Introdução
Como sabemos o que há dentro da Terra? Principalmente pelos terremotos. As ondas sísmicas atravessam o planeta inteiro, e o modo como elas se aceleram, desaceleram, se curvam e desaparecem desenha o mapa de um interior em camadas: crosta, manto, núcleo externo líquido e núcleo interno sólido. A densidade da Terra, seu campo magnético, os meteoritos, fragmentos de rocha do manto trazidos à superfície por vulcões e experimentos de alta pressão apontam para a mesma estrutura.
Ninguém jamais esteve lá. O poço mais profundo já perfurado, o Poço Superprofundo de Kola, no Ártico russo, chegou a 12.262 metros, cerca de 0,2% do caminho até o centro.
Vistas em corte do interior da Terra. À esquerda: um desenho em escala que mostra como a crosta é fina. À direita (fora de escala): as três principais camadas composicionais (crosta, manto e núcleo). Crédito: U.S. Geological Survey, domínio público.
Caixas de aveia num jardim dinamarquês
Um parente, Nils Groes, lembrou mais tarde de ter visto a sismóloga dinamarquesa Inge Lehmann, num domingo de verão, em seu jardim, sentada no gramado diante de uma grande mesa coberta de caixas de papelão de flocos de aveia. As caixas guardavam fichas, cada uma registrando o momento em que as ondas de um terremoto tinham chegado às estações sismográficas do mundo inteiro. Não havia computadores, e Lehmann comparava as leituras ela mesma. As fichas guardavam um problema. Ondas P tênues, os pulsos rápidos, os primeiros a chegar, de terremotos distantes, continuavam aparecendo em estações onde o modelo aceito da Terra dizia que nenhuma deveria chegar. Elas estavam caindo dentro da zona de sombra, uma faixa da superfície que um núcleo único deveria ter deixado às escuras.
A resposta de Lehmann foi um segundo limite. Dentro do núcleo, propôs ela, existe um núcleo interno menor, no qual as ondas viajam mais depressa, e esse núcleo interno desvia algumas delas para cima, rumo à zona de sombra. Ela publicou a ideia em 1936, num artigo cujo título inteiro é “P′” (P linha), o rótulo que os sismólogos usam para as ondas P que atravessaram o núcleo. Nele, ela escreveu que “dentro do núcleo há um núcleo interno no qual a velocidade é maior do que no externo”. Ela a apresentou como uma hipótese que seus dados não podiam provar e não afirmou que o núcleo interno fosse sólido. Isso veio depois.
Inge Lehmann (1888–1993), fotografada em 1932. Trabalhando à mão a partir de leituras de sismógrafos, ela inferiu o núcleo interno da Terra em seu artigo de 1936, “P′”. Crédito: The Royal Library, National Library of Denmark and Copenhagen University Library, via Wikimedia Commons (domínio público na Dinamarca).
O núcleo interno de Lehmann foi a última peça de uma estrutura que levou trinta anos para ser montada. O planeta tem 6.371 quilômetros de raio, e o poço mais profundo chega a cerca de 12. Mesmo assim, os sismólogos descrevem uma esfera sólida de metal que começa a 5.150 quilômetros de profundidade e é quase tão quente quanto a superfície do Sol. Eles conseguem fazer isso porque os terremotos enviam ondas semelhantes às do som por todo o planeta, e Lehmann, junto com alguns cientistas antes e depois dela, aprendeu a ler aquilo que essas ondas haviam atravessado.
(Para um panorama mais amplo de como os geólogos leem o planeta, veja a visão geral do Geoscopy, Geologia, explicada.)
Até que profundidade os seres humanos já perfuraram a Terra?
O Poço Superprofundo de Kola (designação oficial SG-3) fica na península de Kola, no Ártico russo, perto da fronteira com a Noruega. A perfuração começou em 24 de maio de 1970, e em 1989 o poço atingiu sua profundidade recorde de 12.262 metros (40.230 pés). Nenhum poço vertical foi mais fundo desde então. O mais próximo, o Shenditake 1 da China, na Bacia do Tarim, parou em 10.910 metros em fevereiro de 2025. O poço de Kola tem cerca de 23 centímetros de largura, menos que um prato raso.
O calor o deteve. Os geofísicos soviéticos esperavam cerca de 100 °C nessa profundidade e mediram cerca de 180 °C. Nessa temperatura, a rocha de 2,7 bilhões de anos no fundo deixou de se comportar como um sólido rúptil e passou a fluir como plástico, fechando-se sobre o poço e deformando brocas e tubos. A última tentativa profunda foi abandonada em 1992, a 11.882 metros. Um último ramal, iniciado em 1994, ficou sem dinheiro em poucos meses. O projeto foi encerrado em 1995 e o local, abandonado em 2008, com a boca do poço soldada.
Diante de um raio de 6.371 km, esses 12,262 km correspondem a 0,2% do caminho até o centro. Se a Terra fosse reduzida ao tamanho de uma maçã, Kola não teria furado nem a casca. Os soviéticos não miravam o manto. Queriam estudar a crosta continental profunda, e o poço empacou a um terço do caminho através dela.
Os Estados Unidos tinham tentado o caminho mais curto em 1961, com o Projeto Mohole, usando a barcaça de perfuração CUSS I para furar a crosta oceânica fina ao largo da ilha de Guadalupe, no México. Em cerca de 3.600 metros de água, ela perfurou 183 metros no assoalho oceânico e recuperou 13 metros de basalto abaixo do sedimento. O projeto mostrou que um navio podia manter posição sobre um ponto de perfuração em águas profundas. O Congresso o cancelou em 1966, muito antes de ele chegar ao manto.
Como as ondas sísmicas revelam o que há dentro da Terra
Quando um terremoto rompe uma falha, ele libera energia na forma de ondas sísmicas que se espalham pela Terra em todas as direções a partir do ponto de ruptura (o hipocentro ou foco). Dois tipos delas atravessam o corpo do planeta, e é a diferença entre eles que faz o método funcionar.
- Ondas P (ondas primárias, ou de pressão) são compressionais. A rocha se comprime e se estica, para a frente e para trás, na mesma direção em que a onda se propaga, como uma onda sonora no ar. São as ondas mais rápidas, por isso chegam primeiro, e podem atravessar sólidos, líquidos e gases.
- Ondas S (ondas secundárias, ou de cisalhamento) são transversais. A rocha vibra de um lado para o outro, perpendicularmente à direção de propagação da onda, como a ondulação que você faz correr por uma corda sacudida. São mais lentas que as ondas P, e não conseguem atravessar líquidos, porque um líquido não tem rigidez que resista ao “cisalhamento”.
Dois comportamentos transformam essas ondas num escâner. Primeiro, a velocidade delas depende da rocha. Uma rocha mais rígida e menos compressível as conduz mais depressa, e a densidade, por si só, as torna mais lentas. Com a profundidade, a pressão enrijece a rocha mais depressa do que a compacta, de modo que as velocidades em geral aumentam. Uma onda P viaja a cerca de 6 km/s na crosta superior granítica, a cerca de 7 km/s na base da crosta e a cerca de 8 km/s logo abaixo dela, no topo do manto.
Segundo, quando uma onda cruza um limite em que sua velocidade muda, ela se curva (refrata), seguindo a mesma geometria da lei de Snell que desvia a luz ao entrar na água. Ela também pode se refletir. Todo limite interno, portanto, deixa uma marca nos registros: as ondas chegam mais cedo ou mais tarde do que o esperado, ou deixam de chegar. Com muitos terremotos registrados em muitas estações, essas marcas se somam num retrato do interior, assim como uma tomografia computadorizada médica constrói uma imagem a partir de muitos caminhos de raios X. A tomografia sísmica aplica a mesma ideia em três dimensões, mapeando as regiões onde as ondas correm um pouco mais rápido ou um pouco mais devagar.
O registro em si se chama sismograma, o traço irregular do movimento do solo ao longo do tempo. Num único sismograma de um terremoto distante, muitas vezes é possível ver as ondas P chegarem primeiro, depois as ondas S e, por fim, as ondas superficiais, mais lentas. O intervalo entre a chegada das ondas P e S indica a que distância ocorreu o terremoto, e a forma e o tempo exatos de cada oscilação codificam aquilo que as ondas atravessaram pelo caminho. As caixas de aveia de Lehmann estavam cheias dessas marcações de tempo.
O que é a zona de sombra sísmica?
Uma zona de sombra sísmica é uma parte da superfície da Terra que certas ondas de um determinado terremoto nunca alcançam. As ondas P diretas estão ausentes entre cerca de 104° e 140° do terremoto, porque o núcleo as desvia. As ondas S diretas estão ausentes em toda parte além de cerca de 104°, porque não conseguem atravessar o núcleo externo líquido. Como as ondas se refratam bruscamente no núcleo, um grande terremoto projeta “sombras” no lado oposto do planeta, anéis da superfície onde certas ondas nunca chegam. Os sismólogos medem a posição em distância angular: o ângulo, medido no centro da Terra, entre o terremoto e a estação de registro (0° fica bem em cima do terremoto; 180°, no lado exatamente oposto).
Segundo os recursos de sismologia do U.S. Geological Survey e do IRIS/EarthScope, o padrão é preciso:
- A zona de sombra das ondas P é o anel entre cerca de 104° e 140° do terremoto. As ondas P diretas não chegam ali porque são refratadas bruscamente para dentro, desviadas para baixo, quando atingem o limite núcleo-manto e desaceleram de modo abrupto.
- A zona de sombra das ondas S é muito maior: além de cerca de 104°, nenhuma onda S direta aparece em lugar algum do lado oposto do planeta.
A sombra das ondas S é muito maior porque elas não conseguem atravessar o núcleo externo. Uma onda de cisalhamento não tem o que cisalhar num fluido, e por isso para no limite núcleo-manto. As ondas P, que os líquidos transmitem, fazem a travessia, mas são desviadas, o que lhes deixa o anel de sombra mais estreito. Hoje, a ausência das ondas S é a evidência de manual de que o núcleo externo é líquido. Nas décadas de 1910 e 1920, ela não resolveu a questão. A maioria dos sismólogos ainda considerava o núcleo sólido, e foi um argumento baseado nas marés da Terra, apresentado por Harold Jeffreys em 1926, que os fez mudar de ideia.
Os sismólogos rotulam os trajetos mais complicados com uma notação abreviada que vale conhecer, se você estiver estudando para uma prova: P é uma onda P no manto, K é uma onda P que atravessa o núcleo externo líquido (do alemão Kern, “núcleo”), I é uma onda P que atravessa o núcleo interno, e i é uma reflexão no limite do núcleo interno. Assim, uma onda PKIKP desce através do manto, atravessa o núcleo externo, passa direto pelo núcleo interno sólido e volta a sair. Essas fases de mergulho profundo são as que Lehmann acompanhou até a zona de sombra.
Quem descobriu as camadas da Terra? Cinco nomes, trinta anos
O retrato moderno do interior da Terra foi montado limite por limite ao longo de três décadas do início do século XX, à medida que os sismógrafos se espalhavam pelo globo e um punhado de cientistas aprendia a interpretá-los.
1906: Richard Dixon Oldham encontra o núcleo
O geólogo Richard Dixon Oldham, nascido em Dublin, tinha sido o primeiro a distinguir as ondas P, as ondas S e as ondas superficiais como chegadas separadas nos sismogramas, em seu relatório sobre o terremoto de Assam de 1897. Comparando registros de muitos terremotos, ele notou então que as ondas que chegavam ao lado oposto do planeta se atrasavam, como se tivessem atravessado uma região central onde diminuíam de velocidade. Ele publicou o resultado em 1906, e este é hoje considerado a primeira evidência sísmica clara de que a Terra tem um núcleo. A ideia de um centro denso era mais antiga. Emil Wiechert havia defendido em 1897 que só um núcleo de ferro poderia explicar a alta densidade do planeta. Oldham forneceu a evidência sísmica.
1909: Andrija Mohorovičić descobre a Moho
Em 8 de outubro de 1909, um terremoto atingiu o vale do Kupa, perto do vilarejo de Pokupsko, a cerca de 40 km ao sul de Zagreb, na Croácia. Andrija Mohorovičić, que dirigia o observatório meteorológico de Zagreb e havia instalado havia pouco sensíveis sismógrafos Wiechert, reuniu registros de 41 estações em toda a Europa. Estudando os registros, ele notou algo estranho em distâncias intermediárias: dois conjuntos de ondas P e S, um chegando mais depressa que o outro.
As estações próximas ao epicentro recebiam apenas ondas que tinham viajado diretamente pela crosta. A partir de cerca de 300 km de distância, surgia um segundo conjunto, mais rápido, que chegava primeiro às estações mais distantes. Essas ondas tinham mergulhado, encontrado uma camada em que a velocidade dava um salto, sido refratadas ao longo dela e voltado a subir. A velocidade da onda P subia de menos de 6 km/s na crosta para cerca de 8 km/s na camada abaixo. Mohorovičić havia encontrado o limite entre a crosta e o manto, hoje chamado de descontinuidade de Mohorovičić, ou Moho, que ele situou a 54 km abaixo da superfície.
1913: Beno Gutenberg mede a profundidade do núcleo
O sismólogo germano-americano Beno Gutenberg pegou o núcleo de Oldham e o mediu. Em 1913, ele determinou a profundidade do limite núcleo-manto, a mudança brusca em que as ondas S desaparecem e as ondas P desaceleram, em cerca de 2.900 km abaixo da superfície. Esse limite é hoje muitas vezes chamado de descontinuidade de Gutenberg, e os valores modernos o situam em 2.890–2.891 km. A densidade salta ali de aproximadamente 5,5 g/cm³ na base do manto para quase 10 g/cm³ no topo do núcleo.
1926: Harold Jeffreys mostra que o núcleo é líquido
Os livros didáticos costumam dizer que a ausência das ondas S provou que o núcleo é líquido. Na época, isso convenceu poucos sismólogos, e o próprio Gutenberg sustentou por anos que o núcleo era sólido. O argumento que resolveu a questão veio do geofísico britânico Harold Jeffreys, em 1926. As marés na Terra sólida mostram quão rígido é o planeta como um todo, e as velocidades das ondas sísmicas mostram quão rígido é o manto. O manto revelou-se mais rígido do que a média da Terra inteira, de modo que o que quer que esteja abaixo dele deve ter quase nenhuma rigidez. Jeffreys concluiu que o núcleo é fluido.
1936: Inge Lehmann descobre o núcleo interno
Os registros que mais importaram para Lehmann vieram de um grande terremoto perto de Murchison, na Nova Zelândia, em junho de 1929, captado por estações na Europa e na Groenlândia, já quase do outro lado do globo. Neles, ela encontrou ondas P chegando na zona de sombra, algo que um núcleo único não conseguia explicar. Seu artigo de 1936, “P′”, mostrou que um núcleo interno com velocidade de onda mais alta desviaria as ondas para os lugares onde ela as via. Seu modelo simples lhe atribuía um raio de cerca de 1.400 km. Dois anos depois, Beno Gutenberg e Charles Richter refinaram o valor para cerca de 1.200 km, próximo dos atuais 1.220 km. O limite entre o núcleo interno e o externo, a cerca de 5.150 km de profundidade, é muitas vezes chamado de descontinuidade de Lehmann em sua homenagem.
Nota para provas: cuidado com as duas descontinuidades de Lehmann. De modo confuso, o nome de Lehmann está ligado a duas feições diferentes. Uma é o limite entre o núcleo interno e o núcleo externo, a ~5.150 km (o sentido usado acima). A outra, que ela também descobriu, mais tarde, é um salto de velocidade sísmica no manto superior, a cerca de 190–250 km de profundidade. Se uma questão mencionar a “descontinuidade de Lehmann”, verifique se ela se refere ao limite profundo do núcleo ou ao limite raso do manto.
A solidez veio depois. Francis Birch, em 1940, e K. E. Bullen, em 1946, argumentaram, a partir da física da compressão, que o núcleo interno deveria ser sólido. Em 1970, sismólogos registraram ondas refletidas em seu limite, e em 1971 Adam Dziewonski e Freeman Gilbert confirmaram um centro sólido a partir das oscilações livres da Terra, o modo como o planeta inteiro ressoa como um sino por dias depois de um terremoto gigante. Desde então, sismólogos relataram as tênues ondas de cisalhamento, rotuladas como PKJKP, que somente um núcleo interno sólido pode transmitir.
As camadas da Terra em ordem: por composição e por comportamento
Da superfície para baixo, as camadas da Terra por composição são a crosta (5–70 km de espessura), o manto (até cerca de 2.890 km) e o núcleo (até o centro, a 6.371 km). Por comportamento mecânico, são a litosfera, a astenosfera, o manto inferior mais rígido, ou mesosfera, o núcleo externo líquido e o núcleo interno sólido.
Os dois esquemas não coincidem, o que confunde os estudantes o tempo todo. Um esquema se baseia em de que as camadas são feitas (química). O outro se baseia em como as camadas se comportam (se são rígidas, dúcteis ou líquidas). Ambos estão corretos; apenas respondem a perguntas diferentes.
Por composição: crosta, manto e núcleo
- Crosta: a fina casca externa. A crosta oceânica é de basalto denso, com apenas cerca de 5–10 km de espessura. A crosta continental é mais leve, de rocha granítica, com espessura média de 30–40 km e chegando a cerca de 70 km sob grandes cinturões montanhosos como o Himalaia. Diante do volume do planeta, a crosta é um mero erro de arredondamento.
- Manto: rocha silicática rica em magnésio e ferro (peridotito rico em olivina no manto superior, o mineral mais denso bridgmanita no manto inferior), estendendo-se da Moho até cerca de 2.890 km. Contém cerca de 84% do volume da Terra.
- Núcleo: uma liga de ferro e níquel (com alguns elementos mais leves) de 2.890 km até o centro, a 6.371 km. Líquido por fora, sólido bem no centro.
Por comportamento mecânico: litosfera, astenosfera, mesosfera e núcleo
- Litosfera: a casca externa fria e rígida, com cerca de 100 km de espessura em média. Inclui a crosta mais a parte mais alta do manto. É a camada fragmentada nas placas tectônicas. (Observe que a litosfera é uma camada mecânica que atravessa o limite químico entre a crosta e o manto, e é por isso que os dois esquemas confundem as pessoas.)
- Astenosfera: a parte fraca e dúctil do manto superior, abaixo da litosfera. Seu limite inferior não é bem definido e costuma ser posto na base do manto superior, a cerca de 660 km de profundidade. É rocha sólida, mas quente o bastante para fluir lentamente, como uma massa de vidraceiro extremamente dura, ao longo do tempo geológico. As placas se deslocam sobre ela. O nome vem do grego asthenes, “fraco”.
- Mesosfera (manto inferior): manto sólido de cerca de 660 km a 2.890 km. Entre 410 e 660 km fica a zona de transição, onde a olivina se transforma em estruturas cristalinas mais densas.
- Núcleo externo: a única camada líquida, 2.890–5.150 km. Seu ferro em agitação, condutor de eletricidade, gera o campo magnético da Terra. No limite núcleo-manto coincidem uma mudança de composição e uma mudança de estado mecânico: rocha silicática sólida acima, metal líquido abaixo.
- Núcleo interno: ferro e níquel sólidos de 5.150 km até o centro, com raio de cerca de 1.220 km.
As camadas da Terra num relance
| Camada (composição) | Faixa de profundidade | Estado | Constituída de | Nome mecânico |
|---|---|---|---|---|
| Crosta | 0–~10 km (oceano) / 0–~70 km (continente) | Sólida, rúptil | Basalto / granito | Parte da litosfera |
| Manto superior | Moho–660 km (zona de transição 410–660 km) | Sólido (a parte superior flui) | Peridotito / olivina | Litosfera (topo) + astenosfera |
| Manto inferior | 660–2.890 km | Sólido, rígido | Silicato (bridgmanita) | Mesosfera |
| Núcleo externo | 2.890–5.150 km | Líquido | Ferro e níquel | Núcleo externo |
| Núcleo interno | 5.150–6.371 km | Sólido | Ferro e níquel | Núcleo interno |
As três grandes descontinuidades (um resumo para provas)
- Descontinuidade de Mohorovičić (Moho): limite crosta/manto. Descoberta por Mohorovičić, em 1909. Profundidade de ~5–10 km (oceano) a ~30–70 km (continentes). Marcada por um salto na velocidade das ondas P, de cerca de 7 km/s na parte mais baixa da crosta para cerca de 8 km/s na parte mais alta do manto.
- Descontinuidade de Gutenberg: limite manto/núcleo externo. Profundidade de ~2.890 km. Descoberta por Gutenberg, em 1913. As ondas S param aqui; as ondas P desaceleram bruscamente; a densidade salta de ~5,5 para ~10 g/cm³.
- Descontinuidade de Lehmann: limite núcleo externo/núcleo interno. Profundidade de ~5.150 km. Descoberta por Lehmann, em 1936. (Lembre-se da “descontinuidade de Lehmann” separada, do manto superior, a ~190–250 km.)
Por que o núcleo externo da Terra é líquido e o núcleo interno é sólido
O núcleo interno é sólido por causa da pressão. As duas partes do núcleo são aproximadamente a mesma liga de ferro e níquel, e o ponto de fusão do ferro sobe de forma acentuada à medida que a pressão aumenta. No núcleo externo, a temperatura está acima do ponto de fusão, e por isso o metal é líquido. Mais fundo, o ponto de fusão ultrapassa a temperatura, e o ferro congela.
O que importa em qualquer profundidade é se a temperatura local está acima ou abaixo do ponto de fusão àquela pressão, e o ponto de fusão não é fixo (uma consequência da relação de Clausius–Clapeyron). No centro, a pressão chega a cerca de 360 gigapascais, mais de três milhões de vezes a pressão atmosférica. O ponto de fusão ali é mais alto que a temperatura, embora a temperatura seja mais alta do que em qualquer outro lugar do planeta.
O núcleo interno ainda está crescendo. À medida que a Terra perde calor, o ferro líquido no limite do núcleo interno cristaliza-se sobre a esfera sólida, cujo raio cresce cerca de um milímetro por ano, em média. Os elementos leves deixados para trás agitam o núcleo externo e ajudam a alimentar o campo magnético.
Qual é a temperatura do núcleo da Terra?
O limite entre o núcleo interno e o núcleo externo da Terra está a cerca de 5.000–6.000 °C, quase tão quente quanto a superfície do Sol. Ninguém consegue medi-lo diretamente. O valor vem de medições de laboratório da temperatura em que o ferro derrete sob as pressões do núcleo, e os valores publicados ainda diferem em várias centenas de graus.
Não podemos pôr um termômetro no núcleo, por isso delimitamos sua temperatura medindo, em laboratório, o ponto de fusão do ferro sob as pressões do núcleo, pois no limite do núcleo interno a temperatura deve ser igual ao ponto de fusão da liga do núcleo (é ali que o líquido encontra o sólido), e o ponto de fusão do ferro puro define um limite superior. Para alcançar essas pressões, os físicos comprimem amostras minúsculas entre as pontas de dois diamantes de qualidade gemológica numa célula de bigorna de diamante, depois as aquecem com lasers e observam seu comportamento com raios X.
Os resultados ainda divergem em várias centenas de graus. Em 2013, Simone Anzellini e colegas, escrevendo na Science, acompanharam a fusão do ferro por difração rápida de raios X numa célula de bigorna de diamante aquecida a laser, até 200 GPa. Extrapolando para os 330 GPa do limite do núcleo interno, obtiveram 6.230 ± 500 K (cerca de 5.500–6.500 °C). Em 2019, Sinmyo e colegas usaram uma célula aquecida internamente por resistência, alcançaram 290 GPa e chegaram a 5.500 ± 220 K (cerca de 5.000–5.450 °C).
Os elementos leves dissolvidos no núcleo real reduzem ainda mais o ponto de fusão. As estimativas para o limite do núcleo interno se concentram, portanto, em torno de 5.000–6.000 °C, comparável à superfície do Sol. Um único número dado com confiança em outras fontes merece cautela, porque a medição ainda está sendo refinada.
Cinco linhas de evidência além das ondas sísmicas
A sismologia é a espinha dorsal, mas não é a única testemunha. Outras cinco linhas de evidência, a maioria delas independentes dos terremotos, apontam para a mesma Terra em camadas, com núcleo de ferro.
1. Densidade e momento de inércia
A densidade média da Terra é de cerca de 5,51 g/cm³. Mas as rochas sobre as quais caminhamos, granito e basalto, têm densidades de apenas 2,7–3,0 g/cm³. O planeta inteiro é quase duas vezes mais denso que sua superfície, de modo que algo muito mais pesado deve existir no interior. Esse foi o argumento de Wiechert na década de 1890, baseado no experimento da balança de torção de Henry Cavendish, de 1798, que deu para a densidade média do planeta o valor de 5,48 vezes a da água.
Uma segunda pista, mais sutil, é o momento de inércia, uma medida de como a massa se distribui em relação ao eixo de rotação, obtida a partir da lenta precessão do eixo de rotação da Terra e das órbitas dos satélites. Para uma esfera uniforme, o fator do momento de inércia seria 0,4. O valor da Terra é de cerca de 0,331 (mais precisamente, 0,3307). Um número abaixo de 0,4 significa que a massa está concentrada em direção ao centro. Juntas, a densidade e o momento de inércia exigem um núcleo denso, e um núcleo rico em ferro, do tamanho que a sismologia encontra, se ajusta a ambos os números.
2. Meteoritos
Os planetas do Sistema Solar se condensaram da mesma nuvem de poeira que produziu os meteoritos que encontramos hoje. Os condritos, meteoritos rochosos primitivos, aproximam a composição global da matéria-prima que construiu os planetas rochosos. A maioria dos meteoritos de ferro são fragmentos dos núcleos metálicos de asteroides que cresceram o suficiente para derreter e se separar em um manto rochoso e um núcleo de ferro, e depois se despedaçaram. Eles mostram que núcleos de ferro e níquel se formam naturalmente em corpos rochosos. Também sugerem por que o núcleo da Terra deveria ser de ferro, e não de algum outro metal denso: o ferro é muito mais abundante nos meteoritos e no Sol do que qualquer outro elemento pesado.
Os palasitos, meteoritos de cristais de olivina engastados em metal de ferro e níquel, misturam material do núcleo e do manto. Por muito tempo foram interpretados como amostras do limite núcleo-manto de um asteroide. Medições magnéticas publicadas na Science em 2012 por John Tarduno e colegas, em palasitos que incluem Esquel, apontam, em vez disso, para metal fundido do núcleo injetado em um manto durante uma colisão, e a origem ainda é debatida.
3. O dínamo geomagnético: evidências do núcleo da Terra
A Terra tem um campo magnético global, e ele não pode vir de um ímã permanente, porque o interior é quente demais para permanecer magnetizado. O campo é gerado pelo geodínamo. O ferro líquido do núcleo externo entra em convecção, a rotação do planeta (por meio da força de Coriolis) organiza o fluxo em rolos, e o condutor em movimento gera correntes elétricas que sustentam o campo. Isso exige um grande volume de fluido em movimento e condutor de eletricidade, que é justamente o que um núcleo externo de ferro líquido fornece.
Em 1995, Gary Glatzmaier e Paul Roberts publicaram a primeira simulação computacional tridimensional autoconsistente do geodínamo. Ao longo de 40.000 anos simulados, ela manteve um campo dominado por um dipolo, e perto do fim da simulação o dipolo se inverteu. Ela mostrou que um núcleo de ferro líquido em convecção pode se comportar como o campo da Terra.
4. Pedaços do manto na superfície
Nenhuma broca atravessou a Moho, mas o manto às vezes se entrega a nós. Erupções vulcânicas profundas de quimberlito sobem de mais de 150 km de profundidade tão depressa que arrancam pedaços de rocha do manto e os levam intactos até a superfície. Esses fragmentos, chamados de xenólitos (do grego para “rochas estrangeiras”), são tipicamente peridotito, a rocha rica em olivina que forma o manto superior. Mais de 300 xenólitos de sete quimberlitos da mina de diamantes Ekati, no cráton Slave, no Canadá (um bloco de crosta continental antiga), fornecem um perfil do manto desde menos de 120 km até cerca de 200 km de profundidade. Os diamantes que esses mesmos quimberlitos carregam são, eles próprios, mensageiros das profundezas: sob os interiores continentais antigos, o diamante só é estável abaixo de cerca de 130–150 km, de modo que quase todo diamante natural já foi ao manto e voltou. (As exceções incluem diamantes minúsculos formados na superfície quando o impacto de um meteorito submete a grafita a choque, como em Popigai, na Sibéria.)
Um caminho diferente expõe o manto oceânico: os ofiolitos, fatias de crosta oceânica antiga e do manto abaixo dela que foram empurradas para cima da terra firme por colisões de placas. O ofiolito de Semail, nas montanhas de Omã, é um exemplo clássico, onde é possível caminhar do basalto de um antigo assoalho oceânico até o peridotito que um dia fez parte do manto.
5. Experimentos de alta pressão
As células de bigorna de diamante também recriam as pressões do manto profundo. Ao recriar as pressões do manto profundo e do núcleo, elas permitem que os mineralogistas descubram quais estruturas cristalinas o silicato e o ferro adotam em profundidade, por exemplo, o mineral bridgmanita, que domina o manto inferior, e prevejam as velocidades sísmicas que esses minerais devem produzir. Essas previsões podem então ser comparadas com as velocidades que a sismologia mede.
Alguém já perfurou o manto?
Ninguém perfurou a crosta intacta até chegar ao manto. Sob os continentes, a Moho fica a 30–70 km de profundidade, muito além do alcance de qualquer broca. Sob os oceanos, ela está a apenas 5–10 km abaixo do assoalho oceânico, mas esse assoalho fica sob cerca de 4 km de água, e um poço de uns 6 km de profundidade precisa ser mantido sem desabar. Para isso é preciso fazer circular lama de perfuração do navio até a broca e de volta, algo que nenhum navio de pesquisa conseguiu até hoje nessa profundidade de água. Esse era o objetivo do Projeto Mohole, e ele continua por cumprir. Em 2026, nenhuma broca atravessou a Moho.
As brocas chegaram à rocha do manto por uma porta lateral. Em alguns lugares das dorsais meso-oceânicas, falhas arrastaram peridotito do manto até o assoalho oceânico. Na primavera boreal de 2023, o navio de perfuração JOIDES Resolution perfurou 1.268 metros em uma dessas exposições, o Atlantis Massif, na Dorsal Mesoatlântica, e recuperou um testemunho quase contínuo de rocha do manto. Ela foi alterada pela água do mar e não foi alcançada atravessando a crosta. O JOIDES Resolution foi aposentado em 2024, quando o International Ocean Discovery Program terminou. Uma travessia real da Moho é agora uma ambição do Chikyū, do Japão, que perfura para o programa sucessor IODP³, e do Meng Xiang, da China, comissionado em novembro de 2024 e construído para perfurar 11 km abaixo da superfície do mar.
O mesmo método em Marte
O método sísmico foi agora testado em outro planeta. Em 2018, o módulo de pouso InSight, da NASA, posicionou um sismômetro ultrassensível, chamado SEIS (Seismic Experiment for Interior Structure), na superfície de Marte. Ao longo da missão, que terminou em 21 de dezembro de 2022, ele detectou 1.319 terremotos marcianos. Então, usando um terremoto marciano de 25 de agosto de 2021 e o impacto de um meteoroide em 18 de setembro de 2021, ambos no lado oposto do planeta, cujas ondas atravessaram o núcleo marciano, os cientistas fizeram o que a NASA e o JPL chamaram de “as primeiras observações diretas já feitas do núcleo de outro planeta”. Como disse a autora principal do estudo, Jessica Irving, da Universidade de Bristol, no anúncio da NASA: “Foram necessárias tanto sorte quanto habilidade para encontrar e depois usar esses terremotos”. As ondas mostraram que Marte tem um núcleo de liga de ferro líquida, menor e mais denso do que as estimativas anteriores do InSight. Em setembro de 2025, uma equipe liderada por Huixing Bi e Daoyuan Sun relatou na Nature que os mesmos dados contêm também as fases PKKP e PKiKP, as contrapartes marcianas das ondas que Lehmann estudou, e que elas revelam um núcleo interno sólido com cerca de 600 km de raio.
Com um único sismômetro, o método que Lehmann e Gutenberg desenvolveram para a Terra recuperou o mesmo tipo de estrutura em camadas em Marte.
O que os cientistas ainda debatem
A arquitetura geral (crosta, manto, núcleo externo líquido, núcleo interno sólido) está estabelecida. Duas questões sobre a Terra profunda, não.
Rotação do núcleo interno. Como o núcleo interno sólido está suspenso em um líquido, ele pode girar a uma taxa ligeiramente diferente da do resto do planeta. Em 1996, Xiaodong Song e Paul Richards relataram evidências sísmicas dessa “rotação diferencial”. Em 2023, Yi Yang e Song relataram na Nature Geoscience que os trajetos sísmicos através do núcleo interno, que vinham mudando havia décadas, tinham mostrado pouca alteração por cerca de dez anos. Eles interpretaram isso como o núcleo interno parando e revertendo o sentido em relação ao manto, um dos balanços de uma oscilação que dura cerca de sete décadas, com o ponto de inversão anterior no início da década de 1970. Outros grupos, entre eles o de Hrvoje Tkalčić, contestam o período e a cronologia, e alguns argumentaram que as mudanças sísmicas vêm de uma superfície do núcleo interno em transformação, e não da rotação do corpo inteiro. Em fevereiro de 2025, a equipe de John Vidale relatou na Nature Geoscience que a taxa de rotação varia e que a parte mais externa do núcleo interno também parece se deformar.
LLSVPs. Na base do manto, a tomografia sísmica revela duas massas do tamanho de continentes onde as ondas diminuem de velocidade, as grandes províncias de baixa velocidade de cisalhamento (LLSVPs, na sigla em inglês), uma sob a África e outra sob o Pacífico. Debate-se se são pilhas de rocha quimicamente distinta, remanescentes da formação da Terra, ou cemitérios de placas subductadas. O Geoscopy examina as hipóteses candidatas em “LLSVPs: gigantes ocultos no limite núcleo-manto da Terra”.
Convecção do manto: a rocha quente sobe, esfria perto da superfície e afunda de novo, numa lenta circulação acoplada ao movimento das placas acima e aquecida pelo núcleo abaixo. Crédito: U.S. Geological Survey, “This Dynamic Earth”, domínio público.
Para a linha do tempo a que essas camadas pertencem, veja A escala de tempo geológico, explicada.
O que Lehmann não viveu para ver
Lehmann viveu até os 104 anos. Em 1970, sismólogos registraram ondas refletidas no limite do núcleo interno que ela havia traçado, e em 1971 as oscilações livres do planeta inteiro mostraram que a esfera em seu interior é sólida. Ela morreu em 1993, três décadas antes de uma reflexão do mesmo tipo, hoje escrita PKiKP, ser identificada nos registros de um único sismômetro em Marte. O poço mais profundo da Terra ainda para a 6.359 quilômetros do centro.
Perguntas frequentes
Como os cientistas sabem o que há dentro da Terra?
De forma indireta, por vários métodos independentes. O principal é a sismologia: as ondas dos terremotos atravessam o planeta inteiro, e o modo como elas mudam de velocidade, se refratam e desaparecem revela os limites internos. Além disso, a densidade média da Terra (5,51 g/cm³) e seu fator de momento de inércia (0,33) mostram que a massa está concentrada em um núcleo denso; os meteoritos revelam os ingredientes brutos; os vulcões trazem à superfície pedaços do manto; o campo magnético exige um núcleo de ferro líquido; e os experimentos com células de bigorna de diamante recriam em laboratório as condições do interior profundo da Terra. Tudo isso concorda.
Quais são as camadas da Terra, em ordem?
Por composição, da superfície ao centro: crosta, manto, núcleo externo, núcleo interno. Por comportamento mecânico: litosfera (rígida), astenosfera (fraca, em fluxo), mesosfera/manto inferior (rígido), núcleo externo (líquido), núcleo interno (sólido). Os dois esquemas descrevem o mesmo planeta, mas o dividem de maneiras diferentes. A litosfera, por exemplo, inclui tanto a crosta quanto o manto mais superficial.
Por que o núcleo externo é líquido e o núcleo interno é sólido?
Ambos são de ferro e níquel, de composição semelhante; a diferença é a pressão. O ponto de fusão do ferro sobe de forma acentuada com a pressão. No núcleo externo, a temperatura excede o ponto de fusão do ferro, e por isso ele está fundido. No centro, a pressão de cerca de 360 GPa eleva o ponto de fusão do ferro acima da temperatura local, de modo que o núcleo interno permanece sólido, embora seja mais quente que a camada acima dele.
Até que profundidade os seres humanos já perfuraram?
O recorde é do Poço Superprofundo de Kola, no Ártico russo, que chegou a 12.262 m (40.230 pés) em 1989. Isso equivale a cerca de um terço do caminho através da crosta continental local e a apenas 0,2% do caminho até o centro da Terra. A perfuração parou quando a rocha atingiu cerca de 180 °C e começou a fluir.
O que é a Moho?
A Moho, abreviação de descontinuidade de Mohorovičić, é o limite entre a crosta e o manto, onde as ondas sísmicas de repente se aceleram. Andrija Mohorovičić a descobriu a partir do terremoto de 1909 no vale do Kupa, na Croácia. Ela fica a cerca de 5–10 km de profundidade sob os oceanos e a cerca de 30–70 km sob os continentes.
Qual é a temperatura do núcleo?
As estimativas para o limite do núcleo interno se concentram em torno de 5.000–6.000 °C, quase tão quente quanto a superfície do Sol. Um estudo de 2013 com célula de bigorna de diamante (Anzellini et al.) situou ali o ponto de fusão do ferro em 6.230 ± 500 K; um estudo de 2019 (Sinmyo et al.) deu cerca de 5.500 ± 220 K. O valor exato ainda é um problema de medição em andamento.
Quem descobriu o núcleo interno da Terra?
A sismóloga dinamarquesa Inge Lehmann, em um artigo de 1936 intitulado “P′”. Ela mostrou que ondas P tênues que chegavam dentro da zona de sombra do núcleo, registradas após um terremoto em 1929 perto de Murchison, na Nova Zelândia, podiam ser explicadas por um núcleo interno menor, com velocidade de onda mais alta. Que o núcleo interno é sólido foi defendido por Francis Birch em 1940 e por K. E. Bullen em 1946, e confirmado a partir das oscilações livres da Terra em 1971.
Como sabemos que o núcleo da Terra é feito de ferro?
Várias observações apontam na mesma direção. A densidade média da Terra (5,51 g/cm³) é cerca de duas vezes a das rochas da superfície, e seu fator de momento de inércia (0,33) mostra que a massa extra está no centro. Os meteoritos de ferro mostram que corpos rochosos formam núcleos de ferro e níquel. O ferro também é muito mais abundante nos meteoritos e no Sol do que qualquer outro metal pesado, de modo que é o único candidato disponível na quantidade necessária.
