¿Qué hay dentro de la Tierra?

Capas que nadie tocó

Ningún taladro llegó ni cerca del manto: el pozo superprofundo de Kola, en Rusia, perforó 20 años para alcanzar 12,2 km y tuvo que parar porque la roca, a 180 °C, empezaba a comportarse como plástico. La corteza continental promedio ya mide más que eso. Todo lo que se sabe de las capas de abajo —incluido que existen— se dedujo de un instrumento que nunca tocó el interior: el sismómetro.

La Tierra se separa en cuatro capas principales. La corteza es delgada y rígida: unos 5 km bajo los océanos, entre 25 y 30 km bajo los continentes y hasta 100 km bajo las cordilleras más grandes.^[2] Debajo, el manto es roca sólida pero caliente, capaz de fluir en millones de años como una miel muy espesa; tiene unos 2.900 km de espesor.^[2] Más abajo está el núcleo externo, metal fundido de unos 2.200 km, y en el centro el núcleo interno, metal sólido de unos 1.250 km de radio pese a ser la zona más caliente de todas.^[2]

Radio terrestre ≈ 6.371 km. Corteza ≈ 5–100 km (demasiado delgada para verse a esta escala). Manto ≈ 2.900 km. Núcleo externo líquido ≈ 2.200 km. Núcleo interno sólido, radio ≈ 1.250 km. Fuente: USGS

Cómo lo sabemos

Cuando un terremoto grande sacude la Tierra, genera dos tipos de ondas que atraviesan el planeta entero: las ondas P (de compresión, como el sonido) y las ondas S (de corte, que solo pasan por sólidos). Una red mundial de sismómetros registra cuándo llega cada onda a cada estación, y esos tiempos de viaje delatan qué hay en el camino: la velocidad de las ondas cambia bruscamente en cada frontera entre capas, y un material líquido directamente no deja pasar las ondas S.

Con ese método, R.D. Oldham identificó el núcleo en 1906, al notar que las ondas P se retrasaban al cruzar el centro del planeta, como si atravesaran un material distinto.^[1] El límite entre corteza y manto (la discontinuidad de Mohorovičić, o “Moho”) se detecta igual: un salto hacia abajo en la velocidad de las ondas.^[1] Y en 1936 la sismóloga danesa Inge Lehmann fue más lejos: analizando el terremoto de Nueva Zelanda de 1929, encontró ondas P que llegaban donde el modelo de un núcleo totalmente líquido decía que no debían llegar —una “zona de sombra” que, según Harold Jeffreys, tenía que estar vacía de señal—. Lehmann propuso que dentro del núcleo líquido había un núcleo más pequeño y sólido, que refractaba esas ondas de una manera distinta.^[3] Esa hipótesis se confirmó con más terremotos y hoy es el modelo aceptado: núcleo externo líquido porque no transmite ondas S, núcleo interno sólido porque la presión, a esa profundidad, vence a la temperatura.

Ninguna de estas capas se “vio” nunca. Se reconstruyeron resolviendo, durante más de un siglo y con miles de terremotos, el mismo problema: qué forma interna explica los tiempos de llegada medidos en la superficie. El margen de error está sobre todo en los límites exactos de cada capa, que varían algunas decenas de kilómetros según el modelo sísmico usado y el punto del planeta.

Relación entre profundidad y estado (sólido o líquido)

Capa	Espesor aprox.	Estado
Corteza	5–100 km	Sólido rígido
Manto	~2.900 km	Sólido dúctil
Núcleo externo	~2.200 km	Líquido
Núcleo interno	~1.250 km (radio)	Sólido

El dato que sorprende a más gente es que el núcleo interno sea sólido siendo la zona más caliente del planeta. La razón es la presión: sube con la profundidad más rápido de lo que sube el punto de fusión del hierro, así que cerca del centro la presión termina “congelando” el metal aunque esté a miles de grados.

Otras preguntas

¿Alguna vez se perforó hasta el manto o el núcleo?

No. El pozo más profundo jamás hecho, el superprofundo de Kola (Rusia), llegó a 12,2 km, sin siquiera atravesar la corteza continental. Todo lo que sabemos de las capas más profundas sale de la sismología, no de la perforación.

¿De qué están hechos el manto y el núcleo?

El manto es roca de silicatos rica en hierro y magnesio, sólida pero capaz de fluir muy lentamente en escalas de millones de años. El núcleo es sobre todo hierro con algo de níquel; su densidad indica que también lleva elementos más livianos, como azufre u oxígeno.

¿Por qué el núcleo externo es líquido y el interno es sólido si el interno está más caliente?

Porque la presión también aumenta con la profundidad, y la presión sube más rápido que la temperatura necesaria para fundir el hierro. Cerca del centro, la presión es tan alta que obliga al hierro a quedar sólido aunque esté más caliente que en el núcleo externo.

¿Todos los planetas rocosos tienen capas parecidas?

Mercurio, Venus y Marte también tienen corteza, manto y núcleo metálico, pero en proporciones distintas: el núcleo de Mercurio, por ejemplo, ocupa cerca del 85 % de su radio, mucho más que el de la Tierra.

Fuentes

1. Inside the Earth (This Dynamic Earth) . U.S. Geological Survey (1996). primaria El núcleo lo identificó Oldham en 1906; el Moho se detecta por el salto en la velocidad de las ondas sísmicas; el núcleo externo no transmite ondas S.
2. Dynamic Planet: inside our dynamic planet . U.S. Geological Survey (1999). primaria Espesores: corteza ~5 km (océano) a 100 km (cordilleras), manto ~2.900 km, núcleo externo 2.200 km, núcleo interno 1.250 km.
3. This Month in Physics History: Lehmann Discovers Earth's Inner Core . APS News (2023). Cómo Inge Lehmann usó el terremoto de Nueva Zelanda de 1929 y las ondas P' para proponer el núcleo interno sólido.

Publicado el 30 de septiembre de 2026. Revisado contra las fuentes el 30 de septiembre de 2026. ¿Ves un error? Avísanos.