZO, HIMU, and the rest of the mantle zoo, Geochem. Geophys. Geosyst., 6, Q05007, doi:10.1029/2004GC000824. (https://darchive.mblwhoilibrary.org/bitstream/handle/1912/451/Stracke+2004GC000824.pdf?sequence=1)