Внутреннее строение Земли установлено по материалам геофизических исследований (характеру прохождения сейсмических волн). Выделяют три главных оболочки.

1. Земная кора - наибольшая толщина до 70 км.
2. Мантия - от нижней границы земной коры до глубины 2900 км.
3. Ядро - простирается до центра Земли (до глубины 6 371 км).

Граница между земной корой и мантией называется границей Мохоровичича (Мохо), между мантией и ядром - границей Гутенберга.
Земное ядро делится на два слоя. Внешнее ядро (на глубине от 5 120 км до 2 900 км), вещество жидкое, поскольку поперечные волны в него не проникают, а скорость продольных падает до 8 км/с (см. «Землетрясения»). Внутреннее ядро (от глубины 6 371 км до 5 120 км), вещество здесь находится в твердом состоянии (скорость продольных волн возрастает до 11 км/с и более). В составе ядра господствует железоникелевый расплав с примесью кремния и серы. Плотность вещества в ядре достигает 13 г/куб.см.

Мантия подразделяется на две части: верхнюю и нижнюю.

Верхняя мантия состоит из трех слоев, погружается до глубины 800 - 900 км. Верхний слой, толщиной до 50 км, состоит из твердого и хрупкого кристаллического вещества (скорость продольных волн до 8,5 км/с и более). Вместе с земной корой он образует литосферу - каменную оболочку Земли.

Средний слой - астеносфера (податливая оболочка) характеризуется аморфным стекловидным состоянием вещества, а отчасти (на 10%) имеет расплавленное вязкопластичное состояние (об этом свидетельствует резкое падение скорости сейсмических волн). Толщина среднего слоя около 100 км. Астеносфера залегает на разных глубинах. Под срединно-океаническими хребтами, где толщина литосферы минимальна, астеносфера лежит на глубине нескольких километров. На окраинах океанов, по мере роста мощности литосферы, астеносфера погружается до 60 – 80 км. Под континентами она лежит на глубинах около 200 км, а под континентальными рифтами вновь приподнимается до глубины 10 – 25 км. Нижнийслой верхней мантии (слой Голицина) иногда выделяют как переходный слой или как самостоятельную часть - среднюю мантию. Опускается он до глубины 800 - 900 км, вещество здесь кристаллическое твердое (скорость продольных волн до 9 км/с).

Нижняя мантия простирается до 2 900 км, сложена твердым кристаллическим веществом (скорость продольных волн возрастает до 13,5 км/с). В составе мантии преобладают оливин и пироксен, ее плотность в нижней части достигает 5,8 г/куб.см.

Земная кора подразделяется на два главных типа (материковая и океаническая) и два переходных (субматериковая и субокеаническая). Типы коры отличаются строением и мощностью.

Континентальная кора, распространенная в пределах материков и зоны шельфа, имеет мощность 30 - 40 км в платформенных областях и до 70 км в высокогорьях. Нижний ее слой - базальтовый (мафический - обогащен магнием и железом), состоит из тяжелых пород, его толщина от 15 до 40 км. Выше лежит состоящий из более легких пород гранито-гнейсовый слой (сиалический - обогащен кремнием и алюминием), толщиной от 10 до 30 км. Сверху эти слои могут перекрываться осадочным слоем, мощностью от 0 до 15 км. Выделенная по сейсмическим данным граница между базальтовым и гранитогнейсовым слоями (граница Конрада) не всегда четко прослеживается.

Океаническая кора, мощностью до 6 - 8 км, также имеет трехслойное строение. Нижний слой - тяжелый базальтовый, толщиной до 4 - 6 км. Средний слой, мощностью около 1 км, сложен переслаивающимися пластами плотных осадочных пород и базальтовых лав. Верхний слой состоит из рыхлых осадочных пород, толщиной до 0,7 км.

Субматериковая кора, имеющая близкое к материковой коре строение, представлена на периферии окраинных и внутренних морей (в зонах континентального склона и подножья) и под островными дугами, характеризуется резко сокращенной мощностью (до 0 м) осадочного слоя. Причиной такого уменьшения толщины осадочного слоя является большой уклон поверхности, способствующий соскальзыванию накапливающихся осадков. Мощность этого типа коры до 25 км, в том числе базальтового слоя до 15 км, гранитогнейсового до 10 км; граница Конрада выражена плохо.
Субокеаническая кора, близкая по строению к океанической, развита в пределах глубоководных частей внутренних и окраинных морей и в глубоководных океанических желобах. Отличается резким увеличением мощности осадочного слоя и отсутствием слоя гранитогнейсового. Чрезвычайно высокая мощность осадочного слоя обусловлена очень низким гипсометрическим уровнем поверхности – под действием гравитации здесь накапливаются гигантские толщи осадочных пород. Общая толщина субокеанической коры также достигает 25 км, в том числе базальтового слоя до 10 км и осадочного до 15 км. При этом мощность слоя плотных осадочных и базальтовых пород может составлять 5 км.

Плотность и давлениеЗемли также изменяются с глубиной. Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/куб. см. Плотность пород земной коры варьирует от 2,4 до 3,0 г/куб. см (в среднем - 2,8 г/куб. см). Плотность верхней мантии ниже границы Мохо приближается к 3,4 г/куб. см, на глубине 2 900 км она достигает 5,8 г/куб. см, а во внутреннем ядре до 13 г/куб. см. Соответственно приведенным данным давление на глубине 40 км равно 10³ МПа, на границе Гутенберга 137 * 10³ МПа, в центре Земли 361* 10³ МПа. Ускорение силы тяжестина поверхности планеты составляет 982 см/с2, достигает максимума в 1037 см/с2 на глубине 2900 км и минимально (ноль) в центре Земли.

Магнитное полеЗемли предположительно обусловлено возникающими при суточном вращении планеты конвективными движениями жидкого вещества внешнего ядра. Изучение магнитных аномалий (вариаций напряженности магнитного поля) широко используется при поиске железорудных месторождений.
Тепловые свойстваЗемлиформируются солнечной радиацией и тепловым потоком, распространяющимся из недр планеты. Влияние солнечного тепла не распространяется глубже 30 м. В этих пределах на некоторой глубине лежит пояс постоянной температуры, равной среднегодовой температуре воздуха данной местности. Глубже этого пояса температура постепенно возрастает под действием теплового потока самой Земли. Интенсивность теплового потока зависит от строения земной коры и от степени активности эндогенных процессов. Средне планетарная величина теплового потока равна 1,5 мккал/см2 * с, на щитах около 0,6 - 1,0 мккал/см² * с, в горах до 4,0 мккал/см² * с, а в срединно-океанических рифтах до 8,0 мккал/см² * с. В числе источников, формирующих внутреннее тепло Земли, предполагаются следующие: энергия распада радиоактивных элементов, химические превращения вещества, гравитационное перераспределение вещества в мантии и ядре. Геотермический градиент - величина нарастания температуры на единицу глубины. Геотермическая ступень - величина глубины, за которую температура возрастает на 1° С. Эти показатели сильно отличаются в разных местах планеты. Максимальные величины градиента наблюдаются в подвижных зонах литосферы, а минимальные на древних континентальных массивах. В среднем геотермический градиент верхней части земной коры составляет около 30° С на 1 км, а геотермическая ступень около 33 м. Предполагается, что с ростом глубины геотермический градиент уменьшается, а геотермическая ступень увеличивается. На основании гипотезы о преобладании в составе ядра железа, были рассчитаны температуры его плавления на разных глубинах (с учетом закономерного роста давления): 3700° С на границе мантии и ядра, 4300° С на границе внутреннего и внешнего ядра.

Химический состав Земли считается сходным со средним химическим составом изученных метеоритов. Метеориты по составу бывают:
– железные (никелистое железо с примесью кобальта и фосфора) составляют 5,6% от найденных;
– железокаменные (сидеролиты - смесь железа и силикатов) встречаются реже всего – составляют лишь 1,3% от известных;
– каменные (аэролиты - обогащенные железом и магнием силикаты с примесью никелистого железа) являются самыми распространенными – 92,7%.

Таким образом, в среднем химическом составе Земли преобладают четыре элемента. Кислорода и железа содержится примерно по 30%, магния и кремния – по 15%. На долю серы приходится около 2 - 4%; никеля, кальция и алюминия – по 2%.