mantelen

Veldig lite mantelberg er å finne på jordens overflate. Vi finner imidlertid fragmenter (xenolitter) av mantelbergarter som har kommet opp fra dypet sammen med smelter (magma). Disse kommer fra de øverste 100 kilometerne av mantelen. Den dypere delen av mantelen har vi bare indirekte informasjon om fra seismiske bølger og deres forplantning gjennom jorden. I tillegg brukes fysikk og kjemi for å beregne mineralenes stabilitetsområder, samt numeriske modeller for å modellere hvordan mantelen strømmer (ved konveksjon).

Overgangen fra skorpe til mantel er definert ved en økning i seismisk hastighet, som kan måles ved å studere hvordan seismiske bølger fra jordskjelv oppfører seg frem til de når seismiske stasjoner. Skorpens seismiske hastighet varierer opptil 7 kilometer per sekund (km/s), mens mantelhastigheter er høyere (>7,6 km/s). Overgangen gir ofte seismiske refleksjoner, som kan sees på seismiske data og kalles Moho.

Den øverste delen av mantelen er stiv og hard og kalles litosfærisk mantel. Jordskorpen og denne øverste delen av mantelen utgjør sammen de stive tektoniske platene (litosfæreplatene) som beveger seg over den langt mykere underliggende mantelen (astenosfæren). Den litosfæriske mantelens tykkelse varierer, og liksom skorpen er den tykkest under kontinentene (typisk 100–200 kilometer) og spesielt under fjellkjeder. Under den 5–10 kilometer tykke havbunnsskorpen varierer denne øvre og stive delen av mantelen fra nærmest ingenting under midthavsryggene til kanskje 100 kilometer nær kontinentalmarginene.

Overgangen fra litosfærisk til astenosfærisk mantel er definert som overgangen fra stiv til myk mantel. Sammensetningen er den samme, men økningen i temperatur endrer dens fysiske egenskaper. Den temperaturstyrte grensen går ved 1300 °C. Astenosfærisk mantel har lavere viskositet og «flyter» som en seig væske over geologisk tid.

Etter en overgangssone fra 410 til 660 kilometer kommer vi inn i den nederste og største delen av mantelen. Her blir den igjen stivere og litt mindre bevegelig. Dette skyldes blant annet at olivin transformerer til mineralet perovskitt. Vi har begrenset informasjon om denne dype delen av mantelen, men seismiske hastighetsavbildninger viser at den ikke er homogen. Blant annet er det indikasjoner på at innsynkende «kalde» og tette havbunnsplater kan synke helt til bunnen av mantelen.

Mot den varme bunnen av mesosfæren skjer det ytterligere mineraltransformasjoner. Her genereres varmt mantelmateriale som strømmer oppover i det som på engelsk kalles «plumes».

Konveksjon er transport eller strømning av varmt materiale (og varmeenergi) til kaldere områder. Det er klart at det er strømmer i mantelen som har denne funksjonen. Vi ser tegn til kalde havbunnsplater som noen steder synker dypt ned i mantelen, og varmt materiale som andre steder stiger opp mot grunnere dyp. Disse danner elementer i et komplekst konveksjonssystem som transporterer varme fra jordens kjerne mot overflaten. Konveksjonsstrukturen er ikke godt kartlagt, men det ser ut til å eksistere konveksjonsceller på flere nivåer, slik at hele systemet er mer komplekst en det ofte fremstilles som i forenklede figurer. Uansett er det en sammenheng mellom dette mønsteret og platebevegelser, og konveksjonen er en viktig måte å transportere varmeenergi fra jordens indre mot overflaten.

Mantelen er i hovedsak bergarter i fast form, men kan smelte der forholdet mellom trykk og temperatur krysser smeltekurven. Dette skjer blant annet der varme strømmer fra nedre mantel beveger mantelmateriale opp til lavere trykk. Spesielt skjer dette like under litosfæreplatene over termale søyler eller hotspots. Det skjer også under spredningsrygger (midthavsrygger) der mantel strømmer opp under den tynne skorpen. Der smeltet mantel når overflaten, får vi basalt. Noen steder kan store mengder basalt strømme ut, for eksempel Deccan Traps i India. Også i Oslofeltet stammer basaltlava fra slik oppsmelting i mantelen.

• Jorden
• Jordens geologi
• Jordens kjerne
• jordskorpen