地球是由未分异物质在吸积的过程中形成的，其组分和结构和球粒陨石是最接近的。碳质球粒陨石中富含厘米级的钙铝包裹体，是已知最古老的来自原行星盘的高温物质的固体凝聚物。基于U修正Pb-Pb定年法，确定这些细粒结构的年龄为4567.30±16百万年。因此，这些包裹体与所谓的球粒包裹体(另一种年龄类似的包裹体)，为地球年龄提供了一个上限。最古老的陆地物质是来自澳大利亚西部的锆石包裹体，至少有44.04亿年的历史了。
地核
例如，具有足够质量的物体经历了分异的过程，从同质物体到层状结构的物体的转变。根据182Hf –182W同位素体系的推断，地球的金属内核(可能也包括其他类地行星)在太阳系生命的最初3000万年中是第一个分异形成的。现今，地核半径为2890km，约为地球半径的45%，占地球总体积的不到10%。 尽管地核温度高达约5700 K，与太阳光球层的温度相当；但是内部压强较大，约为330 GPa的高压，地核有1220km半径的是固体。根据地震学研究，即，从横波不能在所谓的外核传播这一事实，我们知道它是液态的。
湍流对流发生在这种低粘度的液态金属中。这些运动在地球磁场的产生过程中起着至关重要的作用，即所谓的地球发电机。这里的磁场约为25 高斯，大约是地球表面磁场的50倍。
地核的化学成分间接推断为Fe-Ni合金，轻元素的混合物高达10%，最可能是氧和/或硫。一些高压、高温的实验证实，钾以一种强烈的依赖温度的方式进入硫化铁熔体，因此40K可以作地核的一个重要热源， 但也有一些地球化学的论点并不支持这种假说。 来自40K的地球中微子的能量低于当前检测方法的检测阈值，因此不能用基于自由质子的反贝塔的地球中微子研究来检测内核中钾的存在。其他生热元素，如铀和钍，是亲石元素，由于它们的化学亲和性，人们普遍认为它们不存在于地核中(尽管它们的密度很高)。但Herndon提出，一个U驱动的地质反应堆，在地核内有少于30TW的热动力，并被限制在其中心半径约为4公里的范围内。从这样一个假设的地质反应堆中释放出来的反中微子，就像从核电站释放出来的反中微子一样，其能量高于“标准”自然放射性衰变产生的地球中微子的终点。因此，反中微子探测为检验地质反应堆假说提供了一个灵敏的工具。
地幔
在核幔边界(CMB)上方，有一个厚约200公里的地带，称为D”，这是一种地震间断带，其特征是P波和S波波速梯度减小。这一狭窄地带的成因和特征仍在讨论之中，目前尚无公认的模式。下地幔厚度约为2000 km，从D”带一直延伸到深度为660 km的地震不连续面。这个不连续面并不代表化学边界，而是相变带和矿物重结晶带。在下地幔区域的下方，主要矿物相为镁-钙钛矿(Mg0.9Fe0.1)SiO3、铁方镁石(Mg, Fe)O和钙钙钛矿CaSiO3。地幔底部温度可达3700K，而上边界温度约为600K。
尽管温度如此之高，高的静岩压力(基底处的136GPa)阻止了熔化，因为固相线随着压力的增加而增加。因此，下地幔是固体的，但是粘胶的，并且在长时间尺度上经历着塑性变形。由于较高的地温梯度和地幔的蠕变能力，地幔中存在持续的对流。这种对流以每年几厘米的特征速度驱动着构造板块的运动。
在深度为660 km和410 km处，矿物的重结晶作用可能通过密度变化和潜热影响对流。在这两个地震间断面之间的410至660千米深处的地幔称为过渡区。该带主要由橄榄岩组成，主要矿物为石榴石(主要为镁铝榴石Mg3Al2 (SiO4)3)和橄榄石((Mg, Fe)2SiO4（镁橄榄石－铁橄榄石))、林伍德石、瓦士利石等高压晶型。深度分别为525 km。
在深度为410km的间断面以上的上地幔主要矿物为橄榄石、石榴石和辉石。上地幔边界定义与地震不连续面称为莫霍面。它是平均深度约为35公里，海洋以下5-10公里，大陆以下20-90公里。莫霍面位于岩石圈内，它是由地壳和大陆岩石圈地幔(CLM)组成的脆性变形的最上层地球层。岩石圈构造板块漂浮在完全由地幔物质构成的更具可塑性的软流圈上。
地壳
部分熔融是固相线和液相线温度不同的过程，是岩石等非均匀体系的典型特征。在地质时期地幔的部分熔融导致地壳的形成。与地壳相比，典型的地幔岩石具有较高的镁铁比，而硅铝比例比较低。地壳可以看作是凝固的部分液体的积聚，由于其密度较低，相对于密度较大的固体残余，趋于向上移动。亲石元素和不相容元素，如U和Th，倾向于集中在液相中，因此它们确实富集在地壳中。
地壳有两种类型。最简单、最年轻的是海洋地壳，厚度不到10公里。它是由上升流地幔柱顶部的中大洋脊上的过渡带地幔部分熔融形成的。这条海底山脉，即所谓的裂谷带的总长度约为8万公里。洋壳的年龄随着与裂谷垂直距离的增加而增加，且两侧对称。最古老的大型洋壳位于西太平洋和大西洋西北部，两者都有1.8 ~ 2亿年的历史。然而，地中海东部的部分是更古老的特提斯海洋的遗迹，大约有2.7亿年的历史。沿裂谷形成的海洋地壳的典型岩石类型是洋中脊玄武岩(MORB)。相对于已分异的地幔，它们的亲石元素相对富集，但相对于大陆地壳，它们的亲石元素相对亏损。海洋地壳的典型密度约为2.9 g/cm3。
与海洋地壳相比，大陆地壳更厚，各向异性更强，更古老，历史也更复杂。它形成大陆和覆盖浅海的大陆架。相对于洋壳而言，陆壳整体成分为花岗质，长英质较多。大陆地壳约占地球表面的40%。陆壳比海洋地壳厚得多，厚度为20到70公里。平均密度为2.7 g /cm3，小于洋壳密度。与洋壳相反，大陆板块很少发生俯冲。 因此，在俯冲的洋壳被破坏和重熔的同时，陆壳仍然存在。它平均有20亿年的历史，而最古老的岩石是来自加拿大大陆根(克拉通)的阿卡斯塔片麻岩，大约有40亿年的历史。在大陆碰撞区和挤压带，大陆地壳是最厚的，在所谓的造山运动中产生新的山脉，如喜马拉雅山或阿尔卑斯山。形成大陆地壳的主要有三类岩石群:火成岩(由熔融岩浆(地表以下)或熔岩(地表)凝固而成的岩石)、沉积岩(由分解的更老的岩石、有机元素等物质沉积而成的岩石)和变质岩(在升高的温度和/或压力条件下未熔化而重结晶的岩石)。
地球深部
有几种方法可以获得关于地球深部的信息。地震学研究P波和S波在地球上的传播，可以构建地球的波速和密度剖面图。它可以识别与力学边界或成分边界相对应的不连续面。地球内部的一级结构是由一维地震剖面定义的，称为PREM:初始参考地球模型。最近的地震层析成像可以揭示非洲和太平洋中部的大低剪切波速省 (LLSVP)的结构，这表明地幔甚至可能是非均匀的，它可以通过未来的地球中微子项目进行测试。
地球的化学成分是地球化学研究的课题。然而，直接岩石样品是有限的。世界上最深的钻孔是在俄罗斯科拉半岛上，钻孔深达12公里。一些火山和构造过程可以将深部的样品带到地表，但它们的成分往往会在运输过程中发生改变。下地幔的纯样实际上是存在的。相对于地幔而言，地壳的成分是比较为人所知的。Rudnick&Gao和Huang等人对上、中、下地壳的总成分进行了综合评述。
硅酸盐地球(BSE)模型描述了原始地幔的成分、地核分离后和壳幔分异前的地球成分。根据BSE模型预测的原始地幔质量丰度与目前地壳质量丰度之间的差异，可以得到当今地幔成分的估算。通过这种方法，预测了地幔中U和Th的质量丰度，这是计算预测的地球中微子信号的关键。
难熔元素是那些具有高凝结温度的元素;因此，它们确实从一个热星云中凝聚而成，如今形成了类地行星的大部分质量，并且在球粒陨石中被观察到相同的比例。与此相反，低凝结温度的挥发性元素，可能部分是从行星上逃逸出来的。 U和Th为难熔元素，K为中等挥发性元素。U、Th和K也都是亲石(喜岩石)元素，在高德斯密特地球化学分类中是指倾向于保持在硅酸盐相的元素(其他类别为亲铁(喜金属)、亲铜(矿石、喜铜)和亲气/挥发性元素)。 BSE模型的分类如下：
（1）地球化学BSE模型。这些模型依赖于碳质(CI)球粒陨石的成分与难熔亲石、亲铁和易挥发元素的太阳光球丰度相匹配的事实。这些模型假定在硅酸盐地球中的难熔亲石元素(RLE)的比例与CI球粒陨石和太阳光球层中的相同。 典型球粒Th/U比值的为3.9,K/U比值是13000。 从现有的地壳和上地幔岩石样品中推断出RLE的绝对丰度。根据岩石学理论模型和熔融趋势推断了原始地幔的原始物质组成，现代岩石来源于原始地幔的部分熔融过程。 在硅酸盐地球中典型的U丰度约为20±4 ppb。
（2）宇宙化学BSE模型。Javoy等人的模型是从顽辉石球粒陨石构建地球的，它与地幔岩石具有最接近的同位素相似性，并且有足够高的铁含量来解释金属核(氧化态的相似性)。O’Neill 和 Palme的“碰撞侵蚀”模型也属于这一类。在这个模型中，早期富集的地壳在地球与外部物体的碰撞中消失了。在这两种模型中，典型的整体U丰度约为10-12 ppb。
（3）地球动力学BSE模型。这些模型是以地幔对流的能量学为基础的。考虑到目前依赖于放射生热和长期冷却的地表热流，参数化对流模型相对于地球和宇宙化学模型要求更高的放射生热贡献(更高的U和Th丰度)。典型的U丰度为35±4ppb。
地表热流是根据地球上万个钻孔的地温梯度测量来估算的。 地球释放的总热量为47±2TW 。放射性衰变产生的辐射热对地表热流(所谓的Urey比)的相对贡献是未知的，这是可以通过地球中微子测量确定的关键信息。地球化学模型、宇宙化学模型和地球动力学模型预测的放射性生热量分别为20±4、11±2、33±3 TW，相应的Urey比分别为0.3、0.1和0.6。这些模型预测的生热元素(HPE)分布在地壳和地幔中。从不同的BSE模型预测的总辐射生热中减去这一贡献，驱动对流和板块构造的地幔辐射能量可为3~23 TW。确定地幔的贡献是中微子地球科学的主要目标和潜力之一。
主要参考文献：
Ludhova L, Zavatarelli S. Studying the Earth with geoneutrinos[J]. Advances in High Energy Physics, 2013
编辑-亚茹