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Núcleo interno de la Tierra

parte interior del núcleo de la Tierra

El núcleo interno de la Tierra es la capa geológica más interna del planeta. Es principalmente una esfera sólida con un radio de aproximadamente 1220 kilómetros (758,1 mi), que es aproximadamente el 20% del radio de la Tierra o el 70% del radio de la Luna.[1]​[2]​

Estructura de la Tierra
Capas internas de la Tierra
Discontinuidades globales

Discontinuidades regionales

[editar datos en Wikidata]
Véase también: Núcleo (geología)

No hay muestras del núcleo de la Tierra disponibles para la medición directa, como lo hay para el manto terrestre. La información sobre el núcleo de la Tierra proviene principalmente del análisis de las ondas sísmicas y del campo magnético de la Tierra.[3]​ Se cree que el núcleo interno está compuesto de una aleación de hierro-níquel con algunos otros elementos. La temperatura en la superficie del núcleo interno se estima en aproximadamente 5700 K (5430 °C o 9806 °F), que es aproximadamente la temperatura en la superficie del Sol.[4]​

Descubrimiento

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Estructura de la Tierra

La sismóloga danesa Inge Lehmann descubrió que la Tierra tenía un núcleo interno sólido distinto de su núcleo externo fundido en 1936,[5]​[6]​ quien dedujo su presencia al estudiar los sismogramas de los terremotos en Nueva Zelanda. Observó que las ondas sísmicas se reflejan en el límite del núcleo interno y pueden ser detectadas por sismógrafos sensibles en la superficie de la Tierra. Ella infirió un radio de 1400 km para el núcleo interno, no muy lejos del valor actualmente aceptado de 1221 km.[7]​[8]​[9]​ En 1938, B. Gutenberg y C. Richter analizaron un conjunto de datos más extenso y estimaron el grosor del núcleo externo en 1950 km con un empinado pero continuo de transición de 300 km de grosor al núcleo interno; implicando un radio entre 1230 y 1530 km para el núcleo interno.[10]​ : p.372 

Unos años más tarde, en 1940, se planteó la hipótesis de que este núcleo interno estaba hecho de hierro sólido.[11]​ En 1952, F. Birch publicó un análisis detallado de los datos disponibles y concluyó que el núcleo interno probablemente era hierro cristalino.[12]​

El límite entre los núcleos interno y externo a veces se denomina "discontinuidad de Lehmann",[13]​ aunque el nombre generalmente se refiere a otra discontinuidad. El nombre "Bullen" o "discontinuidad de Lehmann-Bullen", después de que se haya propuesto K. Bullen, pero su uso parece ser raro. La rigidez del núcleo interno se confirmó en 1971.[14]​

Dziewoński y Gilbert establecieron que las mediciones de los modos normales de vibración de la Tierra causados por grandes terremotos eran consistentes con un núcleo externo líquido.[15]​ En 2005, se detectaron ondas de corte que atraviesan el núcleo interno; estas afirmaciones fueron inicialmente controvertidas, pero ahora están ganando aceptación.[16]​

Fuentes de datos

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Ondas sísmicas

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Casi todas las mediciones directas que los científicos tienen sobre las propiedades físicas del núcleo interno son las ondas sísmicas que lo atraviesan. Las ondas más informativas son generadas por terremotos profundos, 30 km o más debajo de la superficie de la Tierra (donde el manto es relativamente más homogéneo) y registrado por los sismógrafos a medida que alcanzan la superficie, en todo el mundo.

Las ondas sísmicas incluyen ondas "P" (primarias o de presión), ondas de compresión que pueden viajar a través de materiales sólidos o líquidos, y ondas de corte "S" (secundarias o cortantes) que solo pueden propagarse a través de sólidos elásticos rígidos. Las dos ondas tienen velocidades diferentes y se amortiguan a velocidades diferentes a medida que viajan a través del mismo material.

De particular interés son las llamadas ondas "PKiKP - ondas de presión (P) que comienzan cerca de la superficie, cruzan el límite del núcleo del manto, viajan a través del núcleo (K), se reflejan en el límite del núcleo interno (i), cruza de nuevo el núcleo líquido (K), vuelve a cruzar al manto y se detectan como ondas de presión (P) en la superficie. También son interesantes las ondas "PKIKP", que viajan a través del núcleo interno (I) en lugar de reflejarse en su superficie (i). Esas señales son más fáciles de interpretar cuando el camino desde la fuente al detector está cerca de una línea recta, es decir, cuando el receptor está justo por encima de la fuente para las ondas PKiKP reflejadas, y antipodal para las ondas PKIKP transmitidas.[17]​

Si bien las ondas S no pueden alcanzar o abandonar el núcleo interno como tal, las ondas P se pueden convertir en ondas S y viceversa, ya que alcanzan el límite entre el núcleo interno y externo en un ángulo oblicuo. Las ondas "PKJKP" son similares a las ondas PKIKP, pero se convierten en ondas S cuando ingresan al núcleo interno, viajan a través de él como ondas S (J), y se convierten nuevamente en ondas P cuando salen del núcleo interno. Gracias a este fenómeno, se sabe que el núcleo interno puede propagar ondas S y, por lo tanto, debe ser sólido.

Otras fuentes

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Otras fuentes de información sobre el núcleo interno incluyen

  • El campo magnético de la Tierra. Si bien parece generarse principalmente por corrientes fluidas y eléctricas en el núcleo externo, esas corrientes se ven fuertemente afectadas por la presencia del núcleo interno sólido y por el calor que fluye fuera de él. (Aunque está hecho de hierro, el núcleo aparentemente no es ferromagnético, debido a su temperatura extremadamente alta).
  • La masa de la Tierra, su campo gravitacional y su inercia angular. Todos estos se ven afectados por la densidad y las dimensiones de las capas internas.[18]​
  • Las frecuencias y modos de oscilación natural de toda la Tierra, cuando los grandes terremotos hacen que el planeta "suene" como una campana. Estas oscilaciones también dependen en gran medida de la densidad, el tamaño y la forma de las capas internas.[19]​

Propiedades físicas

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Velocidad de la onda sísmica

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La velocidad de las ondas S en el núcleo varía suavemente de aproximadamente 3.7 km/s en el centro a aproximadamente 3.5 km/s en la superficie. Eso es considerablemente menor que la velocidad de las ondas S en la corteza inferior (aproximadamente 4.5 km/s) y menos de la mitad de la velocidad en el manto profundo, justo por encima del núcleo externo (aproximadamente 7.3 km/s).[4]​ : fig.2 

La velocidad de las ondas P en el núcleo también varía suavemente a través del núcleo interno, desde aproximadamente 11.4 km/s en el centro a aproximadamente 11.1 km/s en la superficie. Luego, la velocidad cae abruptamente en el límite del núcleo interno-externo a aproximadamente 10.4 km/s.[4]​ : fig.2 

Tamaño y forma

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Sobre la base de los datos sísmicos, se estima que el núcleo interno es de aproximadamente 1221 km en radio (2442 km de diámetro),[4]​ que es aproximadamente el 19% del radio de la Tierra y el 70% del radio de la Luna.

Su volumen es de aproximadamente 7.6 mil millones de km cúbico (7.6 × 1018 m³) que es aproximadamente 1/140 (0,7%) del volumen de toda la Tierra.

Su forma se cree que es muy cerca de un elipsoide achatado de revolución, como la superficie de la Tierra, solo que más esférica: El aplanamiento f se estima entre 1/400 y 1/416[18]​ : f.2 significa que el radio a lo largo del eje de la Tierra se estima en aproximadamente 3 km más corto que el radio en el ecuador. En comparación, el aplanamiento de la Tierra como un todo está muy cerca de 1/300 y el radio polar es 21 km más corto que el ecuatorial.

Presión y gravedad

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La presión en el núcleo interno de la Tierra es ligeramente mayor que en el límite entre los núcleos externo e interno: oscila entre aproximadamente 330 a 360 gigapascales (3,300,000 a 3,600,000 atm).[4]​[20]​[21]​

La aceleración de la gravedad en la superficie del núcleo interno se puede calcular para que sea 4.3 m/s2;[22]​ que es menos de la mitad del valor en la superficie de la Tierra (9.8 m/s2).

Densidad y masa

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Se cree que la densidad del núcleo interno varía suavemente de aproximadamente 13.0 kg/L (= g/cm³ = t/m³) en el centro a aproximadamente 12.8 kg/L en la superficie. Como sucede con otras propiedades del material, la densidad cae repentinamente en esa superficie: se cree que el líquido justo por encima del núcleo interno es significativamente menos denso, aproximadamente a 12,1 kg/L.[4]​ A modo de comparación, la densidad media en los 100 km superiores de la Tierra es aproximadamente 3.4 kg/L.

Esa densidad implica una masa de aproximadamente 1023 kg para el núcleo interno, que es 1/60 (1.7%) de la masa de toda la Tierra.

Temperatura

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La temperatura del núcleo interno se puede estimar a partir de la temperatura de fusión del hierro impuro a la presión a la que se encuentra el hierro en el límite del núcleo interno (aproximadamente 330 GPa). A partir de estas consideraciones, se estimó su temperatura entre 5400 Kelvin (5126,9 °C) y 5700 Kelvin (5426,9 °C).[4]​ Sin embargo, se obtuvo experimentalmente una temperatura sustancialmente más alta para el punto de fusión del hierro, 6230 ± 500 K.[23]​

El hierro puede ser sólido a temperaturas tan altas solo porque su temperatura de fusión aumenta dramáticamente a presiones de esa magnitud (vea la relación Clausius-Clapeyron).[24]​[25]​

Campo magnético

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Se determinó que el campo magnético promedio en el núcleo externo líquido es de aproximadamente 2.5 militeslas (25 gauss), que es aproximadamente 40 veces la fuerza máxima en la superficie. Partió del hecho conocido de que la Luna y el Sol causan mareas en el núcleo externo líquido, tal como lo hacen en los océanos en la superficie. Observó que el movimiento del líquido a través del campo magnético local crea corrientes eléctricas, que disipan la energía como calor según la ley de Ohm. Esta disipación, a su vez, amortigua los movimientos de las mareas y explica las anomalías detectadas previamente en la nutación de la Tierra. A partir de la magnitud del último efecto, pudo calcular el campo magnético.[26]​ El campo dentro del núcleo interno presumiblemente tiene una fuerza similar. Si bien es indirecta, esta medición no depende significativamente de ninguna suposición sobre la evolución de la Tierra o la composición del núcleo.

Viscosidad

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Aunque las ondas sísmicas se propagan a través del núcleo como si fuera sólido, las mediciones no pueden distinguir entre un material perfectamente sólido de uno extremadamente viscoso. Por lo tanto, algunos científicos han considerado si puede haber una convección lenta en el núcleo interno (como se cree que existe en el manto). Esa podría ser una explicación para la anisotropía detectada en estudios sísmicos. Se estimó la viscosidad del núcleo interno en 1018 Pa·s;[27]​ que es un sextillón de veces la viscosidad del agua, y más de mil millones de veces la de la brea.

Composición

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Todavía no hay evidencia directa sobre la composición del núcleo interno. Sin embargo, según la prevalencia relativa de varios elementos químicos en el sistema solar, la teoría de la formación planetaria y las restricciones impuestas o implicadas por la química del resto del volumen de la Tierra, se cree que el núcleo interno consiste principalmente en una aleación hierro-níquel.

A las presiones conocidas y las temperaturas estimadas del núcleo, se predice que el hierro puro podría ser sólido, pero su densidad excedería la densidad conocida del núcleo en aproximadamente un 3%. Ese resultado implica la presencia de elementos más ligeros en el núcleo, como silicio, oxígeno o azufre, además de la probable presencia de níquel.[28]​ Estimaciones más recientes permiten hasta 10% de níquel y 2–3% de elementos más ligeros no identificados.[4]​

Según algunos cálculos, el núcleo externo líquido contiene 8-13% de oxígeno, pero a medida que el hierro se cristaliza para formar el núcleo interno, el oxígeno queda mayormente en el líquido.[4]​

Los experimentos de laboratorio y el análisis de las velocidades de las ondas sísmicas parecen indicar que el núcleo interno consiste específicamente en alótropos de hierro, una forma cristalina del metal con la estructura hexagonal compacta (hcp). Esa estructura aún puede admitir la inclusión de pequeñas cantidades de níquel y otros elementos.[17]​[29]​

Además, si el núcleo interno crece por precipitación de partículas solidificadas que caen sobre su superficie, entonces algo de líquido también puede quedar atrapado en los espacios porosos. En ese caso, parte de este fluido residual aún puede persistir en un pequeño grado en gran parte de su interior.

Estructura

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Muchos científicos inicialmente esperaban que el núcleo interno fuera homogéneo, porque ese mismo proceso debería haber continuado de manera uniforme durante toda su formación. Incluso se sugirió que el núcleo interno de la Tierra podría ser un solo cristal de hierro.[30]​

Anisotropía alineada con el eje

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Se ha observado que el tiempo de viaje de las ondas PKIKP (ondas P que viajan a través del núcleo interno) fue de aproximadamente 2 segundos menos para las rutas rectas de norte a sur que las rutas rectas en el plano ecuatorial.[31]​ Incluso teniendo en cuenta el aplanamiento de la Tierra en los polos (aproximadamente 0.33% para toda la Tierra, 0.25% para el núcleo interno) y la corteza y las heterogeneidades del manto superior, esta diferencia implicaba que las ondas P (de un amplio rango de longitudes de onda) viajan a través del núcleo interno aproximadamente un 1% más rápido en la dirección norte-sur que a lo largo de las direcciones perpendiculares a eso.[32]​

Esta anisotropía de la velocidad de la onda P ha sido confirmada por estudios posteriores, que incluyen más datos sísmicos[17]​ y el estudio de las oscilaciones libres de toda la Tierra.[19]​ Algunos autores han afirmado valores más altos para la diferencia, hasta 4.8%; sin embargo, en se confirmó que el valor está entre 0.5% y 1.5%.[33]​

Anisotropía no axial

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Algunos autores han afirmado que la velocidad de la onda P es más rápida en direcciones oblicuas o perpendiculares al eje NS, al menos en algunas regiones del núcleo interno.[34]​ Sin embargo, estas afirmaciones han sido disputadas, afirmando que la dirección de la velocidad máxima está tan cerca del eje de rotación de la Tierra.[35]​

Causas de la anisotropía

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Los datos de laboratorio y los cálculos teóricos indican que la propagación de las ondas de presión en los cristales hcp de ε-hierro también son fuertemente anisotrópicos, con un eje "rápido" y dos ejes igualmente "lentos". Una preferencia por los cristales en el núcleo para alinearse en la dirección norte-sur podría explicar la anomalía sísmica observada.[17]​

Un fenómeno que podría causar tal alineación parcial es el flujo lento ("arrastre") dentro del núcleo interno, desde el ecuador hacia los polos o viceversa. Ese flujo haría que los cristales se reorientaran parcialmente de acuerdo con la dirección del flujo. Se ha propuesto que dicho flujo podría ser causado por una mayor tasa de congelación en el ecuador que en las latitudes polares. Entonces se establecería un flujo de ecuador a polo en el núcleo interno, tendiendo a restablecer el equilibrio isostático de su superficie.[36]​[29]​

Otros sugirieron que el flujo requerido podría ser causado por una convección térmica lenta dentro del núcleo interno. Se ha afirmado que tales movimientos convectivos eran poco probables.[37]​ Sin embargo, al estimar la viscosidad del núcleo interno, se descubrió que tal convección podría haber ocurrido, especialmente cuando el núcleo era más pequeño.[27]​

Por otro lado, se ha propuesto que la anisotropía se debía a una tendencia observada de los cristales de hierro a crecer más rápido cuando sus ejes cristalográficos están alineados con la dirección del flujo de calor de enfriamiento y que el flujo de calor fuera del núcleo interno estaría sesgado hacia la dirección radial.[38]​

Además se ha propuesto que los cambios en el campo magnético también podrían deformar el núcleo interno lentamente con el tiempo.[39]​

Múltiples capas

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Se ha presentado evidencia de que el núcleo interno sólido contenía un "núcleo interno más interno" (IMIC) con propiedades algo diferentes que la cubierta a su alrededor. La naturaleza de las diferencias y el radio del IMIC aún no se han resuelto, con propuestas que van desde 300 km a 750 km.[40]​[41]​[42]​[35]​

También se ha propuesto un modelo de tres capas, con un "núcleo interno interno" (IIC) con aproximadamente 500 km de radio, una capa de "núcleo interno externo" (OIC) de aproximadamente 600 km de espesor, y una capa isotrópica 100 km de espesor. En este modelo, la dirección de "onda P más rápida" sería paralela al eje de la Tierra en el OIC, pero perpendicular a ese eje en el IIC.[34]​ Sin embargo, la conclusión ha sido disputada por las afirmaciones de que no es necesario que haya discontinuidades agudas en el núcleo interno, solo un cambio gradual de las propiedades con la profundidad.[35]​

Variación lateral

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Se ha afirmado, sobre la base de datos sísmicos, que la anisotropía del material del núcleo interno, mientras estaba orientada NS, era más pronunciada en el hemisferio "oriental" del núcleo interno (aproximadamente a 110 °E longitud, aproximadamente debajo de Borneo) que en el hemisferio "occidental" (aproximadamente 70° O, aproximadamente debajo de Colombia).[43]​ : fg.9 

Se ha propuesto que esta asimetría podría deberse a la fusión en el hemisferio oriental y la recristalización en el hemisferio occidental.[44]​ Se ha llegado a conjeturar que este proceso podría explicar la asimetría en el campo magnético de la Tierra.[45]​ Sin embargo se ha alegado que los datos muestran solo una anisotropía débil, con una velocidad en la dirección NS solo 0.5 a 1.5% más rápida que en direcciones ecuatoriales, y sin signos claros de variación EO.[33]​

Otra estructura

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Otros investigadores afirman que las propiedades de la superficie del núcleo interno varían de un lugar a otro a distancias tan pequeñas como 1 km. Esta variación es sorprendente ya que se sabe que las variaciones de temperatura lateral a lo largo del límite interior-núcleo son extremadamente pequeñas (esta conclusión está restringida con seguridad por las observaciones de campo magnético).

Crecimiento

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Esquema del movimiento del núcleo interno y externo de la Tierra y del campo magnético que genera.

Se cree que el núcleo interno de la Tierra crece lentamente a medida que el núcleo externo líquido en el límite con el núcleo interno se enfría y solidifica debido al enfriamiento gradual del interior de la Tierra (aproximadamente 100 grados Celsius por billón de años).[46]​

Según algunos cálculos, a medida que el hierro cristaliza en el núcleo interno, el líquido justo encima se enriquece en oxígeno y, por lo tanto, es menos denso que el resto del núcleo externo. Este proceso crea corrientes de convección en el núcleo externo, que se cree que son el principal impulsor de las corrientes que crean el campo magnético de la Tierra.[4]​

La existencia del núcleo interno también afecta los movimientos dinámicos del líquido en el núcleo externo y, por lo tanto, puede ayudar a reparar el campo magnético.

Dinámica

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Debido a que el núcleo interno no está conectado rígidamente al manto sólido de la Tierra, la posibilidad de que gire un poco más rápido o más lento que el resto de la Tierra se ha discutido durante mucho tiempo.[47]​[48]​ En la década de 1990, los sismólogos hicieron varias afirmaciones sobre la detección de este tipo de súper rotación al observar los cambios en las características de las ondas sísmicas que pasan por el núcleo interno durante varias décadas, utilizando la propiedad mencionada de que transmite ondas más rápidamente en algunas direcciones. Se ha estimado que esta "súper rotación" del núcleo interno en relación con el manto era de aproximadamente un grado por año.[49]​[50]​ Se ha comparado las grabaciones de "dobletes sísmicos" (grabaciones de la misma estación de terremotos que ocurren en la misma ubicación en el lado opuesto de la Tierra, con años de diferencia), y se revisó esa estimación de 0.3 a 0.5 grados por año.[51]​

Se ha notado que los campos gravitacionales del Sol y la Luna responsables de las mareas oceánicas también aplican pares a la Tierra, lo que afecta su eje de rotación y una disminución de su velocidad de rotación. Esos pares se sienten principalmente por la corteza y el manto, de modo que su eje y velocidad de rotación pueden diferir de la rotación general del fluido en el núcleo externo y la rotación del núcleo interno. La dinámica es complicada debido a las corrientes y los campos magnéticos en el núcleo interno. Encuentran que el eje del núcleo interno se tambalea (nuta) ligeramente con un período de aproximadamente 1 día. Con algunos supuestos sobre la evolución de la Tierra, concluyen que los movimientos fluidos en el núcleo externo habrían entrado en resonancia con las fuerzas de marea en varias ocasiones en el pasado (hace 3.0, 1.8 y 0.3 mil millones de años). Durante esas épocas, que duraron entre 200 y 300 millones de años cada una, el calor adicional generado por movimientos de fluidos más fuertes podría haber detenido el crecimiento del núcleo interno.[52]​

Edad

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Las teorías sobre la edad del núcleo son necesariamente parte de las teorías de la historia de la Tierra en su conjunto. Este ha sido un tema muy debatido y todavía se está discutiendo en la actualidad. Se cree ampliamente que el núcleo interno sólido de la Tierra se formó a partir de un núcleo inicialmente completamente líquido a medida que la Tierra se enfriaba. Sin embargo, todavía no hay evidencia firme sobre el momento en que comenzó este proceso.[3]​

Estimaciones de edad de diferentes estudios y métodos
T = modelado termodinámico
P = análisis de paleomagnetismo
(R) = con elementos radiactivos
(N) = sin ellos
Fecha Autores Años Método
2001 Labrosse y col.[53]​ 1 ± 0.5 T(N)
2003 Labrosse[54]​ ~2 T(R)
2011 Smirnov y col.[55]​ 2–3.5 P
2014 Driscoll y Bercovici[56]​ 0,65 T
2015 Labrosse[57]​ <0.7 T
2015 Biggin y col.[58]​ 1–1.5 P
2016 Ohta y col.[59]​ <0.7 T
2016 Konôpková y col.[60]​ <4.2 T
2019 Bono y col.[61]​ 0.5 P

Se han utilizado dos enfoques principales para inferir la edad del núcleo interno: el modelado termodinámico del enfriamiento de la Tierra y el análisis de evidencia paleomagnética. Las estimaciones obtenidas por estos métodos todavía varían en un amplio rango, de 0.5 a 2 mil millones de años.

Evidencia termodinámica

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Flujo de calor de la tierra interior[62]​[63]​

Una de las formas de estimar la edad del núcleo interno es modelando el enfriamiento de la Tierra, limitado por un valor mínimo para el flujo de calor en el límite núcleo-manto (CMB). Esa estimación se basa en la teoría predominante de que el campo magnético de la Tierra se desencadena principalmente por las corrientes de convección en la parte líquida del núcleo, y el hecho de que se requiere un flujo de calor mínimo para mantener esas corrientes. El flujo de calor en el CMB en la actualidad se puede estimar de manera confiable porque está relacionado con el flujo de calor medido en la superficie de la Tierra y con la tasa medida de convección del manto.[64]​[53]​

Suponiendo que no había elementos radiactivos en el núcleo, se ha estimado de 1 ± 0.5 mil millones de años para la edad del núcleo interno, considerablemente menos que la edad estimada de la Tierra y de su líquido. núcleo (alrededor de 4500 millones de años)[53]​ Además se concluyó que, si el núcleo contenía una cantidad razonable de elementos radiactivos, la edad del núcleo interno podría ser unos cientos de millones de años mayor.[54]​

Mediante cálculos teóricos se ha propuesto que la conductividad eléctrica del hierro y otros materiales centrales hipotéticos, a las altas presiones y temperaturas esperadas allí, eran dos o tres veces más altas de lo que se suponía en investigaciones anteriores.[65]​ Estas predicciones fueron confirmadas por mediciones.[66]​ Los valores más altos para la conductividad eléctrica llevaron a mayores estimaciones de la conductividad térmica, a 90 W/m/K; que, a su vez, redujo las estimaciones de su antigüedad a menos de 700 millones de años.[57]​[59]​

Sin embargo, posteriormente por medición directa de la conductividad térmica del hierro sólido en condiciones de núcleo interno, se obtuvo un valor mucho más bajo, 18–44 W/m/K. Con esos valores, obtuvieron un límite superior de 4.200 millones de años para la edad del núcleo interno, compatible con la evidencia paleomagnética.[60]​

En 2014, Driscoll y Bercovici publicaron una historia térmica de la Tierra que evitó la llamada catástrofe térmica del manto y la nueva paradoja central al invocar 3 TW de calentamiento radiogénico por la descomposición de 40K en el núcleo Estas abundancias tan elevadas de K en el núcleo no están respaldadas por estudios experimentales de partición, por lo que dicha historia térmica sigue siendo muy discutible.[56]​

Evidencia paleomagnética

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Otra forma de estimar la edad de la Tierra es analizar los cambios en el campo magnético de la Tierra durante su historia, como atrapados en las rocas que se formaron en varios momentos (el "registro paleomagnético"). La presencia o ausencia del núcleo interno sólido podría dar lugar a procesos dinámicos muy diferentes en el núcleo que podrían conducir a cambios notables en el campo magnético.[67]​

En 2011, se publicó un análisis del paleomagnetismo en una gran muestra de rocas que se formaron en el Neoarqueano (hace 2.800 a 2.500 millones de años) y en el Proterozoico (2.5 a 0.541 mil millones). Descubriendo que el campo geomagnético estaba más cerca del de un dipolo magnético durante el Neoarqueano que después. Interpretando ese cambio como evidencia de que el efecto dínamo estaba más profundamente asentado en el núcleo durante esa época, mientras que en el tiempo posterior las corrientes más cercanas al límite núcleo-manto crecieron en importancia. Además, especulan que el cambio puede deberse al crecimiento del núcleo interno sólido entre 3.5 y 2.000 millones de años atrás.[55]​

En 2015, se publicó el análisis de un conjunto extenso y cuidadosamente seleccionado de muestras precámbricas y observó un aumento notable en la intensidad y la variación del campo magnético de la Tierra hace alrededor de 1 a 1.500 millones de años. Este cambio no se había notado antes debido a la falta de suficientes mediciones robustas. Especulaba que el cambio podría deberse al nacimiento del núcleo interno sólido de la Tierra. A partir de su estimación de edad, derivaron un valor bastante modesto para la conductividad térmica del núcleo externo, que permitió modelos más simples de la evolución térmica de la Tierra.[58]​

En 2016, se publicó un modelo de dinamo numérico en evolución que hizo una predicción detallada de la evolución del campo paleomagnético sobre 0-2 Ga. El modelo de dinamo en evolución se basaba en condiciones de límite variables en el tiempo producidas por la solución de historial térmico. El modelo de dinamo en evolución predijo una dinamo de campo fuerte antes de 1.7 Ga que es multipolar, una dinamo de campo fuerte de 1.0-1.7 Ga que es predominantemente dipolar, una dinamo de campo débil de 0.6-1.0 Ga que es un dipolo no axial, y una dinamo de campo fuerte después de la nucleación del núcleo interno de 0-0.6 Ga que es predominantemente dipolar.[68]​

Un análisis de muestras de rocas de la época de Ediacarán (formado hace unos 565 millones de años), reveló una intensidad inusualmente baja y dos direcciones distintas para el campo geomagnético durante ese tiempo. Considerando otra evidencia de alta frecuencia de reversiones de campos magnéticos alrededor de ese tiempo, especulan que esas anomalías podrían deberse al inicio de la formación del núcleo interno, que entonces tendría 0.5 mil millones de años.[61]​ A News and Views por P. Driscoll resume el estado del campo después de los resultados de Bono.[69]​

Véase también

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Referencias

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  1. ↑ Monnereau, Marc; Calvet, Marie; Margerin, Ludovic; Souriau, Annie (21 de mayo de 2010). «Lopsided Growth of Earth's Inner Core». Science 328 (5981): 1014-1017. Bibcode:2010Sci...328.1014M. PMID 20395477. doi:10.1126/science.1186212. 
  2. ↑ Engdahl, E. R.; Flinn, E. A.; Massé, R. P. (1974). «Differential PKiKP Travel Times and the Radius of the Inner Core». Geophysical Journal International 39 (3): 457-463. doi:10.1111/j.1365-246x.1974.tb05467.x. 
  3. ↑ a b Allègre, Claude J.; Manhès, Gérard; Göpel, Christa (April 1995). «The age of the Earth». Geochimica et Cosmochimica Acta 59 (8): 1445-1456. Bibcode:1995GeCoA..59.1445A. ISSN 0016-7037. doi:10.1016/0016-7037(95)00054-4. 
  4. ↑ a b c d e f g h i j Alfè, D.; Gillan, M. J.; Price, G. D. (2007). «Temperature and composition of the Earth's core». Contemporary Physics 48 (2): 63-80. doi:10.1080/00107510701529653. 
  5. ↑ Edmond A. Mathez, ed. (2000). Earth: inside and Out. American Museum of Natural History. 
  6. ↑ (2008): "Inge Lehmann: Discoverer of the Earth's Inner Core ".
  7. ↑ Inge Lehmann (1936): "P'".
  8. ↑ Lehmann, Inge (1987). «Seismology in the days of old». Eos, Transactions American Geophysical Union 68 (3): 33-35. doi:10.1029/EO068i003p00033-02. 
  9. ↑ Bruce A. Bolt and Erik Hjortenberg (1994): "Memorial essay: Inge Lehmann (1888–1993)".
  10. ↑ Richter, Gutenberg C. F. (1938). «P′ and the Earth's Core». Geophysical Supplements to the Monthly Notices of the Royal Astronomical Society 4 (5): 363-372. doi:10.1111/j.1365-246X.1938.tb01761.x. 
  11. ↑ Hussey, John (31 de julio de 2014). Bang to Eternity and Betwixt: Cosmos (en inglés). John Hussey. 
  12. ↑ Birch, Francis (1952). «Elasticity and constitution of the Earth's interior». Journal of Geophysical Research 57 (2): 227-286. Bibcode:1952JGR....57..227B. doi:10.1029/JZ057i002p00227. 
  13. ↑ Robert E Krebs (2003). The basics of earth science. Greenwood Publishing Company. ISBN 978-0-313-31930-3. 
  14. ↑ Lee, William H. K.; Kanamori, Hiroo; Jennings, eds. (2002). International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology; part A. Academic Press. p. 926. ISBN 978-0-12-440652-0. 
  15. ↑ A. M. Dziewoński; F. Gilbert (24 de diciembre de 1971). «Solidity of the Inner Core of the Earth inferred from Normal Mode Observations». Nature 234 (5330): 465-466. Bibcode:1971Natur.234..465D. doi:10.1038/234465a0. 
  16. ↑ Robert Roy Britt (14 de abril de 2005). «Finally, a Solid Look at Earth's Core». Consultado el 22 de mayo de 2007. 
  17. ↑ a b c d Romanowicz, Barbara; Cao, Aimin; Godwal, Budhiram; Wenk, Rudy; Ventosa, Sergi; Jeanloz, Raymond (2016). «Seismic anisotropy in the Earth's innermost inner core: Testing structural models against mineral physics predictions». Geophysical Research Letters 43: 93-100. doi:10.1002/2015GL066734. 
  18. ↑ a b Denis, C.; Rogister, Y.; Amalvict, M.; Delire, C.; Denis, A. İbrahim; Munhoven, G. (1997). «Hydrostatic flattening, core structure, and translational mode of the inner core». Physics of the Earth and Planetary Interiors 99 (3–4): 195-206. doi:10.1016/S0031-9201(96)03219-0. 
  19. ↑ a b Tromp, Jeroen (1993). «Support for anisotropy of the Earth's inner core from free oscillations». Nature 366: 678-681. doi:10.1038/366678a0. 
  20. ↑ David. R. Lide, ed. (2006–2007). CRC Handbook of Chemistry and Physics (87th edición). pp. j14-13. Archivado desde el original el 24 de julio de 2017. Consultado el 4 de diciembre de 2006. 
  21. ↑ Dziewoński, Adam M.; Anderson, Don L. (1981). «Preliminary reference Earth model». Physics of the Earth and Planetary Interiors 25 (4): 297-356. Bibcode:1981PEPI...25..297D. doi:10.1016/0031-9201(81)90046-7. 
  22. ↑ Souriau, Annie; Souriau, Marc (1989). «Ellipticity and density at the inner core boundary from subcritical PKiKP and PcP data». Geophysical Journal International 98 (1): 39-54. doi:10.1111/j.1365-246X.1989.tb05512.x. 
  23. ↑ S. Anzellini; A. Dewaele; M. Mezouar; P. Loubeyre; G. Morard (2013). «Melting of Iron at Earth's Inner Core Boundary Based on Fast X-ray Diffraction». Science 340 (6136): 464-466. Bibcode:2013Sci...340..464A. PMID 23620049. doi:10.1126/science.1233514. 
  24. ↑ Anneli Aitta (1 de diciembre de 2006). «Iron melting curve with a tricritical point». Journal of Statistical Mechanics: Theory and Experiment 2006 (12): 12015-12030. Bibcode:2006JSMTE..12..015A. arXiv:cond-mat/0701283. doi:10.1088/1742-5468/2006/12/P12015. 
  25. ↑ Anneli Aitta (1 de julio de 2008). Light matter in the core of the Earth: its identity, quantity and temperature using tricritical phenomena. arXiv:0807.0187. 
  26. ↑ Buffett, Bruce A. (2010). «Tidal dissipation and the strength of the Earth's internal magnetic field». Nature 468: 952-954. Bibcode:2010Natur.468..952B. PMID 21164483. doi:10.1038/nature09643. 
  27. ↑ a b Buffett, Bruce A. (2009). «Onset and orientation of convection in the inner core». Geophysical Journal International 179 (2): 711-719. doi:10.1111/j.1365-246X.2009.04311.x. 
  28. ↑ Stixrude, Lars; Wasserman, Evgeny; Cohen, Ronald E. (10 de noviembre de 1997). «Composition and temperature of Earth's inner core». Journal of Geophysical Research: Solid Earth 102 (B11): 24729-24739. Bibcode:1997JGR...10224729S. ISSN 2156-2202. doi:10.1029/97JB02125. 
  29. ↑ a b Lincot, A.; Ph; Deguen, R.; Merkel, S. (2016). «Multiscalemodel of global inner-core anisotropy induced by hcp alloy plasticity». Geophysical Research Letters 43: 1084-1091. doi:10.1002/2015GL067019. 
  30. ↑ Broad, William J. (4 de abril de 1995). «The Core of the Earth May Be a Gigantic Crystal Made of Iron». NY Times. ISSN 0362-4331. Consultado el 21 de diciembre de 2010. 
  31. ↑ Poupinet, G.; Pillet, R.; Souriau, A. (15 de septiembre de 1983). «Possible heterogeneity of the Earth's core deduced from PKIKP travel times». Nature (en inglés) 305 (5931): 204-206. Bibcode:1983Natur.305..204P. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/305204a0. 
  32. ↑ Morelli, Andrea; Dziewoński, Adam M.; Woodhouse, John H. (1986). «Anisotropy of the inner core inferred from PKIKP travel times». Geophysical Research Letters 13 (13): 1545-1548. doi:10.1029/GL013i013p01545. 
  33. ↑ a b Frost, Daniel A.; Romanowicz, Barbara (2017). «Constraints on inner core anisotropy using array observations of P'P'». Geophysical Research Letters 44: 10878-10886. doi:10.1002/2017GL075049. 
  34. ↑ a b Wang, Tao; Song, Xiaodong (2018). «Support for equatorial anisotropy of Earth's inner-inner core from seismic interferometry at low latitudes». Physics of the Earth and Planetary Interiors 276: 247-257. doi:10.1016/j.pepi.2017.03.004. 
  35. ↑ a b c Daniel, A.Frost; Romanowicz, Barbara (2019). «On the orientation of the fast and slow directions of anisotropy in the deep inner core». Physics of the Earth and Planetary Interiors 286: 101-110. doi:10.1016/j.pepi.2018.11.006. 
  36. ↑ S.I. Yoshida; I. Sumita; M. Kumazawa (1996). «Growth model of the inner core coupled with the outer core dynamics and the resulting elastic anisotropy». Journal of Geophysical Research: Solid Earth 101 (B12): 28085-28103. Bibcode:1996JGR...10128085Y. doi:10.1029/96JB02700. 
  37. ↑ T. Yukutake (1998). «Implausibility of thermal convection in the Earth's solid inner core». Phys. Earth Planet. Inter. 108 (1): 1-13. Bibcode:1998PEPI..108....1Y. doi:10.1016/S0031-9201(98)00097-1. 
  38. ↑ Bergman, Michael I. (1997). «"Measurements of electric anisotropy due to solidification texturing and the implications for the Earth's inner core". Letter to». Nature 389: 60-63. doi:10.1038/37962. 
  39. ↑ S. I. Karato (1999). «Seismic anisotropy of the Earth's inner core resulting from flow induced by Maxwell stresses». Nature 402 (6764): 871-873. Bibcode:1999Natur.402..871K. doi:10.1038/47235. 
  40. ↑ Ishii, Miaki; Dziewoński, Adam M. (2002). «The innermost inner core of the earth: Evidence for a change in anisotropic behavior at the radius of about 300 km». Proceedings of the National Academy of Sciences 99 (22): 14026-14030. doi:10.1073/pnas.172508499. 
  41. ↑ Cao, A.; Romanowicz, B. (2007). «Test of the innermost inner core models using broadband PKIKP travel time residuals». Geophysical Research Letters 34: L08303. doi:10.1029/2007GL029384. 
  42. ↑ Kazuro Hirahara; Toshiki Ohtaki; Yasuhiro Yoshida (1994). «Seismic structure near the inner core-outer core boundary». Geophys. Res. Lett. 51 (16): 157-160. Bibcode:1994GeoRL..21..157K. doi:10.1029/93GL03289. 
  43. ↑ Tanaka, Satoru; Hamaguchi, Hiroyuki (1997). «Degree one heterogeneity and hemispherical variation of anisotropy in the inner core from PKP(BC)–PKP(DF) times». Journal of Geophysical Research: Solid Earth 102 (B2): 2925-2938. doi:10.1029/96JB03187. 
  44. ↑ Alboussière, T.; Deguen, R.; Melzani, M. (2010). «Melting-induced stratification above the Earth's inner core due to convective translation». Nature 466 (7307): 744-747. Bibcode:2010Natur.466..744A. PMID 20686572. arXiv:1201.1201. doi:10.1038/nature09257. 
  45. ↑ "Figure 1: East–west asymmetry in inner-core growth and magnetic field generation." from Finlay, Christopher C. (2012). «Core processes: Earth's eccentric magnetic field». Nature Geoscience 5 (8): 523-524. Bibcode:2012NatGe...5..523F. doi:10.1038/ngeo1516. 
  46. ↑ J.A. Jacobs (1953). «The Earth's inner core». Nature 172 (4372): 297-298. Bibcode:1953Natur.172..297J. doi:10.1038/172297a0. 
  47. ↑ Aaurno, J. M.; Brito, D.; Olson, P. L. (1996). «Mechanics of inner core super-rotation». Geophysical Research Letters 23 (23): 3401-3404. Bibcode:1996GeoRL..23.3401A. doi:10.1029/96GL03258. 
  48. ↑ Xu, Xiaoxia; Song, Xiaodong (2003). «Evidence for inner core super-rotation from time-dependent differential PKP traveltimes observed at Beijing Seismic Network». Geophysical Journal International 152 (3): 509-514. Bibcode:2003GeoJI.152..509X. doi:10.1046/j.1365-246X.2003.01852.x. 
  49. ↑ Song, Xiaodong; Richards, Paul G. (1996). «Seismological evidence for differential rotation of the Earth's inner core». Nature 382: 221-224. Bibcode:1996Natur.382..221S. doi:10.1038/382221a0. 
  50. ↑ R. Monasterski (20 de julio de 1996). «Putting a New Spin on Earth's Core». Science News 150 (3): 36. doi:10.2307/3980339. 
  51. ↑ Zhang1, Jian; Song, Xiaodong; Li, Yingchun; Richards, Paul G.; Sun, Xinlei; Waldhauser, Felix (2005). «Inner Core Differential Motion Confirmed by Earthquake Waveform Doublets». Science 309 (5739): 1357-1360. Bibcode:2005Sci...309.1357Z. PMID 16123296. doi:10.1126/science.1113193. 
  52. ↑ Greff-Lefftz, Marianne; Legros, Hilaire (1999). «Core Rotational Dynamics and Geological Events». Science 286 (5445): 1707-1709. doi:10.1126/science.286.5445.1707. 
  53. ↑ a b c Labrosse, Stéphane; Poirier, Jean-Paul; Le Mouël, Jean-Louis (2001). «The age of the inner core». Earth and Planetary Science Letters 190 (3–4): 111-123. Bibcode:2001E&PSL.190..111L. ISSN 0012-821X. doi:10.1016/S0012-821X(01)00387-9. 
  54. ↑ a b Labrosse, Stéphane (November 2003). «Thermal and magnetic evolution of the Earth's core». Physics of the Earth and Planetary Interiors 140 (1–3): 127-143. ISSN 0031-9201. doi:10.1016/j.pepi.2003.07.006. 
  55. ↑ a b Smirnov, Aleksey V.; Tarduno, John A.; Evans, David A.D. (August 2011). «Evolving core conditions ca. 2 billion years ago detected by paleosecular variation». Physics of the Earth and Planetary Interiors 187 (3–4): 225-231. doi:10.1016/j.pepi.2011.05.003. 
  56. ↑ a b Driscoll, Peter E.; Bercovici, David (1 de noviembre de 2014). «On the thermal and magnetic histories of Earth and Venus: Influences of melting, radioactivity, and conductivity». Physics of the Earth and Planetary Interiors 236: 36-51. Bibcode:2014PEPI..236...36D. doi:10.1016/j.pepi.2014.08.004. 
  57. ↑ a b Labrosse, Stéphane (October 2015). «Thermal evolution of the core with a high thermal conductivity». Physics of the Earth and Planetary Interiors 247: 36-55. Bibcode:2015PEPI..247...36L. ISSN 0031-9201. doi:10.1016/j.pepi.2015.02.002. 
  58. ↑ a b Biggin, A. J.; Piispa, E. J.; Pesonen, L. J.; Holme, R.; Paterson, G. A.; Veikkolainen, T.; Tauxe, L. (October 2015). «Palaeomagnetic field intensity variations suggest Mesoproterozoic inner-core nucleation». Nature 526 (7572): 245-248. doi:10.1038/nature15523. 
  59. ↑ a b Ohta, Kenji; Kuwayama, Yasuhiro; Hirose, Kei; Shimizu, Katsuya; Ohishi, Yasuo (June 2016). «Experimental determination of the electrical resistivity of iron at Earth's core conditions». Nature 534 (7605): 95-98. PMID 27251282. doi:10.1038/nature17957. 
  60. ↑ a b Konôpková, Zuzana; McWilliams, R. Stewart; Gómez-Pérez, Natalia; Goncharov, Alexander F. (June 2016). «Direct measurement of thermal conductivity in solid iron at planetary core conditions». Nature 534 (7605): 99-101. PMID 27251283. doi:10.1038/nature18009. 
  61. ↑ a b Bono, Richard K.; Tarduno, John A.; Nimmo, Francis; Cottrell, Rory D. (28 de enero de 2019). «Young inner core inferred from Ediacaran ultra-low geomagnetic field intensity». Nature Geoscience 12 (2): 143-147. doi:10.1038/s41561-018-0288-0. 
  62. ↑ Dye, S. T. (September 2012). «Geoneutrinos and the radioactive power of the Earth». Reviews of Geophysics 50 (3). Bibcode:2012RvGeo..50.3007D. ISSN 8755-1209. arXiv:1111.6099. doi:10.1029/2012rg000400. 
  63. ↑ Arevalo, Ricardo; McDonough, William F.; Luong, Mario (February 2009). «The K-U ratio of the silicate Earth: Insights into mantle composition, structure and thermal evolution». Earth and Planetary Science Letters 278 (3–4): 361-369. Bibcode:2009E&PSL.278..361A. ISSN 0012-821X. doi:10.1016/j.epsl.2008.12.023. 
  64. ↑ Mollett, S. (March 1984). «Thermal and magnetic constraints on the cooling of the Earth». Geophysical Journal International 76 (3): 653-666. ISSN 0956-540X. doi:10.1111/j.1365-246x.1984.tb01914.x. 
  65. ↑ Pozzo, Monica; Davies, Chris; Gubbins, David; Alfè, Dario (11 de abril de 2012). «Thermal and electrical conductivity of iron at Earth's core conditions». Nature 485 (7398): 355-358. Bibcode:2012Natur.485..355P. PMID 22495307. arXiv:1203.4970. doi:10.1038/nature11031. 
  66. ↑ Gomi, Hitoshi; Ohta, Kenji; Hirose, Kei; Labrosse, Stéphane; Caracas, Razvan; Verstraete, Matthieu J.; Hernlund, John W. (1 de noviembre de 2013). «The high conductivity of iron and thermal evolution of the Earth's core». Physics of the Earth and Planetary Interiors 224: 88-103. Bibcode:2013PEPI..224...88G. doi:10.1016/j.pepi.2013.07.010. 
  67. ↑ Aubert, Julien; Tarduno, John A.; Johnson, Catherine L. (2010), «Observations and Models of the Long-Term Evolution of Earth's Magnetic Field», Terrestrial Magnetism (Springer New York): 337-370, ISBN 9781441979544 .
  68. ↑ Driscoll, Peter E. (2016). «Simulating 2 Ga of geodynamo history». Geophysical Research Letters (en inglés) 43 (11): 5680-5687. ISSN 1944-8007. doi:10.1002/2016GL068858. 
  69. ↑ Driscoll, Peter (2019-02). «Geodynamo recharged». Nature Geoscience (en inglés) 12 (2): 83-84. ISSN 1752-0908. doi:10.1038/s41561-019-0301-2. 

Otras lecturas

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  • Tkalčić, Hrvoje (March 2015). «Complex inner core of the Earth: The last frontier of global seismology». Reviews of Geophysics 53 (1): 59-94. doi:10.1002/2014RG000469. 
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