Чтобы разобраться в том, как изменялась в течение истории Земли ее внутренняя структура, удобнее всего начать с менее трудной задачи - выяснения внутренней структуры Земли в современную эпоху. Но и эта задача оказывается трудной, так как прямые наблюдения и измерения мы можем проводить только на поверхности Земли, в атмосфере (теперь и в космосе), гидросфере и на небольших, всего до нескольких километров, глубинах в шахтах и скважинах в земной коре; о более глубоких слоях Земли приходится судить лишь по косвенным данным.
С помощью астрономических наблюдений, а также измерений на поверхности Земли и в космосе удалось определить форму и размеры Земли, ее массу и моменты инерции, гравитационное и магнитное поля, тепловой поток из ее недр, химический состав и физические свойства веществ в самых верхних ее слоях. Представим себе условную поверхность постоянного потенциала силы тяжести, наиболее близкую к не возмущенной ветрами и течениями поверхности Мирового океана (силой тяжести называется равнодействующая силы собственного ньютоновского гравитационного притяжения и центробежной силы, создаваемой вращением Земли вокруг своей оси). Эта условная поверхность, называемая геоидом, очень близка к эллипсоиду вращения с экваториальным радиусом rэ=6378.16 км и полярным радиусом rп=6356.78 км, а потому со средним радиусом r=6371 км (радиус равновеликой сферы) и со сжатием е=(rэ - rп)/rэ. Отклонения геоида от этого референц-эллипсоида нигде не превосходят 100 м. Карта отклонений, приведенная на рис. 1, показывает, что геоид выше референц-эллипсоида в западной части Тихого, южной части Индийского и в северной части Атлантического океана и ниже референц-эллипсоида в Азии, Северной Америке и в тихоокеанском секторе Антарктиды.
Рис. 1. Карта высот геоида (м) над референц-эллипсоидом по Гапошкину
Масса Земли (М) равна 5.98·109 триллионов т, средняя масса 1 см3 вещества Земли оказывается равной 5.52 г. Поскольку измеряемая прямыми методами плотность горных пород вдвое меньше (средняя плотность земной коры принимается равной 2.8 г/см3), ясно, что вещество в глубоких недрах Земли должно иметь плотность заметно больше указанной средней цифры.
Момент инерции Земли составляет треть (точнее, 0.3308) от произведения ее массы на квадрат ее среднего радиуса. Точнее, момент инерции С относительно оси вращения вследствие сплюснутости Земли вдоль этой оси имеет немного большее значение, чем момент инерции А относительно какой-либо из экваториальных осей:
(С - А)/M·r2 ≈ 1.0826•10-3,
(С - А)/C ≈ 0.003273.
Ускорение силы тяжести на поверхности Земли удобно определять, приняв за единицу измерения 1 см/сек.2, такая единица в честь Галилея носит название «гал». Существующие измерительные приборы - гравиметры - вполне допускают измерения с точностью в одну тысячную гала (миллигал). Ускорение силы тяжести на экваторе в среднем равно gэ=978.049 гал; в него уже включено (со знаком минус) центробежное ускорение, создаваемое вращением Земли, которое равно 3.392 гал. На полюсах центробежное ускорение отсутствует, и полное ускорение силы тяжести gп оказывается больше, чем на экваторе:
(gп-gэ)/gэ ≈ 1/189.
Отклонения ускорения силы тяжести в различных точках поверхности Земли от их стандартных значений на поверхности референц-эллипсоида называются гравитационными аномалиями; они нередко составляют десятки и даже сотни миллигал.
Наблюдения над стрелками компасов показывают, что Земля обладает магнитным полем. Единицей измерения магнитной индукции служит гаусс; существующие приборы для измерения индукции геомагнитного поля - магнитометры - обеспечивают точность в 1 стотысячную долю гаусса (1 гамма). Измерения показали, что Земля является магнитом с южным полюсом (к которому притягивается северный конец стрелки компаса) около Гренландии (73° с. ш., 100° з. д.) и северным полюсом в австралийском секторе Антарктики (68° ю. ш., 143° в. д.), причем величина индукции геомагнитного поля максимальна у магнитных полюсов (она равна 0.7 гс у антарктического и 0.6 гс у гренландского полюсов) и минимальна вдоль магнитного экватора (где она меняется от 0.25 гс у восточных берегов Южной Америки до 0.42 гс в Индонезии; см. рис. 2).