Unterer Erdmantel (3)

Zwischen Erdkern und unterem Mantel (Tiefe: 2890 km, 136 GPa, 3.500 °C) liegt die Core-Mantle-Boundary (CMB) mit der darauffolgenden D″-Schicht (ca. 200 – 300 km dick). Die D″-Schicht weist heterogene Bereiche auf (erkannt durch seismische Messungen), die als Large Low Shear Velocity Provinces (LLSVP) bezeichnet werden. Diese haben eine geringere Dichte als der Erdkern, aber eine höhere Dichte als der Untere Mantel und dadurch Auswirkungen auf Hot Spots und Mantelkonvektion. Erklärt werden sie durch:

Reaktion von Mantelmaterial mit Erdkernmaterial (gemischte Metall-Silikat-Phase; Kito et al. 2004)
Subduzierte Lithosphärenplatten sinken in die Schicht ab (Plattenfriedhof; Ding et al. 1997)
Umwandlung einer Mineralphase in eine andere Kristallstruktur mit höherer Dichte (Bridgmanit → Post-Perowskit; Oganov & Ono 2004)

Als Modellzusammensetzung des gesamten Mantels wird der sogenannte Pyrolit (Ringwood 1962) angenommen, mit 60% Peridotit + 40% Basalt/Eklogit Komponente an der Oberfläche. Durch die Druck- und Temperaturzunahme kommt es mit der Tiefe zur Phasenumwandlung des Modellgesteins. Dabei werden vor allem monokline/trigonale/tetragonale Elementarzellen zu orthorhombischen umgewandelt. Die größere Elementarzelle sorgt für eine effektivere Stapelung und dadurch für eine kleinere Packungsdichte.

Die genauere Mineralzusammensetzung des Erdmantels erkannte man durch (1) Hochdruck-Diamantstempelzellen-Experimenten (LHDAC), (2) Einschlüsse in sublithosphärischen Diamanten, die durch kratonische Kimberlite an die Oberfläche kommen und (3) Mineralbildungen in Impaktkratern und Meteoriten.

Im Unteren Mantel sind folgende Hauptphasen präsent (Wicks & Duffy 2016):

Bridgmanit: (Mg,Fe)SiO₃, Anteil ca. 80%, orthorhombisch verzerrte Perowskit-Struktur, mit eckenverknüpften SiO₆-Oktaedern und Mg,Fe-Kationen in den Oktaederlücken (12-8 Koordination); Gefunden in Diamanten und Meteoriten
Ferroperiklas: (Mg,Fe)O, Mischkristall aus Magnesiowüstit (MgO) und Wüstit (FeO), Anteil ca. 15%, kubisch-flächenzentriertes NaCl-Typ-Gitter mit oktaedrischer Koordination für Sauerstoff und Mg/Fe; Gefunden in Diamanten
Ca-Perowskit (Davemaoit): CaSiO₃, Anteil ca. 10%, kubische Perowskit-Struktur mit SiO₆-Oktaedern und Ca-Kationen in den Oktaederlücken (12 Koordiantion)

Daneben treten weitere Nebenphasen in geringeren Anteilen auf, die teils durch Subduktion in den Mantel induziert wurden (Kaminsky 2017, Wicks & Duffy 2016):

Post-Perowskit: (Mg,Fe)SiO₃, nur an D″-Schicht (aus Bridgmanit, ab ca. 125 GPa = 2600 km), orthorhombische CaIrO₃-Typ-Struktur mit SiO₆-Oktaedern in Schichten und Kationen dazwischen (Volumenreduktion zu Bridgmanit um 1-1.5%); Gefunden in Hochdruck-Diamantstempelzellen-Experimenten (LHDAC)
Stishovit: SiO₂, stabil von ~ 7 - 50 GPa, tetragonale Rutil-Typ-Struktur, mit eckenverknüpften SiO₆-Oktaedern; Gefunden in Impaktkratern und Meteoriten
Post-Stishovit: SiO₂, stabil von ~ 50 - 70 GPa, orthorhombische CaCl2-Typ-Struktur, mit kantenverknüpften SiO₆-Oktaedern; Gefunden in Impaktkratern und Meteoriten
Seifertit: SiO₂, stabil bei > 70 GPa, orthorhombische α-PbO₂-Typ-Struktur, mit kanten- und eckenverknüpften SiO₆-Oktaedern (höchste Packungsdichte); Gefunden in Impaktkratern und Meteoriten, möglicherweise nur präsent an der D″-Schicht
Magnesit II (MgCO₃) der erst in orthorhombische Pyroxen-Struktur und dann in Perowskit-Struktur umgewandelt wird (damit stabil bis 200 GPa, darüber hinaus → MgO + Diamond)
Post-Aragonit (CaCO₃) mit orthorhombischer Pyroxen-Struktur (> 137 GPa)
Dolomit-II und Dolomit-III mit noch unbekannter Struktur (40 GPa)
Diamant: Hauptträger für Einschlüsse des Unteren Erdmantels sind sogenannte “Superdeeep“ oder “Sublithospheric“ Diamonds. Gebildet durch tiefe Platten-Subduktion, Freisetzung von C-O-H Fluiden oder Reaktion von Fluiden mit Carbonaten des Unteren Erdmantels
Weitere theoretisch postulierte Phasen, wie NAL-Phase (Natrium-Aluminium-Silikat: NaAlSi₂O₆), CAS-Phase (Calcium-Aluminium-Silikat: CaAl₄Si₂O₁₁) CF-Phase (Ca-Ferrit: CaFe₂O₄) oder Phase PhH (MgSiH₂O₄)

Spin transition zone (STZ): Wechsel des Fe²⁺ in Bridgmanit, Ferroperiklas von einem high-spin (HS) zu einem low-spin (LS) Zustand, ab Drücken von ca. 50 GPa = 1200 km Tiefe (Kaminsky 2017). Eisen (Fe) ist ein Übergangsmetall mit ungepaarten Elektronen in den d-Orbitalen. In Bridgmanit/Ferroperiklas sitzt das Eisen in einer oktaedrischen Koordination zum Sauerstoff. Die fünf d-Orbitale von Fe sind energetisch aufspalten in 3 energetisch niedrigere Orbitale (t₂g) und 2 energetisch höhere Orbitale (e₁g), was als Kristallfeldaufspaltung bezeichnet wird. Die Druckzunahme führt dazu, dass der Abstand zwischen Fe und O kleiner wird, was das elektrische Feld der O^2--Ionen auf das Fe-Ion verstärkt und somit in eine größere Kristallfeldaufspaltung resultiert. Dadurch finden sich mehr gepaarte Elektronen in energieärmeren t₂g Oribitalen, es gibt weniger ungepaarte Elektronen und somit einen niedrigerer Gesamtspin. Die Elektronenkonfiguration wird also kompakter und damit auch die Ionenradien, was in einer höheren Dichte des Mantels resultiert. Diese durch den Übergang ausgelöste Dichteanomalie ist zu sehen in den seismischen Messungen und hat direkte Auswirkungen auf Differentiations- und Mantelkonvektions-Prozesse (Kaminsky 2017).

Unterer Erdmantel ist die Quelle für ca. 10 – 20% der Hot Spots (z.B. Hawaii). Geologische Marker (Courtillot et al. 2003) sind z.B. (1) hohe ³He/⁴He Verhältnisse (niedrige Differentiation), (2) seismische Anomalien (LLSVPs), (3) eine hohe lokale Stabilität der Hot Spots, (4) höhere Temperaturen (5) niedrigere ¹⁸²W/¹⁸⁴W-Verhältnisse die auf Kern-Mantel-Interaktion hindeuten (6) hohe Fe/Mn-Verhältnisse, typisch für eine reduzierende Umgebung und (7) niedrige ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os-Verhältnisse.

Der untere Mantel (LM) hat eine Dicke von 2.230 km (660 – 2.890 km), Dichte: 4,5 – 5,6 g/cm³, Temperatur: 1.900 – 4.000 °C, Druck: 23 – 136 GPa (Dziewonski & Anderson 1981, Katsura 2025).

Übergangszone

Die Mantel-Übergangszone (Mantle-Transition-Zone: MTZ) erstreckt sich von 410 – 660 km Tiefe (Frost 2008) und enthält eine Reihe von seismischen Diskontinuitäten (seismische Geschwindigkeitsanomalien), die durch Mineralphasenumwandlungen entstehen (Agee 1998). Die wichtigste Umwandlung findet an der Grenze zwischen Unterem Mantel und Mantel-Übergangszone, der 660-km-Diskontinuität satt (Zhang et al. 2021):

Bridgmanit (Mg,Fe)SiO₃ + Ferroperiklas (Mg,Fe)O ⇒ Ringwoodit β(Mg,Fe)₂[SiO₄]

Ringwoodit hat eine kubische Spinell-Typ-Struktur mit den O-Anionen in der kubisch dichtesten Kugelpackung und den Kationen (Mg, Fe, Si) in Tetraeder- und Oktaederlücken (Price & Parker 1984). Ringwoodit ist von 18 – 23 GPa (520 – 660 km) stabil. Die nächste Umwandlung findet daher an der 520-km-Diskontinuität statt (Zhang et al. 2021):

Ringwoodit β(Mg,Fe)₂[SiO₄] ⇒ Wadsleyit γ(Mg,Fe)₂[SiO₄]

Wadsleyit ist von 13 – 18 GPa (410 – 520 km) stabil und hat eine modifizierte, orthorhombische Spinell-Struktur mit Mg,Fe auf drei unterschiedlichen oktaedrischen Gitterpositionen (M1, M2 und M3), Si auf einer tetraedrische Position und O auf vier Gitterpositionen. Eines der O-Atome ist nicht Silizium-gebunden und kann hydratiisert werden (Bildung OH), wobei zum Ladungsuasgleich eine Leerstelle auf der M3-Kationen Position (2H⁺ = Mg²⁺) entsteht (Das et al. 2018). Bei gegebenen Drücken (> 9 GPa) und einem Wassergehalt > 0.25 wt% wandelt sich die orthorhombische Struktur durch Verzerrung in eine monokline Kristallstruktur um (Wang et al. 2023).

Die “nominally anhydrous minerals (NAMS)“ können als “Hydrous-Ringwoodite (h-Rw)“ und als “Hydrous-Wadsleyite (h-Wd)“ unter Manteübergangs-Bedingungen sogar bis zu 1.4 bzw. 1.0 wt% Wasser aufnehmen (Pearson et al. 2014 bzw. Fei & Katsura 2021) ⇒ Übergangszone Speicher für große Mengen an Wasser, das aus Subduktionszonen stammt, denn ältere (> 100 Ma), kältere Lithosphären-Platten (cold subduction slabs) bringen wasserhaltige Phasen (3- 18 wt%), sogenannte “Dense Hydrous Magnesium Silicates (DHMS)“ in die Mantelübergangszone, vielleicht sogar bis zur 660-km-Diskontinuität und in den Unteren Manel (PhH, Walter et al. 2015). In Hochdruck-Experimenten wurden folgende nachgewiesen (Ohtani et al. 2001, Xu et al. 2021, Ishii & Ohtani 2025):

Hydrous Phase A (PhA): Mg₇Si₂O₁₄H₆
Super “Hydrous Phase B (sPhB, SUB): Mg₁₀Si₃O₁₈H₄
Hydrous Phase D (PhD) = Phase G: MgSi₂O₆H₂
Hydrous Phase E (PhE): MgSiO₆H₄
Hydrous Phase H (PhH): MgSiO₄H₂

Abtauchende Platten (Subduktion) bilden Wadati-Benioff-Zonen aus (immer tiefer reichende Hypozentren von Erdbeben entlang einer subduzierenden Platte. Die WBZ reicht dabei bis in 700 km Tiefe (Frohlich 1989). In der Übergangszone bei ca. 500 km Tiefe gibt es einen Anstieg dieser Erdbeben (Omori et al. 2004), welche als “Deep Earthquakes“ klassifiziert werden und welche vermutlich durch Phasenumwandlungen von wasserhaltigen DHMS erzeugt werden: “Extended Dehydration-induced Earthquake (EDIE)“ Hypothese (Omori et al. 2004).

Die zweithäufigste (~ 40%) Phase nach Ringwoodit/Wadsleyit (60%) in der Übergangszone ist der Granat-Vertreter Majorit Mg₃(SiMg)(SiO₄). Majorit bildet sich progressiv aus subduzierten Pyroxenen (z.B. Enstatit MgSiO₃) in Tiefen von 300 bis 500 km (10 – 17 GPa; Yoshino et al. 2008). Majorit selbst zerfällt ab ca. 25 GPa in Bridgmanit, Ca-Perowskit und NAl/CF-Phasen (Stagno et al. 2023, Wijbrans et al. 2016).

In der Mantel-Übergangszone ist die stabile Quarz-Phase der Stishovit (SiO₂).

Die MTZ hat eine Dicke von 250 km (410 – 660 km), Dichte: 3.9 – 4,3 g/cm³, Temperatur: 1.400 – 1.900 °C, Druck: 13 – 23 GPa (Dziewonski & Anderson 1981).

Literatur

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Kaminsky, F. V. (2017). The Earth's lower mantle: Composition and structure. Springer.

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