E2 Dinámica Térmica Interna

Tópico

La Tierra pierde el calor de su interior principalmente por convección dentro del manto y por conducción a través de la litosfera que tiene encima. Ese calor que la Tierra pierde proviene de dos fuentes distintas: el calor primordial que quedó almacenado desde la acreción y la diferenciación planetaria, un calor que se va disipando lentamente con el paso de las eras geológicas, y el calor radiogénico continuo que producen la desintegración del uranio doscientos treinta y ocho, del uranio doscientos treinta y cinco, del torio doscientos treinta y dos y del potasio cuarenta.

El manto terrestre convecta vigorosamente porque el parámetro que mide qué tan fácil resulta que un fluido comience a convectar alcanza, dentro del manto, un valor de entre diez millones y mil millones, muy por encima del umbral crítico de apenas mil que un fluido necesita superar para empezar a convectar; y el manto convecta con ese vigor pese a comportarse, en escalas de tiempo cortas, como si fuera un sólido rígido.

La eficiencia de este transporte convectivo respecto al simple transporte por conducción se puede cuantificar con otro parámetro, que en el manto terrestre toma valores de entre diez y cuarenta veces: esto significa que, si el manto no convectara y el calor solo se transportara por conducción, la temperatura del interior de la Tierra sería mucho más alta de lo que es hoy.

El flujo de calor promedio que llega a la superficie terrestre ronda los ochenta milivatios por metro cuadrado, pero ese flujo de calor no es uniforme: alcanza hasta trescientos milivatios por metro cuadrado en las dorsales oceánicas, donde el manto asciende y se acerca mucho a la superficie, y cae a apenas treinta milivatios por metro cuadrado sobre los cratones más antiguos, donde la corteza continental lleva miles de millones de años aislando al manto que tiene debajo.

La temperatura en el límite entre el manto y el núcleo, de entre tres mil quinientos y cuatro mil kelvin, es lo que mantiene líquido al núcleo externo y alimenta al geodínamo que genera el campo magnético terrestre; la evolución lenta de esa misma temperatura determina, a su vez, el ritmo al que el núcleo interno sigue solidificándose y cuánto tiempo más seguirá existiendo el campo magnético que protege al planeta, cerrando así el vínculo entre la pérdida de calor con la que empezó esta descripción y el destino a largo plazo del propio campo magnético terrestre.

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