Capas internas de la Tierra: cómo las revelan los sismos

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Las capas internas de la Tierra son la corteza, el manto y el núcleo. El modelo de arriba muestra el planeta a escala, con una cuña retirada: el radio de 6371 km se reduce a medio metro y las capas de las dos caras cortadas ocupan las profundidades de PREM, el Preliminary Reference Earth Model publicado por Adam Dziewonski y Don Anderson en 1981. PREM sigue siendo la referencia con la que los sismólogos comparan sus mediciones y expresa la densidad y la velocidad de las ondas a cada profundidad mediante fórmulas sencillas.

Mueve el deslizador de profundidad de la pestaña de controles: un anillo blanco avanza desde la superficie al centro. El panel superior izquierdo muestra los valores de PREM allí: densidad, velocidad de los dos tipos de ondas sísmicas, presión y gravedad calculadas a partir de la densidad. La temperatura es distinta. No pertenece a PREM: es una estimación redondeada en grados Celsius basada en investigaciones publicadas; la sección del núcleo explica su incertidumbre.

Pulsa reproducir y se produce un sismo en lo alto del corte. Las líneas de colores son las trayectorias de sus ondas por el planeta, calculadas con el mismo modelo; los puntos son frentes de onda que avanzan a la velocidad correspondiente. Un segundo de pantalla representa un minuto real, salvo que cambies el reloj de ondas.

Otros dos controles afectan al corte. Retirar capas desmonta la Tierra desde fuera hasta dejar el núcleo interno desnudo. Gráfica cambia el gráfico bajo los valores entre densidad, velocidad de ondas, presión, temperatura y gravedad, con la profundidad de la sonda marcada.

La barra inferior abre otras ocho escenas, creadas al elegirlas por primera vez. Placas muestra las 52 placas del modelo PB2002 de Peter Bird con su movimiento actual. Subducción corta una fosa. Punto caliente sigue la placa del Pacífico sobre Hawaii. Dorsal expande el fondo marino y registra su campo magnético. Convección representa conceptualmente la circulación del manto. Campo magnético muestra el campo del núcleo líquido y el desplazamiento de su polo norte desde 1590. Pozos profundos reúne los sondeos y el mar más profundos. Laboratorio sísmico envía ondas de un terremoto real a tres sismómetros y permite localizarlo. Bajo los controles hay ocho tareas, 73 casos del catálogo sísmico y la historia geológica, y un dato que puedes cambiar por otro.

Cómo lo sabemos sin excavar

El pozo más profundo, el sondeo superprofundo de Kola en Rusia, alcanzó unos 12 kilómetros. Es aproximadamente el 0,2 por ciento del camino al centro. Todo lo que sabemos de debajo procede de pruebas indirectas, sobre todo de dos.

La primera es la masa terrestre. Conociendo la atracción del planeta y su tamaño se calcula la densidad media: una masa de 5,972 × 10²⁴ kg dividida por el volumen 4/3·π·(6371 km)³ da 5,51 g/cm³. Las rocas superficiales solo tienen de 2,6 a 2,9 g/cm³; debe haber algo mucho más pesado debajo. Isaac Newton ya lo había supuesto en la década de 1680.

La segunda son los terremotos. Un gran sismo envía ondas por todo el planeta y miles de sismómetros registran su llegada. Los tiempos dependen de la velocidad a cada profundidad; reuniendo suficientes registros, los sismólogos deducen la velocidad capa por capa. PREM se ajustó a unos 1000 períodos medidos de las oscilaciones libres terrestres (la lenta vibración del planeta entero tras un gran sismo), unos 500 tiempos de viaje resumidos, y la masa y el momento de inercia conocidos. Después, sus autores lo contrastaron con otros 1,75 millones de tiempos de llegada P y S de 12 años de boletines del International Seismological Centre.

La corteza y el Moho

A esta escala, la corteza es una línea. PREM usa un espesor medio de 24,4 km: 3 km de océano, 12 km de corteza superior y 9,4 km de corteza inferior. La corteza real es menos uniforme: unos 7 km bajo los océanos y de 30 a 70 km bajo los continentes, con máximo espesor bajo cordilleras jóvenes como el Himalaya.

Su base es un límite brusco llamado Moho, por el sismólogo croata Andrija Mohorovičić, que lo descubrió al estudiar el sismo de 1909 del valle de Kupa (Kulpa), Croacia. Observó que las estaciones lejanas registraban dos grupos de ondas P y que el segundo había atravesado parcialmente una capa inferior más rápida. En PREM, la velocidad P pasa de 6,8 km/s en la corteza inferior a 8,11 km/s bajo el Moho; la densidad pasa de 2,90 a 3,38 g/cm³.

El manto: roca sólida que fluye

El manto son 2867 km de roca lo bastante sólida para transmitir ondas S, pero capaz de fluir unos centímetros al año durante millones de años. Ese flujo mueve las placas tectónicas superiores.

Dos saltos de velocidad lo dividen. PREM los sitúa a 400 km y 670 km; otros modelos usan 410 y 660, y ambos describen lo mismo. La presión transforma la olivina, principal mineral del manto superior, en estructuras cristalinas más densas. Entre ambos límites está la zona de transición. Bajo 670 km está el manto inferior, la capa de mayor volumen.

La presión crece rápidamente. En la base de la corteza es 0,6 GPa; a 400 km, 13,4 GPa; a 670 km, 23,8 GPa. En la base del manto, a 2891 km, llega a 135,8 GPa. Al dividir por la presión atmosférica al nivel del mar (101 325 Pa), resulta 135,8 × 10⁹ ÷ 101 325 ≈ 1,34 millones de veces.

El núcleo: líquido fuera, sólido dentro

A 2891 km termina la roca. La densidad salta de 5,57 a 9,90 g/cm³; la velocidad P baja de 13,72 a 8,06 km/s y la S cae a cero. Un material incapaz de transmitir una onda de cizalla no resiste esa deformación: es líquido. Es el núcleo externo, mayormente hierro, con níquel y unos puntos porcentuales de elementos ligeros. Su lenta agitación genera el campo magnético terrestre.

A 5150 km el hierro vuelve a ser sólido. El núcleo interno está más caliente que el líquido circundante, pero el punto de fusión del hierro aumenta con la presión; a 329 GPa, su temperatura queda por debajo de ese punto. Al enfriarse lentamente la Tierra, el núcleo interno crece por solidificación del hierro líquido.

Las temperaturas son las cifras menos seguras de esta página. Las estimaciones publicadas para el techo del núcleo externo van de unos 3000 a 4500 K. Para el límite del núcleo interno, los cálculos de Dario Alfè y colaboradores dan de 5400 a 5700 K; los experimentos de laboratorio de Simone Anzellini y colaboradores de 2013 hallaron una fusión del hierro a 6230 ± 500 K. El panel usa valores dentro de esos rangos y los expresa en grados Celsius: 3900 °C en el límite núcleo-manto son 3900 + 273 = 4173 K, y 5500 °C en el límite interno son 5773 K. Son estimaciones redondeadas, de ahí el signo ≈.

Por qué se curvan las ondas

Las ondas sísmicas se comportan como luz que atraviesa vidrio de espesor variable. Al entrar en roca más rápida se desvían de la vertical; como la velocidad aumenta con la profundidad en el manto, cada rayo se curva y regresa a la superficie.

En una esfera estratificada, la curvatura sigue una regla. A lo largo de cada rayo, la cantidad

p = r · sin(i) / v

permanece constante: r es la distancia al centro, i el ángulo del rayo con la vertical y v la velocidad. El rayo retorna donde r / v cae hasta p. La exposición usa esta regla en cada trayectoria: elige p, desciende por PREM en pasos de hasta 2 km hasta el punto de retorno y refleja la trayectoria hacia arriba. Suma los tiempos del recorrido para que los puntos lleguen en el momento correcto.

Las zonas de sombra

Sigue los rayos P desde el sismo: llegan cada vez más lejos, hasta que el más profundo roza el techo del núcleo. En nuestro modelo ese rayo llega a la superficie a 99° del sismo tras 13,7 minutos. Los que descienden algo más entran al núcleo, donde la velocidad cae de 13,72 a 8,06 km/s y el frenado los desvía bruscamente. Emergen al otro lado de la Tierra, a 145° o más.

Entre ambos grupos hay una franja superficial sin ondas P directas: la zona de sombra P. Los libros suelen situarla entre 104° y 140°. Sus bordes reales son algo difusos porque las ondas también rodean el borde del núcleo; nuestro modelo de rayos simple los sitúa en 99° y 145°.

Las ondas S no pueden cruzar el núcleo líquido. Más allá de unos 104° faltan por completo: es la zona de sombra S. En el modelo, el rayo S que llega más lejos alcanza 104,3°. Activa las ondas S y verás cómo todas se detienen en el núcleo.

En 1936, la sismóloga danesa Inge Lehmann observó débiles ondas P dentro de la zona de sombra, donde no debería haberlas. Las explicó mediante un núcleo menor y más rápido dentro del líquido. En el modelo, los rayos con menor p atraviesan el núcleo interno y llegan entre 128° y 180°.

Cifras que puedes comprobar

Densidad y velocidades salen directamente de las fórmulas PREM. La presión y gravedad se calculan solo con la densidad, en pasos de 1 km. Primero se suma la masa interior a cada radio, capa por capa, para obtener g = G·M(r) / r². Después se integra la presión desde la superficie con el peso de cada capa, dP = ρ·g·dr. Dos comprobaciones respaldan el cálculo: la masa total resulta 5,973 × 10²⁴ kg frente a los 5,972 × 10²⁴ kg medidos, y la gravedad superficial, 9,82 m/s².

La gravedad no disminuye continuamente al bajar, como mucha gente espera. La gran densidad del núcleo hace que aumente ligeramente en el manto y alcance 10,69 m/s² en el techo del núcleo, antes de caer a cero en el centro.

Localizar un terremoto con tres estaciones

Un sismómetro distante registra dos sacudidas separadas antes de las grandes ondas superficiales. La primera es P; la segunda, S. Salieron simultáneamente, pero en el manto la velocidad S es solo un 55 % de la P, por lo que su separación temporal crece con la distancia. Esa diferencia, el tiempo S−P, permite conocer la distancia al terremoto.

El laboratorio sísmico lo calcula con el mismo PREM del corte. Usa el método tau-p de los manuales: para cada parámetro p suma τ(p), la integral de √(η² − p²)/r desde el punto de retorno a la superficie, con η = r/v. La distancia es el negativo de la pendiente de τ frente a p, y el tiempo es τ + p × distancia. Esto evita el problemático pico de raíz cuadrada en el retorno y genera tablas de primeras llegadas para cualquier profundidad del foco. Para un sismo próximo a la superficie:

Cerca del foco, cada segundo de S − P equivale a unos 7,5 km en este modelo (0,132 s por km en el primer grado). Muchos manuales redondean a 8 km. Más lejos, las ondas alcanzan roca profunda más rápida y la relación se curva; por eso se usan tablas, no una cifra única.

Una distancia sitúa el sismo en algún punto de un círculo alrededor de la estación. Una segunda estación da otro círculo que lo corta en dos puntos. El tercero elige uno. El laboratorio usa tres sismómetros reales de la Global Seismographic Network, seleccionados entre 15° y 90° del sismo y repartidos en distintas direcciones. Activa los círculos S-P: se dibujan solo con esos tiempos. La primera tarea oculta el epicentro de un terremoto real y pide colocar el marcador en la intersección.

La profundidad cambia algo el resultado. Un sismo a 600 km envía su onda P a una estación a 60° en 549 s, en vez de 607 s: empieza más cerca del manto inferior rápido y evita la corteza lenta al descender. Los sismos profundos también generan ondas superficiales débiles, pues estas quedan cerca de la superficie y el foco está muy por debajo. Compara los registros del sismo de 2013 del mar de Okhotsk (598 km) con Tōhoku (29 km).

Las ondas superficiales del laboratorio viajan a 3,8 km/s. Es un valor del modelo: las reales se dispersan, con períodos largos que avanzan más rápido que los cortos. A 3,8 km/s necesitan 2634 s, unos 44 minutos, para recorrer 90°.

¿Qué tamaño tiene una magnitud 9?

La magnitud es logarítmica. Un grado más supone unas diez veces el movimiento del suelo registrado a igual distancia y unas 32 veces la energía. Aquí se usa la relación que Hiroo Kanamori presentó en 1977 a partir del trabajo de Beno Gutenberg y Charles Richter:

log₁₀ E = 1,5 M + 4,8, con E en julios.

Una magnitud 7 libera 10^(1,5 × 2) = 1000 veces la energía de una 5; una 9 libera 10^(1,5 × 3), unas 32 000 veces la de una 6. Para Tōhoku de 2011, M 9,1, resultan 2,8 × 10¹⁸ J. Dividiendo por la energía de una tonelada de TNT, 4,184 × 10⁹ J, son unas 674 megatoneladas. Gyeongju de 2016 (ML 5,8 en la escala de la Korea Meteorological Administration) liberó aproximadamente 10^(1,5 × 3,3), unas 90 000 veces menos.

La magnitud no indica directamente cuánto se sacude una ciudad. Eso depende de distancia, profundidad, roca, suelo y modo de ruptura. El sismo de Bolivia de 1994 fue de magnitud 8,2, pero a 631 km de profundidad, con ondas superficiales pequeñas.

Las placas y su velocidad

Los aproximadamente 100 km exteriores, la litosfera, están lo bastante fríos para comportarse como placas rígidas. La escena Placas muestra las 52 del modelo PB2002 de Peter Bird de 2003, dibujadas con sus archivos publicados. Los límites son rojos donde se separan en dorsales y rifts, azules donde convergen en fosas y zonas de colisión, y verdes donde se deslizan por fallas transformantes.

Las flechas proceden de NNR-MORVEL56, publicado en 2011 por Donald Argus, Richard Gordon y Charles DeMets. Asigna a cada placa una velocidad angular: un polo sobre el globo y una tasa de giro. La velocidad de un punto es el producto vectorial v = ω × r. El marco «sin rotación neta» significa que las placas, tomadas en conjunto, no giran. Algunos cálculos con sus cifras:

• La placa del Pacífico gira 0,651° por millón de años alrededor de un polo a 63,58° S, 114,70° E. Los puntos a 90° del polo avanzan 0,651 × 111,19 = 72 mm al año, el máximo de las grandes placas.
• En Kīlauea, la placa del Pacífico avanza 69 mm al año hacia el noroeste (298°).
• En la dorsal mesoatlántica a 40° N, Norteamérica y Eurasia se separan 22,9 mm al año.
• En la dorsal del Pacífico oriental a 20° S, Pacífico y Nazca se separan 143 mm al año.
• La placa India avanza unos 56 mm al año en este marco.

La media de toda la litosfera es 43,9 mm al año (media cuadrática del artículo NNR-MORVEL56). Pulsa el globo para leer placa, velocidad y rumbo. Los máximos corresponden a pequeñas placas cercanas a Tonga, que giran rápidamente alrededor de polos próximos.

El reloj de placas prolonga las rotaciones actuales hasta 50 millones de años hacia atrás o adelante y mueve ocho ciudades con ellas. A +50 millones de años, New York y Lisbon quedan unos 1100 km más separadas que los actuales 5423 km, cerca de 22,9 mm al año durante 50 millones de años. Se etiqueta deliberadamente como concepto. Las placas reales cambian de velocidad y rumbo, y surgen nuevos límites: una reconstrucción necesita franjas magnéticas y trazas de puntos calientes de cada período, no mantener la rotación actual.

Donde se hunden las placas

En una fosa, una placa se dobla y desliza bajo otra. Subducción muestra dos cortes: la fosa de Japón, donde el Pacífico se hunde bajo el noreste japonés (placa de Okhotsk en NNR-MORVEL56), y la de Perú-Chile a 36° S, donde Nazca se hunde bajo Sudamérica. El mismo modelo da unos 86 mm al año de convergencia perpendicular a la fosa de Japón y 74 mm al año de movimiento relativo Nazca-Sudamérica cerca de Concepción.

La placa hundida, o losa, permanece más fría que el manto durante millones de años; por eso puede romperse en sismos más profundos que en otros lugares. Los grandes sismos más profundos del catálogo USGS están en losas: 598 km bajo el mar de Okhotsk en 2013 (M 8,3) y 631 km bajo Bolivia en 1994 (M 8,2). El dibujo los representa con puntos hasta unos 680 km.

¿Por qué los volcanes forman una línea paralela a la fosa? Al descender, la losa libera agua ligada a sus minerales, que reduce el punto de fusión del manto caliente superior. Emily Syracuse y Geoffrey Abers midieron en 2006 la profundidad de la losa bajo 839 volcanes de arco. Su techo está a 105 km de media bajo el frente volcánico, con mediana de 100 km; la mitad de los valores está entre 85 y 119 km. Los promedios en tramos de arco de 500 km van de 72 km en las Aleutianas centrales a 173 km en Vanuatu septentrional. Aquí el volcán se coloca donde la losa alcanza 105 km. Al cambiar la inclinación profunda, se mueve el arco: a 30° queda a 236 km de la fosa, cerca del centro del intervalo de 180 a 275 km que presenta la mitad de los arcos mundiales.

Hawaii y el punto caliente

En 1963, J. Tuzo Wilson propuso que las islas de Hawaii surgieron sucesivamente sobre una fuente fija de magma profundo bajo la placa móvil del Pacífico. Las edades lo respaldan. Las rocas más antiguas de Kaua'i tienen de 5,0 a 5,5 millones de años; West Maui terminó su crecimiento principal hace unos 1,3 millones, y Kīlauea sigue en erupción. Midway, a 2444 km de Kīlauea, está sobre volcanes de unos 28 millones de años.

Punto caliente usa esas edades para retroceder la placa. Mantiene fija la pluma y desplaza la placa hasta situar encima el volcán de la edad elegida, interpolando entre volcanes datados. Distancias y edades dan estos ritmos medios:

Un kilómetro por millón de años equivale a un milímetro al año: son de 87 a 163 mm al año, más que los 69 mm al año de NNR-MORVEL56 en Kīlauea hoy. Dos factores explican gran parte de la diferencia. Las edades corresponden al final del crecimiento principal, un momento poco definido; además, el punto caliente puede desplazarse, por lo que su marco y el de rotación neta nula no coinciden.

Más al noroeste, la cadena gira bruscamente en Daikakuji, datado en 47,5 millones de años por John O'Connor y colaboradores en 2013, y continúa al norte como los montes submarinos Emperor. La placa del Pacífico cambió entonces de dirección. Detroit, cerca del extremo norte, tiene de 76 a 82 millones de años.

El siguiente volcán ya crece. Kama'ehuakanaloa, llamado Lō'ihi hasta 2021, está a 975 m bajo el mar, al sureste de la Big Island. USGS estima que creciendo 5 m cada 1000 años podría tardar hasta 200 000 años en emerger. La tercera tarea pide orientar una flecha hacia su posición.

Franjas del fondo oceánico

Los minerales de hierro de la roca caliente se alinean con el campo magnético; al enfriarse, conservan esa orientación. En 1906, Bernard Brunhes encontró lavas francesas magnetizadas en sentido opuesto al campo actual. En 1929, Motonori Matuyama encontró lavas jóvenes de Japón y Corea orientadas en un sentido y otras antiguas en el contrario. El campo se había invertido.

En una dorsal se forma corteza continuamente y se aleja a ambos lados. El fondo actúa como una cinta grabadora: bandas magnetizadas en sentidos alternos, simétricas respecto a la dorsal. Buques con magnetómetros las detectaron en la década de 1950; Fred Vine y Drummond Matthews las explicaron en 1963 mediante expansión e inversiones.

Dorsal dibuja las franjas con la escala de polaridad de Steven Cande y Dennis Kent (1995). El cron normal actual, Brunhes, empezó hace 0,78 millones de años; Jaramillo duró entre 0,99 y 1,07 millones; Olduvai, entre 1,77 y 1,95. En los últimos 5 millones hubo 20 inversiones. La anchura de una franja es su duración por la velocidad de semiexpansión. A 50 mm al año (25 km por millón de años por lado), Brunhes llega a 19,5 km del eje; en el Pacífico oriental, a unos 143 mm al año, alcanza unos 56 km. La sexta tarea pide situar su borde a 60 km.

El fondo también se profundiza al envejecer: la placa se enfría y contrae. En 1977, Barry Parsons y John Sclater ajustaron profundidad = 2500 + 350 √t metros, con t en millones de años, al Pacífico norte y Atlántico norte. La escena usa esa curva con una exageración vertical de 15 veces.

La circulación del manto

Aunque sólido, el manto fluye durante millones de años. En las fosas se hunden losas frías; las imágenes sísmicas permiten seguir algunas hasta el núcleo. Material caliente asciende en plumas, y dos enormes regiones de ondas de cizalla lentas reposan sobre el núcleo bajo África y el Pacífico. Edward Garnero y Allen McNamara revisaron lo conocido sobre ellas en 2008.

Convección es solo un esquema conceptual. Sus puntos siguen un flujo suave de tres celdas para mostrar ascenso y descenso de roca. El flujo real es tridimensional y depende de temperatura, composición y placas. La cifra útil es la escala temporal: a 5 cm al año, velocidad típica de una placa, cruzar los 2867 km del manto lleva unos 57 millones de años.

El campo magnético del núcleo

El hierro líquido del núcleo externo transporta corrientes eléctricas que generan el campo terrestre. Desde fuera se parece al de un imán de barra. El International Geomagnetic Reference Field, IGRF, lo describe mediante coeficientes que la International Association of Geomagnetism and Aeronomy actualiza cada cinco años. Campo magnético dibuja la componente dipolar, los tres primeros coeficientes g₁⁰, g₁¹ y h₁¹ de IGRF-14. En 2025 son −29 350,0, −1410,3 y 4545,5 nT. De ellos se deduce:

• el eje dipolar está inclinado 9,2° respecto al de giro, y el polo norte geomagnético está a 80,8° N, 72,8° W;
• el campo dipolar ecuatorial es √(g₁⁰² + g₁¹² + h₁¹²) = 29,7 µT, y el doble en los polos;
• en 1900 era 32,2 µT, por lo que hoy el dipolo es un 7,6 % más débil.

Pulsa el globo para calcular allí el campo dipolar: B = B₀ √(1 + 3 cos² θ), con θ como ángulo desde el eje dipolar, y la inclinación de una aguja, tan I = 2 cot θ. El campo real difiere localmente por los términos de orden superior omitidos aquí.

La línea roja es el recorrido del polo norte magnético, donde la aguja apunta verticalmente abajo, según los National Centers for Environmental Information de NOAA. De 1590 a 1900 procede del modelo gufm1, construido con diarios de navegación; después, de IGRF. En esos 435 años el polo recorrió unos 4500 km y terminó a 2000 km del inicio. En 1700 avanzaba unos 6 km al año en el Ártico canadiense; entre 2000 y 2011 avanzó de 55 a 58 km al año hacia Siberia; en 2024 recorrió 37 km.

El deslizador temporal se comparte con Dorsal. Retrocede más de 0,78 millones de años y las líneas se invierten: los conos amarillos indican el sentido del campo, contrario durante el cron Matuyama invertido.

¿Hasta dónde hemos perforado?

Pozos profundos reúne los lugares más profundos alcanzados por personas, con tres escalas:

• El pozo superprofundo de Kola, en el noroeste de Rusia, alcanzó 12 262 m en 1989 y sigue siendo el más profundo. La roca del fondo estaba a 212 °C y fluía hacia el pozo.
• El KTB alemán llegó a 9101 m en 1994, a 265 a 270 °C.
• En 2024, el Chikyu desplegó 7906 m de tubería desde la superficie en la fosa de Japón, la perforación científica oceánica más profunda.
• Challenger Deep, en la fosa de las Marianas, es el fondo más profundo: 10 935 m (± 6 m) bajo el nivel del mar, medidos por presión en inmersiones de 2020.
• El océano tiene una profundidad media de 3682 m.
• La cima de Mauna Kea está a 4205 m sobre el nivel del mar.

Ajusta el taladro amarillo a 12 km: el panel indica un 0,19 % del radio terrestre. Al cambiar la escala al centro, todos los pozos caben en la línea superior. La presión a esa profundidad es de unos 0,27 GPa en PREM, frente a 364 GPa en el centro.

Qué omiten los modelos

PREM es unidimensional: idéntico en todos los puntos de una esfera de un radio dado. La Tierra real tiene continentes, océanos, losas frías y plumas calientes, y las velocidades varían algunos puntos porcentuales según el lugar. PREM también incluye una ligera dependencia direccional en el manto superior; aquí usamos la versión promediada sin dirección. Los rayos del corte omiten ondas reflejadas en límites o que los recorren; el sismo está justo bajo la capa oceánica para evitar que el agua lenta superior distorsione la imagen.

Las demás escenas simplifican de otras maneras, indicadas en el panel cuando importa:

• Las tablas del laboratorio se calculan con rayos en PREM. Justo bajo el Moho, la velocidad cae ligeramente con la profundidad; los rayos de focos someros dejan un hueco de unos grados donde los registros reales muestran una onda de cabeza que recorre el Moho. El laboratorio interpola linealmente en tiempo huecos de hasta 10°; la sombra del núcleo, más ancha, queda vacía. Las ondas superficiales tienen una sola velocidad de modelo.
• El reloj conserva las rotaciones actuales. Muestra velocidades, no dónde estaban realmente los continentes.
• El corte de subducción une inclinaciones somera y profunda con una curva suave y da 90 km de espesor a la losa. La profundidad de la fosa, forma de la placa superior y ausencia de sismos profundos en la vista chilena son ilustraciones, no mediciones.
• El retroceso de Hawaii mantiene fijo el punto caliente y mueve la placa solo siguiendo volcanes datados.
• Las franjas magnéticas son bloques perfectos; las anomalías reales se difuminan por el enfriamiento y la anchura de la zona de formación de corteza.
• Convección ilustra una idea, sin escala temporal.
• Las líneas representan solo la componente dipolar de IGRF.

Breve historia

En 1798, Henry Cavendish midió la atracción entre esferas de plomo con una balanza de torsión y obtuvo una densidad terrestre 5,48 veces la del agua, muy superior a la roca superficial. En 1906, el geólogo irlandés Richard Dixon Oldham mostró el retraso de ondas P al otro lado y propuso un núcleo central. Ese año Bernard Brunhes informó de lavas magnetizadas al revés. En 1909, Andrija Mohorovičić descubrió la base cortical. En 1912, Alfred Wegener defendió la separación de los continentes. Beno Gutenberg situó después el techo del núcleo a unos 2900 km, cerca de los actuales 2891 km. En 1926, Harold Jeffreys demostró con mareas y ondas S que el núcleo es líquido; en 1929, Motonori Matuyama dató una inversión. El núcleo interno de Lehmann llegó en 1936.

Las piezas encajaron en la década de 1960. Harry Hess propuso la expansión oceánica en 1962; Vine y Matthews interpretaron las franjas en 1963; Wilson explicó Hawaii mediante un punto caliente ese mismo año. En 1981, Dziewonski y Anderson combinaron décadas de datos sísmicos y oscilaciones libres registradas tras los grandes terremotos de la década de 1960 en PREM. Los límites de Bird llegaron en 2003 y NNR-MORVEL56 en 2011.