Мантія.

Верхньою межею мантії є поверхня Мохо, а нижньою - розділ Віхерта-Олдхема-Гутенберга - який, як вважається, відділяє мантію від ядра. Ця межа (2898 км) фіксується за різким зменшенням Vp (з 14 до 8 км/с) та виродженням Vs. Затухання Vs в нижній частині мантії дає підстави вважати ядро рідким. Сейсмічні дані вказують також на неоднорідність складу і будови мантії. Нині виділяються:

- гетерогенна верхня мантія, складається з астеносфери (від 5-70 км до 413 км, інша назва – шар B) та перехідної зони (від 413 км до 984 км, інші назви – шар Голіцина, шар C);

- гомогенна нижня мантія (від 984 км до 2898 км, інша назва – шар D).

Якщо ядро вважається залізо-нікелевим більшістю дослідників, то сумнівів стосовно переважно силікатного складу мантії не висловлював ще ніхто. При цьому всі згодні щодо неоднорідності (як по вертикалі так і по латералі) самої верхньої частини мантії (літосфери?).

Верхня мантія неоднорідна:

- на рівні поверхні М температура змінюється від 800 C (океан) до 800-1000 C (Карпати, Кавказ).

- свідченням неоднорідності самої верхньої частини мантії: різний елементний склад виявлених в межах платформ та геосинклінальних областей ультрабазитів мантійного походження; відмінність гіпербазитових, олівінових та гранат-перидотитових включень в кімберлітах; відмінність складу глибинних (мантійних за походженням) газів - різний вміст He, Ar, Ne, Xe, CO, H₂, CH₄.

- цей, самий верхній, шар вірогідно складений олівіном, піроксеном і гранатом, з невеликими домішками шпінелі, амфіболу і флогопіту. При цьому склад шару під океанічною корою (шар гацбургіту – Ol, oPx; шар лерцоліту - Ol, oPx, cPx) відмінний від складу під материками (перидотит - Ol, cPx, Hbl з включеннями еклогіту - Gr, cPx, oPx, Hbl, Pl).

- в межах верхньої мантії розташована астеносфера - в'язкий пластичний, частково розплавлений (близько 1%?) шар з пониженими швидкостями Vp і Vs. Глибина його залягання від 2-3 км в рифтах серединно-океанічних хребтів, до 80-100 км на периферії океанів і ще глибше - на континентах. В ряді місць платформ і щитів астеносфера не виділяється взагалі, що дало підставу деяким дослідникам виділяти не астеносфери, а астенолінзи. В деяких місцях (Памір, Гімалаї) - виділено кілька астенолінз.

Насиченість глибинних газів CO, H₂ і CH₄ дозволяє зробити висновок про різко відновний характер середовища мантії.

Верхню мантію і земну кору часто об'єднують в тектоносферу (В.В.Бєлоусов), оскільки саме з цими шарами пов'язані тектонічні та магматичні явища.

Сумарний склад речовини верхньої мантії часто вважають аналогічним складу хондритів, або (за припущенням Рінгвуда) - суміші (3: 1) ультраосновних порід (дуніт – Ol+Crt) і лужного базальту (Ne, Lc, cPx, Pl), яка отримала умовну назву піроліт (піроксен-олівінова порода). При підйомі такої суміші до денної поверхні частина речовини розплавляється, з 20-40% розплавленої речовини утворюється базальтова магма (яка виливалась на поверхню протягом всієї історії планети) а решта формує нерозплавлений залишковий перидотит чи дуніт (збіднені Ca, K, Sr, Ba). Одним з джерел енергії для підтримки рухливих локальних зон плавлення є радіоактивний розпад. Якщо температура на верхній та нижній межах зони плавлення відмінна то виникає конвекція з переміщенням легкоплавких елементів вверх. Згідно деяких розрахунків 1/3 верхньої мантії брала участь у формуванні земної кори і тому є " збідненою" на легкоплавкі і летючі компоненти. Мінеральний склад найчастіше моделюється як поступовий перехід (зверху вниз): піроксеновий перидотит (65% Olv, 22% ромб.Px, 12% мон.Px, 2% - шпінель) - гранатовий перидотит (67% Olv, 12% ромб.Px, 11% мон.Px, 10% - піроп) - еклогіт (піроп та моноклинний Px). За деякими даними [ Anderson D.L., Hanks T.C., 1972 ] еклогіт починає переважати з глибини 220 км і розповсюджується до глибини 670 км (тобто до верхньої частини перехідної зони). Загалом, за різними оцінками, еклогітовий шар охоплює близько 20% верхньої мантії.

Оцінений за піролітовою моделлю склад верхньої мантії (за Рінгвудом) виглядає так: SiO₂ – 43, 2%, MgO – 38, 1%, FeO – 9, 2%, Al₂O₃ – 3, 9%, CaO – 3, 7%, Na₂O – 1, 8%.

Піролітова модель є лише однією з багатьох можливих, вона не пояснює достатньою мірою виділення летючих (води, хлору, сірки тощо), які складають значну частину продуктів вулканічної діяльності. Відкритим, в принципі, залишається і питання про породний склад верхньої мантії – адже наявність кількох відсотків флогопіту в перидотитах передбачає досить значне насичення багатьма летючими елементами.

Окремо слід зазначити, що вже в верхній мантії починаються фазові перетворення гранату. Вже з глибин близько 250-300 км домінуючий перед тим піроп (Mg₃Al₂Si₃O₁₂) стає нестійким і замінюється більш стабільним за таких умов гранатом відомим під назвою майорит (M ₂(M Si, Al₂)Si₃O₁₂, де M - Mg, Fe або Ca).