Średnia gęstość Ziemi wynosi5,515 g/cm3. Ponieważ średnia gęstość materiału powierzchniowego wynosi tylko około 3,0 g/cm3, musimy wnioskować, że gęstsze materiały istnieją wewnątrz jądra Ziemi.Wynik ten jest znany od eksperymentu Schiehallion, przeprowadzonego w latach siedemdziesiątych XVII wieku.Charles Hutton w swoim raporcie z 1778 roku stwierdził, że średnia gęstość Ziemi musi wynosić około 9 5 {{displaystyle {{tfrac {9}{5}}}}
skały powierzchniowej, dochodząc do wniosku, że wnętrze Ziemi musi być metaliczne. Hutton oszacował, że ta metaliczna część zajmuje około 65% średnicy Ziemi.Oszacowana przez Huttona średnia gęstość Ziemi była wciąż o 20% za niska i wynosiła 4,5 g/cm3.Henry Cavendish w swoim eksperymencie równowagi skrętnej z 1798 roku znalazł wartość 5.45 g/cm3, w granicach 1% wartości współczesnej.Pomiary sejsmiczne pokazują, że jądro dzieli się na dwie części, „stałe” jądro wewnętrzne o promieniu ≈1,220 km i płynne jądro zewnętrzne rozciągające się poza nim do promienia ≈3,400 km. Gęstości wynoszą od 9,900 do 12,200 kg/m3 w jądrze zewnętrznym i 12,600-13,000 kg/m3 w jądrze wewnętrznym.
Jądro wewnętrzne zostało odkryte w 1936 roku przez Inge Lehmann i powszechnie uważa się, że składa się głównie z żelaza i niklu. Ponieważ warstwa ta jest w stanie przenosić fale ścinające (poprzeczne fale sejsmiczne), musi być lita. Dowody doświadczalne są czasami niezgodne z obecnymi modelami krystalicznymi jądra. Inne badania eksperymentalne wykazują rozbieżności w warunkach wysokiego ciśnienia: badania na kowadle diamentowym (statyczne) przy ciśnieniu w rdzeniu dają temperatury topnienia niższe o około 2000 K od tych z badań na laserze uderzeniowym (dynamicznych). Badania laserowe powodują powstanie plazmy, a wyniki sugerują, że określenie warunków panujących w rdzeniu wewnętrznym będzie zależało od tego, czy rdzeń wewnętrzny jest ciałem stałym, czy plazmą o gęstości ciała stałego. Jest to obszar aktywnych badań.
We wczesnych etapach formowania się Ziemi około 4,6 miliarda lat temu, topnienie spowodowałoby, że gęstsze substancje zapadałyby się w kierunku centrum w procesie zwanym różnicowaniem planetarnym (patrz również katastrofa żelaza), podczas gdy mniej gęste materiały migrowałyby do skorupy. Uważa się więc, że jądro składa się głównie z żelaza (80%), niklu i jednego lub więcej lekkich pierwiastków, podczas gdy inne gęste pierwiastki, takie jak ołów i uran, albo są zbyt rzadkie, by mieć znaczenie, albo mają tendencję do wiązania się z lżejszymi pierwiastkami i pozostają w skorupie (patrz materiały felsiczne). Niektórzy twierdzą, że wewnętrzne jądro może mieć postać pojedynczego kryształu żelaza.
W warunkach laboratoryjnych próbka stopu żelaza i niklu została poddana ciśnieniom przypominającym rdzeń poprzez uchwycenie jej w imadle pomiędzy 2 diamentowymi końcówkami (diamentowa cela kowadełkowa), a następnie podgrzanie do temperatury około 4000 K. Próbka została zaobserwowana za pomocą promieniowania rentgenowskiego i silnie wsparła teorię, że wewnętrzne jądro Ziemi było zbudowane z gigantycznych kryształów biegnących z północy na południe.
Płynne jądro zewnętrzne otacza jądro wewnętrzne i uważa się, że składa się ono z żelaza zmieszanego z niklem i śladowymi ilościami lżejszych pierwiastków.
Niektórzy spekulowali, że najbardziej wewnętrzna część jądra jest wzbogacona w złoto, platynę i inne pierwiastki syderofilne.
Skład Ziemi wykazuje silne podobieństwo do składu niektórych meteorytów chondrytowych, a nawet do niektórych pierwiastków w zewnętrznej części Słońca. Począwszy już od 1940 roku, naukowcy, w tym Francis Birch, zbudowali geofizykę na założeniu, że Ziemia jest jak zwykłe chondryty, najczęstszy typ meteorytu obserwowany przy uderzeniu w Ziemię. To ignoruje mniej obfite chondryty enstatytowe, które powstały w warunkach skrajnie ograniczonej dostępności tlenu, co prowadzi do tego, że pewne normalnie tlenolubne pierwiastki istnieją częściowo lub całkowicie w części stopu, która odpowiada jądru Ziemi.
Teoria dynamo sugeruje, że konwekcja w zewnętrznym jądrze, w połączeniu z efektem Coriolisa, daje początek ziemskiemu polu magnetycznemu. Stałe jądro wewnętrzne jest zbyt gorące, aby utrzymać stałe pole magnetyczne (patrz temperatura Curie), ale prawdopodobnie działa w celu stabilizacji pola magnetycznego wytwarzanego przez płynne jądro zewnętrzne. Średnie pole magnetyczne w zewnętrznym jądrze Ziemi szacuje się na 25 Gaussów (2,5 mT), 50 razy silniejsze niż pole magnetyczne na powierzchni.
Ostatnie dowody sugerują, że wewnętrzne jądro Ziemi może obracać się nieco szybciej niż reszta planety; w 2005 roku zespół geofizyków oszacował, że wewnętrzne jądro Ziemi obraca się o około 0,3 do 0,5 stopnia na rok szybciej; jednak nowsze badania z 2011 roku nie potwierdziły tej hipotezy. Inne możliwe ruchy jądra są oscylacyjne lub chaotyczne.
Obecne naukowe wyjaśnienie gradientu temperatury na Ziemi jest kombinacją ciepła pozostałego z początkowego formowania się planety, rozpadu pierwiastków radioaktywnych i zamarzania wewnętrznego jądra.
.