Les connaissances actuelles sur le manteau proviennent principalement de la sismologie, complétée par la géochimie, la pétrologie expérimentale, les études des météorites, la modélisation numérique et l'observation des matériaux mantelliques remontés naturellement à la surface. Les ondes sismiques P et S traversent le manteau avec des vitesses qui varient selon la pression, la température, la composition chimique et les changements de structure cristalline des minéraux. Les expériences réalisées à très haute pression dans des cellules à enclumes de diamant, ainsi que les simulations numériques de physique des matériaux, permettent aujourd'hui de reproduire les conditions qui règnent dans le manteau profond. Les enclaves mantelliques, ou xénolithes, transportées par certains magmas basaltiques et kimberlitiques, offrent également des échantillons directs du manteau supérieur, tandis que les ophiolites exposent localement d'anciennes portions de lithosphère océanique incluant des péridotites mantelliques.

La composition chimique du manteau est dominée par des silicates riches en magnésium et en fer. La roche caractéristique est la péridotite, composée principalement d'olivine, de pyroxènes orthorhombiques et monocliniques, de spinelle ou de grenat selon la profondeur. Les principaux éléments chimiques sont l'oxygène, le magnésium, le silicium et le fer, auxquels s'ajoutent en proportions plus faibles le calcium, l'aluminium, le sodium, le chrome, le nickel et divers éléments traces. La composition moyenne du manteau est souvent rapprochée de celle des chondrites primitives, bien que les processus de différenciation planétaire aient profondément redistribué certains éléments entre le manteau, la croûte et le noyau. Les éléments lithophiles sont restés préférentiellement dans le manteau, tandis que les éléments sidérophiles, notamment le fer métallique et le nickel, ont migré vers le noyau lors de la différenciation précoce de la Terre.

Du point de vue minéralogique, le manteau n'est pas homogène. Dans le manteau supérieur, jusqu'à environ 410 kilomètres de profondeur, l'olivine demeure le minéral dominant, accompagnée de pyroxènes et de grenats. L'augmentation de la pression entraîne progressivement des transformations cristallographiques sans modification majeure de la composition chimique. Ces transitions de phase modifient la densité, les propriétés élastiques et les vitesses des ondes sismiques. À environ 410 kilomètres, l'olivine se transforme en wadsleyite, puis vers 520 kilomètres en ringwoodite. Ces deux polymorphes (des nésosilicates) possèdent une structure cristalline plus compacte, adaptée aux très fortes pressions.

Entre environ 410 et 660 kilomètres se développe la zone de transition mantellique. Cette région joue un rôle majeur dans la dynamique interne de la Terre. Les minéraux qui la composent peuvent incorporer d'importantes quantités d'hydrogène sous forme d'ions hydroxyles, ce qui suggère que cette zone pourrait constituer un immense réservoir d'eau interne, potentiellement comparable ou supérieur au volume des océans de surface, bien que cette eau soit chimiquement liée aux structures cristallines et non présente sous forme liquide. La présence de ringwoodite hydratée découverte dans certains diamants profonds confirme cette possibilité. La capacité de stockage de l'eau dans cette région influence fortement la viscosité, la convection et les processus de fusion du manteau.

Vers 660 kilomètres de profondeur intervient une nouvelle transition minéralogique majeure. La ringwoodite se décompose pour former principalement de la bridgmanite, anciennement appelée pérovskite silicatée, associée à de la ferropericlase. Cette transformation marque la limite entre le manteau supérieur et le manteau inférieur. La bridgmanite constitue le minéral le plus abondant de toute la Terre, représentant probablement près de 40 % du volume total de la planète. Sa structure extrêmement compacte lui permet de rester stable jusqu'aux profondeurs voisines du noyau.

Le manteau inférieur, qui s'étend de 660 à 2 890 kilomètres, est plus homogène du point de vue minéralogique mais demeure très dynamique. Les pressions y augmentent progressivement jusqu'à environ 135 gigapascals, tandis que les températures atteignent près de 3700 à 4000 °C à proximité de la limite noyau-manteau. Malgré ces températures élevées, les matériaux restent solides en raison des pressions extrêmement importantes qui élèvent fortement les températures de fusion. Les déformations s'y produisent essentiellement par fluage cristallin extrêmement lent, sur des durées de plusieurs millions d'années.

Le comportement mécanique du manteau diffère sensiblement de sa subdivision chimique. La partie la plus superficielle appartient à la lithosphère, rigide, qui comprend la croûte et la portion supérieure du manteau. En dessous se trouve l'asthénosphère, caractérisée par une viscosité plus faible, facilitant le déplacement des plaques lithosphériques. Plus profondément, la mésosphère correspond à un manteau inférieur globalement plus rigide en raison des très fortes pressions, bien que les températures y soient plus élevées. Cette distinction entre subdivisions chimiques et mécaniques est essentielle pour comprendre la géodynamique terrestre.

La convection mantellique constitue le principal moteur des mouvements internes de la Terre. Les différences de température créent des contrastes de densité qui provoquent la remontée des matériaux chauds et la descente des matériaux refroidis. Ces mouvements demeurent extrêmement lents, de l'ordre de quelques centimètres par an, mais leur action cumulée sur des centaines de millions d'années renouvelle continuellement le manteau. Les plaques océaniques refroidies plongent dans le manteau au niveau des zones de subduction, tandis que les dorsales océaniques correspondent aux zones où les matériaux mantelliques remontent vers la surface. Les modèles actuels débattent encore de l'organisation exacte de cette convection, certains privilégiant une convection globale impliquant l'ensemble du manteau, d'autres proposant une convection partiellement stratifiée en raison des changements de densité associés aux transitions minéralogiques.

La tomographie sismique a profondément renouvelé notre compréhension du manteau. En exploitant les variations de vitesse des ondes sismiques, elle permet de construire des images tridimensionnelles des hétérogénéités internes. Les régions où les ondes se propagent plus rapidement correspondent généralement à des matériaux plus froids, comme les anciennes plaques océaniques en subduction, tandis que les zones de faibles vitesses traduisent souvent des matériaux plus chauds, susceptibles d'être associés à des remontées mantelliques ou à des panaches thermiques. Ces observations montrent que certaines plaques subductées atteignent la limite noyau-manteau, tandis que d'autres semblent temporairement s'accumuler au voisinage de la discontinuité des 660 kilomètres.

La limite entre le manteau et le noyau constitue une région particulièrement complexe. Connue sous le nom de couche D″ (D double prime), elle présente des propriétés sismiques très hétérogènes. Les températures y sont extrêmement élevées et les gradients thermiques particulièrement importants. Cette région semble jouer un rôle majeur dans la naissance des panaches mantelliques profonds. On y observe également des structures appelées grandes provinces à faibles vitesses sismiques (Large Low Shear Velocity Provinces, ou LLSVP), situées principalement sous l'Afrique et sous l'océan Pacifique. Leur origine demeure discutée. Elles pourraient correspondre à des accumulations de matériaux chimiquement distincts, à des réservoirs enrichis en éléments radioactifs ou à des régions très chaudes affectant profondément la convection mantellique.
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La fusion partielle du manteau constitue l'un des processus fondamentaux de la géodynamique terrestre. Le manteau ne fond jamais entièrement; seules quelques fractions de la roche franchissent leur solidus ( = séparation entre l'état d'équilibre entièrement solide et l'état de coexistence entre solide et liquide). Les liquides ainsi produits sont enrichis en éléments incompatibles, qui migrent préférentiellement vers la croûte. Ce mécanisme est à l'origine de la différenciation chimique progressive entre le manteau et la croûte continentale. Les basaltes des dorsales médio-océaniques proviennent généralement de taux de fusion relativement élevés d'un manteau appauvri, tandis que les magmas des zones de subduction résultent de la fusion d'un manteau enrichi en fluides issus de la déshydratation de la plaque plongeante.

Le manteau joue un rôle fondamental dans les grands cycles géochimiques terrestres. Il constitue le principal réservoir du magnésium, d'une grande partie du silicium, du fer non métallique et de nombreux éléments traces. Les échanges continus entre le manteau et la croûte, via le volcanisme et la subduction, participent au recyclage du carbone, de l'eau, du soufre, des halogènes et de nombreux autres éléments volatils. Les plaques océaniques entraînent vers les profondeurs des sédiments, des carbonates et des minéraux hydratés qui peuvent être partiellement recyclés dans le manteau avant de réapparaître lors des épisodes volcaniques.

La température du manteau augmente progressivement avec la profondeur selon un gradient géothermique qui varie fortement selon les régions. Dans la lithosphère, ce gradient est relativement élevé, mais il devient beaucoup plus faible dans les zones convectives où le transport de chaleur est dominé par les mouvements des matériaux. Les estimations actuelles situent les températures entre environ 1300 °C à la base de la lithosphère, 1600 à 1900 °C dans la zone de transition, 2500 à 3000 °C dans le manteau inférieur et jusqu'à près de 4000 °C à proximité du noyau. Les viscosités du manteau couvrent plusieurs ordres de grandeur, généralement comprises entre 10¹⁹ et 10²³ pascal-secondes selon la profondeur, la température et la teneur en eau.

Le manteau terrestre conserve également la mémoire de l'évolution précoce de la planète. Certaines anomalies isotopiques observées dans les basaltes océaniques suggèrent l'existence de réservoirs chimiques très anciens, peut-être préservés depuis les premiers centaines de millions d'années de l'histoire terrestre. Des isotopes du néodyme, du hafnium, du tungstène ou de l'hélium révèlent que certaines portions profondes du manteau ont échappé au brassage complet induit par la convection pendant plusieurs milliards d'années. Ces observations témoignent d'une hétérogénéité chimique persistante à l'intérieur d'une enveloppe pourtant animée de mouvements permanents.

Ailleurs dans le Système solaire.
Comme pour la Terre, le manteau des autres corps planétaires du Système solaire correspond à l'enveloppe interne située entre la croûte et le noyau, lorsqu'une telle différenciation existe. Cette région est généralement constituée de roches silicatées plus ou moins riches en magnésium et en fer, bien que sa composition, son état physique et son évolution varient considérablement selon la masse, la composition initiale, la quantité de chaleur interne, la présence d'eau ou d'autres composés volatils, ainsi que l'histoire géologique propre à chaque corps. L'étude comparative des manteaux planétaires constitue aujourd'hui l'un des principaux domaines de la planétologie, car elle permet de comprendre les processus de différenciation, les mécanismes du volcanisme, les transferts de chaleur internes, la formation des champs magnétiques et, plus généralement, l'évolution thermique des planètes et des satellites. Les informations disponibles proviennent principalement de la géophysique, de la géochimie des météorites, des observations orbitales, des mesures gravimétriques, des expériences de laboratoire et des simulations numériques, tandis que les données sismiques restent limitées, à l'exception notable de Mars.

Mercure.
Mercure possède un manteau particulièrement mince relativement à la taille de la planète. Son rayon est d'environ 2440 kilomètres, mais son noyau métallique occupe près de 85 % de ce rayon, ce qui laisse un manteau silicaté d'environ 350 à 450 kilomètres d'épaisseur seulement. Cette structure exceptionnelle résulte probablement soit d'une différenciation très poussée lors des premiers temps du Système solaire, soit d'un impact géant ayant arraché une grande partie du manteau primitif. Les données acquises par la mission MESSENGER montrent que ce manteau est constitué principalement de silicates pauvres en fer mais relativement riches en magnésium, ce qui distingue Mercure de nombreuses météorites ordinaires. Malgré sa faible épaisseur, le manteau mercurien conserve une activité thermique résiduelle. Les grandes plaines volcaniques observées à la surface témoignent d'importantes remontées magmatiques durant les premiers milliards d'années de l'histoire de la planète. Les modèles thermiques suggèrent qu'une partie du manteau profond pourrait être restée partiellement ductile pendant une longue période, bien que l'activité magmatique actuelle soit probablement quasiment inexistante. La contraction globale de la planète, observée à travers les immenses escarpements lobés qui parcourent sa surface, traduit le refroidissement progressif du manteau et du noyau.

Vénus.
Vénus possède probablement le manteau le plus comparable à celui de la Terre. Son rayon, sa masse et sa densité sont très proches de ceux de notre planète, ce qui implique un manteau d'environ 2800 kilomètres d'épaisseur, essentiellement constitué de péridotites riches en olivine et en pyroxènes. Les conditions de pression et de température internes sont probablement voisines de celles du manteau terrestre. Cependant, l'absence actuelle de tectonique des plaques modifie profondément le fonctionnement de cette enveloppe. La chaleur interne semble être évacuée principalement par convection mantellique sous une lithosphère continue, beaucoup plus épaisse et plus rigide que celle de la Terre. Cette convection produit d'immenses structures volcaniques, des dômes, des coronae, des rifts et de vastes plateaux basaltiques. Les simulations numériques indiquent que le manteau vénusien pourrait connaître des épisodes de renouvellement catastrophique de la lithosphère, durant lesquels une grande partie de la surface serait resurfacée en quelques dizaines de millions d'années. Cette hypothèse est cohérente avec le faible nombre de cratères d'impact et avec l'âge relativement homogène des terrains. Le manteau de Vénus semble également produire de puissants panaches mantelliques, responsables de nombreux édifices volcaniques géants tels que Maat Mons ou Sapas Mons. Les observations radar récentes suggèrent que certains volcans pourraient être encore actifs aujourd'hui, indiquant que le manteau demeure thermiquement dynamique.

Mars.
Mars possède un manteau intermédiaire entre celui de la Terre et celui de Mercure. Les mesures sismiques réalisées par l'atterrisseur InSight ont profondément renouvelé les connaissances sur sa structure interne. Le manteau martien s'étend approximativement entre la base de la croûte, située entre 20 et plus de 70 kilomètres selon les régions, et le noyau liquide localisé vers 1800 kilomètres de profondeur. Sa composition est dominée par des péridotites enrichies en fer par rapport au manteau terrestre. Les analyses géochimiques des météorites martiennes confirment cette composition relativement riche en fer et relativement pauvre en eau. Le manteau martien semble avoir conservé une convection interne plus limitée que celle de la Terre, essentiellement en raison de la plus petite taille de la planète, qui entraîne un refroidissement plus rapide. Malgré cela, d'immenses panaches mantelliques ont alimenté certains des plus grands volcans du Système solaire, notamment Olympus Mons, Arsia Mons, Pavonis Mons et Ascraeus Mons. L'absence de tectonique des plaques a permis à ces volcans de rester longtemps au-dessus des mêmes sources mantelliques, favorisant leur croissance exceptionnelle. Les données d'InSight indiquent également que le manteau supérieur présente plusieurs discontinuités minéralogiques analogues à celles observées sur Terre, bien que leur profondeur diffère en raison des conditions de pression propres à Mars. Des zones localement partiellement fondues pourraient subsister aujourd'hui à proximité de certains centres volcaniques, ce qui laisse ouverte la possibilité d'une activité volcanique récente ou même actuelle.

La Lune.
La Lune possède un manteau beaucoup plus réduit, mais dont l'histoire est particulièrement bien documentée grâce aux échantillons rapportés par les missions Apollo. Peu après sa formation, la Lune aurait été recouverte d'un vaste océan magmatique global. Au cours du refroidissement, les minéraux les moins denses, principalement les plagioclases, ont cristallisé en premier et sont remontés pour former la croûte anorthositique, tandis que les minéraux plus denses, riches en magnésium et en fer, ont constitué le manteau. Celui-ci est dominé par des olivines, des orthopyroxènes et des clinopyroxènes. Son épaisseur est estimée entre 1300 et 1400 kilomètres. Durant les premiers milliards d'années, la chaleur interne a permis la fusion partielle de certaines régions mantelliques, donnant naissance aux basaltes qui remplissent les grands bassins d'impact et forment les mers lunaires. Aujourd'hui, le manteau lunaire est largement refroidi et la convection y est pratiquement éteinte, bien que certaines observations géophysiques suggèrent la persistance de faibles anomalies thermiques profondes.

Les satellites galiléens
Les grands satellites rocheux différenciés de Jupiter présentent eux aussi des manteaux silicatés. Io, le plus interne des quatre satellites galiléens, constitue le cas le plus spectaculaire. Son manteau est soumis à un échauffement intense produit par les forces de marée exercées principalement par Jupiter et entretenues par la résonance orbitale avec Europe et Ganymède. Cette dissipation d'énergie transforme Io en l'objet le plus volcaniquement actif du Système solaire. Son manteau est probablement constitué de péridotites très chaudes, dont une fraction importante est partiellement fondue. Les chambres magmatiques sont nombreuses, les remontées mantelliques quasi permanentes et les laves, souvent ultramafiques, atteignent des températures pouvant dépasser 1500 °C. Cette activité intense renouvelle constamment la surface et efface rapidement les cratères d'impact. Les modèles géophysiques indiquent que la fusion pourrait concerner plusieurs dizaines de pour cent du manteau supérieur.

Europe possède également un manteau silicaté, mais celui-ci est recouvert par une épaisse enveloppe d'eau liquide et de glace. Sous l'océan global se trouve une croûte rocheuse reposant sur un manteau probablement similaire à celui des planètes telluriques. Les interactions entre le manteau chaud et l'océan profond pourraient alimenter des systèmes hydrothermaux analogues à ceux des dorsales océaniques terrestres. Ces échanges chimiques sont considérés comme essentiels dans les scénarios évaluant le potentiel d'habitabilité de l'océan d'Europe. La chaleur produite par les forces de marée entretient une activité interne suffisante pour maintenir l'océan liquide pendant des milliards d'années.

Ganymède possède un manteau rocheux entourant un noyau métallique et recouvert par plusieurs centaines de kilomètres de glaces et d'océans internes stratifiés. Son manteau semble relativement froid aujourd'hui, mais il a probablement connu une convection active au début de son histoire. Les modèles indiquent qu'il participe encore au transfert de chaleur provenant du noyau. Ganymède est le seul satellite du Système solaire à posséder un champ magnétique intrinsèque, ce qui implique un noyau externe liquide convectif alimenté, en partie, par le refroidissement progressif du manteau.

Callisto représente un cas différent. Sa différenciation interne paraît incomplète, ce qui suggère que son manteau rocheux est moins nettement séparé de son enveloppe glacée que sur Ganymède. Les observations gravimétriques indiquent une répartition relativement progressive des matériaux silicatés et glacés. Cette faible différenciation reflète probablement un échauffement initial insuffisant et une évolution thermique plus lente.

Les satellites rocheux de Saturne.
Les satellites rocheux de Saturne offrent des situations variées. Titan possède un manteau constitué principalement de silicates entourant un noyau rocheux ou métallique, mais celui-ci est entièrement recouvert par plusieurs centaines de kilomètres de glaces à haute pression et d'un océan interne riche en eau et probablement en ammoniac. Les échanges thermiques entre le manteau et l'océan profond influencent la dynamique interne de Titan, notamment l'évolution de sa croûte glacée et de son atmosphère.

Encelade, beaucoup plus petit, possède lui aussi un manteau silicaté dont l'interaction avec l'océan interne produit une activité hydrothermale aujourd'hui attestée par les analyses des panaches émis au niveau du pôle Sud. Les particules de silice nanométriques détectées dans ces panaches indiquent des réactions entre de l'eau chaude et des roches mantelliques à des températures proches de 90 à 150 °C. Ces processus rappellent les systèmes hydrothermaux terrestres et constituent l'un des environnements potentiellement habitables les plus prometteurs du Système solaire.

Les satellites d'Uranus et Neptune.
Parmi les satellites d'Uranus, Titania, Obéron, Umbriel, Ariel et Miranda possèdent probablement un manteau rocheux recouvert d'épais manteaux de glace. Leur structure interne reste imparfaitement connue, mais les modèles indiquent une différenciation partielle résultant de la chaleur radioactive et des impacts précoces. Ariel pourrait avoir conservé une activité interne plus importante que les autres satellites uraniens, comme le suggèrent ses nombreuses structures tectoniques.

Les grands satellites de Neptune, notamment Triton, possèdent également un manteau silicaté sous une importante enveloppe de glaces. Triton, probablement capturé dans la ceinture de Kuiper, présente une structure interne différenciée comprenant un noyau, un manteau rocheux et une enveloppe glacée. Les forces de marée liées à sa capture ont probablement provoqué un échauffement intense du manteau au début de son histoire, favorisant une activité géologique importante dont les manifestations persistent peut-être aujourd'hui sous forme de cryovolcanisme.

Les planètes naines.
Les planètes naines différenciées présentent également des manteaux rocheux. Cérès possède vraisemblablement un manteau constitué de silicates hydratés recouverts d'une épaisse couche riche en glaces, en saumures et en matériaux altérés. Les observations de la mission Dawn montrent que ce manteau a subi une importante altération aqueuse, produisant des phyllosilicates, des carbonates et diverses phases hydratées. Cette évolution distingue Cérès des corps purement rocheux du Système solaire interne.

Vesta représente l'un des meilleurs exemples de différenciation précoce parmi les petits corps. Son manteau est essentiellement constitué d'olivine et de pyroxènes riches en magnésium. Il s'est formé très tôt grâce à la chaleur produite par la désintégration de l'aluminium 26, isotope radioactif aujourd'hui disparu. Les grandes excavations du bassin Rheasilvia ont probablement mis à nu certaines parties du manteau, bien que les observations montrent que celui-ci est moins abondamment exposé que prévu initialement. Les météorites HED (howardites, eucrites et diogénites) sont considérées comme provenant de la croûte et du manteau de Vesta, offrant ainsi des informations directes sur la composition de cette enveloppe.

Les manteaux des autres planètes naines transneptuniennes, telles que Pluton, Éris, Makémaké ou Hauméa, sont plus difficiles à caractériser. Les modèles suggèrent qu'ils sont constitués d'un mélange de silicates et de matériaux hydratés recouverts par plusieurs centaines de kilomètres de glaces volatiles. Pluton possède vraisemblablement un manteau rocheux relativement compact entourant un noyau dense, sous une couche de glace d'eau et d'autres glaces plus volatiles. Les observations de New Horizons suggèrent qu'un océan interne liquide pourrait subsister entre la glace et le manteau rocheux, indiquant que ce dernier continue à fournir une partie de la chaleur nécessaire au maintien de cet océan.