Jorden

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-tallet foreslået, at Månen skulle være slynget ud fra Jorden, men dette anser man ikke for særlig sandsynligt i dag (se Månen (dannelse)).

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).

Det dybeste borehul er 12 km og findes på Kolahalvøen; den dybeste mine er ca. 4 km og findes i Sydafrika. Alligevel bygger kendskabet til opbygningen af de øverste ca. 200 km af jordkloden på direkte geologiske iagttagelser. Flere steder på Jorden, bl.a. på Cypern, er store flager af skorpen under oceanerne og den underliggende kappe, de såkaldte ofiolitkomplekser, blevet opskudt i forbindelse med pladetektoniske processer. Kontinentskorpens dybere dele kendes fra de nedslidte bjergkæder, hvor de er blevet gjort tilgængelige ved hævningsprocesser og erosion. Kimberlitpipes og andre vulkanske dannelser har transporteret brudstykker af skorpe- og kappemateriale til vejrs og gjort dem tilgængelige for undersøgelse. På dette grundlag er opstillet følgende model for opbygningen af de yderste dele af jordkloden:

Skorpen er forskellig under oceaner og kontinenter. Under oceanerne består den af tholeiitisk basalt underlejret af gabbro. Gabbroen dannes ved, at basaltmagma størkner i magmakamre nogle hundrede meter under oceanbunden. De nedre dele af gabbrolegemerne kan bestå af peridotit, opstået ved akkumulation af krystaller af olivin og pyroxen. Disse peridotitbjergarter adskilles af Moho-diskontinuiteten fra kappen, der er stærkt deformeret og opbygget af peridotitvarieteterne dunit og harzburgit. Dette er det kappemateriale, som bliver tilbage, efter at basaltmagma er dannet ved delvis opsmeltning af den øvre kappe.

Den kontinentale skorpe består øverst af magmabjergarter, sedimenter og metamorfoserede bjergarter, nederst af granulitfaciesbjergarter som fx granulit. Den øverste del af kappen består her af peridotit af typen lherzolit med olivin, orthopyroxen og clinopyroxen samt et aluminiumholdigt mineral, der indtil ca. 30 km dybde udgøres af plagioklas, mellem ca. 30 km og ca. 60 km af spinel og derunder af pyroprig granat. Kimberlitpipes indeholder endvidere brudstykker af eclogit, der kan være opstået ved størkning af basaltsmelte under høje tryk.

Modellen er i overenstemmelse med de oplysninger om skorpens og kappens opbygning, som er erhvervet ved geofysiske målinger og studiet af meteoritter.

Kendskabet til opbygningen af de dybeste dele af kappen baseres på de indirekte oplysninger, som de geofysiske målinger og eksperimentel petrologi har tilvejebragt. I laboratoriet har man udsat de formodede kappematerialer for de temperaturer og tryk, som råder nede i kappen, og man kan derved vurdere, hvilke materialer der er stabile ved de formodede betingelser og giver jordskælvsbølgerne de konstaterede hastigheder. Der skal her tages hensyn til, at hastigheden øges jævnt gennem kappen, dog springvis 350-400 km og 670-700 km under jordoverfladen. Disse forhold skyldes det stigende tryk nedad, som komprimerer krystalstrukturer til tættere og tættere modifikationer. Man mener på dette grundlag, at fra ca. 250 km dybde begynder olivin- og pyroxenstrukturerne at blive ændret til de tættere granat- og spinelstrukturer, hvilket giver en massefyldeforøgelse på ca. 9%. Diskontinuiteten ved 670-700 km skyldes sammenpresning til den endnu tættere perovskitstruktur, hvilket giver en massefyldeforøgelse på ca. 7,5%. Under ca. 700 km sker en yderligere sammenpresning til mineraler med oxidstrukturer. Det er uvist, om der også sker en ændring i den kemiske sammensætning af kappematerialet. Seismisk tomografi og andre undersøgelser viser i øvrigt, at kappen har en heterogen sammensætning og temperaturfordeling, som fx kan skyldes konvektionsbevægelser og nedsynkning af materiale i subduktionszoner.

I grænsen mellem kappen og kernen findes en ca. 200 km tyk zone, hvori der sker kraftige ændringer i jordskælvsbølgernes hastighed. Dette kan evt. repræsentere en zone, som består af materiale med en massefylde, der ligger mellem massefylderne for kernen og kappen. Grænsen mellem kappe og kerne menes at have et uregelmæssigt forløb. Ligesom jernmeteoritter består Jordens kerne sandsynligvis af jern-nikkel-legeringer, som indeholder cobalt, platinmetallerne, svovl og oxygen.

Jorden er omgivet af vand og luft: hydrosfæren og atmosfæren. En del af disses indhold af vand, kuldioxid og nitrogen er frigivet fra Jorden i forbindelse med vulkanske processer. Der foregår til stadighed en sådan frigivelse af gasser, men beregninger viser, at dannelsen af hydro- og atmosfærer kræver en kraftigere tilførsel, end den der nu foregår, hvilket kan have fundet sted i jordklodens allerførste tid, da kappen var smeltet. Der regnes imidlertid også med, at vand kan være tilført udefra af kometer og asteroider, som er stødt ind i Jorden i løbet af dens tidligste historie indtil for ca. 3800 mio. år siden. Kulchondritter indeholder fx ca. 20% vand. Jorden har i modsætning til Mars og Månen et så kraftigt tyngdefelt, at den har været i stand til at fastholde disse lette og flygtige stoffer.

I geokemien tales om hovedelementerne oxygen (O), silicium (Si), aluminium (Al), jern (Fe), magnesium (Mg), calcium (Ca), mangan (Mn), natrium (Na), kalium (K), titan (Ti) og fosfor (P), som findes i koncentrationer større end 0,1% i næsten alle bjergarter, og som tilsammen udgør 99,5% af Jorden. De resterende ca. 80 naturligt forekommende grundstoffer klassificeres som sporelementer. Ved at studere den kemiske og isotopiske sammensætning af Jordens bjergarter er det muligt at beskrive de kemiske processer, der har adskilt Jorden i en mangfoldighed af bjergartstyper fra en oprindelig homogen masse. Se også grundstof (forekomst).

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.

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-tallet, 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.

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 mio. 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.