地球の内部構造

地球の地殻は深さが5 ～ 70 キロメートル (3.1 ～ 43.5マイル) ^{[ 9 ]}で、最も外側の層です。^{[ 10 ]}薄い部分は海洋地殻で、海洋盆地の下 (5 ～ 10 km) にあり、苦鉄質に富んでいます[ 11 ^{] (高密度}の鉄マグネシウムケイ酸塩鉱物または火成岩)。^{[ 12 ]}厚い地殻は大陸地殻で、密度が低く^{[ 13 ]}、珪長質に富んでいます (長石と石英を形成する元素に富む火成岩)。^{[ 14 ]}地殻の岩石は、大きく 2 つのカテゴリーに分類されます。シアル(アルミニウムケイ酸塩) とシマ(マグネシウムケイ酸塩)。^{[ 15 ]}シマはコンラッド不連続面の約 11 km 下から始まると推定されているが、^{[ 16 ]}不連続面は明確ではなく、大陸の一部の地域では存在しない場合もある。^{[ 17 ]}    

地球の岩石圏は、地殻と最上部のマントルから構成されています。^{[ 18 ]}地殻とマントルの境界は、物理的に異なる 2 つの現象として現れます。モホロビチッチ不連続面は、地震波速度の明確な変化です。これは岩石の密度の変化によって引き起こされます^{[ 19 ]} – モホ面のすぐ上では、一次地震波 ( P 波) の速度は玄武岩を通過する速度(6.7～7.2  km/s)と一致し、それより下では、かんらん岩またはダナイトを通過する速度(7.6～8.6  km/s) と似ています。^{[ 20 ]}第二に、海洋地殻では、超苦鉄質累積岩と構造化したハルツブルガイトの間に化学的な不連続面があり、これは大陸地殻に衝上してオフィオライトシーケンスとして保存されている海洋地殻の深部から観察されています。

地球の地殻を構成する岩石の多くは1億年未満前に形成されたものですが、既知の最古の鉱物粒子は約44億年前のものであり、地球には少なくとも44億年前から固い地殻が存在していたことを示しています。^{[ 21 ]}

地球のマントルは深さ2,890 km (1,800 mi)まで広がっており、惑星で最も厚い層となっています。^{[ 22 ]} これは 半径6,371 km (3,959 mi)の 45% 、体積の 83.7% に相当し、体積の 0.6% は地殻です。マントルは遷移帯によって上部マントルと下部マントルに分けられます。^{[ 23 ] [ 24 ]}核とマントルの境界に隣接するマントルの最下部はD″ (D-ダブルプライム) 層として知られています。^{[ 25 ]}マントルの底部の圧力は約 140 G Pa (1.4 M atm) です。[ 26 ]マントルは^、その上にある地殻よりも鉄とマグネシウムが豊富なケイ酸塩岩で構成されています。^{[ 27 ]}マントルの極めて高温のケイ酸塩物質は固体であるにもかかわらず、非常に長い時間スケールで流動することができる。 ^{[ 28 ]}マントルの対流は、地殻内のプレートテクトニクス運動を推進する。この運動を推進する熱源は、地球の地殻とマントル内の放射性同位体の崩壊と、惑星形成時の初期熱^{[ 29 ]}（大量の物質が重力井戸に崩壊することによって放出される位置エネルギーと、集積した物質の運動エネルギー）の組み合わせである。    

マントル深部では圧力が上昇するため、下部は流れにくくなるが、マントル内部の化学変化も重要となる可能性がある。マントルの粘度は 10 ²¹～ 10 ²⁴パスカル秒の範囲で、深度とともに増加する。^{[ 30 ]}比較として、300 K (27 °C; 80 °F)における水の粘度は0.89 ミリパスカル秒^{[ 31 ]}であり、ピッチは (2.3 ± 0.5) × 10 ⁸パスカル秒である。^{[ 32 ]}   

地球の外核は、高さ約2,260 km (1,400 mi) (つまり、内核の端の最高点から最低点までの距離) [地球の半径の 36%、体積の 15.6%] の流体層で、主に鉄とニッケルで構成されており、地球の固体の内核の上、マントルの下に位置しています。^{[ 33 ]}その外側の境界は、地球の表面から2,890 km (1,800 mi)下にあります。内核と外核の境界は、地球の表面から約5,150 km (3,200 mi)下にあります。地球の内核は、地球の最も内側の地質層です。それは主に半径約1,220 km (760 mi)の固体の球体で、地球の半径の約 19% [体積の 0.7%] または月の半径の 70%です。 ^{[ 34 ] [ 35 ]}        

内核は1936年にインゲ・レーマンによって発見され、主に鉄と少量のニッケルで構成されています。この層はせん断波（横方向の地震波）を伝達できるため、固体であるはずです。実験的証拠は、現在の核の結晶モデルと矛盾することがあります。^{[ 36 ]}他の実験的研究では、高圧下での不一致が示されています。核圧でのダイヤモンドアンビル（静的）研究では、融解温度が 衝撃レーザー（動的）研究で得られた融解温度よりも約2000 K低くなっています。^{[ 37 ] [ 38 ]}レーザー研究ではプラズマが生成され、^{[ 39 ]}結果は、内核の状態を制約するには、内核が固体であるか、固体の密度を持つプラズマであるかに依存することを示唆しています。これは活発な研究分野です。

約46億年前の地球形成の初期段階では、融解によって密度の高い物質が惑星分化と呼ばれるプロセスで中心に向かって沈み、密度の低い物質は地殻に移動したと考えられています（鉄のカタストロフィーも参照） 。そのため、核は主に鉄（80%）とニッケル、1つ以上の軽元素で構成されていると考えられており、鉛やウランなどの他の密度の高い元素は、重要になるほど希少であるか、より軽い元素と結合する傾向があるため地殻にとどまっていると考えられています（珪長質物質を参照）。内核は単一の鉄結晶の形をしている可能性があると主張する人もいます。^{[ 40 ] [ 41 ]}

実験室条件下で、鉄ニッケル合金のサンプルを2つのダイヤモンドチップ（ダイヤモンドアンビルセル）で挟んで万力で固定し、約4000 Kまで加熱することで、コアのような圧力を加えた。サンプルをX線で観察したところ、地球の内核は南北に走る巨大な結晶でできているという理論を強く支持する結果となった。^{[ 42 ] [ 43 ]}

地球の組成は、特定のコンドライト隕石の組成、さらには太陽の外層のいくつかの元素の組成と強い類似性がある。 ^{[ 44 ] [ 45 ]} 1940年頃から、フランシス・バーチを含む科学者たちは、地球は地球に衝突する最も一般的なタイプの隕石である通常のコンドライトに似ているという前提に基づいて地球物理学を構築してきた。これは、利用可能な酸素が極めて限られている状態で形成された、より希少なエンスタタイトコンドライトを無視しており、その結果、通常は好酸素性の特定の元素が、地球の核に相当する合金部分に部分的または完全に存在することになる。

ダイナモ理論によれば、外核の対流とコリオリ効果が組み合わさって地球の磁場が生じる。固体の内核は永久磁場を保持するには熱すぎる（キュリー温度を参照）が、液体の外核によって生成される磁場を安定させる働きをしていると考えられる。地球の外核の平均磁場は2.5ミリテスラ（25ガウス）と推定されており、地表の磁場の50倍の強さである。^{[ 46 ]}

コアの流れによって生成される磁場は、惑星間放射線から生命を守り、大気が太陽風で散逸するのを防ぐために不可欠です。伝導と対流による冷却速度は不確かですが、^{[ 47 ]}ある推定では、コアが凍結するのは約910億年後であり、これは太陽が膨張し、惑星の表面を不毛にし、燃え尽きると予想される時期よりもずっと後です。^{[ 48 ]}