Interior de la Tierra: Presión, Temperatura, Líquido, Sólido

La sencillez del interior de la Tierra sólo es aparente.

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El Interior de la Tierra: Presión, Temperatura, Líquido, Sólido, etc

El interior de la tierra es toda la Tierra bajo la superficie terrestre y el fondo del océano, incluyendo la corteza, el manto y el núcleo. El interior no es accesible a la observación directa. No obstante, se ha construido un modelo bastante detallado a partir de las mediciones realizadas en la superficie o por encima de ella. Las mediciones de la gravedad, del campo geomagnético, del flujo de calor en la superficie y de la deformación de la superficie pueden utilizarse para establecer limitaciones en el modelo de la Tierra, pero la información más detallada sobre el interior la proporcionan las mediciones sísmicas. Para los no especialistas, los métodos sísmicos son quizás más conocidos por su aplicación en la industria de la exploración petrolera, donde los datos sísmicos se utilizan para cartografiar la estructura del subsuelo de las cuencas sedimentarias. En la exploración del interior de la Tierra, las ondas sísmicas que se analizan suelen ser generadas por terremotos, y se realizan mediciones de las ondas que se propagan por el interior del cuerpo (ondas de cuerpo), de las ondas que se propagan a lo largo de la superficie (ondas superficiales) y de las ondas estacionarias que ponen a toda la Tierra en estado de oscilación (oscilaciones libres).

Estas mediciones, cuando se interpretan correctamente, proporcionan información sobre las velocidades de las ondas sísmicas en la Tierra. Por otra parte, las velocidades de las ondas sísmicas también pueden medirse en experimentos de laboratorio en los que las muestras de roca se someten a las altas presiones y temperaturas típicas de las condiciones del interior profundo. Los meteoritos proporcionan muestras de roca de materiales que probablemente son abundantes en el sistema solar. La comparación de las mediciones de laboratorio y de campo conduce, pues, por inferencia, a un modelo en el que la composición y la distribución de la temperatura pueden especificarse hasta cierto punto.

Ningún geofísico albergaría ahora la idea de que la Tierra está compuesta por cáscaras de cebolla homogéneas. El análisis de los datos proporcionados por más y mejores redes sismográficas ha revelado, como era de esperar, la estructura heterogénea de las profundidades de la Tierra y ha dejado claro que la aparente simplicidad del manto inferior se debía esencialmente a su lejanía. También sabemos más sobre el núcleo.

La física mineral se ha convertido en una parte esencial de la geofísica y el progreso de las técnicas experimentales de alta presión y alta temperatura ha proporcionado nuevos resultados, resuelto viejos problemas y creado otros nuevos. Las muestras de fases de alta presión preparadas en celdas de yunque diamantado calentadas por láser o en prensas de gran volumen se estudian actualmente por difracción de rayos X, utilizando haces de sincrotrón, y por microscopía electrónica de transmisión. Comparado con principios de este siglo, hemos aumentado así considerablemente nuestros conocimientos sobre los minerales profundos, incluido el hierro a presiones del núcleo. Sabemos más sobre sus propiedades termoelásticas, sus transiciones de fase y sus curvas de fusión.

Lo que surge de estos estudios es una imagen no sólo de la estructura, sino también de la evolución y la dinámica del interior de la Tierra.

La Tierra entre los planetas

La Tierra es un planeta con un radio medio de 6371 km. La principal desviación de la Tierra de su forma esférica es un abultamiento ecuatorial causado por el efecto centrífugo de la rotación de la Tierra. El aplanamiento geométrico, que se define por la relación (a - c)a/ , donde a y c son los radios ecuatorial y polar, respectivamente, se estima en aproximadamente 1 parte en 298. Las capas internas presentan igualmente un aplanamiento, que disminuye gradualmente hacia el centro de la Tierra. La densidad media de la Tierra es de 3,189 oz/in.3 (5,517 g/cm3), y el momento de inercia es 0,527 veces el de un cuerpo de densidad constante con el mismo tamaño y masa que la Tierra. El hecho de que este factor para la Tierra sea mucho menor que la unidad es uno de los indicios más claros de que la Tierra tiene un núcleo central de mayor densidad que el manto circundante.

Una hipótesis plausible y coherente con la composición de los meteoritos es la de un manto pétreo compuesto principalmente por minerales ricos en silicatos y magnesio y un núcleo compuesto principalmente por hierro. Probablemente, la Tierra no es única en este sentido. En general, se supone que los planetas y los meteoritos se formaron al mismo tiempo hace unos 4.500 millones de años, poco después del origen del Sol. De la materia entonces disponible, la mayor parte del material gaseoso más ligero fue acumulado por los grandes planetas exteriores, mientras que los cuatro planetas interiores más pequeños, parecidos a la Tierra, y los meteoritos están formados principalmente por material rocoso más pesado. La masa y el momento de inercia de los planetas similares a la Tierra concuerdan con el modelo de un núcleo rico en hierro rodeado por un manto más rico en silicato, aunque las proporciones relativas pueden ser diferentes para los distintos planetas. Venus es el planeta que más se parece a la Tierra en cuanto a tamaño y masa, aunque existen diferencias observables en el comportamiento de ambos planetas. De interés para la comparación con el interior de la Tierra es la ausencia virtual de un campo magnético producido por Venus. Véase también: Sistema solar, y sus planetas.

Concepto de Modelo Terrestre

Un aspecto significativo de la evolución de la Tierra es la diferenciación de material relativamente pesado y ligero, como lo demuestra de manera burda el momento de inercia. Por tanto, no es descabellado pensar en un concepto idealizado de la Tierra que esté estratificada esféricamente, con el material más pesado en las capas más internas. Por supuesto, la Tierra no es esféricamente simétrica, y esto es más evidente en la superficie, pero un modelo esféricamente simétrico sirve para identificar la estructura esencialmente estratificada de la Tierra, y sirve como referencia para medir las variaciones laterales de la estructura. Las pruebas de esta estructura estratificada proceden en primer lugar de los estudios sísmicos. Así, en el pasado se construyeron varios modelos estándar de la Tierra. Uno de los modelos más completos fue construido en 1981 por A. Dziewonski y D. Anderson, el Modelo Terrestre de Referencia Preliminar (PREM). Las principales regiones de este modelo se enumeran a continuación. Véase también: Planeta Tierra

Lista de las principales regiones de un modelo terrestre estándar

Por Capa, Rango de profundidad aproximado (pues son son inciertos, especialmente en la corteza y el manto superior), y mi (km):

• Capa oceánica 0-1,8 (0-3)

• Corteza superior e inferior 1,8-15 (3-24)

• Litosfera por debajo de la corteza 15-50 (24-80)

• Astenosfera (zona de baja velocidad) 50-140 (80-220)

• Manto superior por encima de los cambios de fase o de composición cerca de 400 km 140-240 (220-400)

• Región de transición entre los cambios de fase o de composición cerca de 240 y 416 mi (400 y 670 km) 240-416 (400-670)

• Manto inferior por encima de la capa límite núcleo-mantel 416-1703 (670-2741)

• Capa límite núcleo-mantel (D") 1703-1796 (2741-2891)

• Núcleo externo 1796-3200 (2891-5150)

• Núcleo interior 3200-3959 (5150-6371)

Estructura sísmica

La estructura sísmica de la Tierra se estudia analizando las ondas de cuerpo, las ondas superficiales y las oscilaciones libres, así como la anisotropía.

Ondas de cuerpo

Son generadas por terremotos o grandes explosiones (nucleares) y son registradas por muchas estaciones sísmicas en todo el mundo. Hay unas 2.000 estaciones, pero cualquier onda concreta suele registrarse sólo en un subconjunto limitado de ellas. Las ondas del cuerpo se caracterizan como ondas P (primarias) y S (secundarias). Ambos tipos de ondas se apoyan en un sólido, pero las ondas P tienen una mayor velocidad y llegan primero. Es una práctica habitual que las estaciones comuniquen la hora de llegada de la primera onda P a un centro de información de terremotos, donde estos datos se utilizan para localizar el terremoto y determinar su hora de origen. Restando el tiempo de origen de los tiempos de llegada, se determinan los tiempos de viaje de las ondas desde el terremoto hasta las estaciones, y estos tiempos de viaje pueden utilizarse para determinar la estructura de la velocidad sísmica del interior de la Tierra.

No hace tanto tiempo, la Geofísica formaba parte de la Meteorología y no existía la Física del interior de la Tierra. Entonces llegó la Sismología y, con ella, la comprensión de que las ondas elásticas excitadas por los terremotos, refractadas y reflejadas en el interior de la Tierra, podían utilizarse para sondear sus profundidades y recabar información sobre la estructura elástica y, eventualmente, la física y la química de regiones inaccesibles hasta el centro de la Tierra.

Los ingredientes básicos son los tiempos de recorrido de varias fases, en sismogramas registrados en estaciones de todo el globo. La inversión de una cantidad considerable de datos produce un modelo sismológico de la Tierra, es decir, esencialmente un conjunto de valores de las velocidades de las ondas elásticas longitudinales y transversales para todas las profundidades. Es bien sabido que las velocidades dependen de los módulos elásticos y de la densidad del medio en el que se propagan las ondas; los módulos elásticos y la densidad, a su vez, dependen de la estructura cristalina y la composición química de los minerales constitutivos, así como de la presión y la temperatura. Para extraer de los perfiles de velocidad información autoconsistente sobre el interior de la Tierra, como la presión, la temperatura y la composición en función de la profundidad, es necesario conocer, o al menos estimar, los valores de los parámetros físicos de las fases de alta presión y alta temperatura de los minerales candidatos, y relacionarlos, en el marco de la termodinámica, con los parámetros de la Tierra.

Los métodos para determinar la estructura tridimensional de la velocidad se conocen colectivamente como tomografía, un término derivado de aplicaciones similares de la inversión del tiempo de viaje utilizadas en medicina. Sin embargo, el objetivo original de la sismología era determinar la estructura de velocidad de un modelo de Tierra esféricamente estratificado. El trabajo pionero de H. Jeffreys y K. Bullen en 1932-1942 dio lugar a tablas de tiempo de viaje para muchos tipos de ondas P y S, y constituyó la base para la construcción de modelos de velocidad P y S de la Tierra. Véase también: Terremoto; y también sismología.

Ondas superficiales y oscilaciones libres

También son generadas por los terremotos. La velocidad con la que se propagan las ondas superficiales es una función de la frecuencia de las ondas, es decir, las ondas superficiales son dispersivas. La dispersión depende de la estructura de la velocidad sísmica de las capas superficiales. Las oscilaciones libres de la Tierra sólo resuenan en determinadas frecuencias discretas (las frecuencias propias), es decir, el espectro de las oscilaciones libres sería un espectro de líneas (en la práctica, las líneas están algo difuminadas debido a la disipación de las oscilaciones). Las frecuencias propias dependen de la estructura de velocidades de toda la Tierra. Por tanto, las ondas superficiales y las oscilaciones libres proporcionan un conjunto de datos alternativo para construir modelos de velocidad.

Después de que el gran terremoto de Chile de 1960 proporcionara la primera evidencia observacional de las oscilaciones libres de la Tierra, se desarrollaron métodos para invertir las frecuencias propias. Sin embargo, cuando se dispuso de modelos de velocidad sísmica basados en las oscilaciones libres, se descubrió que eran algo más lentos que los modelos de velocidad basados en los tiempos de viaje de las ondas corporales. Al principio se pensó que el modelo de tiempo de viaje estaba sesgado, ya que casi todas las estaciones están situadas en continentes. Sin embargo, este efecto no era suficiente para explicar la diferencia, y la cuestión se resolvió por primera vez cuando se tuvo en cuenta el efecto de la amortiguación anelástica de las ondas. El PREM se basa tanto en los tiempos de viaje como en los datos de oscilación libre.

El factor de calidad (Q) se utiliza para cuantificar la amortiguación del movimiento ondulatorio. El recíproco del factor de calidad (Q-1) se define como la fracción de energía elástica disipada, por longitud de onda para las ondas viajeras como las ondas de cuerpo o las ondas de superficie, y por período para las ondas estacionarias como las oscilaciones libres. Dos consecuencias de la disipación son un ligero desplazamiento de las frecuencias propias de las ondas estacionarias y un ligero cambio de la velocidad de las ondas viajeras. Estos cambios dependen del periodo de las ondas. En particular, se espera que un modelo de velocidad basado en oscilaciones libres con períodos de unos 200 s sea más lento que un modelo basado en ondas de cuerpo con períodos de unos 1 s, que es precisamente lo que muestran los resultados.

La cantidad Q es también un importante indicador del estado físico del interior. El Q intrínseco en cualquier punto es igual al Q de una onda corporal que lo atraviesa. De hecho, existe un Q diferente para las ondas P y S; normalmente las ondas S se disipan más rápido que las P, por lo que Qs < Qp. Q es una función de la frecuencia, de modo que la disipación tiene lugar efectivamente dentro de una determinada banda de frecuencia, denominada banda de absorción.

La posición de esta banda depende de la temperatura, la presión y otras condiciones especiales. Q es sorprendentemente bajo en la astenosfera y cerca de la parte superior del núcleo interno. Estas son también regiones sólidas de la Tierra que se cree que están cerca del punto de fusión. La viscosidad también disminuye con el aumento de la temperatura, y se ha contemplado una conexión entre Q y la viscosidad.

Anisotropía

Se refiere a la dependencia direccional de la velocidad de las ondas. La anisotropía en el interior de la Tierra puede ser inducida por el flujo de material que contiene cristales no cúbicos o granos alargados. La anisotropía se ha observado en la litosfera, especialmente bajo los océanos, y se ha postulado para la astenosfera. Esta anisotropía se ha explicado en términos de alineación de los cristales de olivino, que se cree que es el material dominante en estas capas.

En la PREM, la astenosfera y la litosfera por debajo de la corteza son anisotrópicas, aunque por razones prácticas la anisotropía es del tipo más simple posible, de manera que no hay dependencia direccional dentro del plano horizontal; esto se conoce como anisotropía uniaxial o isotropía transversal. Las regiones anisotrópicas de la PREM se caracterizan por las velocidades en las direcciones vertical y horizontal. La anisotropía puede darse también en regiones más profundas de la Tierra, pero es difícil de resolver. Sin embargo, para explicar las diferencias en el tiempo de viaje entre las ondas P que atraviesan el núcleo interno en las direcciones ecuatorial y polar, respectivamente, se ha propuesto que el núcleo interno es anisotrópico, aunque no se comprende el mecanismo físico.

Estructura de la densidad

En un cuerpo elástico como la Tierra, las velocidades sísmicas vp y vs en cualquier punto dependen de los módulos elásticos locales y de la densidad. Para la mayoría de los propósitos, sólo se necesitan dos módulos elásticos: la incompresibilidad o módulo de masa, y la rigidez o módulo de cizallamiento. La incompresibilidad mide la resistencia al cambio de volumen bajo presión hidrostática, y la rigidez mide la resistencia al cambio de forma bajo esfuerzo cortante.

Dado que sólo hay dos cantidades medidas, vp y vs, los tres parámetros del medio -densidad, volumen y módulo de cizallamiento- no pueden determinarse sin suposiciones y restricciones adicionales. Dos de ellas vienen dadas por la densidad media de la Tierra y el momento de inercia. Otra restricción experimental viene dada por las mediciones de laboratorio de la relación entre el vp y la densidad para las muestras de roca pertinentes.

Otras hipótesis son que en cada una de las capas principales de la Tierra, donde el perfil de velocidad sísmica es suave, la composición del material es químicamente homogénea y no hay cambios de fase. La distribución de la densidad en cada capa puede calcularse entonces mediante un método desarrollado por L. Adams y E. Williamson, con un término de corrección añadido por F. Birch en caso de que el gradiente de temperatura supere el valor adiabático. Bullen, en la década de 1930, utilizó estos principios con la suposición de un gradiente de temperatura adiabático en las diferentes capas (de modo que no hay ningún término de corrección) para construir una estructura de densidad coherente con el modelo de velocidad sísmica. Más adelante, en la década de 1970, este modelo de densidad pudo comprobarse de forma independiente mediante el uso de frecuencias propias de oscilación libre.

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Es necesario distinguir entre oscilaciones toroidales y esferoidales. El movimiento de las partículas en estas últimas tiene una componente radial distinta de cero, y las frecuencias propias dependen de la estructura de la densidad. La estructura de densidad necesaria para satisfacer los datos de oscilación libre es notablemente similar al modelo de densidad original de Bullen. Para el núcleo y el manto inferior, las desviaciones de las condiciones homogéneas y adiabáticas son insignificantes, excepto en la región inmediatamente superior al límite entre el núcleo y el manto.

La incompresibilidad, la rigidez, la gravedad y la presión hidrostática dentro de la Tierra se obtienen como subproductos de los cálculos de densidad. La incompresibilidad aumenta constantemente con la profundidad en todo el manto y el núcleo, y sus cambios a través del límite entre el núcleo y el manto son notablemente pequeños. La rigidez también aumenta de forma constante en todo el manto, pero el núcleo exterior fluido tiene una rigidez nula. En el núcleo interno la rigidez tampoco es nula, pero probablemente es menor que en el manto inferior. Esto da lugar a una relación anormalmente baja entre el módulo de cizallamiento y el módulo de masa para el núcleo interno. Véase también: Elasticidad, en general.

Composición y estado

Las abundancias estimadas de materiales rocosos y refractarios en los meteoritos y en el Sol dan una idea aproximada de la composición de la Tierra, aunque las proporciones relativas de metales y minerales en las distintas partes de la Tierra no son necesariamente idénticas. Para averiguar dónde y en qué proporciones residen los distintos materiales en la Tierra, se comparan las mediciones de laboratorio de alta presión y alta temperatura con la estructura sísmica y de densidad. La Tierra consta de una corteza, un manto y un núcleo, por lo que existe una diferenciación composicional en al menos tres regiones. Cada una de estas regiones se diferencia de nuevo, tanto verticalmente como, al menos para la corteza y la parte superior del manto, lateralmente. Véase también: Distribución geoquímica de la Tierra; Física de las altas presiones

La corteza

La corteza terrestre tiene un grosor medio de unos 20 km, pero es más fina bajo los océanos y más gruesa bajo los continentes. El grosor bajo algunas cadenas montañosas puede ser de hasta 60 km (las llamadas raíces de las montañas). El límite entre la corteza y el manto subyacente se denomina discontinuidad de Mohoroviˇić o, más habitualmente, Moho. Las porciones continental y oceánica de la corteza tienen composiciones diferentes. La corteza continental puede dividirse en una corteza superior más ligera y granítica y una corteza inferior más basáltica, como la corteza oceánica.

A pesar de la sorprendente heterogeneidad de la corteza, se pueden hacer algunas generalizaciones. Tanto la corteza como el manto son ricos en silicatos, pero el manto tiene mucho más magnesio, y la corteza tiene proporcionalmente más elementos relativamente ligeros como el calcio, el aluminio, el sodio y el potasio en forma de óxidos. Se ha observado que la abundancia relativa de estos elementos ligeros en los meteoritos pétreos hace esperar que en la Tierra debería haber mucha más cantidad de estos elementos de la que contiene la corteza. La parte que falta puede estar contenida en la antigua corteza que ha sido subducida en el proceso de tectónica de placas y que ahora está en camino de ser reciclada a través del manto. Sólo la corteza oceánica está siendo subducida.

Manto

Es la región situada entre la corteza y el núcleo. Se suele distinguir entre el manto superior y el manto inferior, que están separados por la llamada discontinuidad de 670 km a una profundidad de 416 mi.

El manto superior incluye la litosfera situada bajo la corteza, la astenosfera y la región de las transformaciones de fase (la zona de transición). También contiene las placas de litosfera oceánica en subducción. La diferencia entre la corteza continental y la oceánica se extiende al menos hasta el fondo de la litosfera y probablemente hasta el fondo de la astenosfera. Se cree que la litosfera rígida y la astenosfera blanda difieren principalmente en la resistencia mecánica, no en la composición.

Es probable que la parte poco profunda del manto superior esté relativamente desprovista de los elementos ligeros típicos de la corteza. Una comparación con las estimaciones para los meteoritos pétreos (condritas) y para el Sol sirve para ilustrar el agotamiento.

Por otro lado, los elementos ligeros no parecen estar infrarrepresentados en las estimaciones de la composición de las partes más profundas del manto superior. Se ha sugerido que esta región contiene más eclogita, la forma de alta presión del basalto, que se subduce con la litosfera oceánica. Es el mineral más denso del manto superior. El olivino es probablemente el mineral más abundante del manto superior. A las presiones que prevalecen cerca de los 400 km de profundidad, se transforma en una estructura más densa (espinela), con un incremento de densidad de aproximadamente el 10%. También se esperan transformaciones de fase de otros minerales comunes del manto superior a las profundidades que abarca la zona de transición.

El manto inferior, el manto por debajo de 670 km, parece tener una composición homogénea hasta la capa límite por encima del núcleo. Los resultados experimentales parecen indicar que la mineralogía está dominada por óxidos de ferromagnesio (wüstite) y silicatos (perovskita). Se cree que la fase perovskita de alta presión del silicato de ferromagnesio es el mineral más abundante de la Tierra.

Discontinuidad de 670 km

Representa la transición del manto superior al inferior. No parece haber ninguna prueba geoquímica convincente en contra de la opinión de que los presuntos minerales dominantes del manto inferior son los productos de alta presión de la espinela del manto superior, y no habría ningún cambio químico a través del límite. Por otro lado, las pruebas tampoco excluyen tal cambio, y a veces se propone un mayor contenido de óxido de hierro en el manto inferior. En cualquier caso, la transición representa un aumento de la densidad de quizás un 10% y un aumento de la viscosidad de quizás un factor de 10.

No está claro que las placas litosféricas subducidas puedan penetrar esta barrera. De hecho, las pruebas sísmicas sugieren que algunas losas sí penetran pero otras no. Un modelo especulativo coherente con estos resultados es que las placas oceánicas relativamente jóvenes y delgadas quedan atrapadas en el límite, pero las partes superiores y frías diferenciadas de las placas gruesas pueden atravesarlo. Esto implicaría una barrera de fugas para el flujo del manto.

Capa límite entre el núcleo y el manto

Se suele identificar con la capa denominada D′ en el modelo sísmico original de Bullen. La heterogeneidad sísmica en esta capa tiene un amplio espectro de longitudes de escala. La figura 5 es una imagen suavizada de las variaciones laterales a gran escala de la velocidad de las ondas P. También se deducen características significativas a pequeña escala. A partir de las consideraciones de temperatura está claro que la capa sísmica anómala es también una capa límite térmica, y se ha propuesto que esta capa se vuelve inestable y forma penachos de convección. El gran contraste en la composición y las propiedades del material a lo largo del límite entre el núcleo y el manto (Tabla 4) también crea condiciones favorables para la heterogeneidad química por encima del límite, aunque la evidencia observacional no está clara.

El argumento es que parches de material intrínsecamente más denso que el grueso del manto quedarán atrapados en el límite, de forma muy parecida a como se considera que quedan los continentes relativamente ligeros en la superficie de la Tierra. Esta analogía explica la expresión "continentes en el límite entre el núcleo y el manto". Sin embargo, a diferencia de la superficie de la Tierra, el propio límite es relativamente suave, con ondulaciones del orden de un kilómetro o menos. Esto puede ser una consecuencia de la baja viscosidad del material en el límite. Irónicamente, aunque podría parecer que la sismología pondría fuertes restricciones a la topografía del límite, los mapas iniciales mostraban ondulaciones muy grandes. Con los resultados de un estudio sismológico más reciente que concuerdan con un límite relativamente suave pero que requiere variaciones en la capa límite, la paradoja parece desaparecer.

Núcleo

Es la región central de la Tierra. Su estructura sísmica y de densidad se corresponde con un núcleo interno sólido de hierro o níquel-hierro y un núcleo externo líquido de hierro mezclado con aproximadamente un 10% de material más ligero. Los elementos ligeros candidatos son el azufre y el oxígeno, con cierta preferencia por el primero. El núcleo externo puede considerarse homogéneo a efectos prácticos. El Q sísmico sugiere que el límite del núcleo interno está en el punto de fusión. Este no es el punto de fusión del hierro puro; la presencia de impurezas en el líquido reduce considerablemente el punto de fusión.

Acoplamiento núcleo-mantel

Se cree que es el responsable de las variaciones de una década en la duración del día, de hasta unos 5 milisegundos. La idea es que el flujo de fluido en las regiones más externas del núcleo está acoplado al manto, de modo que la tasa de rotación del manto puede fluctuar en respuesta a las variaciones de tiempo del flujo en el núcleo. Este punto de vista se ve respaldado por la correlación observada entre las variaciones de la década en la duración del día y ciertas variaciones del campo geomagnético (este último asociado (véase qué es, su concepto jurídico; y también su definición como "associate" en derecho anglo-sajón, en inglés) al flujo del núcleo).

El acoplamiento puede ser electromagnético o topográfico. Se ha sugerido que el acoplamiento topográfico puede ser bastante eficaz, siempre que exista efectivamente topografía en el límite entre el núcleo y el manto (del orden de unos cientos de metros).

Temperatura

Las estimaciones de la temperatura del manto están limitadas por lo siguiente:

• Se obtiene una curva de punto de fusión del manto a partir de mediciones de laboratorio del punto de fusión de supuestos minerales del manto bajo presión. La temperatura real no debe ser demasiado inferior al punto de fusión para que el material pueda fluir.

• Se supone que la convección es el modo dominante de transporte de calor por debajo de la litosfera. En un sistema de convección lenta, el gradiente de temperatura es probablemente ligeramente superadiabático, es decir, un gradiente mayor que el que prevalece en condiciones adiabáticas.

• Se pueden medir los gradientes de temperatura en la corteza. Dado que la conducción es el modo de transporte de calor a través de la litosfera, las temperaturas pueden estimarse extrapolando la temperatura de la superficie hacia abajo, hasta que se acerque la curva del punto de fusión del manto.

Este punto se suele tomar como el fondo de la litosfera, y las temperaturas en el manto se estiman extrapolando hacia abajo desde este punto. Los gradientes térmicos en los continentes y bajo los océanos difieren sustancialmente, y la litosfera continental es más gruesa que la oceánica. En la base del manto existe una capa límite térmica con un gradiente fuertemente superadiabático.

La temperatura del núcleo sigue presumiblemente un gradiente casi adiabático, al menos en el núcleo exterior convectivo. Un punto de calibración para el perfil de temperatura lo proporcionan las mediciones de laboratorio del punto de fusión del hierro a alta presión y la suposición de que el límite del núcleo interno se encuentra en el punto de fusión. Este punto está unos 1000 K (1800°F) por debajo del punto de fusión del hierro puro bajo la misma presión, ya que el hierro líquido (en el núcleo externo) no es puro sino que tiene un 10% de material ligero mezclado.

Las fuentes de calor son los elementos radiactivos, especialmente en la corteza continental y el manto superior, y la propia Tierra que se enfría lentamente. El flujo total de calor en la superficie es de unos 3 × 1013 W, y el enfriamiento puede contribuir a una cuarta parte de este valor. Un flujo de unos 3 × 1012 W a través del límite entre el núcleo y el manto puede deberse al enfriamiento del núcleo y a la consiguiente cristalización del núcleo interno, aunque no se puede despreciar la posibilidad de calentamiento debida a la desintegración del potasio radiactivo (40K). El propio proceso de cristalización es un buen ejemplo de la diferenciación en curso de la Tierra.

Dínamo geomagnético

El campo magnético de la Tierra se ha estudiado durante siglos, pero sólo recientemente se ha desarrollado una comprensión de la generación del campo. En 1946, W. Elsasser propuso un modelo de campo magnético generado por movimientos inductivos en un núcleo líquido. Las pruebas de la existencia de un núcleo líquido aparecieron 20 años antes, cuando H. Jeffreys observó la ausencia de ondas S sísmicas que atravesaban el núcleo. La teoría de la dinamo geomagnética, basada en los trabajos de W. Elsasser y posteriormente en los de E. Bullard, es probablemente la única capaz de explicar las características importantes del campo magnético, como las inversiones, la variación secular y la casi alineación de los ejes de dipolo y de rotación. Sin embargo, los problemas matemáticos son formidables y todavía no existe ningún modelo de dinamo satisfactorio que reproduzca la variación secular y las inversiones. Una hipótesis intrigante es que estas características se rigen por las condiciones de la capa límite entre el núcleo y el manto.

Reversiones

Este término se refiere a las transiciones de polaridad de la parte dipolar del campo geomagnético. El campo en la superficie de la Tierra es dipolar en un 90%. Los resultados paleomagnéticos han demostrado que la polaridad del campo se ha invertido muchas veces en el pasado, pero la frecuencia de las inversiones parece ser no estacionaria. Hace cien millones de años, el campo magnético se encontraba en medio de un período de 30 millones de años de polaridad normal (el intervalo de calma del Cretácico). Esto contrasta fuertemente con el comportamiento de hace 150 millones de años y recientemente, cuando el intervalo medio de polaridad es del orden de varios cientos de miles de años.

Aunque la conexión no está clara, actualmente se cree que estos cambios a largo plazo están relacionados con variaciones en el grosor de la capa límite entre el núcleo y el manto; los estudios de la capa límite térmica indican que pueden producirse tales variaciones. Se especula que cuando la capa es gruesa, la tasa de enfriamiento y el suministro de energía son pequeños y el campo se encuentra en un estado de reposo, con inversiones poco frecuentes o incluso ausentes. Por el contrario, cuando la capa es delgada, la tasa de enfriamiento y el suministro de energía son grandes y el campo se encuentra en un estado agitado con frecuentes inversiones, que es el estado que se produce en la actualidad. Véase también: Magnetismo

Variación secular

En la variación secular del campo magnético se incluyen, entre otros factores, la deriva del campo hacia el oeste y la disminución de la intensidad del campo dipolar durante los últimos cientos de años; si la disminución continúa al ritmo actual, se producirá una inversión en aproximadamente mil años. La variación secular del campo magnético en la superficie de la Tierra ha sido razonablemente documentada durante los últimos cientos de años. J. Bloxham y D. Gubbins han realizado una estimación del campo en el límite entre el núcleo y el manto durante este periodo de tiempo que implica la inversión de los datos observados del campo magnético superficial. En el estudio del campo para los años 1715 y 1980 llama la atención que algunos rasgos prominentes parecen ser estacionarios, y se especula que estos rasgos están controlados por las variaciones laterales de temperatura en la capa límite entre el núcleo y el manto.

Fuente de energía

La fuente de energía del geodinamo puede especificarse a partir de un argumento de equilibrio energético. Se estima que la energía necesaria para el proceso de la dínamo en sí es de unos 4 × 1011 W. También se calcula que en el proceso fluye por conducción un flujo de calor equivalente a unos 2,7 × 1012 W a través del límite entre el núcleo y el manto. Una fuente de calor obvia es la desintegración radiactiva, que requiere una cierta cantidad de potasio radiactivo en el núcleo externo. El problema de este proceso es la bajísima eficiencia; sólo un 5,5% del calor queda disponible para alimentar la dinamo.

Se ha propuesto otro mecanismo que no sufre el problema de la eficiencia. Cuando el núcleo se enfría, el hierro sólido (o el níquel-hierro) se congela en el límite del núcleo interno, dejando un componente más ligero en el núcleo externo. El ascenso del material más ligero a través del núcleo líquido da lugar a la llamada convección composicional, y su eficacia es muy alta. El calor latente adicional de cristalización es menos importante en este sentido.

Suponiendo que el núcleo interno haya crecido hasta su tamaño actual en unos 3.000 millones de años, la potencia disponible puede superar los 4 × 1011 W si el salto de densidad a través del límite del núcleo interno supera las 0,302 oz/pulg.3 (0,5 g/cm3). La diferencia de densidad es, pues, una magnitud crucial para la geodinámica. En principio, la sismología puede proporcionar estimaciones de la densidad. En la práctica, el salto de densidad a través del límite del núcleo interno no está bien resuelto.