Como discutimos no contexto do metamorfismo, a temperatura interna da Terra aumenta com a profundidade. Contudo, como se mostra na Figura 9.10, essa taxa de aumento não é linear. O gradiente de temperatura é de cerca de 15° a 30°C/km dentro dos 100 km superiores; depois cai dramaticamente através do manto, aumenta mais rapidamente na base do manto, e depois aumenta lentamente através do núcleo. A temperatura é de cerca de 1000°C na base da crosta, cerca de 3500°C na base do manto, e cerca de 5.000°C no centro da Terra. O gradiente de temperatura dentro da litosfera (100 km superior) é bastante variável, dependendo da configuração tectónica. Os gradientes são mais baixos nas partes centrais dos continentes, mais altos nas proximidades de zonas de subducção, e mais altos ainda em limites divergentes.
Figure 9.11 mostra uma curva típica de temperatura para os 500 km superiores do manto, em comparação com a curva de fusão da rocha seca do manto. Dentro do intervalo de profundidade entre 100 e 250 km, a curva de temperatura aproxima-se muito do limite de fusão para rocha do manto seco. A estas profundidades, portanto, a rocha do manto ou está muito quase derretida ou parcialmente derretida. Em algumas situações, onde há calor extra e a linha de temperatura atravessa a linha de fusão, ou onde há água, esta pode estar completamente derretida. Esta região do manto é conhecida como zona de baixa velocidade porque as ondas sísmicas são abrandadas dentro da rocha que está perto do seu ponto de fusão, e claro que também é conhecida como a astenosfera. Abaixo dos 250 km, a temperatura permanece no lado esquerdo da linha de fusão; por outras palavras, o manto é sólido daqui até ao limite do core-mantle.
O facto de o gradiente de temperatura ser muito menor na parte principal do manto do que na litosfera foi interpretado para indicar que o manto está a convectar, e portanto que o calor da profundidade está a ser trazido para a superfície mais rapidamente do que seria apenas com a condução de calor. Como veremos no Capítulo 10, um manto de convecção é uma característica essencial da tectónica de placas.
A convecção do manto é um produto da transferência de calor do núcleo para o manto inferior. Como num pote de sopa num fogão quente (Figura 9.12), o material perto da fonte de calor torna-se quente e expande-se, tornando-o mais leve do que o material acima. A força da flutuabilidade faz com que se eleve, e o material mais fresco flui dos lados para dentro. O manto convecta desta forma porque a transferência de calor de baixo não é perfeitamente uniforme, e também porque, embora o material do manto seja rocha sólida, é suficientemente plástico para fluir lentamente (a taxas de centímetros por ano) desde que lhe seja aplicada uma força constante.
Como no exemplo da panela de sopa, o manto da Terra deixará de convectar uma vez que o núcleo tenha arrefecido ao ponto de não haver transferência de calor suficiente para superar a força da rocha. Isto já aconteceu em planetas menores como Mercúrio e Marte, bem como na Lua da Terra.
Porquê é que o interior da Terra está quente?
O calor do interior da Terra provém de duas fontes principais, cada uma contribuindo com cerca de 50% do calor. Uma delas é o calor friccional deixado pelas colisões de partículas grandes e pequenas que criaram a Terra em primeiro lugar, mais o calor friccional subsequente de redistribuição do material dentro da Terra por forças gravitacionais (por exemplo, afundamento do ferro para formar o núcleo).
A outra fonte é a radioactividade, especificamente a decadência radioactiva espontânea de 235U, 238U, 40K, e 232Th, que estão principalmente presentes no manto. Como mostra esta figura, o calor total produzido dessa forma tem vindo a diminuir ao longo do tempo (porque estes isótopos estão a ser utilizados), e é agora cerca de 25% do que era quando a Terra se formou. Isto significa que o interior da Terra está lentamente a tornar-se mais frio.