Cómo los terremotos revelaron el núcleo interno oculto de la Tierra

Introducción

¿Cómo sabemos lo que hay dentro de la Tierra? Sobre todo, gracias a los terremotos. Las ondas sísmicas atraviesan el planeta entero, y la forma en que se aceleran, se frenan, se curvan y desaparecen dibuja un interior en capas: corteza, manto, núcleo externo líquido y núcleo interno sólido. La densidad de la Tierra, su campo magnético, los meteoritos, los fragmentos de roca del manto que los volcanes arrastran hasta la superficie y los experimentos a alta presión apuntan a la misma estructura.

Nadie ha estado allí. El agujero más profundo jamás perforado, el pozo superprofundo de Kola, en el Ártico ruso, alcanzó 12.262 metros, alrededor del 0,2 % del camino hasta el centro.

Cajas de avena en un jardín danés

Un pariente, Nils Groes, recordaba años después haber visto a la sismóloga danesa Inge Lehmann un domingo de verano en su jardín, sentada en el césped ante una gran mesa cubierta de cajas de cartón de copos de avena. Las cajas guardaban fichas, y cada una registraba cuándo habían llegado las ondas de un terremoto a las estaciones sismográficas de todo el mundo. No había computadoras, y Lehmann comparaba ella misma las lecturas. Las fichas escondían un problema. Unas débiles ondas P, los pulsos rápidos que llegan primero desde los terremotos lejanos, aparecían una y otra vez en estaciones a las que, según el modelo aceptado de la Tierra, no debería llegar ninguna. Caían dentro de la zona de sombra, una franja de la superficie que un núcleo único debería haber dejado a oscuras.

La respuesta de Lehmann fue un segundo límite. Dentro del núcleo, propuso, hay un núcleo interno más pequeño en el que las ondas viajan más deprisa, y ese núcleo interno desvía algunas de ellas hacia arriba, hasta la zona de sombra. Publicó la idea en 1936 en un artículo cuyo título es, sin más, «P′» (P prima), la etiqueta con la que los sismólogos designan las ondas P que han atravesado el núcleo. En él escribió que «dentro del núcleo hay un núcleo interno en el que la velocidad es mayor que en el externo». La presentó como una hipótesis que sus datos no podían demostrar, y no afirmó que el núcleo interno fuera sólido. Eso llegó después.

El núcleo interno de Lehmann fue la última pieza de una estructura que tardó treinta años en completarse. El planeta tiene 6.371 kilómetros de radio, y el pozo más profundo llega a unos 12. Aun así, los sismólogos describen una esfera de metal sólido que empieza a 5.150 kilómetros de profundidad y está más o menos tan caliente como la superficie del Sol. Pueden hacerlo porque los terremotos envían ondas parecidas al sonido a través de todo el planeta, y Lehmann, junto con unos pocos científicos antes y después de ella, aprendió a leer lo que esas ondas habían atravesado.

(Para una visión más amplia de cómo leen los geólogos el planeta, consulta la guía general de Geoscopy, «Geología, explicada».)

¿Hasta qué profundidad ha perforado el ser humano la Tierra?

El pozo superprofundo de Kola (designación oficial SG-3) se encuentra en la península de Kola, en el Ártico ruso, cerca de la frontera con Noruega. La perforación comenzó el 24 de mayo de 1970, y en 1989 el pozo alcanzó su profundidad récord de 12.262 metros (40.230 pies). Desde entonces, ningún pozo vertical ha llegado más hondo. El que más se ha acercado, el Shenditake 1 chino, en la cuenca del Tarim, se detuvo a 10.910 metros en febrero de 2025. El pozo de Kola mide unos 23 centímetros de ancho, menos que un plato llano.

Lo detuvo el calor. Los geofísicos soviéticos esperaban unos 100 °C a esa profundidad y midieron unos 180 °C. A esa temperatura, la roca de 2.700 millones de años del fondo dejó de comportarse como un sólido frágil y empezó a fluir lentamente, como un plástico, cerrando el pozo y deformando brocas y tuberías. El último intento profundo se abandonó en 1992 a 11.882 metros. Un último ramal, iniciado en 1994, se quedó sin dinero en cuestión de meses. El proyecto se cerró en 1995 y el emplazamiento se abandonó en 2008, con la boca del pozo sellada con soldadura.

Frente a un radio de 6.371 km, esos 12,262 km son el 0,2 % del camino hasta el centro. Si la Tierra se redujera al tamaño de una manzana, Kola no habría atravesado la piel. Los soviéticos no buscaban el manto. Querían estudiar la corteza continental profunda, y el pozo se estancó a un tercio de su espesor.

Estados Unidos había probado la vía más corta en 1961 con el Proyecto Mohole, con la barcaza de perforación CUSS I, que perforó la delgada corteza oceánica frente a la isla Guadalupe, en México. Bajo unos 3.600 metros de agua, penetró 183 metros en el fondo marino y extrajo 13 metros de basalto de debajo de los sedimentos. El proyecto demostró que un barco podía mantener su posición sobre un punto de perforación en aguas profundas. El Congreso lo canceló en 1966, mucho antes de que llegara al manto.

Cómo revelan las ondas sísmicas lo que hay dentro de la Tierra

Cuando un terremoto rompe una falla, libera energía en forma de ondas sísmicas que se propagan por la Tierra en todas direcciones desde el punto de ruptura (el hipocentro o foco). Dos tipos de estas ondas viajan por el interior del planeta, y la diferencia entre ellos es lo que hace que el método funcione.

• Las ondas P (primarias, o de presión) son ondas de compresión. La roca se comprime y se estira, adelante y atrás, en la misma dirección en la que viaja la onda, como una onda sonora en el aire. Son las ondas más rápidas, así que llegan primero, y pueden viajar a través de sólidos, líquidos y gases.
• Las ondas S (secundarias, o de cizalla) son transversales. La roca se sacude de un lado a otro, perpendicularmente a la dirección de avance de la onda, como la ondulación que recorre una cuerda cuando la agitas. Son más lentas que las ondas P y no pueden atravesar los líquidos, porque un líquido no tiene ninguna rigidez que se pueda «cizallar».

Dos comportamientos convierten estas ondas en un escáner. Primero, su velocidad depende de la roca. Una roca más rígida y menos compresible las transmite más deprisa, y la densidad, por sí sola, las frena. Con la profundidad, la presión aumenta la rigidez de la roca más deprisa de lo que la compacta, así que, en general, las velocidades aumentan. Una onda P viaja a unos 6 km/s en la corteza superior granítica, a unos 7 km/s en la base de la corteza y a unos 8 km/s justo debajo, en la parte superior del manto.

Segundo, cuando una onda cruza un límite en el que cambia su velocidad, se desvía (se refracta) siguiendo la misma geometría de la ley de Snell que desvía la luz al entrar en el agua. También puede reflejarse. Por eso, cada límite interno deja una huella en los registros: las ondas llegan antes o después de lo esperado, o no llegan. Con muchos terremotos registrados en muchas estaciones, esas huellas se suman hasta formar una imagen del interior, del mismo modo que una tomografía computarizada médica construye una imagen a partir de muchas trayectorias de rayos X. La tomografía sísmica aplica la misma idea en tres dimensiones y cartografía las regiones donde las ondas viajan algo más deprisa o algo más despacio.

El registro en sí se llama sismograma: el trazo dentado del movimiento del suelo a lo largo del tiempo. En un solo sismograma de un terremoto lejano, a menudo puedes ver cómo llegan primero las ondas P, después las ondas S y luego las ondas superficiales, más lentas. El intervalo entre las llegadas de las ondas P y S te dice a qué distancia estaba el terremoto, y la forma exacta y el momento de cada oscilación codifican lo que las ondas atravesaron por el camino. Las cajas de avena de Lehmann estaban llenas de estos tiempos.

¿Qué es la zona de sombra sísmica?

Una zona de sombra sísmica es una parte de la superficie terrestre a la que nunca llegan ciertas ondas de un terremoto dado. Las ondas P directas faltan entre unos 104° y 140° del terremoto porque el núcleo las desvía. Las ondas S directas faltan en todas partes más allá de unos 104° porque no pueden atravesar el núcleo externo líquido. Como las ondas se refractan bruscamente en el núcleo, un gran terremoto proyecta «sombras» en el lado opuesto del planeta: anillos de la superficie a los que ciertas ondas nunca llegan. Los sismólogos miden la posición en distancia angular: el ángulo, medido desde el centro de la Tierra, entre el terremoto y la estación que lo registra (0° es justo encima del terremoto; 180°, el lado exactamente opuesto).

Según los recursos de sismología del U.S. Geological Survey y de IRIS/EarthScope, el patrón es preciso:

• La zona de sombra de las ondas P es el anillo situado entre unos 104° y 140° del terremoto. Las ondas P directas no llegan allí porque se refractan bruscamente hacia dentro, desviadas hacia abajo, cuando chocan con el límite entre el núcleo y el manto y se frenan de golpe.
• La zona de sombra de las ondas S es mucho mayor: más allá de unos 104° no aparece ninguna onda S directa en ningún punto del lado opuesto del planeta.

La sombra de las ondas S es mucho mayor porque estas ondas no pueden atravesar el núcleo externo. Una onda de cizalla no tiene nada que cizallar en un fluido, así que se detiene en el límite entre el núcleo y el manto. Las ondas P, que los líquidos sí transmiten, lo cruzan, pero se desvían, y eso les deja el anillo de sombra más estrecho. Hoy, la ausencia de ondas S es la prueba de manual de que el núcleo externo es líquido. En las décadas de 1910 y 1920 no zanjó la cuestión. La mayoría de los sismólogos seguía considerando sólido el núcleo, y fue un argumento basado en las mareas terrestres, formulado por Harold Jeffreys en 1926, lo que les hizo cambiar de opinión.

Los sismólogos designan las trayectorias más complicadas con una notación abreviada que conviene conocer si estás preparando un examen: P es una onda P en el manto, K es una onda P a través del núcleo externo líquido (del alemán Kern, «núcleo»), I es una onda P a través del núcleo interno, e i es una reflexión en el límite del núcleo interno. Así, una onda PKIKP desciende atravesando el manto, cruza el núcleo externo, pasa de lleno por el núcleo interno sólido y vuelve a salir. Estas fases que se sumergen a gran profundidad son las que Lehmann siguió hasta la zona de sombra.

¿Quién descubrió las capas de la Tierra? Cinco nombres, treinta años

La imagen moderna del interior de la Tierra se construyó límite a límite a lo largo de tres décadas de principios del siglo XX, a medida que los sismógrafos se extendían por todo el mundo y un puñado de científicos aprendía a interpretarlos.

1906: Richard Dixon Oldham encuentra el núcleo

El geólogo Richard Dixon Oldham, nacido en Dublín, había sido el primero en distinguir las ondas P, las ondas S y las ondas superficiales como llegadas separadas en los sismogramas, en su informe sobre el terremoto de Assam de 1897. Después, al comparar registros de muchos terremotos, observó que las ondas que llegaban al lado opuesto del planeta lo hacían con retraso, como si hubieran atravesado una región central en la que se frenaban. Publicó el resultado en 1906, y hoy se considera la primera prueba sísmica clara de que la Tierra tiene un núcleo. La idea de un centro denso era más antigua. Emil Wiechert había sostenido en 1897 que solo un núcleo de hierro podía explicar la elevada densidad del planeta. Oldham aportó la prueba sísmica.

1909: Andrija Mohorovičić descubre el Moho

El 8 de octubre de 1909, un terremoto sacudió el valle del Kupa, cerca de la aldea de Pokupsko, a unos 40 km al sur de Zagreb, en Croacia. Andrija Mohorovičić, que dirigía el observatorio meteorológico de Zagreb y acababa de instalar sensibles sismógrafos Wiechert, reunió registros de 41 estaciones de toda Europa. Al estudiarlos, vio algo extraño a distancias intermedias: dos conjuntos de ondas P y ondas S, uno de los cuales llegaba más rápido que el otro.

Las estaciones cercanas al epicentro solo recibían ondas que habían viajado directamente a través de la corteza. A partir de unos 300 km aparecía un segundo conjunto, más rápido, que llegaba primero a las estaciones más lejanas. Esas ondas habían descendido, habían encontrado una capa en la que la velocidad aumentaba de golpe, se habían refractado a lo largo de ella y habían vuelto a subir. La velocidad de las ondas P pasaba de menos de 6 km/s en la corteza a unos 8 km/s en la capa inferior. Mohorovičić había encontrado el límite entre la corteza y el manto, hoy llamado discontinuidad de Mohorovičić, o Moho, que situó a 54 km bajo la superficie.

1913: Beno Gutenberg mide la profundidad del núcleo

El sismólogo germano-estadounidense Beno Gutenberg tomó el núcleo de Oldham y lo midió. En 1913 situó el límite entre el núcleo y el manto, el cambio brusco donde las ondas S desaparecen y las ondas P se frenan, a unos 2.900 km bajo la superficie. Hoy ese límite se llama a menudo discontinuidad de Gutenberg, y los valores modernos lo sitúan a 2.890–2.891 km. Allí, la densidad salta de unos 5,5 g/cm³ en la base del manto a casi 10 g/cm³ en la parte superior del núcleo.

1926: Harold Jeffreys demuestra que el núcleo es líquido

Los libros de texto suelen decir que la ausencia de ondas S demostró que el núcleo es líquido. En su momento convenció a pocos sismólogos, y el propio Gutenberg sostuvo durante años que el núcleo era sólido. El argumento decisivo lo aportó el geofísico británico Harold Jeffreys en 1926. Las mareas de la Tierra sólida muestran lo rígido que es el planeta en su conjunto, y las velocidades de las ondas sísmicas muestran lo rígido que es el manto. El manto resultó ser más rígido que la media de la Tierra entera, así que lo que hubiera debajo debía de tener una rigidez casi nula. Jeffreys concluyó que el núcleo es fluido.

1936: Inge Lehmann descubre el núcleo interno

Los registros que más importaron a Lehmann procedían de un gran terremoto ocurrido cerca de Murchison, en Nueva Zelanda, en junio de 1929, y captado por estaciones de Europa y Groenlandia, casi al otro lado del globo. En ellos encontró ondas P que llegaban a la zona de sombra y que un núcleo único no podía explicar. Su artículo de 1936, «P′», mostró que un núcleo interno con una velocidad de propagación mayor desviaría las ondas hacia los lugares donde ella las veía. Su modelo sencillo le asignaba un radio de unos 1.400 km. Dos años después, Beno Gutenberg y Charles Richter afinaron la cifra hasta unos 1.200 km, cerca de los 1.220 km actuales. El límite entre el núcleo interno y el externo, a unos 5.150 km de profundidad, suele llamarse discontinuidad de Lehmann en su honor.

Nota para el examen: cuidado con las dos discontinuidades de Lehmann. Para complicar las cosas, el nombre de Lehmann va unido a dos rasgos distintos. Uno es el límite entre el núcleo interno y el externo, a ~5.150 km (el sentido que hemos usado hasta aquí). El otro, que ella también descubrió más tarde, es un salto de la velocidad sísmica en el manto superior, a unos 190–250 km de profundidad. Si una pregunta menciona la «discontinuidad de Lehmann», comprueba si se refiere al límite profundo del núcleo o al límite somero del manto.

La solidez llegó después. Francis Birch en 1940 y K. E. Bullen en 1946 argumentaron, a partir de la física de la compresión, que el núcleo interno debía ser sólido. En 1970, los sismólogos registraron ondas que se reflejaban en su límite, y en 1971 Adam Dziewonski y Freeman Gilbert confirmaron que el centro es sólido a partir de las oscilaciones libres de la Tierra, la forma en que el planeta entero vibra como una campana durante días después de un terremoto gigantesco. Desde entonces, los sismólogos han comunicado la observación de las débiles ondas de cizalla, denominadas PKJKP, que solo un núcleo interno sólido puede transmitir.

Las capas de la Tierra en orden: por composición y por comportamiento

De la superficie hacia abajo, las capas de la Tierra por composición son la corteza (5–70 km de espesor), el manto (hasta unos 2.890 km) y el núcleo (hasta el centro, a 6.371 km). Por su comportamiento mecánico son la litosfera, la astenosfera, el manto inferior o mesosfera, más rígido, el núcleo externo líquido y el núcleo interno sólido.

Los dos esquemas no coinciden, y eso confunde constantemente a los estudiantes. Uno se basa en de qué están hechas las capas (la química). El otro, en cómo se comportan las capas (si son rígidas, dúctiles o líquidas). Los dos son correctos; simplemente responden a preguntas distintas.

Por composición: corteza, manto y núcleo

• Corteza: la delgada envoltura exterior. La corteza oceánica es basalto denso, de solo unos 5–10 km de espesor. La corteza continental es roca granítica más ligera, con un espesor medio de 30–40 km que llega hasta unos 70 km bajo las grandes cordilleras, como el Himalaya. En el volumen total del planeta, la corteza es un error de redondeo.

• Manto: roca silicatada rica en magnesio y hierro (peridotita rica en olivino en el manto superior y bridgmanita, un mineral más denso, en el manto inferior), que se extiende desde el Moho hasta unos 2.890 km. Contiene alrededor del 84 % del volumen de la Tierra.

• Núcleo: una aleación de hierro y níquel (con algunos elementos más ligeros) desde los 2.890 km hasta el centro, a 6.371 km. Líquido por fuera, sólido en el mismísimo centro.

Por comportamiento mecánico: litosfera, astenosfera, mesosfera y núcleo

• Litosfera: la capa externa, fría y rígida, de unos 100 km de espesor de media. Incluye la corteza más la parte más alta del manto. Es la capa dividida en placas tectónicas. (Fíjate en que la litosfera es una capa mecánica que atraviesa el límite químico entre la corteza y el manto; por eso los dos esquemas confunden a la gente.)

• Astenosfera: la parte débil y dúctil del manto superior, bajo la litosfera. Su límite inferior no está bien definido y a menudo se sitúa en la base del manto superior, a unos 660 km de profundidad. Es roca sólida, pero lo bastante caliente como para fluir lentamente, como una masilla extremadamente rígida, a lo largo del tiempo geológico. Las placas se desplazan sobre ella. El nombre viene del griego asthenes, «débil».

• Mesosfera (manto inferior): manto sólido desde unos 660 km hasta 2.890 km. Entre 410 y 660 km se encuentra la zona de transición, donde el olivino se transforma en estructuras cristalinas más densas.

• Núcleo externo: la única capa líquida, 2.890–5.150 km. Su hierro en agitación, conductor de la electricidad, genera el campo magnético de la Tierra. En el límite entre el núcleo y el manto coinciden un cambio de composición y un cambio de estado mecánico: roca silicatada sólida arriba y metal líquido abajo.

• Núcleo interno: hierro y níquel sólidos desde los 5.150 km hasta el centro, con un radio de unos 1.220 km.

Las capas de la Tierra de un vistazo

Capa (composición)	Intervalo de profundidad	Estado	Material	Denominación mecánica
Corteza	0–~10 km (océano) / 0–~70 km (continente)	Sólida, frágil	Basalto / granito	Parte de la litosfera
Manto superior	Moho–660 km (zona de transición 410–660 km)	Sólido (la parte alta fluye)	Peridotita / olivino	Litosfera (parte superior) + astenosfera
Manto inferior	660–2.890 km	Sólido, rígido	Silicatos (bridgmanita)	Mesosfera
Núcleo externo	2.890–5.150 km	Líquido	Hierro-níquel	Núcleo externo
Núcleo interno	5.150–6.371 km	Sólido	Hierro-níquel	Núcleo interno

Las tres grandes discontinuidades (un resumen pensado para el examen)

• Discontinuidad de Mohorovičić (Moho): límite corteza/manto. Descubierta por Mohorovičić, 1909. Profundidad: de ~5–10 km (océano) a ~30–70 km (continentes). La marca un salto de la velocidad de las ondas P de unos 7 km/s en la parte más baja de la corteza a unos 8 km/s en la parte más alta del manto.

• Discontinuidad de Gutenberg: límite manto/núcleo externo. Profundidad: ~2.890 km. Descubierta por Gutenberg, 1913. Aquí se detienen las ondas S; las ondas P se frenan bruscamente; la densidad salta de ~5,5 a ~10 g/cm³.

• Discontinuidad de Lehmann: límite núcleo externo/núcleo interno. Profundidad: ~5.150 km. Descubierta por Lehmann, 1936. (Recuerda que existe otra «discontinuidad de Lehmann», distinta, en el manto superior, a ~190–250 km.)

Por qué el núcleo externo de la Tierra es líquido y el interno es sólido

El núcleo interno es sólido por la presión. Las dos partes del núcleo son, a grandes rasgos, la misma aleación de hierro y níquel, y el punto de fusión del hierro sube abruptamente al aumentar la presión. En el núcleo externo, la temperatura está por encima del punto de fusión, así que el metal es líquido. Más abajo, el punto de fusión supera a la temperatura y el hierro se solidifica.

Lo que importa a cualquier profundidad es si la temperatura local está por encima o por debajo del punto de fusión a esa presión, y el punto de fusión no es fijo (una consecuencia de la relación de Clausius–Clapeyron). En el centro, la presión alcanza unos 360 gigapascales, más de tres millones de veces la presión atmosférica. Allí el punto de fusión es más alto que la temperatura, aunque la temperatura sea más alta que en cualquier otro lugar del planeta.

El núcleo interno sigue creciendo. A medida que la Tierra pierde calor, el hierro líquido del límite del núcleo interno cristaliza sobre la esfera sólida, cuyo radio crece en promedio alrededor de un milímetro al año. Los elementos ligeros que quedan libres agitan el núcleo externo y ayudan a alimentar el campo magnético.

¿Qué temperatura tiene el núcleo de la Tierra?

El límite entre el núcleo interno y el externo de la Tierra está a unos 5.000–6.000 °C, más o menos tan caliente como la superficie del Sol. Nadie puede medirlo directamente. La cifra procede de mediciones de laboratorio de la temperatura a la que funde el hierro a las presiones del núcleo, y los valores publicados aún difieren en varios cientos de grados.

No podemos meter un termómetro en el núcleo, así que acotamos su temperatura midiendo en el laboratorio el punto de fusión del hierro a las presiones del núcleo, porque en el límite del núcleo interno la temperatura tiene que ser igual al punto de fusión de la aleación del núcleo (ahí es donde el líquido se encuentra con el sólido), y el punto de fusión del hierro puro fija un límite superior. Para alcanzar esas presiones, los físicos comprimen muestras diminutas entre las puntas de dos diamantes de calidad gema en una celda de yunque de diamante, después las calientan con láseres y observan su comportamiento con rayos X.

Los resultados todavía discrepan en varios cientos de grados. En 2013, Simone Anzellini y sus colaboradores, en un artículo publicado en Science, siguieron la fusión del hierro mediante difracción rápida de rayos X en una celda de yunque de diamante calentada por láser, hasta 200 GPa. Extrapolando a los 330 GPa del límite del núcleo interno, obtuvieron 6.230 ± 500 K (unos 5.500–6.500 °C). En 2019, Sinmyo y sus colaboradores usaron una celda calentada internamente por resistencia, alcanzaron 290 GPa y llegaron a 5.500 ± 220 K (unos 5.000–5.450 °C).

Los elementos ligeros disueltos en el núcleo real rebajan aún más el punto de fusión. Por eso, las estimaciones para el límite del núcleo interno se agrupan en torno a 5.000–6.000 °C, una temperatura comparable a la de la superficie del Sol. Cualquier cifra única citada con aplomo en otras fuentes merece cautela, porque la medición todavía se está afinando.

Cinco tipos de pruebas aparte de las ondas sísmicas

La sismología es la columna vertebral, pero no es el único testigo. Otros cinco tipos de pruebas, la mayoría independientes de los terremotos, apuntan a la misma Tierra en capas y con un núcleo de hierro.

1. Densidad y momento de inercia

La densidad media de la Tierra es de unos 5,51 g/cm³. Pero las rocas que pisamos, el granito y el basalto, solo tienen densidades de 2,7–3,0 g/cm³. El planeta en su conjunto es casi el doble de denso que su superficie, así que en su interior debe de haber algo mucho más pesado. Ese fue el argumento de Wiechert en la década de 1890, basado en el experimento de la balanza de torsión de Henry Cavendish de 1798, que dio para el planeta una densidad media de 5,48 veces la del agua.

Una segunda pista, más sutil, es el momento de inercia, una medida de cómo se distribuye la masa respecto al eje de rotación, que se obtiene de la lenta precesión del eje de rotación de la Tierra y de las órbitas de los satélites. Para una esfera uniforme, el factor de momento de inercia sería 0,4. El valor de la Tierra es de aproximadamente 0,331 (más exactamente, 0,3307). Un número inferior a 0,4 significa que la masa se concentra hacia el centro. Juntos, la densidad y el momento de inercia exigen un núcleo denso, y un núcleo rico en hierro del tamaño que encuentra la sismología encaja con ambos números.

2. Meteoritos

Los planetas del Sistema Solar se condensaron a partir de la misma nube de polvo que produjo los meteoritos que encontramos hoy. Las condritas, meteoritos rocosos primitivos, se aproximan a la composición global de la materia prima con la que se formaron los planetas rocosos. La mayoría de los meteoritos metálicos son fragmentos de los núcleos metálicos de asteroides que crecieron lo suficiente para fundirse y separarse en un manto rocoso y un núcleo de hierro, y que después se hicieron añicos. Muestran que los núcleos de hierro y níquel se forman de manera natural en los cuerpos rocosos. También sugieren por qué el núcleo de la Tierra debería ser de hierro y no de otro metal denso: el hierro es mucho más abundante en los meteoritos y en el Sol que cualquier otro elemento pesado.

Las palasitas, meteoritos formados por cristales de olivino engastados en metal de hierro y níquel, mezclan material del núcleo y del manto. Durante mucho tiempo se interpretaron como muestras del límite entre el núcleo y el manto de un asteroide. Unas mediciones magnéticas publicadas en Science en 2012 por John Tarduno y sus colaboradores, realizadas en palasitas como Esquel, apuntan en cambio a metal fundido de un núcleo inyectado en un manto durante una colisión, y su origen sigue en debate.

3. La dinamo geomagnética: pruebas desde el núcleo de la Tierra

La Tierra tiene un campo magnético global, y no puede proceder de un imán permanente, porque el interior está demasiado caliente para mantenerse imantado. El campo lo genera la geodinamo. El hierro líquido del núcleo externo se mueve por convección, la rotación del planeta (a través de la fuerza de Coriolis) organiza el flujo en rollos, y el conductor en movimiento genera corrientes eléctricas que mantienen el campo. Eso requiere un gran volumen de fluido en movimiento y conductor de la electricidad, que es justo lo que aporta un núcleo externo de hierro líquido.

En 1995, Gary Glatzmaier y Paul Roberts publicaron la primera simulación numérica tridimensional y autoconsistente de la geodinamo. A lo largo de 40.000 años simulados mantuvo un campo dominado por un dipolo, y cerca del final de la simulación el dipolo se invirtió. Demostró que un núcleo de hierro líquido en convección puede comportarse como lo hace el campo de la Tierra.

4. Fragmentos del manto en la superficie

Ninguna perforación ha atravesado el Moho, pero de vez en cuando el manto viene a nosotros. Las erupciones volcánicas profundas de kimberlita ascienden desde más de 150 km de profundidad tan deprisa que arrancan trozos de roca del manto y los llevan intactos hasta la superficie. Estos fragmentos, llamados xenolitos (en griego, «rocas extranjeras»), suelen ser de peridotita, la roca rica en olivino que forma el manto superior. Más de 300 xenolitos de siete kimberlitas de la mina de diamantes de Ekati, en el cratón del Esclavo de Canadá (un bloque de corteza continental antigua), proporcionan un perfil del manto desde menos de 120 km hasta unos 200 km de profundidad. Los diamantes que transportan esas mismas kimberlitas son a su vez mensajeros de las profundidades: bajo los antiguos interiores continentales, el diamante solo es estable por debajo de unos 130–150 km, así que casi todos los diamantes naturales han estado en el manto y han vuelto. (Entre las excepciones están los diamantes diminutos que se forman en la superficie cuando el impacto de un meteorito somete el grafito a una onda de choque, como en Popigai, en Siberia.)

Otra vía deja al descubierto el manto oceánico: las ofiolitas, láminas de corteza oceánica antigua y del manto subyacente que las colisiones entre placas han hecho cabalgar sobre tierra firme. La ofiolita de Semail, en las montañas de Omán, es un ejemplo clásico: allí puedes caminar desde basaltos de un antiguo fondo marino hasta peridotitas que en su día formaron parte del manto.

5. Experimentos a alta presión

Las celdas de yunque de diamante también reproducen las presiones del manto profundo. Al recrear las presiones del manto profundo y del núcleo, permiten a los mineralogistas descubrir qué estructuras cristalinas adoptan los silicatos y el hierro en profundidad, por ejemplo el mineral bridgmanita, que domina el manto inferior, y predecir las velocidades sísmicas que deberían producir esos minerales. Después, esas predicciones pueden contrastarse con las velocidades que mide la sismología.

¿Alguien ha perforado hasta el manto?

Nadie ha perforado la corteza intacta hasta llegar al manto. Bajo los continentes, el Moho está a 30–70 km de profundidad, mucho más allá del alcance de cualquier perforación. Bajo los océanos está a solo 5–10 km por debajo del fondo marino, pero ese fondo se encuentra bajo unos 4 km de agua, y hay que evitar que se derrumbe un pozo de unos 6 km de profundidad. Para eso hay que hacer circular lodo de perforación desde el barco hasta la broca y de vuelta, algo que ningún buque de investigación ha logrado todavía a esa profundidad de agua. Ese era el objetivo del Proyecto Mohole, y sigue sin cumplirse. Hasta 2026, ninguna perforación ha atravesado el Moho.

Las perforaciones han alcanzado roca del manto por una puerta lateral. En unos pocos lugares de las dorsales oceánicas, las fallas han arrastrado peridotita del manto hasta el fondo marino. En la primavera de 2023, el buque de perforación JOIDES Resolution perforó 1.268 metros en uno de esos afloramientos, el macizo Atlantis, en la dorsal mesoatlántica, y recuperó un testigo casi continuo de roca del manto. El testigo está alterado por el agua de mar y no se obtuvo atravesando la corteza. El JOIDES Resolution se retiró en 2024, cuando terminó el International Ocean Discovery Program. Atravesar de verdad el Moho es hoy una ambición del japonés Chikyū, que perfora para el programa sucesor, IODP³, y del chino Meng Xiang, puesto en servicio en noviembre de 2024 y construido para perforar hasta 11 km por debajo de la superficie del mar.

El mismo método en Marte

El método sísmico ya se ha puesto a prueba en otro planeta. En 2018, el módulo de aterrizaje InSight de la NASA colocó en la superficie de Marte un sismómetro ultrasensible llamado SEIS (Seismic Experiment for Interior Structure). A lo largo de su misión, que terminó el 21 de diciembre de 2022, detectó 1.319 sismos marcianos. Después, a partir de un sismo marciano del 25 de agosto de 2021 y del impacto de un meteoroide del 18 de septiembre de 2021, ambos en la cara opuesta del planeta y cuyas ondas atravesaron el núcleo marciano, los científicos realizaron lo que la NASA y el JPL llamaron «las primeras observaciones directas jamás realizadas del núcleo de otro planeta». Como dijo la autora principal del estudio, Jessica Irving, de la Universidad de Bristol, en el anuncio de la NASA: «Necesitábamos tanto suerte como habilidad para encontrar estos sismos y luego aprovecharlos». Las ondas mostraron que Marte tiene un núcleo líquido de una aleación de hierro, más pequeño y más denso de lo que indicaban las estimaciones anteriores de InSight. En septiembre de 2025, un equipo dirigido por Huixing Bi y Daoyuan Sun publicó en Nature que esos mismos datos contienen también las fases PKKP y PKiKP, los equivalentes marcianos de las ondas que estudió Lehmann, y que revelan un núcleo interno sólido de unos 600 km de radio.

Con un solo sismómetro, el método que Lehmann y Gutenberg desarrollaron para la Tierra recuperó en Marte el mismo tipo de estructura en capas.

Lo que los científicos aún debaten

La arquitectura general (corteza, manto, núcleo externo líquido, núcleo interno sólido) está resuelta. Dos preguntas sobre la Tierra profunda no lo están.

La rotación del núcleo interno. Como el núcleo interno sólido está suspendido en un líquido, podría girar a un ritmo ligeramente distinto del resto del planeta. En 1996, Xiaodong Song y Paul Richards presentaron pruebas sísmicas de esa «rotación diferencial». En 2023, Yi Yang y Song publicaron en Nature Geoscience que las trayectorias sísmicas a través del núcleo interno, que llevaban décadas cambiando, apenas habían variado durante unos diez años. Lo interpretaron como que el núcleo interno se detenía y daba la vuelta respecto al manto: un vaivén dentro de una oscilación de unas siete décadas, cuyo punto de inflexión anterior se situó a principios de la década de 1970. Otros grupos, entre ellos el de Hrvoje Tkalčić, discuten el periodo y la cronología, y algunos sostienen que los cambios sísmicos se deben a una superficie del núcleo interno cambiante, y no a la rotación del cuerpo entero. En febrero de 2025, el equipo de John Vidale publicó en Nature Geoscience que la velocidad de rotación varía y que la parte más externa del núcleo interno también parece deformarse.

Las LLSVP. En la base del manto, la tomografía sísmica revela dos masas del tamaño de un continente en las que las ondas se frenan, las grandes provincias de baja velocidad de cizalla, una bajo África y otra bajo el Pacífico. Se debate si son acumulaciones de roca químicamente distinta que quedaron de la formación de la Tierra o cementerios de placas subducidas. Geoscopy repasa las explicaciones posibles en «LLSVP: gigantes ocultos en el límite entre el núcleo y el manto».

Para la cronología a la que pertenecen estas capas, consulta «La escala de tiempo geológico, explicada».

Lo que Lehmann no llegó a ver

Lehmann vivió hasta los 104 años. En 1970, los sismólogos registraron ondas que se reflejaban en el límite del núcleo interno que ella había trazado, y en 1971 las oscilaciones libres del planeta entero mostraron que la esfera que encierra es sólida. Murió en 1993, tres décadas antes de que ese mismo tipo de reflexión, que hoy se escribe PKiKP, se identificara en los registros de un único sismómetro en Marte. El pozo más profundo de la Tierra sigue quedándose a 6.359 kilómetros del centro.

Preguntas frecuentes

¿Cómo saben los científicos lo que hay dentro de la Tierra?

De forma indirecta, mediante varios métodos independientes. El principal es la sismología: las ondas de los terremotos atraviesan todo el planeta, y la forma en que cambian de velocidad, se refractan y desaparecen revela los límites internos. Además, la densidad media de la Tierra (5,51 g/cm³) y su factor de momento de inercia (0,33) muestran que la masa se concentra en un núcleo denso; los meteoritos revelan los ingredientes de partida; los volcanes sacan a la superficie fragmentos del manto; el campo magnético requiere un núcleo de hierro líquido, y los experimentos con yunques de diamante reproducen en el laboratorio las condiciones del interior profundo de la Tierra. Todo ello coincide.

¿Cuáles son las capas de la Tierra, en orden?

Por composición, de la superficie al centro: corteza, manto, núcleo externo y núcleo interno. Por comportamiento mecánico: litosfera (rígida), astenosfera (débil, capaz de fluir), mesosfera/manto inferior (rígido), núcleo externo (líquido) y núcleo interno (sólido). Los dos esquemas describen el mismo planeta, pero lo dividen de forma distinta. La litosfera, por ejemplo, incluye tanto la corteza como la parte más alta del manto.

¿Por qué el núcleo externo es líquido y el interno es sólido?

Los dos son de hierro y níquel, con una composición similar; la diferencia es la presión. El punto de fusión del hierro sube abruptamente con la presión. En el núcleo externo, la temperatura supera el punto de fusión del hierro, así que está fundido. En el centro, una presión de unos 360 GPa eleva el punto de fusión del hierro por encima de la temperatura local, de modo que el núcleo interno se mantiene sólido aunque esté más caliente que la capa que tiene encima.

¿Hasta qué profundidad ha perforado el ser humano?

El récord lo tiene el pozo superprofundo de Kola, en el Ártico ruso, que alcanzó 12.262 m (40.230 pies) en 1989. Eso es aproximadamente un tercio del espesor de la corteza continental local y solo el 0,2 % del camino hasta el centro de la Tierra. La perforación se detuvo cuando la roca alcanzó unos 180 °C y empezó a fluir.

¿Qué es el Moho?

El Moho, abreviatura de discontinuidad de Mohorovičić, es el límite entre la corteza y el manto, donde las ondas sísmicas se aceleran de golpe. Andrija Mohorovičić lo descubrió a partir del terremoto de 1909 en el valle del Kupa, en Croacia. Se encuentra a unos 5–10 km de profundidad bajo los océanos y a unos 30–70 km bajo los continentes.

¿Qué temperatura tiene el núcleo?

Las estimaciones para el límite del núcleo interno se agrupan en torno a 5.000–6.000 °C, más o menos la temperatura de la superficie del Sol. Un estudio de 2013 con yunque de diamante (Anzellini et al.) situó allí el punto de fusión del hierro en 6.230 ± 500 K; un estudio de 2019 (Sinmyo et al.) dio unos 5.500 ± 220 K. La cifra exacta sigue siendo un problema de medición abierto.

¿Quién descubrió el núcleo interno de la Tierra?

La sismóloga danesa Inge Lehmann, en un artículo de 1936 titulado «P′». Demostró que unas débiles ondas P que llegaban dentro de la zona de sombra del núcleo, registradas tras un terremoto de 1929 cerca de Murchison, en Nueva Zelanda, podían explicarse con un núcleo interno más pequeño en el que las ondas viajan más deprisa. Que el núcleo interno es sólido lo sostuvieron Francis Birch en 1940 y K. E. Bullen en 1946, y se confirmó en 1971 a partir de las oscilaciones libres de la Tierra.

¿Cómo sabemos que el núcleo de la Tierra es de hierro?

Varias observaciones apuntan en la misma dirección. La densidad media de la Tierra (5,51 g/cm³) es aproximadamente el doble que la de las rocas de la superficie, y su factor de momento de inercia (0,33) muestra que la masa adicional se encuentra en el centro. Los meteoritos metálicos muestran que los cuerpos rocosos forman núcleos de hierro y níquel. Además, el hierro es mucho más abundante en los meteoritos y en el Sol que cualquier otro metal pesado, así que es el único candidato disponible en la cantidad necesaria.