Camadas da Terra: como as ondas sísmicas revelam o interior

O que você está vendo

As camadas da Terra são a crosta, o manto e o núcleo, encaixados num planeta de 6371 km de raio. O modelo acima mostra a Terra em escala, com uma cunha retirada: o raio é reduzido a meio metro na tela. As camadas nas duas faces cortadas ficam nas profundidades de PREM, o Preliminary Reference Earth Model publicado por Adam Dziewonski e Don Anderson em 1981. PREM continua sendo a referência com que sismólogos comparam suas medições e descreve densidade e velocidade das ondas em cada profundidade por fórmulas simples.

Mova o controle de profundidade na aba de controles: um anel branco desliza da superfície ao centro. O painel superior esquerdo mostra os valores de PREM ali: densidade, velocidade dos dois tipos de onda sísmica, pressão e gravidade calculadas pela densidade. A temperatura é diferente. Não pertence a PREM: é uma estimativa arredondada em graus Celsius baseada em pesquisas publicadas, com incerteza explicada na seção sobre o núcleo.

Inicie a reprodução e um terremoto ocorre no alto do corte. As linhas coloridas são os trajetos das ondas pelo planeta, calculados no mesmo modelo; os pontos são frentes de onda avançando na velocidade correta. Um segundo de tela representa um minuto real, a menos que você altere o relógio das ondas.

Dois outros controles pertencem ao corte. Retirar camadas desmonta a Terra de fora para dentro até deixar o núcleo interno exposto. Gráfico alterna o traçado sob os valores entre densidade, velocidade das ondas, pressão, temperatura e gravidade, com a profundidade da sonda marcada.

A barra inferior abre outras oito cenas, criadas na primeira seleção. Placas mostra as 52 placas PB2002 de Peter Bird com o movimento atual. Subducção corta uma fossa. Ponto quente segue o Pacífico sobre Hawaii. Dorsal expande o fundo oceânico e registra seu campo magnético. Convecção ilustra conceitualmente a circulação do manto. Campo magnético mostra o campo do núcleo líquido e o deslocamento do polo norte desde 1590. Poços profundos reúne os poços e o mar mais profundos. Lab. sísmico envia ondas de um terremoto real a três sismômetros e permite localizá-lo. Sob os controles há oito tarefas, 73 casos do catálogo sísmico e da história geológica e um fato que pode ser trocado por outro.

Como sabemos sem escavar

O poço mais profundo já perfurado, o poço superprofundo de Kola, na Rússia, chegou a cerca de 12 quilômetros. Isso é aproximadamente 0,2 por cento do caminho ao centro. Tudo abaixo depende de evidências indiretas, sobretudo duas.

A primeira é a massa terrestre. Conhecendo a atração e o tamanho do planeta, calculamos sua densidade média: a massa de 5,972 × 10²⁴ kg dividida pelo volume 4/3·π·(6371 km)³ dá 5,51 g/cm³. Rochas superficiais têm apenas 2,6 a 2,9 g/cm³; algo muito mais pesado deve estar escondido abaixo. Isaac Newton já havia suposto isso na década de 1680.

A segunda são os terremotos. Um grande sismo envia ondas pelo planeta inteiro e milhares de sismômetros registram sua chegada. Os tempos dependem da velocidade em cada profundidade; registros suficientes permitem aos sismólogos determinar a velocidade camada por camada. PREM foi ajustado a cerca de 1000 períodos medidos das oscilações livres terrestres (a lenta vibração de todo o planeta após um grande sismo), cerca de 500 tempos de percurso resumidos, além da massa e do momento de inércia conhecidos. Os autores o testaram com outros 1,75 milhão de tempos de chegada P e S de 12 anos de boletins do International Seismological Centre.

A crosta e o Moho

Nesta escala, a crosta é uma linha. PREM usa espessura média de 24,4 km: 3 km de oceano, 12 km de crosta superior e 9,4 km de crosta inferior. A crosta real é menos regular: cerca de 7 km sob oceanos e 30 a 70 km sob continentes, mais espessa sob cadeias jovens como o Himalaia.

A base da crosta é um limite abrupto chamado Moho, em homenagem ao sismólogo croata Andrija Mohorovičić. Ele o descobriu ao estudar o terremoto de 1909 no vale de Kupa (Kulpa), na Croácia. Notou que estações distantes registravam dois grupos de ondas P e que o segundo havia viajado em parte por uma camada inferior mais rápida. Em PREM, a velocidade P salta de 6,8 km/s na crosta inferior para 8,11 km/s sob o Moho, e a densidade de 2,90 para 3,38 g/cm³.

O manto: rocha sólida que flui

O manto tem 2867 km de rocha sólida o bastante para transmitir ondas S, mas capaz de fluir alguns centímetros por ano durante milhões de anos. Essa deformação lenta move as placas tectônicas acima.

Dois saltos na velocidade o dividem. PREM os coloca a 400 km e 670 km; outros modelos usam 410 e 660 para descrever as mesmas mudanças. Nessas profundidades, a pressão transforma a olivina, principal mineral do manto superior, em estruturas cristalinas mais densas. Entre elas fica a zona de transição. Abaixo de 670 km está o manto inferior, a maior camada em volume.

A pressão cresce rápido. Na base da crosta é 0,6 GPa; a 400 km, 13,4 GPa; a 670 km, 23,8 GPa. Na base do manto, a 2891 km, chega a 135,8 GPa. Dividindo pela pressão atmosférica ao nível do mar (101.325 Pa), temos 135,8 × 10⁹ ÷ 101.325 ≈ 1,34 milhão de vezes.

O núcleo: líquido fora, sólido dentro

A 2891 km termina a rocha. A densidade salta de 5,57 para 9,90 g/cm³, a velocidade P cai de 13,72 para 8,06 km/s e a S chega a zero. Um material incapaz de transmitir ondas de cisalhamento não resiste a esse tipo de deformação: é líquido. Esse é o núcleo externo, sobretudo ferro, com níquel e alguns pontos percentuais de elementos leves. Seu lento movimento gera o campo magnético terrestre.

A 5150 km, o ferro volta a ser sólido. O núcleo interno é mais quente que o líquido ao redor, mas o ponto de fusão do ferro cresce com a pressão; a 329 GPa, sua temperatura está abaixo desse ponto. À medida que a Terra esfria lentamente, o núcleo interno cresce pela solidificação do ferro líquido.

As temperaturas são os números menos certos desta página. Estimativas publicadas para o topo do núcleo externo vão de cerca de 3000 a 4500 K. Para o limite interno, cálculos de Dario Alfè e colegas dão de 5400 a 5700 K, enquanto os experimentos de Simone Anzellini e colegas de 2013 encontraram fusão do ferro a 6230 ± 500 K. O painel usa valores dentro dessas faixas, em graus Celsius: 3900 °C no limite núcleo-manto equivalem a 3900 + 273 = 4173 K, e 5500 °C no limite interno a 5773 K. São estimativas arredondadas, por isso têm o sinal ≈.

Por que as ondas se curvam

Ondas sísmicas se comportam como luz atravessando vidro de espessura variável. Quando entram em rocha mais rápida, afastam-se da vertical. No manto, a velocidade aumenta com a profundidade, então cada raio se curva e retorna à superfície.

Numa esfera em camadas, a curvatura segue uma regra. Ao longo de cada raio, a quantidade

p = r · sin(i) / v

permanece constante: r é a distância ao centro, i o ângulo com a vertical e v a velocidade. O raio retorna onde r / v cai até p. A exposição usa essa regra para cada trajeto: escolhe p, desce por PREM em passos de no máximo 2 km até o retorno e espelha o caminho de subida. Soma os tempos pelo percurso, fazendo os pontos chegarem no momento certo.

As zonas de sombra

Siga os raios P: eles chegam cada vez mais longe, até que o mais profundo tangencia o topo do núcleo. No nosso modelo, esse raio alcança a superfície a 99° do sismo após 13,7 minutos. Raios que mergulham um pouco mais entram no núcleo, onde a velocidade cai de 13,72 para 8,06 km/s. A desaceleração os desvia fortemente; emergem no outro lado da Terra, a 145° ou mais.

Entre esses grupos há uma faixa sem ondas P diretas: a zona de sombra P. Livros costumam situá-la entre 104° e 140°. Os limites reais são um pouco difusos, porque ondas também contornam o núcleo; o modelo simples de raios os coloca a 99° e 145°.

Ondas S não atravessam o núcleo líquido. Além de cerca de 104°, elas faltam completamente: é a zona de sombra S. No modelo, o raio S mais distante chega a 104,3°. Ligue as ondas S para ver todas pararem no núcleo.

Em 1936, a sismóloga dinamarquesa Inge Lehmann notou ondas P fracas dentro da zona de sombra, onde não deveria haver nenhuma. Explicou-as por um núcleo menor e mais rápido dentro do líquido. No modelo, os raios de menor p cruzam o núcleo interno e chegam entre 128° e 180°.

Números que você pode conferir

Densidades e velocidades vêm diretamente das fórmulas de PREM. Pressão e gravidade são calculadas só pela densidade, em passos de 1 km. Primeiro soma-se a massa dentro de cada raio, casca por casca, obtendo g = G·M(r) / r². Depois soma-se a pressão desde a superfície com o peso de cada casca, dP = ρ·g·dr. Duas verificações confirmam o cálculo: a massa total é 5,973 × 10²⁴ kg contra 5,972 × 10²⁴ kg medidos, e a gravidade superficial é 9,82 m/s².

A gravidade não diminui continuamente com a descida, ao contrário do que muitos imaginam. O núcleo denso faz com que aumente um pouco no manto e chegue ao máximo de 10,69 m/s² no topo do núcleo, antes de cair a zero no centro.

Localizando um terremoto com três estações

Um sismômetro distante registra dois abalos separados antes das grandes ondas superficiais. O primeiro é P, o segundo S. Ambos saíram da fonte juntos, mas S viaja no manto a cerca de 55 % da velocidade P; a diferença cresce com a distância. Esse intervalo, o tempo S−P, indica a distância ao sismo.

O laboratório calcula isso com o mesmo PREM do corte, usando o método tau-p dos livros de sismologia. Para cada parâmetro p, soma τ(p), a integral de √(η² − p²)/r do ponto de retorno à superfície, onde η = r/v. A distância percorrida é o negativo da inclinação de τ em função de p, e o tempo é τ + p × distância. Isso evita o pico problemático de raiz quadrada no retorno e fornece tabelas de primeiras chegadas para qualquer profundidade da fonte. Para um sismo próximo à superfície:

Perto da fonte, cada segundo de S − P vale cerca de 7,5 km no modelo (0,132 s por km no primeiro grau). Muitos livros arredondam para 8 km. Mais longe, as ondas alcançam rocha profunda mais rápida e a relação se curva; por isso os sismólogos usam tabelas, não um único número.

Uma distância coloca o sismo em algum ponto de um círculo ao redor da estação. Uma segunda estação fornece outro círculo, que cruza o primeiro em dois pontos. O terceiro escolhe um deles. O laboratório usa três sismômetros reais da Global Seismographic Network, selecionados entre 15° e 90° do sismo e distribuídos em direção. Ligue os círculos S-P: eles são traçados só pelos tempos S−P. A primeira tarefa esconde o epicentro de um sismo real e pede um marcador na interseção.

A profundidade altera um pouco o resultado. Um sismo a 600 km envia sua P a uma estação a 60° em 549 s em vez de 607 s: começa perto do manto inferior rápido e evita a crosta lenta ao descer. Sismos profundos também produzem ondas superficiais fracas, pois elas ficam presas perto da superfície e a fonte está muito abaixo. Compare os sismogramas do sismo de 2013 no mar de Okhotsk (598 km) com Tōhoku (29 km).

As ondas superficiais do laboratório viajam a uma velocidade única, 3,8 km/s. É um valor de modelo: as reais se dispersam, com períodos longos mais rápidos que os curtos. A 3,8 km/s, precisam de 2634 s, cerca de 44 minutos, para percorrer 90°.

Qual é o tamanho de uma magnitude 9?

A magnitude é logarítmica. Uma unidade a mais significa cerca de dez vezes o movimento do solo num sismômetro à mesma distância e cerca de 32 vezes a energia liberada. A relação usada aqui foi apresentada por Hiroo Kanamori em 1977 a partir do trabalho de Beno Gutenberg e Charles Richter:

log₁₀ E = 1,5 M + 4,8, com E em joules.

Uma magnitude 7 libera 10^(1,5 × 2) = 1000 vezes a energia de uma 5; uma 9 libera 10^(1,5 × 3), cerca de 32.000 vezes a de uma 6. Tōhoku de 2011, M 9,1, resulta em 2,8 × 10¹⁸ J. Dividindo pela energia de uma tonelada de TNT, 4,184 × 10⁹ J, temos cerca de 674 megatoneladas. Gyeongju de 2016 (ML 5,8 na escala da Korea Meteorological Administration) liberou aproximadamente 10^(1,5 × 3,3), cerca de 90.000 vezes menos.

A magnitude não diz diretamente quanto o solo treme numa cidade. Isso depende da distância, profundidade, rocha, solo e forma da ruptura. O sismo boliviano de 1994 teve magnitude 8,2, mas foco a 631 km e ondas superficiais pequenas.

As placas e suas velocidades

Os cerca de 100 km exteriores, a litosfera, são frios o bastante para formar placas rígidas. Placas mostra as 52 do modelo PB2002 de Peter Bird de 2003, desenhadas com seus arquivos publicados. Limites vermelhos indicam afastamento em dorsais e riftes; azuis, aproximação em fossas e zonas de colisão; verdes, deslizamento lateral em falhas transformantes.

As setas vêm de NNR-MORVEL56, publicado em 2011 por Donald Argus, Richard Gordon e Charles DeMets. Cada placa recebe uma velocidade angular: um polo no globo e uma taxa de giro ao redor dele. A velocidade de um ponto é o produto vetorial v = ω × r. O referencial é "sem rotação líquida": as placas em conjunto não giram. Alguns cálculos com os números do modelo:

• A placa do Pacífico gira 0,651° por milhão de anos ao redor de um polo a 63,58° S, 114,70° E. Pontos a 90° do polo andam 0,651 × 111,19 = 72 mm por ano, o máximo nas grandes placas.
• Em Kīlauea, o Pacífico avança 69 mm por ano a noroeste (298°).
• Na dorsal mesoatlântica a 40° N, América do Norte e Eurásia se separam a 22,9 mm por ano.
• Na Elevação do Pacífico Leste a 20° S, Pacífico e Nazca se separam a 143 mm por ano.
• A placa Indiana avança cerca de 56 mm por ano nesse referencial.

A média da litosfera em toda a superfície é 43,9 mm por ano (média quadrática do artigo NNR-MORVEL56). Clique num ponto para ler placa, velocidade e rumo. Os maiores valores pertencem a pequenas placas perto de Tonga, girando rapidamente ao redor de polos próximos.

O relógio prolonga as rotações atuais até 50 milhões de anos no passado ou no futuro, movendo oito cidades com suas placas. Em +50 milhões de anos, New York e Lisbon ficam cerca de 1100 km mais distantes que os atuais 5423 km, perto de 22,9 mm por ano durante 50 milhões de anos. A indicação de conceito é intencional. Placas reais mudam de velocidade e direção, e surgem novos limites. Uma reconstrução exige faixas magnéticas e trilhas de pontos quentes para cada período, não a rotação atual mantida fixa.

Onde as placas afundam

Numa fossa, uma placa se dobra sob outra. Subducção mostra dois cortes: a fossa do Japão, onde o Pacífico mergulha sob o nordeste japonês (placa de Okhotsk em NNR-MORVEL56), e a fossa do Peru-Chile a 36° S, onde Nazca mergulha sob a América do Sul. O mesmo modelo dá cerca de 86 mm por ano perpendicularmente à fossa do Japão e movimento relativo de 74 mm por ano entre Nazca e América do Sul perto de Concepción.

A placa mergulhante fica mais fria que o manto ao redor por milhões de anos. Assim pode romper em terremotos mais profundos que em outros lugares. Os grandes sismos mais profundos do catálogo USGS estão em placas: 598 km sob o mar de Okhotsk em 2013 (M 8,3) e 631 km sob a Bolívia em 1994 (M 8,2). O desenho os marca com pontos até cerca de 680 km.

Por que os vulcões formam uma linha paralela à fossa? A água presa nos minerais da placa é liberada na descida e reduz o ponto de fusão do manto quente acima. Emily Syracuse e Geoffrey Abers mediram em 2006 a profundidade sob 839 vulcões de arco. Sob a frente vulcânica, o topo da placa fica em média a 105 km, com mediana de 100 km; metade dos valores vai de 85 a 119 km. Médias de trechos de arco de 500 km variam de 72 km nas Aleutas centrais a 173 km no norte de Vanuatu. A cena coloca o vulcão onde a placa chega a 105 km. Mude o mergulho profundo: a 30°, o arco fica a 236 km da fossa, perto do centro dos 180 a 275 km observados em metade dos arcos mundiais.

Hawaii e o ponto quente

Em 1963, J. Tuzo Wilson sugeriu que as ilhas de Hawaii nasceram sucessivamente sobre uma fonte fixa de magma profundo sob a placa móvel do Pacífico. As datas apoiam a ideia. As rochas mais antigas de Kaua'i têm cerca de 5,0 a 5,5 milhões de anos; West Maui terminou seu crescimento principal há cerca de 1,3 milhão, e Kīlauea está em erupção hoje. Midway, a 2444 km de Kīlauea, fica sobre vulcões de cerca de 28 milhões de anos.

Ponto quente usa essas datas para retroceder a placa. Mantém a pluma fixa e desliza a placa até posicionar acima o vulcão da idade escolhida, interpolando entre vulcões datados. Distâncias e idades dão taxas médias:

Um quilômetro por milhão de anos equivale a um milímetro por ano: essas taxas de 87 a 163 mm por ano superam os atuais 69 mm por ano de NNR-MORVEL56 em Kīlauea. Duas razões explicam a maior parte da diferença. As idades marcam o fim do crescimento principal, um momento pouco definido, e o ponto quente pode se deslocar; seu referencial não é igual ao de rotação líquida nula.

Mais a noroeste, a cadeia faz uma curva brusca no monte Daikakuji, datado em 47,5 milhões de anos por John O'Connor e colegas em 2013, e segue ao norte como os montes Emperor. O Pacífico mudou de direção nessa época. Detroit, perto do extremo norte, tem de 76 a 82 milhões de anos.

O próximo vulcão já cresce. Kama'ehuakanaloa, chamado Lō'ihi até 2021, está a 975 m sob o mar, a sudeste da Big Island. O USGS estima que, crescendo 5 m por 1000 anos, poderia levar até 200.000 anos para emergir. A terceira tarefa pede uma seta na direção em que ele fica.

Faixas no fundo oceânico

Minerais de ferro em rocha quente se alinham ao campo magnético; o resfriamento fixa essa direção. Em 1906, Bernard Brunhes encontrou lavas na França magnetizadas ao contrário do campo atual. Em 1929, Motonori Matuyama encontrou lavas jovens no Japão e na Coreia apontando num sentido, e antigas no outro. O campo havia se invertido.

Numa dorsal, crosta nova se forma continuamente e se afasta para os dois lados. O fundo vira um gravador: faixas magnetizadas em sentidos alternados, espelhadas dos dois lados. Navios rebocando magnetômetros as descobriram na década de 1950; Fred Vine e Drummond Matthews as explicaram em 1963 por expansão e inversões.

Dorsal usa a escala de polaridade de Steven Cande e Dennis Kent (1995). O cron normal atual, Brunhes, começou há 0,78 milhão de anos; Jaramillo durou de 0,99 a 1,07 milhão, e Olduvai de 1,77 a 1,95. Nos últimos 5 milhões, o campo se inverteu 20 vezes. A largura de uma faixa é sua duração multiplicada pela taxa de semiexpansão. A 50 mm por ano (25 km por milhão de anos de cada lado), Brunhes alcança 19,5 km do eixo; na Elevação do Pacífico Leste, a cerca de 143 mm por ano, chega a cerca de 56 km. A sexta tarefa pede colocar a borda a 60 km.

O fundo também aprofunda com a idade porque a placa esfria e se contrai. Em 1977, Barry Parsons e John Sclater ajustaram profundidade = 2500 + 350 √t metros, t em milhões de anos, ao Pacífico Norte e ao Atlântico Norte. A cena usa essa curva, com profundidade exagerada 15 vezes para torná-la visível.

A circulação do manto

O manto é sólido, mas flui durante milhões de anos. Placas frias afundam nas fossas; algumas podem ser seguidas por imagens sísmicas até o núcleo. Material quente sobe em plumas, e duas enormes regiões de ondas de cisalhamento lentas ficam sobre o núcleo, sob África e Pacífico. Edward Garnero e Allen McNamara revisaram o conhecimento sobre elas em 2008.

Convecção é apenas um esquema conceitual. Os pontos seguem três células de fluxo suave para mostrar rocha subindo num lugar e descendo noutro. O fluxo real é tridimensional e depende de temperatura, composição e das próprias placas. A escala temporal é o número útil: a 5 cm por ano, velocidade típica de placa, cruzar os 2867 km de manto leva cerca de 57 milhões de anos.

O campo magnético do núcleo

O ferro líquido do núcleo externo transporta correntes elétricas que geram o campo terrestre. Visto de fora, parece o de um ímã de barra. O International Geomagnetic Reference Field, IGRF, o descreve por coeficientes atualizados a cada cinco anos pela International Association of Geomagnetism and Aeronomy. A cena mostra a parte dipolar, os três primeiros coeficientes g₁⁰, g₁¹ e h₁¹ de IGRF-14. Em 2025, são −29.350,0, −1410,3 e 4545,5 nT. Deles obtemos:

• eixo dipolar inclinado 9,2° em relação ao de rotação, com polo norte geomagnético a 80,8° N, 72,8° W;
• campo dipolar equatorial de √(g₁⁰² + g₁¹² + h₁¹²) = 29,7 µT, e o dobro nos polos;
• em 1900, o valor era 32,2 µT, portanto o dipolo está hoje 7,6 % mais fraco.

Clique no globo para calcular ali o campo dipolar: B = B₀ √(1 + 3 cos² θ), onde θ é o ângulo desde o eixo dipolar, e a inclinação da agulha, tan I = 2 cot θ. O campo real difere localmente por termos de ordem superior omitidos na cena.

A linha vermelha segue o polo norte magnético, onde a agulha aponta verticalmente para baixo, segundo os National Centers for Environmental Information da NOAA. De 1590 a 1900 vem do modelo gufm1, construído com diários de bordo; depois, de IGRF. Em 435 anos, o polo percorreu cerca de 4500 km e terminou a 2000 km do início. Em 1700, andava cerca de 6 km por ano no Ártico canadense; entre 2000 e 2011, de 55 a 58 km por ano rumo à Sibéria; em 2024, percorreu 37 km.

O controle temporal é compartilhado com Dorsal. Volte além de 0,78 milhão de anos e as linhas se invertem: cones amarelos mostram o sentido do campo, oposto durante o cron Matuyama invertido.

Até onde perfuramos?

Poços profundos reúne os lugares mais profundos alcançados por pessoas, num painel com três escalas:

• Kola, no noroeste da Rússia, chegou a 12.262 m em 1989 e ainda é o poço mais profundo. A rocha do fundo estava a 212 °C e fluía para dentro do poço.
• O poço alemão KTB chegou a 9101 m em 1994, a 265 a 270 °C.
• Em 2024, Chikyu lançou 7906 m de tubos desde a superfície na fossa do Japão, recorde de perfuração científica oceânica.
• Challenger Deep, na fossa das Marianas, é o fundo mais profundo: 10.935 m (± 6 m) abaixo do nível do mar, medidos por pressão em mergulhos de 2020.
• O oceano tem profundidade média de 3682 m.
• O cume de Mauna Kea está a 4205 m acima do nível do mar.

Ajuste a perfuratriz amarela a 12 km e o painel mostra 0,19 % do raio terrestre. Na escala do centro, todos os poços cabem na linha superior. A pressão de PREM ali é cerca de 0,27 GPa, contra 364 GPa no centro.

O que os modelos deixam de fora

PREM é unidimensional: igual em todos os pontos de uma esfera de certo raio. A Terra real tem continentes, oceanos, placas frias e plumas quentes; as velocidades variam alguns pontos percentuais conforme o lugar. PREM também inclui uma pequena dependência direcional no manto superior; usamos a versão média sem direção preferencial. Os raios do corte ignoram ondas refletidas nos limites ou viajando ao longo deles. O sismo fica logo sob a camada oceânica para que a água lenta no topo não distorça a imagem.

As outras cenas simplificam de formas próprias, indicadas no painel quando importa:

• As tabelas do laboratório vêm de raios em PREM. Logo sob o Moho, a velocidade diminui um pouco com a profundidade; raios de fontes rasas deixam um intervalo de alguns graus onde registros reais mostram uma onda de cabeça seguindo o Moho. O laboratório interpola linearmente o tempo em intervalos de até 10°; a sombra do núcleo, mais ampla, fica vazia. Ondas superficiais têm uma única velocidade de modelo.
• O relógio mantém as rotações atuais. Mostra velocidades, não a posição real dos continentes no passado.
• O corte de subducção une mergulhos raso e profundo com uma curva suave e usa placa de 90 km de espessura. A profundidade da fossa, a forma da placa superior e a ausência de sismos profundos na vista chilena são ilustradas, não medidas.
• O retorno de Hawaii mantém o ponto quente fixo e move a placa apenas pelos vulcões datados.
• Faixas magnéticas são blocos perfeitos; as anomalias reais ficam difusas pelo resfriamento e pela largura da zona de formação da crosta.
• Convecção representa uma ideia, sem escala temporal.
• Linhas de campo mostram apenas a parte dipolar de IGRF.

Uma breve história

Em 1798, Henry Cavendish mediu a atração entre esferas de chumbo com uma balança de torção e encontrou uma Terra 5,48 vezes mais densa que a água, bem mais que a rocha superficial. Em 1906, o geólogo irlandês Richard Dixon Oldham mostrou que ondas P chegavam atrasadas ao outro lado e propôs um núcleo central. No mesmo ano, Bernard Brunhes relatou lavas magnetizadas ao contrário. Em 1909, Andrija Mohorovičić descobriu a base da crosta. Em 1912, Alfred Wegener defendeu que os continentes se afastaram. Beno Gutenberg situou depois o topo do núcleo a cerca de 2900 km, próximo dos atuais 2891 km. Em 1926, Harold Jeffreys mostrou por marés e ondas S que o núcleo é líquido; em 1929, Motonori Matuyama datou uma inversão. O núcleo interno de Lehmann veio em 1936.

As peças se uniram na década de 1960. Harry Hess propôs expansão oceânica em 1962; Vine e Matthews interpretaram as faixas em 1963; Wilson explicou Hawaii por um ponto quente no mesmo ano. Em 1981, Dziewonski e Anderson reuniram décadas de dados sísmicos e oscilações livres registradas após os grandes terremotos da década de 1960 em PREM. Os limites de Bird vieram em 2003, NNR-MORVEL56 em 2011.