ترکیب شیمیایی زمینبرای مطالعه ماهیت درونی زمین از اطلاعات گوناگونی که با نمونه برداریهای مستقیم و یا روشهای غیرمستقیم به دست می آید، استفاده می کنند.
الف) نمونه برداری مستقیم :تجزیه شیمیایی انواع مختلف سنگهای آذرین، دگرگونی و رسوبی سطح زمین با نمونه های به دست آمده از حفاری ها می تواند تا حدودی نوع مواد سازنده پوسته زمین را مشخص کند. بر اثر فعالیتهای آتشفشانی نیز نمونه هایی از بخشهای عمیق تر پوسته و بخشهای بالایی گوشته در زیر قاره ها به سطح زمین رسیده است. گاهی همراه مواد مذاب قطعات ذوب نشده و جامدی از قسمتهای زیرین پوسته یا گوشته که میانبار نامیده می شوند، به سطح زمین می رسند. میانبارها شواهد با ارزشی از چگونگی ترکیب شیمیایی اعماق پوسته و گوشته فوقانی را به دست می دهند. در هر حال میانبارها نمی توانند از اعماقی پایین تر از ناحیه خاستگاه ماگمایی که حاوی آنها است، بالا آمده باشند.
نمونه هایی از پوسته و گوشته فوقانی زیر اقیانوسها در سنگهایی موسوم به افیولیت به دست آمده است. افیولیتها مجموعه ای از سنگهای لایه لایه به ضخامت حدود 5 هزار متر است که ترکیب آن را معادل پوسته اقیانوسی می دانند که در برخی نقاط در خشکیها از جمله در کشور ما دیده می شوند. گفته می شود، در چنین نقاطی ورقه های سنگ کره به یکدیگر برخورد کرده اند و در قاره ها جای گرفته اند.

با توجه به ترکیب ماگماهایی که از گوشته فوقانی منشأ گرفته اند، همراه با بررسی های آزمایشگاهی بر روی فرایند ذوب و تبلور سنگهای مختلف، می توان در مورد ترکیب گوشته فوقانی نتیجه گیری های بیشتری کرد . روشهای غیرمستقیم : با مطالعه سنگهای آورده شده از ماه ، نیز شهاب سنگهایی که به زمین برخورد می کنند و گمان می رود باقی مانده یک سیاره قدیمی باشند و همچنین مطالعه خورشید و سایر ستارگان تا حدودی می توان ترکیب شیمیایی مواد سازنده جهان را به دست آورد. و از این طریق در مورد ترکیب کلی زمین نیز نتیجه گیری کرد. پس از وقوع زمین لرزه دو نوع موج درونی و سطح تولید می شود. امواج درونی خود از دو نوعند :‌ موج طولی یا P و موج عرضی یا S که این امواج در مطالعه ی داخل زمین بیشتری کمک را به دانشمندان می کنند. سرعت انتشار امواج لرزه ای در سنگها به چگالی و کش سانی (الاستیسیته ) آن ها بستگی دارد ( کش سانی خاصیتی است که بر اثر آن وقتی یک ماده ی جامد تحت تأثیر نیروهای مخالف قرار می گرد تغییر شکل و اندازه می دهد ولی با از بین رفتن خیر به حالت اول برمی گردد) امواج لرزه ای درونی درست مانند امواج نوری، ممکن است ضمن انتشار، منعکس یا منعکس شوند. امواج لرزه ای بر اثر برخورد با سطوح بسیاری در درون زمین، مثل سطح بین هسته و گوشته (اتصال گوتنبرگ) یا گوشته و پوسته (انفصال موهو) می تواند منعکس شوند. انکسار نیز زمانی رخ می دهد که سرعت امواج لرزه ای در محیط انتقال دهنده ی آنها تغییرکند.

خصوصیات و ترکیب پوستهپوسته نسبتاً قشر نازکی در سطح یا بالاترین لایه های کره زمین است. ضخامت متوسط پوسته متفاوت و در قاره ها بین 20 تا 60 کیلومتر و در اقیانوسها بین 8 تا 12 کیلومتر است. مرز بین پوسته و گوشته به نام کسی که اول بار آن را در سال 1910 تشخیص داد انفصال موهورو ویچ یا به اختصار موهو نامیده می شود. ضخامت پوسته از جایی به جای دیگر فرق می کند، ولی به طور کلی در زیر رشته کوههای قاره ها حداکثر مقدار خود را دارد. ضخامت پوسته در دشت ها کمتر است و در فلات قاره از آن هم کمتر می شود. نازکترین بخش پوسته را در اقیانوسها، مخصوصاً در نزدیکی محور رشته کوه های اقیانوسی، می توان مشاهده کرد. ترکیب پوسته در قاره ها با ترکیب آن در اقیانوسها متفاوت است. ترکیب شیمیایی متوسط پوسته قاره ای مشابه ترکیب آندزیت است. بخش های رویی پوسته فنی از سیلیس (Sio2) و آلومین (Al2o3) است. چگالی سنگهای قاره ای 2/8/cm 3 و سن قدیمی ترین آنها به 8/3 میلیارد سال هم می رسد. اما چگالی سنگهای پوسته اقیانوسی حدود 3/g/cm3 است. پوسته ی اقیانوسی،‌اساساً از دو بخش رسوبی (نازک) و بازالتی تشکیل شده است.

خصوصیات و ترکیب گوشتهگوشته در زیر پوسته قرار دارد و تا عمق 2900 کیلومتری ادامه دارد. دامنه چگالی گوشته از 3/3 گرم بر سانتی متر مکعب در نزدیکی پوسته تا 5/5 گرم بر سانتی متر مکعب در نزدیک هسته تغییر می کند.
سرعت امواج p در پوسته بین 6 تا 7 کیلومتر بر ثانیه تغییر می کند ولی در زیر مرز موهو به بیش از 8 کیلومتربر ثانیه می رسد. تجربیات آزمایشگاهی نشان می دهد که در سنگهای غنی از کانی های الیوین و پیروکسن مثل پریدوتیت، سرعت امواج لرزه ای بیش از 8 کیلومتر بر ثانیه است. بنابراین تصور می شود که این کانی ها باید جزء کانی های اصلی گوشته باشند. این نتیجه با اطلاعاتی که از راه های دیگر درباره ترکیب گوشته به دست آمده سازگار است. سرعت امواج p و s در نواحی مختلف گوشته بی نظمی هایی نشان می دهد. اولین تغییر هم در عمق حدود 70 تا 100 کیلومتری شروع می شود یعنی ازقاعده پوسته تا عمق حدود 100 کیلومتر . سرعت به تدریج از حدود 8 به 3/8 کیلومتر بر ثانیه می رسد. مطالعات نشان می دهد که این قسمت سخت و سنگی است. این بخش از گوشته را به همراه پوسته سنگ کره (لیتوسفر) می گویند، در زیر لیتوسفر سرعت امواج زلزله شروع به افت می کند و کم کم به زیر 8 کیلومتر بر ثانیه می رسد و تا عمق حدود 350 کیلومتر در حد کم باقی می ماند. ای منطقه را اصطلاحاً « لایه کم سرعت» می گویند. مواد این قسمت به نقطه ی ذوب خود نزدیک هستند و از این رو تا حدی سختی خود را از دست داده و نرم شده اند و به همین علت به آن سست کره ( استنوسفر) هم گویند. شواهدی که نشان دهنده تغییرترکیب شیمیایی سنگها در لایه کم سرعت باشد وجود ندارد.
یک توضیح احتمالی برای وجود لایه کم سرعت آن است که در اعماق حدود 100 تا 350 کیلومتر درجه زمین گرمایی به دمای شروع ذوب سنگهای گوشته نزدیک می شود در نتیجه سنگها از حالت جامد و سخت فاصله می گیرند و به حالت خمیرسان نزدیک می شوند. به هر حال ، مقدار مواد مذاب (اگر وجود داشته باشد) باید خیلی کم باشد؛ چون لایه کم سرعت موج S را عبور می دهد، در حالی که این موج نمی تواند از مایعات عبور کند. بنابراین می توان گفت سنگها در منطقه کم سرعت به صورت جامد ولی خیلی نزدیک به ذوب باقی می مانند. لایه ی کم سرعت اهمیت زیادی در توجیه نظریه ی زمین ساخت ورقی ( فصل 3) دارد. زیرا در این نظریه، ورقه های تکنونیکی باید به توانند بر روی یک منطقه تقریباً پلاستیک بلغزند . به علاوه چنان که می دانیم ماگمای بازالتی نیز براثر ذوب بخشی سنگها در گوشته فوقانی از اعمال حدود 100 تا 350 کیلومتر منشاء می گیرد.با توجه به شکل (4-2) می بینیم که در اعماق حدود 400 تا 670 کیلومتر نیز افزایش نسبتاً تندی در سرعت امواج دیده می شود. بر اساس مطالعات آزمایشگاه این تغییرات سرعت را ناشی از تغییر فاز ( تغییرات در کانی شناسی یا ساختمان بلورین بدون آن که لزوماً تغییر در ترکیب ایجاد شود) می دانند

در زیر عمق 670 کیلومتر فشردگی موجب می شود که سرعت امواج لرزه ای به آهستگی و به طور تقریباً منظم تا مرز گوشته – هسته افزایش یابد. در این قسمت سنگها چگال و بسیار الاستیک اند. به هرحال ماهیت این لایه خیلی کمتر از لایه های فوقانی شناخته شده است.

خصوصیات و ترکیب هستههسته از زیر گوشته تا مرکز زمین ادامه دارد. امواج p و s به شدت تحت تأثیر مرزی که در عمق 2900 کیلومتری زمین است قرار می گیرند. در این عمق از سرعت موج p شدیداً کاسته شده و موج s جذب می شود. مرز بین گوشته و هسته در این عمق قرار دارد. امواج p می توانند از درون جامدات و مایعات عبور کنند. بنابراین می توانند از سنگها و نیز ماگما و دیگر سیالات بگذرند، گر چه سرعت آن ها در محیط های مختلف تغییر می کند. در عوض، امواج s نمی توانند از سیالات عبور کنند. وقتی زمین لرزه ی بزرگی روی می دهد، در فاصله بیش از 103 درجه از مرکز سطحی زلزله، امواج s مستقیماً قابل دریافت نیستند. به عبارت دیگر یک «منطقه سایه» برای موج s از حدود 103 درجه به بعد در آن سوی زمین ایجاد می شود.بنابراین باید گفت که یک توده ی سیال در درون زمین راه عبور امواج s ‌ را می بندد. این توده سیال، هسته خارجی مایع زمین است. اندازه ی هسته ی خارجی با توجه به وسعت منطقه سایه معلوم شده است. هسته ی خارجی یک منطقه سایه حلقه مانند برای موج p نیز ایجاد می کند

منطقه سایه در نواری حدود 103 تا 142 درجه نسبت به مرکز سطحی زلزله گسترده است. منطقه سایه موج p ناشی از شکست امواج p در مرز گوشته هسته است.چنان که گفتیم امواج لرزه ای می توانند در مرزهای بین لایه های با خصوصیات لرزه ای متفاوت منعکس شوند. به این ترتیب است که وجود هسته داخلی مشخص شده است، بخشی از امواج P ‌ در اثر برخورد با مرز بین هسته ی داخلی و خارجی منعکس می شود و از آنجا که سرعت ها در گوشته و هسته خارجی معلوم است، با محاسبه زمانهای مسیر امواج P منعکس شده از هسته ی داخلی می توان عمق این هسته را برآورد نمود. سرعت موج P در هسته ی داخلی خیلی بیشتر از هسته خارجی است. از این مطلب نتیجه گیری می شود که هسته ی داخلی زمین باید جامد باشد، تصور نمی شود که ما در عمیق ترین بخش درونی زمین به همان نسبت که عمقی خیلی افزایش می یابد زیاد شود، ولی فشار به سوی مرکز زمین به تدریج زیاد می شود و در مرکز زمین به حداکثر می رسد. به این جهت حتی اگر ترکیب هسته ی داخلی و خارجی یکسان باشد، هسته داخلی به علت فشارهای زیاد می تواند به صورت جامد باشد، در حالی که هسته ی خارجی مایع است.با مقایسه نتایج حاصل از تجربیات آزمایشگاهی بر روی مواد مختلف تحت فشارهای فوق العاده زیاد، با نتایج اندازه گیریهای سرعت امواج لرزه ای در هسته ، تصور می شود که هسته زمین عمدتاً مخلوطی از آهن و نیکل همراه با مقدار کمی عناصر دیگر باشد. درهر صورت بعید به نظر می رسد که هسته متشکل از سیلیکاتها باشد. یکی دیگر از دلایلی که وجود آهن و نیکل را در هسته تأیید می کند ترکیب شهاب سنگها است. گمان می رود که منشأ شهاب سنگهای آهنی، هسته ی یک سیاره ای قدیمی باشد که از هم پاشیده شده و به صورت سیارک ها در آمده است. تمام شهاب سنگهای آهنی حاوی مقداری نیکل نیز می باشند. به همین جهت گفته می شود که در هستهی زمین همراه با آهن، نیکل نیز وجود دارد. وجود میدان مغناطیسی زمین عامل دیگری بر تأیید این مطلب است که هسته ی زمین از آهن و نیکل درست شده است. برخی از عناصری که از نظرکیهانی فراوان و قابل امتزاج با آهن مذاب اند، مثل سیلیسیم فلزی، اکسیژن و گوگرد نیز به عنوان سازندگان فرعی هسته ی خارجی پیشنهاد شده اند.

میدان مغناطیسیدانش امروزی ما از منشأ میدان مغناطیسی زمین، محصول یافته هایی است که درباره حرکت الکترونها در اختیار داریم. فیزیکدانها دریافته اند که با استفاده از جریان الکتریسته می توان میدان مغناطیسی ایجاد کرد و برعکس با حرکت دادن یک جسم هادی الکتریسته از درون یک میدان مغناطیسی جریان الکتریکی به وجود آورد. دستگاهی که چنین عملی را انجام می دهد دیناموی خود القا نام دارد. زمین را نیز می توان به یک دیناموی خود القای غول پیکر تشبیه کرد که حرکت الکترونها در آهن مذاب موجود در هسته ی خارجی آن مولد میدان مغناطیسی است. زمین، هم در گردش وضعی و هم درحرکت انتقالی خود پیوسته خطوط نیروی مغناطیسی خورشید را قطع می کند. حرکت دورانی زمین و همچنین اختلاف دمای هسته ی داخلی و گوشته سبب ایجاد جریانهای کنوکسیون در آهن مذاب هسته ی خارجی می شود. از سوی دیگر قطع شدن میدان مغناطیسی خورشید توسط آهن مذاب در حال حرکت جریان الکتریسته ایجاد می کند . این جریانها میدان مغناطیسی زمین را پدید می آورند که خود مولد جریانهای الکتریکی قوی تر می شود. این جریانها هم به نوبه ی خود میدان مغناطیسی قوی تری را به وجود می آورند.
وارونگی مغناطیسی: میدان مغناطیسی زمین به طور دائم در حال تغییر است. مثلاً موقعیت قطب های مغناطیسی زمین نسبت به قطب های جغرافیایی آن ثابت نیست و فعلاً ، با سرعت 2/0 درجه در سال، در حال جابجایی است. علاوه بر این میدان مغناطیسی زمین در فواصل زمانی که به طور متوسط نیم میلیون سال طول می کشد، ضعیف می شود و به تدریج به سمت نابودی می رود. اما بعد از نابودی، میدان دوباره شروع به تشکیل می کند و اغلب ، جهت کنوکسیونی مواد، مخالف جهت قبلی خواهد شد (وارونگی مغناطیسی). پس می توان گفت قطبین مغناطیسی شمال و جنوب زمین در طول تاریخ خود صدها و بلکه هزارها بار جابه جا شده اند. نتیجه چنین وارونگی مغناطیسی را نخستین بار در قرن گذشته و در کشور فرانسه دریافتند. به نظر می رسد وارونگی مغناطیسی، حاصل تغییراتی است که در جریانهای همرفتی (کنوکسیونی) هسته ی خارجی ایجاد می شود. وقتی مقدار گرمای موجود در درون زمین تغییر کند، جریان های همرفتی هم تغییر می کنند. آشفتگی حاصل از این جریان تغییر پذیر، ممکن است میدان مغناطیسی زمین را تضعیف یا تقویت کند. مدت زمانی که زمین فاقد میدان مغناطیسی است، ممکن است چند قرن طول بکشد. یک وارونگی مغناطیسی از یک حالت ناپایدار تا حالت پایدار بعدی – بین 1000 تا 5000 سال طول می کشد. روشن است که عقربه ی قطب نما درحالت وارونگی مغناطیسی برعکس حالت امروزی خواهد ایستاد.

نیروی گرانشینیروی گرانش یا جاذبه به طور دائم و در همه جای زمین عمل می کند ولی شدت آن درجاهای مختلف متفاوت است.تغییرات شدت گرانش اطلاعات با ارزشی از ساختمان زمین و ترکیب داخل آن، در نقاط مختلف به دست می دهد. طبق نظر نیوتن در قانون گرانش عمومی، بین دو جسم به جرم m و ََ m ، صرف نظر از جنس آن ها، همواره نیروی جاذبه (f) وجود دارد. اندازه ی این نیرو با حاصل ضرب جرم دو جسم نسبت مستقیم و با مجذور فاصله ی آنها از یکدیگر نسبت وارون دارد. قانون گرانش عمومی را به صورت F=G mm’/R2 می نویسند. (G ثابت جهانی گرانش و مقدار آن m3/kgS2 6/672×10-11 است ) در معادله بالا می توان به جای ‘m جرم زمین (E) و به جای m جرم هر جسمی که در بیرون از زمین قرار دارد و مقدار R را هم فاصله ی جسم تا مرکز زمین در نظر گرفت و به این طریق نیروی گرانش زمین را در هر نقطه ای به دست آورد. مقدار شدت گرانش را توسط ابزاری به نام گرانی سنج اندازه گیری می کنند. ناهنجاری های گرانشی : حتی بعد از در نظرگرفتن تأثیر ارتفاع و عرض جغرافیایی محل، هنوز هم میزان شدت گرانشی در همه جای زمین مساوی نیست. تفاوت میان مقدار واقعی شدت گرانش سنجیده شده با مقدار منتظره ی آن در یک نقطه را ناهنجاری گرانشی می نامند. علت وجود این ناهنجاری ها، تفاوت در چگالی قسمت های داخلی زمین است که بر مقدار جرم و در نهایت، بر مقدار شدت گرانشی تأثیر می گذارد.

فشارفشار درونی زمین نسبتاً به آسانی قابل برآورد است. فشار هر نقطه، در زیر سنگ کره ، با توجه به ضخامت و چگالی سنگ های فوقانی تعیین می شود. چنان که گفتیم چگالی لایه های مختلف را می توان بر اساس داده های امواج لرزه ای به دست آورد. این موضوع امکان محاسبه فشار را به عوان تابعی از عمق زمین فراهم می کند.

فشار در مرکز زمین به بیش از 5/3 میلیون برابر فشار اتمسفر در سطح زمین می رسد.

دمادما در پوسته زمین به ازای هر کیلومتر که به عمق برویم حدود 30 درجه ی سانتی گراد افزایش می یابد. البته برای قسمتهای عمیق تر این روند افزایش کندتر می شود. زیرا در غیر این صورت به طول مثال در عمق 2800 کیلومتری دما باید به 8400 درجه سانتی گراد می رسید، که در چنین دمایی سنگ ها دیگر نمی توانند به صورت جامد یا حتی مایع باشند. بنابراین دمای گوشته و هسته باید خیلی کمتر از این مقادیر باشد. شواهد نشان می دهد که در استنوسفر باید دما مساوی یا کمی بیشتر از نقطه ذوب سنگها در این عمق، و در سایر نقاط گوشته زیر نقطه ی ذوب سنگها در این اعماق باشد.
در هسته ی خارجی هم باید دما بیشتر ازدمای نقطه ذوب آهن در این فشار و در هسته داخلی برعکس، دما زیر نقطه ذوب آهن در این اعمال باشد.

منبع: www.geoahar.ir