Diferenciación núcleo-manto
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La diferenciación núcleo-manto es el conjunto de procesos físicos y químicos que tuvieron lugar durante las primeras etapas de la formación de la Tierra (y, por extensión, de otros planetas rocosos), que resultaron en la separación de los materiales que conforman el núcleo metálico y el manto rocoso. Este proceso, impulsado fundamentalmente por el contraste de densidad entre el hierro y los silicatos, es un componente esencial de la diferenciación planetaria.[1]
Según el modelo de Safronov, los protoplanetas se formaron por colisión y acrecimiento de cuerpos más pequeños (planetesimales) que previamente se condensaron a partir de la nebulosa solar primitiva.[3] Estos planetesimales contenían hierro y silicatos, ya sea en forma diferenciada o mezclados. Tras impactar contra la proto-Tierra —que en esta etapa probablemente alcanzaba el tamaño de Marte—, sus materiales se homogeneizaron, dando paso a la posterior separación y estratificación de los constituyentes de la proto-Tierra, impulsada principalmente por sus diferencias de densidad.[4]
La mayor densidad del hierro proporciona la fuerza motriz fundamental para la diferenciación. Sin embargo, su menor punto de fusión en comparación con los silicatos es igualmente crucial: una vez que el hierro se funde, puede separarse de los silicatos, que pueden permanecer total o parcialmente sólidos.[1] Sobre la base de estos principios, se han propuesto varios modelos para explicar los mecanismos de diferenciación núcleo-manto, que pueden resumirse en tres procesos principales:[5]
Percolación
El mecanismo de percolación supone un manto sólido a través del cual el hierro fundido fluye a lo largo de los límites de grano de los cristales de silicato hacia el centro de la Tierra. Esta hipótesis requiere que los silicatos permanezcan sólidos o parcialmente fundidos, mientras que el hierro está completamente fundido. La tensión superficial de las gotas de hierro no puede exceder la fuerza de arrastre ejercida por el manto comparativamente más viscoso, lo que limita el tamaño de las gotas.[6]
Para que la percolación sea efectiva, se requieren dos condiciones fundamentales:[5]
- Los cristales del manto no deben tener una orientación preferida que impida la percolación.
- El ángulo diedro entre la masa fundida y los cristales debe ser inferior a 60° para mantener la conectividad de los canales de fusión.
Sin embargo, las mediciones experimentales en condiciones superficiales sugieren que el ángulo diedro suele superar los 60°, lo que limita la eficacia de la percolación, aunque no está claro si este valor puede ser inferior a 60° en las condiciones de presión y temperatura del manto inferior.[7]
Existen argumentos en contra de la percolación como mecanismo dominante:
- No se han observado trazas de hierro en el manto superior, lo que sería esperable si la percolación fuera un proceso generalizado.
- El mecanismo requiere que la temperatura se mantenga dentro de un margen muy estrecho: por encima del punto de fusión del hierro pero por debajo del punto de fusión de los silicatos.
Océano de magma
La liberación de energía durante los impactos de cuerpos de gran tamaño pudo haber fundido parcial o totalmente la Tierra, generando un océano de magma. Este escenario pudo haberse repetido en múltiples ocasiones durante la formación del planeta.[8]
Una vez que tanto la roca como el metal están fundidos, la separación por densidad es inmediata. Los modelos indican que la fusión podría haber comenzado cuando el radio del planeta alcanzó aproximadamente 2000-3000 km. Asimismo, algunas simulaciones predicen la existencia de océanos de magma hasta profundidades de unos 300 km.[5]
Es posible que el manto inferior nunca se haya fundido completamente, ya que su temperatura de fusión aumenta a razón de aproximadamente 1 K/km.[7] Todavía se desconoce si existió un océano de magma único y persistente, o si hubo múltiples episodios de océanos de magma de enfriamiento rápido durante eventos de impacto sucesivos.
Experimentos de laboratorio sugieren que la viscosidad del océano de magma era baja, lo que implica un flujo convectivo turbulento que disipa rápidamente el calor. Si esto es correcto, el océano de magma solo habría persistido durante unos pocos miles de años.[1]
En el océano de magma, las gotas de hierro existían en una amplia gama de tamaños, dependiendo del tamaño de los cuerpos que impactaban la Tierra. En estado fundido, los cuerpos grandes tienden a fragmentarse, mientras que los pequeños tienden a fusionarse. El equilibrio está determinado por el número de Weber, que permite calcular el diámetro estabilizado de las gotas de hierro líquido, que resulta ser del orden de 10 cm.[1][5][6] Una vez formadas, las gotas de hierro se separan de los silicatos circundantes y precipitan en una "lluvia de hierro" hacia el centro del planeta.
Diapirismo y diques
Las gotas de hierro de gran tamaño no pueden ser arrastradas por las fuerzas convectivas en el manto primordial, por lo que no tienen tiempo suficiente para equilibrarse hidrodinámicamente y alcanzar el tamaño estabilizado. En consecuencia, se depositan en un límite reológico (análogo al actual límite litosfera-astenosfera), formando "estanques" de hierro. Con el tiempo, este hierro denso se hundiría a través de los silicatos menos densos subyacentes.[5]
Se cree que este mecanismo es similar al de formación de diapiros de sal.[1] Sin embargo, aunque el manto subyacente al océano de magma no es frágil, algunos estudios sugieren que la diferencia de viscosidad entre los estanques de hierro y el manto podría ser suficiente para permitir la formación de diques en lugar de diapiros.[9] Curiosamente, la formación de un dique de hierro ha sido propuesta como una estrategia viable para enviar una sonda al estudio del interior terrestre.[10]
Modelos históricos de diferenciación
Modelo de Elsasser (1963)
Walter M. Elsasser propuso un modelo en el que la desintegración radiactiva proporcionaba el calor necesario para fundir la aleación de hierro dispersa, mientras que los silicatos permanecían en estado sólido o blando. El hierro líquido migraba hacia niveles donde las temperaturas más bajas mantenían los silicatos solidificados, formando una capa de hierro en la parte superior de un núcleo primordial de material indiferenciado, por debajo del manto primordial. A partir de esta configuración, las agregaciones de hierro, desencadenadas por inestabilidades de Rayleigh-Taylor, migrarían a través del núcleo primordial en un proceso de larga duración (cientos de millones de años).[2][11]
Modelo de Vityazev y Mayeva (1976)
A diferencia de las agregaciones de hierro propuestas por Elsasser, este modelo postula que la capa de hierro se funde en el límite con el núcleo primordial y percola a través de él en estado líquido, en lugar de agregarse en grandes bulbos. El núcleo primordial ascendería en cuerpos de tamaño granulado hasta incorporarse al manto. La escala temporal para la formación del núcleo en este modelo es del orden de mil millones de años.[2][12]
Modelo de Stevenson (1981)
En este escenario, el núcleo primordial de silicato frío se fragmenta como respuesta a las inestabilidades inducidas por la capa circundante de hierro, más densa. Fragmentos de este núcleo ("icebergs de roca") ascienden y se incorporan al manto, mientras que la aleación de hierro se deposita en el centro de la Tierra, formando el núcleo. Este proceso sería más rápido que los propuestos por Elsasser o Vityazev y Mayeva.[2]
