Núcleo interno de la Tierra

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El núcleo interno de la Tierra es la capa geológica más interna del planeta Tierra. Es principalmente una bola sólida con un radio de aproximadamente 1220 km (760 mi), que es aproximadamente el 20% del radio de la Tierra o el 70% del radio de la Luna.

No hay muestras del núcleo de la Tierra accesibles para la medición directa, como las hay para el manto de la Tierra. La información sobre el núcleo de la Tierra proviene principalmente del análisis de las ondas sísmicas y del campo magnético de la Tierra. Se cree que el núcleo interno está compuesto por una aleación de hierro y níquel con algunos otros elementos. Se estima que la temperatura en la superficie del núcleo interno es de aproximadamente 5700 K (5430 ° C; 9800 ° F), que es aproximadamente la temperatura en la superficie del Sol.

Historia científica

El sismólogo danés Inge Lehmann descubrió que la Tierra tiene un núcleo interno sólido distinto de su núcleo externo fundido en 1936, quien dedujo su presencia al estudiar sismogramas de 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. Infirió un radio de 1400 km para el núcleo interno, no muy lejos del valor actualmente aceptado de 1221 km. En 1938, Beno Gutenberg y Charles Richter analizaron un conjunto de datos más extenso y estimaron el espesor del núcleo externo en 1950 km con una transición empinada pero continua de 300 km de espesor hacia el núcleo interno; lo que implica un radio entre 1230 y 1530 km para el núcleo interno.

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

El límite entre los núcleos interno y externo a veces se denomina "discontinuidad de Lehmann", aunque el nombre generalmente se refiere a otra discontinuidad. Se ha propuesto el nombre "Bullen" o "discontinuidad de Lehmann-Bullen", en honor a Keith Edward Bullen, pero su uso parece ser raro. La rigidez del núcleo interno se confirmó en 1971.

Adam Dziewonski y James Freeman 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. En 2005, se detectaron ondas de corte atravesando el núcleo interno; estas afirmaciones fueron inicialmente controvertidas, pero ahora están ganando aceptación.

Fuentes de datos

Ondas sísmicas

Casi todas las mediciones directas que tienen los científicos 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 por debajo de la superficie de la Tierra (donde el manto es relativamente más homogéneo) y registradas por 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 de corte) que solo pueden propagarse a través de sólidos elásticos rígidos. Las dos ondas tienen diferentes velocidades y se amortiguan a diferentes tasas 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 entre el manto y el núcleo, viajan a través del núcleo (K), se reflejan en el límite interno del núcleo (i), cruzan de nuevo el núcleo líquido (K), vuelven a cruzar al manto y se detectan como ondas de presión (P) en la superficie. También son de interés 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 la ruta desde la fuente hasta el detector es casi una línea recta, es decir, cuando el receptor está justo encima de la fuente para las ondas PKiKP reflejadas y antípoda para las ondas PKIKP transmitidas.

Mientras que las ondas S no pueden alcanzar o salir del núcleo interno como tales, las ondas P pueden convertirse en ondas S, y viceversa, ya que golpean 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, lo atraviesan 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

Otras fuentes de información sobre el núcleo interno incluyen

Propiedades físicas

Velocidad de onda sísmica

La velocidad de las ondas S en el núcleo varía suavemente desde unos 3,7 km/s en el centro hasta unos 3,5 km/s en la superficie. Eso es considerablemente menor que la velocidad de las ondas S en la corteza inferior (unos 4,5 km/s) y menos de la mitad de la velocidad en el manto profundo, justo por encima del núcleo exterior (unos 7,3 km/s).

La velocidad de las ondas P en el núcleo también varía suavemente a través del núcleo interno, desde unos 11,4 km/s en el centro hasta unos 11,1 km/s en la superficie. Luego, la velocidad cae abruptamente en el límite del núcleo interno y externo a aproximadamente 10,4 km/s.

Tamaño y forma

Sobre la base de los datos sísmicos, se estima que el núcleo interno tiene un radio de unos 1221 km (2442 km de diámetro), que es aproximadamente el 19% del radio de la Tierra y el 70% del radio de la Luna.

Su volumen es de unos 7600 millones de km cúbicos ( 7,6 × 10 m ), que es aproximadamente 1140 (0,7 %) del volumen de toda la Tierra.

Se cree que su forma es cercana a un elipsoide achatado de revolución, como la superficie de la Tierra, solo que más esférica: la f aplanada se estima entre 1400 y 1416 ; lo que significa que se estima que el radio a lo largo del eje de la Tierra es unos 3 km más corto que el radio en el ecuador. En comparación, el aplanamiento de la Tierra en su conjunto es cercano a 1300, y el radio polar es 21 km más corto que el ecuatorial.

Presión y gravedad

La presión en el núcleo interno de la Tierra es ligeramente más alta que en el límite entre los núcleos externo e interno: oscila entre 330 y 360 gigapascales (3 300 000 a 3 600 000 atm).

La aceleración de la gravedad en la superficie del núcleo interior puede calcularse en 4,3 m/s ; que es menos de la mitad del valor en la superficie de la Tierra (9,8 m/s ).

Densidad y masa

Se cree que la densidad del núcleo interno varía suavemente desde aproximadamente 13,0 kg/L (= g/cm = t/m ) en el centro hasta aproximadamente 12,8 kg/L en la superficie. Como sucede con otras propiedades de los materiales, la densidad cae repentinamente en esa superficie: se cree que el líquido justo encima del núcleo interno es significativamente menos denso, alrededor de 12,1 kg/L. A modo de comparación, la densidad media en los 100 km superiores de la Tierra es de unos 3,4 kg/L.

Esa densidad implica una masa de unos 10 kg para el núcleo interno, que es 160 (1,7%) de la masa de toda la Tierra.

Temperatura

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 (alrededor de 330 GPa). A partir de estas consideraciones, en 2002 D. Alfè y otros estimaron su temperatura entre 5400 K (5100 °C; 9300 °F) y 5700 K (5400 °C; 9800 °F). Sin embargo, en 2013 S. Anzellini y otros obtuvieron experimentalmente una temperatura sustancialmente más alta para el punto de fusión del hierro, 6230 ± 500 K.

El hierro puede ser sólido a temperaturas tan altas solo porque su temperatura de fusión aumenta drásticamente a presiones de esa magnitud (ver la relación Clausius-Clapeyron).

Campo magnético

En 2010, Bruce Buffett 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 provocan mareas en el núcleo exterior líquido, tal como lo hacen en los océanos de la superficie. Observó que el movimiento del líquido a través del campo magnético local crea corrientes eléctricas que disipan la energía en forma de calor de acuerdo con 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 de este último efecto pudo calcular el campo magnético.El campo dentro del núcleo interno presumiblemente tiene una fuerza similar. Si bien es indirecta, esta medida no depende significativamente de ninguna suposición sobre la evolución de la Tierra o la composición del núcleo.

Viscosidad

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 de la anisotropía detectada en los estudios sísmicos. En 2009, B. Buffett estimó la viscosidad del núcleo interno en 10 Pa·s, que es un sextillón de veces la viscosidad del agua y más de mil millones de veces la del alquitrán.

Composición

Todavía no hay evidencia directa sobre la composición del núcleo interno. Sin embargo, con base en la prevalencia relativa de varios elementos químicos en el Sistema Solar, la teoría de la formación planetaria y las restricciones impuestas o implícitas por la química del resto del volumen de la Tierra, se cree que el núcleo interno consiste principalmente en hierro: aleación de niquel.

A las presiones conocidas y las temperaturas estimadas del núcleo, se predice que el hierro puro podría ser sólido, pero su densidad superaría 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. Estimaciones recientes (2007) permiten hasta un 10% de níquel y un 2-3% de elementos más ligeros no identificados.

Según los cálculos de D. Alfè y otros, el núcleo exterior líquido contiene entre un 8 y un 13 % de oxígeno, pero a medida que el hierro se cristaliza para formar el núcleo interior, la mayor parte del oxígeno queda en el líquido.

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

Además, si el núcleo interno crece por la precipitación de partículas congeladas 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 grado mínimo en gran parte de su interior.

Estructura

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

Anisotropía alineada con el eje

En 1983, G. Poupinet y otros observaron que el tiempo de viaje de las ondas PKIKP (ondas P que viajan a través del núcleo interno) era alrededor de 2 segundos menos para trayectorias rectas de norte a sur que para trayectorias rectas en el plano ecuatorial. Incluso teniendo en cuenta el aplanamiento de la Tierra en los polos (alrededor del 0,33 % para toda la Tierra, 0,25 % para el núcleo interno) y las heterogeneidades de la corteza y el manto superior, esta diferencia implica que las ondas P (de una amplia gama de longitudes de onda) viajan a través del núcleo interno aproximadamente un 1% más rápido en la dirección norte-sur que en las direcciones perpendiculares a esa.

Esta anisotropía de la velocidad de la onda P ha sido confirmada por estudios posteriores, incluidos más datos sísmicos y el estudio de las oscilaciones libres de toda la Tierra. Algunos autores han reclamado valores superiores para la diferencia, hasta el 4,8%; sin embargo, en 2017 D. Frost y B. Romanowicz confirmaron que el valor está entre 0,5% y 1,5%.

Anisotropía no axial

Algunos autores han afirmado que la velocidad de la onda P es más rápida en direcciones oblicuas o perpendiculares al eje N−S, al menos en algunas regiones del núcleo interno. Sin embargo, estas afirmaciones han sido cuestionadas por D. Frost y B. Romanowicz, quienes en cambio afirman que la dirección de la velocidad máxima es la más cercana al eje de rotación de la Tierra que se puede determinar.

Causas de la anisotropía

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 es fuertemente anisotrópica, con un eje "rápido" y dos igualmente "lentos". Una preferencia por los cristales en el núcleo para alinearse en la dirección norte-sur podría explicar la anomalía sísmica observada.

Un fenómeno que podría causar tal alineación parcial es el flujo lento ("creep") dentro del núcleo interno, desde el ecuador hacia los polos o viceversa. Ese flujo haría que los cristales se reorientaran parcialmente según la dirección del flujo. En 1996, S. Yoshida y otros propusieron que tal 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 restaurar el equilibrio isostático de su superficie.

Otros sugirieron que el flujo requerido podría ser causado por una convección térmica lenta dentro del núcleo interno. T. Yukutake afirmó en 1998 que tales movimientos convectivos eran poco probables. Sin embargo, B. Buffet en 2009 estimó la viscosidad del núcleo interno y descubrió que tal convección podría haber ocurrido, especialmente cuando el núcleo era más pequeño.

Por otro lado, M. Bergman en 1997 propuso 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. Él, por lo tanto, propuso que el flujo de calor fuera del núcleo interno estaría sesgado hacia la dirección radial.

En 1998, S. Karato propuso que los cambios en el campo magnético también podrían deformar el núcleo interno lentamente con el tiempo.

Múltiples capas

En 2002, M. Ishii y A. Dziewoński presentaron evidencia de que el núcleo interno sólido contenía un "núcleo interno más interno" (IMIC) con propiedades algo diferentes a las del caparazón que lo rodea. La naturaleza de las diferencias y el radio del IMIC aún no se han resuelto a partir de 2019, con propuestas para este último que van desde los 300 km hasta los 750 km.

A. Wang y X. Song propusieron, en 2018, un modelo de tres capas, con un "núcleo interno interno" (IIC) con un radio de aproximadamente 500 km, una capa de "núcleo interno externo" (OIC) de aproximadamente 600 km de espesor, y una capa isotrópica de 100 km de espesor. En este modelo, la dirección de la "onda P más rápida" sería paralela al eje de la Tierra en el OIC, pero perpendicular a ese eje en el IIC. Sin embargo, la conclusión ha sido cuestionada por afirmaciones de que no es necesario que haya discontinuidades pronunciadas en el núcleo interno, solo un cambio gradual de propiedades con la profundidad.

Variación lateral

En 1997, S. Tanaka y H. Hamaguchi afirmaron, sobre la base de datos sísmicos, que la anisotropía del material del núcleo interno, mientras estaba orientado N−S, era más pronunciada en el hemisferio "oriental" del núcleo interno (alrededor de 110 °E de longitud, aproximadamente debajo de Borneo) que en el hemisferio "occidental" (alrededor de 70 °W, aproximadamente debajo de Colombia).

Alboussère y otros propusieron que esta asimetría podría deberse a la fusión en el hemisferio oriental y la recristalización en el occidental. C. Finlay conjeturó que este proceso podría explicar la asimetría en el campo magnético de la Tierra.

Sin embargo, en 2017, D. Frost y B. Romanowicz cuestionaron esas inferencias anteriores, afirmando que los datos muestran solo una anisotropía débil, con una velocidad en la dirección N−S de solo un 0,5 % a un 1,5 % más rápida que en las direcciones ecuatoriales, y no signos claros de variación E−W.

Otra estructura

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

Crecimiento

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 se solidifica debido al enfriamiento gradual del interior de la Tierra (alrededor de 100 grados centígrados cada mil millones de años).

Según los cálculos de Alfé y otros, a medida que el hierro cristaliza en el núcleo interno, el líquido que se encuentra 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.

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

Dinámica

Debido a que el núcleo interno no está rígidamente conectado 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 considerado durante mucho tiempo. En la década de 1990, los sismólogos hicieron varias afirmaciones sobre la detección de este tipo de superrotación mediante la observación de cambios en las características de las ondas sísmicas que pasan a través del núcleo interno durante varias décadas, utilizando la propiedad antes mencionada de que transmite ondas más rápidamente en algunas direcciones. En 1996, X. Song y P. Richards estimaron esta "súper rotación" del núcleo interno en relación con el manto en aproximadamente un grado por año.En 2005, ellos y J. Zhang compararon registros de "dobletes sísmicos" (registros de la misma estación de terremotos que ocurren en el mismo lugar en el lado opuesto de la Tierra, con años de diferencia) y revisaron esa estimación a 0,3 a 0,5 grados por año.

En 1999, M. Greff-Lefftz y H. Legros notaron que los campos gravitatorios del Sol y la Luna que son responsables de las mareas oceánicas también aplican torques a la Tierra, afectando su eje de rotación y ralentizando su velocidad de rotación. Esos pares se sienten principalmente en la corteza y el manto, por lo que su eje de rotación y su velocidad 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 campos magnéticos en el núcleo interno. Encuentran que el eje del núcleo interno se tambalea (nutata) ligeramente con un período de aproximadamente 1 día. Con algunas suposiciones sobre la evolución de la Tierra, concluyen que los movimientos de 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 300 millones de años).

Edad

Las teorías sobre la edad del núcleo son necesariamente parte de las teorías de la historia de la Tierra como un todo. Este ha sido un tema debatido durante mucho tiempo y todavía está en discusión 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, aún no hay evidencia firme sobre el momento en que se inició este proceso.

T = modelado termodinámico
P = análisis de paleomagnetismo
(R) = con elementos radiactivos
(N) = sin ellosFechaAutoresEdadMétodo2001Labrosse et al.1±0.5TENNESSE)2003Labrosse~2T(R)2011Smirnov et al.2–3.5PAG2014Driscoll y Bercovici0,65T2015Labrosse<0,7T2015Bigin et al.1–1.5PAG2016Ohta et al.<0,7T2016Konôpková et al.<4.2T2019Bono et al.0.5PAG

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 la evidencia paleomagnética. Las estimaciones arrojadas por estos métodos aún varían en un amplio rango, desde 0,5 a 2 mil millones de años.

Evidencia termodinámica

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 entre el núcleo y el manto (CMB). Esa estimación se basa en la teoría prevaleciente de que el campo magnético de la Tierra se desencadena principalmente por corrientes de convección en la parte líquida del núcleo y en el hecho de que se requiere un flujo de calor mínimo para sostener 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.

En 2001, S. Labrosse y otros, asumiendo que no había elementos radiactivos en el núcleo, dieron una estimación de 1±500 millones de años para la edad del núcleo interno, considerablemente menor que la edad estimada de la Tierra y de su líquido. Núcleo (alrededor de 4500 millones de años) En 2003, el mismo grupo 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.

En 2012, los cálculos teóricos realizados por M. Pozzo y otros indicaron que la conductividad eléctrica del hierro y otros materiales del núcleo hipotético, a las altas presiones y temperaturas esperadas allí, era dos o tres veces mayor que la supuesta en investigaciones anteriores. Estas predicciones fueron confirmadas en 2013 por mediciones realizadas por Gomi y otros. Los valores más altos de conductividad eléctrica llevaron a mayores estimaciones de la conductividad térmica, a 90 W/m·K; lo que, a su vez, redujo las estimaciones de su edad a menos de 700 millones de años.

Sin embargo, en 2016, Konôpková y otros midieron directamente la conductividad térmica del hierro sólido en condiciones de núcleo interno y obtuvieron 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.

En 2014, Driscoll y Bercovici publicaron una historia térmica de la Tierra que evitó la llamada catástrofe térmica del manto y la nueva paradoja del núcleo invocando 3 TW de calentamiento radiogénico por la descomposición de
k
en el núcleo Tan altas abundancias de K en el núcleo no están respaldadas por estudios de partición experimentales, por lo que tal historia térmica sigue siendo muy discutible.

Evidencia paleomagnética

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

En 2011, Smirnov y otros publicaron un análisis del paleomagnetismo en una gran muestra de rocas que se formaron en el Neoarcaico (hace 2,8-2,5 mil millones de años) y el Proterozoico (2,5-0,541 mil millones). Descubrieron que el campo geomagnético estaba más cerca del de un dipolo magnético durante el Neoarcaico que después. Interpretaron 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 entre el núcleo y el manto crecieron en importancia. Además, especulan que el cambio puede deberse al crecimiento del núcleo interno sólido hace entre 3.500 y 2.000 millones de años.

En 2015, Biggin y otros publicaron el análisis de un conjunto extenso y cuidadosamente seleccionado de muestras precámbricas y observaron un aumento destacado en la fuerza y ​​la variación del campo magnético de la Tierra hace alrededor de 1000 a 1500 millones de años. Este cambio no se había notado antes debido a la falta de suficientes mediciones robustas. Especularon 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.

En 2016, P. Driscoll publicó un modelo numérico de dínamo en evolución que hizo una predicción detallada de la evolución del campo paleomagnético en 0,0 a 2,0 Ga. El modelo de dínamo en evolución estaba impulsado por condiciones de contorno variables en el tiempo producidas por la solución de historia térmica en Driscoll y Bercovici (2014). El modelo de dínamo en evolución predijo una dínamo de campo intenso anterior a 1,7 Ga que es multipolar, una dínamo de campo fuerte de 1,0 a 1,7 Ga que es predominantemente dipolar, una dínamo de campo débil de 0,6 a 1,0 Ga que es un dipolo no axial, y una dínamo de campo fuerte después de la nucleación del núcleo interno de 0,0 a 0,6 Ga que es predominantemente dipolar.

Un análisis de muestras de rocas de la época de Ediacara (formado hace unos 565 millones de años), publicado por Bono y otros en 2019, reveló una intensidad inusualmente baja y dos direcciones distintas para el campo geomagnético durante ese tiempo que respalda las predicciones de Driscoll ( 2016). Teniendo en cuenta otra evidencia de alta frecuencia de inversiones del campo magnético en ese momento, especulan que esas anomalías podrían deberse al inicio de la formación del núcleo interno, que entonces tendría 500 millones de años. A News and Views de P. Driscoll resume el estado del campo después de los resultados de Bono.