Jorden

Jordens bane omkring Solen er i første tilnærmelse en ellipse med excentricitet 0,0167 og halve storakse 1,496∙10¹¹ m. Imidlertid påvirker Månen foruden de andre planeter, fortrinsvis Jupiter, Jordens bane, der derfor afviger ganske lidt fra en ellipse; en enkel formel for banen kan ikke gives, og i praksis beregner man den på en computer. Jorden er nærmest Solen i januar, fjernest i juli.

Jorden har form som en rotationsellipsoide med centrum i Jordens tyngdepunkt og en akse, der falder sammen med Jordens middelrotationsakse. Ved observationer af afstanden til satellitter og disses hastighed kan man bestemme Jordens totalmasse og dens inertimoment. Ved afstandsmåling med radar fra satellitter til havoverfladen har man desuden bestemt middel-havniveauet med en decimeters nøjagtighed. Ud fra disse data kan man fastlægge et såkaldt normalt tyngdefelt.

I antikken antog man, at Jorden var kugleformet. Den første kendte bestemmelse af Jordens radius blev udført af Eratosthenes omkring år 250 f.Kr. Han udnyttede, at Solen ved sommersolhverv stod lodret over en brønd i byen Syene i det sydlige Egypten, mens den i Alexandria dannede en vinkel på ¹/₅₀ af cirkelbuen med lodret. Da afstanden mellem Alexandria og Syene ud fra skridttælling var bestemt til 5000 stadier (1 stadie = ca. 180 m), blev radius ca. 7150 km, hvilket er ca. 10% større end den korrekte værdi på 6371 km. Metoden (gradmåling) anvendtes i princippet indtil 1960.

Imidlertid er Jorden på grund af sin rotation fladtrykt ved polerne, som teoretisk påvist af Isaac Newton i Principia (1687). Ud fra teorien for et homogent, flydende og roterende legeme fandt han en ligevægtstilstand for Jorden, der kunne beskrives som en ellipsoide frembragt ved rotation på 360° af en ellipse med fladtrykning f = ¹/₂₃₀. Hans teoretiske resultater stred mod gradmålinger foretaget i Frankrig og gav anledning til en voldsom videnskabelig strid. Gennem gradmålinger i Lapland og Peru 1736-44 udført af ekspeditioner udsendt af det franske videnskabsakademi blev det påvist, at Newton havde ret. Som følge af fladtrykningen er Jordens radius 21 km større ved ækvator end ved polerne.

Jorden roterer med en vinkelhastighed på 7,292.115∙10^-5 radianer pr. sekund, dvs. at en omdrejning tager 23 timer og 56 minutter i forhold til fiksstjernerne. Pga. tidevandets friktion mod havbunden taber Jorden i rotationshastighed, så døgnets længde tiltager med 1 ms pr. 100 år. Rotationshastigheden har mindre variationer, der er forårsaget af vind og havstrømme.

Hvis Jorden ikke var påvirket af ydre kræfter, ville retningen af dens rotationsakse være konstant, men især Solens og Månens tiltrækning gør, at retningen varierer. Den vigtigste bevægelse er præcessionen: Med en periode på ca. 26.000 år beskriver jordaksen en omdrejningskegle. Overlejret på denne bevægelse er en mindre, nikkende bevægelse, nutationen, med en periode på 18,6 år. Endelig er der en endnu mindre svingning med en periode på ca. 430 dage (Chandler-perioden) samt ugentlige og daglige variationer, der skyldes ændringer af havstrømmes retning eller af storme. Ændringer i rotationshastighed og omdrejningsakse bestemtes tidligere udelukkende ud fra astronomiske observationer. I dag benyttes observationer med laser af afstanden til Månen og til jordnære satellitter udstyret med reflektorer samt GPS.

I forbindelse med store jordskælv, meteornedslag eller atomprøvesprængninger kan hele den faste jordklode sættes i svingning, hvorunder den bevæges på én gang. Der findes to principielt forskellige måder, disse egensvingninger manifesterer sig på. Den ene er en radial svingning, den anden en vridnings- (torsionel) svingning. Jorden kan anslås i mange varianter af de to svingningstyper, hvor forskellige sektorer og breddebånd svinger skiftevis op og ned hhv. øst og vest. I geofysikken beskriver man disse svingningsmønstre med de såkaldte kuglefunktioner.

Egensvingninger iagttages med seismometre og gravimetre. Svingningstiden kan være op til en time. Ud over det interessante i selve fænomenet er observationer af egensvingningerne en vigtig kilde til information om Jordens indre struktur. Det skyldes, at amplitude og dæmpning af de forskellige typer af egensvingninger afhænger af densitetens og lydhastighedernes variation med dybden i jordkloden.

Jorden er sammen med resten af Solsystemet dannet ud fra en interstellar sky for ca. 4,6 mia. år siden. Skyen, kaldet nebulaen, bestod af støv og gas, og påvirket af en ydre begivenhed blev den ustabil og faldt sammen under sin egen tyngde. Man ved ikke med sikkerhed, hvad det var for en ydre begivenhed, der forårsagede sammenfaldets start, men det mest sandsynlige er, at en nærliggende stjerne eksploderede som supernova. Denne hypotese forklarer bl.a. tilstedeværelsen af de kortlivede radioaktive isotoper ²⁶Al, ⁶⁰Fe og ⁴¹Ca tidligt i Solsystemets historie; man ved, at disse isotoper har været til stede, for man kan i dag identificere datterprodukterne i meteoritter. En anden mulig ydre påvirkning er dog passagen af en tæthedsbølge i vores galakse, Mælkevejen.

På grund af rotation blev nebulaen ved sammenfaldet til en fladtrykt, pandekageformet sky, og i denne dannedes proto-solen i midten og planeterne i stigende afstand fra proto-solen. Solen begyndte først at skinne 60-70 mio. år senere, da planeterne allerede var dannet. Ved nebulaens sammenfald varmedes materialet op til 2000-3000 °C, hvorefter det hurtigt afkøledes igen ved varmeudstråling til det kolde, interstellare rum, idet nebulaens uigennemsigtighed (opacitet) hurtigt aftog. Det var af dette stjernemateriale, at Jorden dannedes. Materialet bestod af meget små (under 1μm) partikler af stenmateriale (silikater) og af millimeterstore metalklumper af en jern-nikkel-legering. Materialet findes overleveret i dag i næsten uændret form i de såkaldte kulchondritmeteoritter.

Nebulaen var meget turbulent, og dens støv og gas blev hurtigt delt op i koncentriske ringe, af hvilke de enkelte planeter dannedes. Støvet samledes først til planetesimaler, klumper på ca. en meters størrelse, som derefter blev tiltrukket af hinandens tyngdekraft; de største opslugte derved langsomt de mindre, indtil kun én var tilbage inden for hvert bånd i nebulaen. På denne måde "støvsugede" Jorden nebulaen for materiale inden for netop dens koncentriske bånd. Under samlingen af Jorden blev der frigivet megen potentiel energi, der blev til varme, svarende til en opvarmning på ca. 60.000 °C. Det meste af denne varme gik tabt som stråling til rummet, men lidt af den blev fanget i den voksende Jord og bidrog til dens opvarmning.

Efterhånden som temperaturen steg i Jorden, var de små metalkorn det første materiale, der smeltede. Det smeltede metal søgte ned mod Jordens centrum på grund af sin høje massefylde, og ved denne proces blev der igen frigivet potentiel energi. Denne gang kunne energien ikke undslippe, men gik alt sammen til yderligere opvarmning svarende til en gennemsnitlig opvarmning af hele Jorden på ca. 1400 °C. Da processen var forløbet til ende, bestod Jordens kerne af en jern-nikkel-legering, mens silikaterne lå øverst og udgjorde kappen.

Inden for de første få hundrede mio. år dannedes en skorpe ved en delvis smeltning af den øvre kappe. Den lagde sig som en slags slagge uden på kappen og bestod sandsynligvis af basalt. Den nydannede skorpe blev dog hele tiden ødelagt af det voldsomme bombardement af jordoverfladen med asteroide- og kometmateriale. Først da dette ophørte for ca. 3800 mio. år siden, blev en stabil jordskorpe dannet. En egentlig kontinentskorpe blev formentlig dannet ved en delvis smeltning af basaltskorpen på steder, hvor temperaturen var særlig høj. Der dannes til stadighed ny oceanbundsskorpe langs midtoceanryggene og ny kontinentskorpe i forbindelse med pladetektoniske processer.

Med dannelsen af kerne, kappe og skorpe skete der en adskillelse af grundstofferne: De lithofile grundstoffer blev koncentreret i kappen og i skorpen, mens de siderofile søgte til kernen. Den øvre kappe har dog også et højt indhold af siderofile grundstoffer (fx nikkel, cobalt, guld og platinmetaller), hvilket betyder, at kappen og kernen ikke kan have været i kemisk ligevægt, da de blev dannet. De flygtige grundstoffer blev sandsynligvis koncentreret i hydrosfæren og atmosfæren i løbet af få hundrede mio. år.

På et senere tidspunkt begyndte den indre, faste kerne at dannes ved krystallisation, en proces, der endnu ikke er afsluttet. Krystallisationsprocessen frigiver varme, der sammen med den varme, som frigøres fra henfaldet af de langlivede radioaktive isotoper ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th og ⁴⁰K i kappe og skorpe, gør, at Jordens kappe til stadighed bevæger sig i en langsom og sej konvektiv bevægelse, som holder pladetektonikken på Jordens overflade i gang.

Jordens dannelse er formodentlig tæt knyttet til Månens oprindelse. Jorden og Månen har identiske isotopsammensætninger, hvorfor man anser det for sandsynligt, at de overvejende er dannet af samme materiale. Selvom Apollomissionerne til Månen opnåede mange fine resultater, er man stadig ikke i stand til at redegøre præcist for Månens dannelseshistorie. Det blev i 1800-t. foreslået, at Månen skulle være slynget ud fra Jorden, men dette anser man ikke for særlig sandsynligt i dag (se Månen (dannelse)).

Datering af Jordens bjergarter bygger på tilstedeværelsen af naturligt forekommende radioaktive stoffer med lang halveringstid. Fx henfalder ²³⁸U til den stabile ²⁰⁶Pb med en halveringstid på 4,5 mia. år. Ved at måle forholdet mellem ²³⁸U og ²⁰⁶Pb i bjergarten i dag kan man under visse forudsætninger bestemme tidspunktet for bjergartens dannelse (se radiometrisk datering). Ud over U-Pb- bruges også bl.a. K-Ar-, Rb-Sr- og Sm-Nd-systemerne.

Der findes ingen bjergarter på Jorden, som er uændrede siden Jordens dannelse, og man kan derfor ikke datere dannelsen direkte. Jordens alder kan af denne grund ikke anslås med samme nøjagtighed som Månens eller de små asteroidelignende meteoritmoderlegemers. De ældste bjergarter på Jorden er gnejser fra Acasta i Canada, og ved hjælp af U-Pb-systemet er de dateret til at være omkring 3950 mio. år gamle. Disse gnejser er altså størknet ca. 650 mio. år efter Solsystemets dannelse for ca. 4,6 mia. år siden. Alligevel er man overbevist om, at alle planeter og måner i Solsystemet, herunder også Jorden, blev dannet inden for et tidsrum af relativt få mio. år. Denne overbevisning bygger blandt andet på, at isokronerne for U-Pb-systemet er sammenfaldende for jordiske bjergarter og meteoritter. Computermodeller for dannelsen af planeter viser også, at det kun tager lidt længere tid for en stor planet at samles end for en lille asteroide. Et af de meteoritmoderlegemer, hvis dannelsestidspunkt man kan bestemme med den største nøjagtighed, er H-chondrit-moderlegemet, der ved hjælp af K-Ar-systemet er anslået til at være dannet for 4563 mio. år siden (den ældste H-chondrit, Skt. Marguerite, er dateret til 4563±0,6 mio. år). Selve Solsystemets sammenfald regner man med skete ca. to mio. år før dette, dvs. for 4565 mio. år siden. Man regner med, at Jorden er samlet som planet et sted mellem 2 og 10 mio. år senere, altså for 4563-4555 mio. år siden. Usikkerheden i angivelsen af Jordens alder ligger fortrinsvis i spørgsmålet om, præcis hvilket tidspunkt det er, man ønsker at datere: tidspunktet for samlingen af Jorden (4563-4555 mio. år), tidspunktet for kernens udskillelse (0-10 mio. år senere) eller tidspunktet, hvor skorpen størknede (10-100 mio. år senere).

Jordkloden er opbygget af jordskorpen, kappen og kernen, der udgør hhv. 0,5%, 67% og 32,5% af den samlede masse. Beliggenheden af grænserne mellem disse er fastlagt på grundlag af jordskælvsbølgers forplantningshastighed i forskellige dybder i Jorden. Der findes to typer bølger, der betegnes hhv. P-bølger (primære bølger) og S-bølger (sekundære bølger). P-bølgerne bevæger sig ved længdesvingninger og forplanter sig hurtigere end S-bølgerne, der er tværsvingninger. Forplantningshastighederne øges med dybden, men det sker springvis i to dybder, nemlig hhv. 5-70 km og 2900 km under jordoverfladen. Disse seismiske diskontinuitetsflader anvendes til afgrænsning af Jordens skorpe, kappe og kerne. Grænsen mellem skorpe og kappe kaldes Moho-diskontinuiteten eller Moho efter den kroatiske seismolog A. Mohorovičić, der opdagede springet i 1909.

Jordskorpen, der har en gennemsnitstykkelse på 35 km, er under oceanerne 5-15 km og under kontinenterne 20-70 km tyk.

Kappen strækker sig fra Moho til 2900 km dybde. Jordskælvsbølgernes hastighed stiger gennem hele kappen med uregelmæssige ændringer i dybderne 350-400 km og 670-700 km.

Skorpen og den øverste del af kappen er stiv og betegnes lithosfæren. Denne er få km tyk ved midtoceanryggene, men tykkelsen vokser væk fra disse til mere end 150 km under de ældste dele af kontinenterne. Lithosfæren er opdelt i et antal plader, der bevæger sig i forhold til hinanden.

Under lithosfæren ligger asthenosfæren, også kaldet det bløde lag. Grænsen markeres af et svagt fald i P- og S-bølgernes hastighed, hvilket muligvis skyldes, at kappen er så varm, at den indeholder dråber af smeltet kappemateriale eller vand, hvilket bremser jordskælvsbølger. Asthenosfæren deformeres plastisk pga. indholdet af flydende materiale, og konvektionsstrømme her menes at være drivkraften til lithosfærepladernes bevægelser. Hastighedsændringerne i 350-400 km og i 670-700 km dybde skyldes sandsynligvis, at kappens mineraler pga. det stigende tryk omdannes til tættere krystalstrukturer. Diskontinuiteten ved 670 km adskiller den øvre fra den nedre kappe.

Ved diskontinuitetsfladen 2900 km under jordoverfladen aftager P-bølgernes hastighed brat, samtidig med at S-bølgerne ikke forplanter sig videre. Her ligger grænsen mellem kappen og kernen. Faldet i hastighed viser, at kernen består af tungt materiale, S-bølgernes forsvinden, at kernen er flydende, da disse bølger ikke forplanter sig i væske. Dette blev første gang påvist i 1907 af den britiske seismolog R.D. Oldham. I 1936 kunne den danske seismolog Inge Lehmann sandsynliggøre, at der også inde i kernen i 5120 km dybde findes en diskontinuitetsflade, og at den inderste del af kernen er fast. Konvektionsstrømme i den elektrisk ledende, flydende del af kernen anses for at være ophav til Jordens magnetiske felt. Se også geologi, jordskælv og seismologi.

Temperaturen stiger med dybden i Jorden. Det skyldes, at der frigives varme i Jordens indre ved henfald af radioaktive isotoper og ved krystallisation af den flydende kerne. Denne varme transporteres til overfladen og afgives i sidste ende til Universet ved varmestråling. I den største del af Jordens kappe, asthenosfæren, transporteres varmen ved konvektion, dvs. at varmt kappemateriale stiger opad, afgiver sin varme nær jordoverfladen, hvorefter det atter synker tilbage i dybet. I denne del af Jorden er temperaturændringen med dybden ca. 0,3 °C/km.

Den øvre del af Jorden, lithosfæren, er for stiv til at strømme. Her stiger temperaturen tilnærmelsesvis lineært med 10-30 °C/km. I Jordens centrum anslås temperaturen til 6000-7000 °C. Ved grænsen mellem kerne og kappe er den ca. 4000 °C, ved bunden af lithosfæren ca. 1300 °C og i bunden af skorpen ca. 350-400 °C.

Jordens tænkte rotationsakse skærer jordoverfladen i hhv. den geografiske nord- og sydpol.

De magnetiske poler er i modsætning hertil ikke stationære og ligger i dag forskudt i forhold til de geografiske. Nær Sverdrup Island i Nordcanada ligger den magnetiske nordpol (i geografi kaldes den sådan, selvom den magnetisk set er sydpol, se magnetisme), og i havet ud for Terre Adelie på Antarktis findes den magnetiske sydpol. Vinklen mellem retningerne til den geografiske og magnetiske nordpol kaldes den magnetiske misvisning. I århundreder er magnetfeltets retning og størrelse blevet registreret af søfarende og på magnetiske observatorier på landjorden. I nyere tid er disse blevet suppleret af målinger fra satellitter. Ifølge disse stammer 95% af Jordens magnetfelt fra Jordens dybe indre og ligner feltet omkring en stangmagnet, et såkaldt dipolfelt. Et mindre magnetfelt (få procent) stammer fra magnetiske bjergarter i Jordens skorpe (magnetisk prospektering) og fra elektriske strømme i ionosfæren og magnetosfæren. Sidstnævnte har en udpræget tidslig variation (med perioder fra sekunder til dage).

Jordens magnetfelt er relativt kraftigt (ca. 60 μT ved polerne). Den eneste mulige forklaring på dette er, at det dannes og opretholdes af et system af elektriske strømme i den ydre del af Jordens jern-nikkel-kerne. Et sådant system af elektriske strømme ville imidlertid dø ud i løbet af ca. 10.000 år pga. den elektriske modstand i kernen, hvis ikke strømmen blev opretholdt af en vedvarende energikilde. Den mest sandsynlige energikilde er konvektion i kernen: Varmt og let materiale ved den indre kerne stiger op og afkøles nær kerneoverfladen, hvor det igen synker ned. Når materialet således tvinges til at bevæge sig i magnetfeltet, induceres der elektriske strømme, og disse strømme producerer det magnetiske felt.

Undersøgelser af magnetiseringen af bjergarter har vist, at Jordens magnetfelt har eksisteret i millioner af år, men langtfra været konstant gennem tiderne. Tværtimod viser Jordens historie talrige skift, hvor den magnetiske nordpol og sydpol bytter plads. Disse polskift forekommer med stærkt uregelmæssige mellemrum (lige nu aftager Jordens dipolfelt med 5% pr. århundrede), og det er en af geofysikkens store udfordringer at kunne forklare disse kaotiske variationer.

Vha. følsomme måleinstrumenter, såkaldte gravimetre, har man fundet svage, tidslige og rumlige variationer i Jordens tyngdefelt. De tidslige variationer skyldes massetiltrækningen fra Solen og Månen og er årsag til tidevand og tidejord. De rumlige variationer skyldes dels Jordens rotation, dels uregelmæssigheder i Jordens massefylde. Jordens rotation giver anledning til en centrifugalkraft, der er rettet væk fra rotationsaksen. Denne kraft er nul ved polerne, men er ved ækvator modsatrettet tyngdekraften. Dette bevirker en fladtrykning af Jorden og dermed en yderligere svækkelse af tyngdefeltet ved ækvator, idet afstanden til centrum her øges. Massefyldeforskelle mellem strukturer i Jordens indre forårsager lokale og regionale variationer i tyngdefeltet, de såkaldte tyngdeanomalier. Se også gravimetri.

En globus giver det bedste helhedsbillede af Jorden. Beliggenheder, afstande, retninger og arealer er rigtige, rotationsaksen ses, og længde- og breddekredsene støtter lokalisering.

Globussen giver umiddelbart oversigt over land- og vandhalvkuglernes placering med centrum hhv. i England og lidt SØ for New Zealand. Jordens overflade optages af syv verdensdele: Afrika, Antarktis, Asien, Europa, Nordamerika, Oceanien og Sydamerika, og af tre verdenshave eller oceaner: Atlanterhavet, Stillehavet og Det Indiske Ocean samt deres middel- og randhave. Klodens mønstre af bjerge og sletter, klima- og plantebælter samt jordbund og terrænformer afstikker afgørende rammer for livets udfoldelse. Menneskenes tilværelse er bundet til biosfæren, dvs. Jordens overflade og atmosfærens nederste dele, som de til gengæld ændrer i et foruroligende tempo.

Havet optager ca. 71% af Jordens overflade. Størstedelen heraf er mellem 1000 m og 6000 m dybt. Kontinentalsoklen ned til en dybde på 200 m udgør en bræmme af vekslende bredde langs fastlandet og optager ca. 5%; de dele, der ligger under 6000 m, udgør kun 1% af verdenshavene. Havene rummer meget store resurser, men er nogle steder en hindring for transport og trafik; fx har havet længe besværliggjort rejser i Arktis. Andre steder har det tværtimod været en afgørende forudsætning for kommunikation og kulturel udveksling; det gælder fx Middelhavet, Det Sydkinesiske Hav og Den Bengalske Havbugt. Bjergkæder og ørkener har haft og har stadig betydning som barrierer. Trafikveje har i årtusinder været afgørende for udnyttelsen af jord og resurser, for handel og vandringer og for byers opståen og vækst.

Jordens befolkningstal er ca. 6,6 mia. (2007). Vækstraten, der er 1,6%, har været svagt faldende det seneste årti. Store dele af Jorden er ubeboede eller tyndt befolkede. De tre største befolkningskoncentrationer findes i Østasien, Indien og Europa. Desuden er der meget folkerige områder i fx Indonesien, Mellemøsten, Latinamerika og Nordamerika. I Syd- og Østasien findes adskillige store og stærkt voksende byområder. Hertil kommer bl.a. Mexico City, São Paulo, New York og Lagos. De fortsat voksende befolkninger og byer fører til store miljøbelastninger og skovrydninger, til forringet og ødelagt dyrkningsjord og til en række andre forandringer af landskabet. Det er et åbent spørgsmål, om samfundene både vil kunne klare disse forandringer og imødegå fremtidige ændringer i fx dyrkningsbetingelser og havniveau. De forudsete og mulige miljøforandringer må vurderes i lyset af det forhold, at store ændringer i klima og havstrømme sker inden for geologisk set korte åremål.

Halvdelen af menneskeheden er beskæftiget inden for fødevareproduktion, de fleste med simple og arbejdskrævende metoder. Fødevareproduktionen, der voksede voldsomt gennem 1900-t., er globalt set nærmest tilstrækkelig og stabil, men da fordelingen er skæv, er under- og fejlernæring fortsat udbredt i verdens fattige regioner.

Opdagelsernes historie kan ses som et forløb, hvor købmænd og erobrere fra et overvejende europæisk kulturområde fandt vej til, udnyttede og koloniserede store dele af den øvrige verden — hvilket tager sig meget forskelligt ud set fra fx Latinamerika, Afrika, Østasien og Vesteuropa. Det nutidige verdensbillede er blot et trin i den fortsatte konkurrence om rum, om adgang til gunstige lokaliseringer og om resurser. Det drejer sig for mange udelukkende om plads og eksistens, mens andre har mulighed for at stræbe efter menneske- og frihedsrettigheder eller efter adgang til fortsat at forbruge urimeligt store andele af klodens resurser. Kampen om resurser og plads, der udfolder sig lokalt, nationalt og i større geostrategiske og kulturelle rum, herunder religiøst og nationalt bestemte, sker imidlertid stedse inden for de grænser, planetens natur sætter.

Mindst ²/₃ af verdensøkonomien er åben med temmelig fri handel og en næsten fri kapitalbevægelse og valutaomsætning. Den globale geopolitiske arena og dens konflikt- og samarbejdsmønstre præges af, at staternes betydning og suverænitet fortsat differentieres eller svækkes til fordel for transnationale firmaer og unioner. Derfor får områder (vækstregioner eller gateways), som i kraft af beliggenhed og erhvervs- og finansiel virksomhed har forbindelse til store oplande, og som betjener markeder på kontinental eller global skala, så stor betydning, at de er ved at overtage en del af staternes roller. Sådanne vækstområder er afgørende for det internationale samfunds funktioner og relationer — for handel, produktion, turisme, militær, vandringer og byvækst. Eksempler på gateways er Hong Kong, Singapore og Riauøerne.

Tidsrummet fra Jordens dannelse for ca. 4600 mio. år siden, og indtil flercellede, skalbærende organismer opstod for ca. 545 mio. år siden, betegnes uformelt Prækambrium. Prækambrium omfatter 90% af Jordens historie, men prækambriske bjergarter udgør til trods herfor kun ca. 20% af landområderne. Det skyldes, at Jorden er en aktiv planet, hvor gamle bjergarter hele tiden begraves under yngre lag eller omdannes. Den prækambriske udvikling er derfor relativt dårlig kendt. Tidsmæssigt tredeles Prækambrium i Hadal, Arkæikum og Proterozoikum. Hadal er tiden inden de ældste bjergarters dannelse for ca. 4000 mio. år siden, Arkæikum omfatter tiden fra 4000 indtil 2500 mio. år, og Proterozoikum er fra 2500 indtil 545 mio. år. Tiden efter Proterozoikum har et rigt dyre- og planteliv og kaldes Phanerozoikum.

Forståelsen af Jordens udvikling i Hadal bygger på teoretiske overvejelser og på tolkninger af forholdene på naboplaneterne og især Månen. En kraftig indre varmeudvikling og et kolossalt bombardement af meteoritter medførte, at Jorden i flere hundrede millioner år var mere eller mindre smeltet og havde en voldsom vulkansk aktivitet. Forekomsten af komatiitlavaer i de arkæiske dannelser viser, at temperaturen i den øvre kappe dengang var nogle hundrede grader højere end i dag. I vulkanske produkter indgår en række gasarter, og de dannede efterhånden en atmosfære omkring Jorden. Denne bestod primært af vanddamp, ammoniak, kulilte, kuldioxid og kvælstof. Ilt, der i dag udgør ca. 21% af atmosfærens luftarter, fandtes ikke i fri form.

Med dalende meteoritintensitet og øget afkøling dannedes en fast ydre skorpe af basaltisk lava og andre vulkanske produkter, og vanddampene fortættedes til flydende vand. Det er muligt, at oceanerne allerede på dette tidlige tidspunkt opnåede deres nuværende volumen. Fra Isua på Grønland findes 3800 mio. år gamle bjergarter, der omfatter vandaflejrede sedimenter. Flydende vand er forudsætningen for liv, og det medvirker ved sin transportevne og sine nedbrydende kræfter til at omforme Jorden. Sedimenterne fra Isua indeholder organisk stof, hvis sammensætning antyder, at der allerede på dette tidspunkt var liv på Jorden. De ældste sikre vidnesbyrd om levende organismer er nogle bakterielignende celler fra Vestaustralien, der er ca. 300 mio. år yngre.

De australske fossiler er fundet sammen med lagdelte pudeformede strukturer, stromatolitter. Nutidige stromatolitter dannes af cyanobakterier, der har fotosyntese og producerer ilt. Det er ikke endeligt afklaret, om de første stromatolitter også blev dannet af bakterier med fotosyntese, men det synes dog sikkert, at iltdannende organismer eksisterede for 3000 mio. år siden. Fra dette tidspunkt har livet haft en afgørende indvirkning på Jordens udvikling.

Den først dannede ilt kom dog ikke ud i atmosfæren som frie iltmolekyler. I stedet forbandt den sig med forskellige reducerede kemiske forbindelser, især med jern, der i uhyre mængder var opløst i oceanerne. Iltede jernforbindelser er tungtopløselige, og resultatet var, at store mængder af rust blev ophobet på havbunden, hvor de dannede den såkaldte båndede jernmalm (BIF). Jernudfældningen startede tidligt i Arkæikum, men den tog først fart for ca. 2500 mio. år siden, efterhånden som stromatolitterne blev mere almindelige, og iltproduktionen steg. For ca. 2000 mio. år siden var det meste af jernet udfældet, og en del af den producerede ilt kunne nu tilføres atmosfæren som fri ilt. Det betød øget forvitring af både klipper og løse aflejringer, og fra dette tidspunkt er rustfarvede landaflejringer almindelige. Iltmængden i atmosfæren steg først langsomt, og endnu for 550 mio. år siden udgjorde den kun ca. 2% af atmosfærens luftarter.

I begyndelsen af Arkæikum var landområderne små og ustabile, og de bestod udelukkende af basaltisk lava og vulkansk aske. Egentlige kontinenter med et fast granitisk kerneområde opstod sandsynligvis først i slutningen af Arkæikum for ca. 2600 mio. år siden. De første kontinentblokke var også små, men de voksede gradvis, og i slutningen af Proterozoikum for ca. 800 mio. år siden havde deres kerneområder, de såkaldte kratoner, nået den størrelse, de har i dag. Nogenlunde samtidig med kontinenterne opstod også pladetektonikken. Jordens yderste lag er inddelt i en række stive plader, der kan bevæge sig i forhold til hinanden. Kontinenterne indgår som faste elementer i disse plader, som de derfor bevæger sig sammen med. Kontinenternes placering og bevægelser i Proterozoikum er dårligt kendt, men for ca. 800 mio. år siden var alle de sydlige kontinenter (dvs. Sydamerika, Afrika, Antarktis, Australien og Indien) antagelig samlet i ét superkontinent, Gondwana.

I begyndelsen af Phanerozoikum for ca. 450 mio. år siden lå Gondwana tæt ved Sydpolen, mens de andre kontinentblokke (dvs. den nordamerikanske og den baltiske blok samt forskellige asiatiske blokke) lå spredt både nord og syd for ækvator. I løbet af Palæozoikum bevægede Gondwana sig nordpå, samtidig med at de nordlige kontinenter successivt samledes, og i Perm for ca. 260 mio. år siden var alle kontinenter samlet i superkontinentet Pangæa. Pangæas sydlige del var Gondwana, og den nordlige var Laurasia. De to dele var delvis adskilt af Tethyshavet. Pangæa eksisterede kun i kort tid. Allerede i Trias for ca. 225 mio. år siden begyndte en opbrydning, og med Nordatlantens åbning for ca. 50 mio. år siden var den nuværende opdeling nået.

I slutningen af Proterozoikum udvikledes flercellede organismer, og samspillet mellem den fysiske og den biologiske udvikling blev tilført nye elementer. En af de første nyskabelser var udviklingen af skalbærende organismer for ca. 545 mioc. år siden. Deres opståen synes i høj grad styret af den tilstedeværende mængde ilt. Iltmængden var ligeledes bestemmende for ozonlagets evne til at bortfiltrere skadelige ultraviolette stråler, inden de når Jordens overflade. I Devon for ca. 380 mio. år siden var ozonlaget blevet så effektivt, at livet kunne sprede sig til landjorden. Med planternes indtog på land ændrede Jorden på ny karakter, idet den tidligere voldsomme erosion nu blev stærkt begrænset. De flercellede organismer kom også til at præge mange geologiske aflejringer, der fik tilføjet kul-, olie- og gasdannende bestanddele. Også store dele af Jordens kalk er af biologisk oprindelse. I atmosfæren nåede iltindholdet antagelig det nuværende niveau i Karbon for ca. 300 mio. år siden.