De astronomie behandelt de a., in zoover deze deel uitmaakt van het zonnestelsel; omdat men uit waarneming van hemellichamen gegevens omtrent de a. kan verkrijgen; en omgekeerd: omdat de astronomie soms belang heeft bij wat wij over de a. te weten komen.
De a. in het zonnestelsel. De a. is van de zon af gerekend de derde in de rij van de 9 groote planeten. Ze beschrijft, in een siderisch jaar een elliptische baan, die weinig van een cirkel afwijkt. De gemiddelde straal van die baan is 149,-15 millioen km. Den kleinsten afstand tot de zon bereikt de a. in de eerste week van Januari; de afstand is dan 146,95 millioen km (hier is de a. in het p e r i h e l i u m). Den grootsten afstand (in het a p h e l i u m) van 151,95 millioen km bereikt de a. in de eerste week van Juli. Onder de planeten.
Verhouding der aarde tot de andere planeten.
hoort de a. tot de kleinere, zoowel in grootte als in massa. Jupiter, Saturnus, Uranus en Neptunus zijn grooter en massiever; Mercurius, Vernis, Mars en waarschijnlijk nok Pluto zijn kleiner dan de a. en minder massief. Ter vergelijking: Mercurius heeft slechts l/i6 deel van het volume van de a. en 1/25 van de massa: de dichtheid verschilt niet veel. Jupiter is ruim 1300 maal zoo groot van volume, en ruim 300 maal zoo zwaar. De dichtheid van de a. is grooter dan die van de andere planeten. In nog slechts één opzicht is de a. misschien in een uitzonderingspositie: doordat zij levende wezens draagt.
Vorm van de a. De a. heeft bij benadering den vorm van een bol; nauwkeuriger van een sphaermde of het. oppervlak, dat men krijgt door een ellips om de kleine as te laten wentelen. De middellijn is langs de poolas gemeten dus kleiner dan loodrecht daarop (naar den neipiator). Het verschil tnsschen die twee assen is 43 km, dat is 1/297 deel van de gemiddelde middellijn, die 12742 km is. Men zegt: de afplatting is 1/297. Deze uitkomsten verkrijgt men door graadmeting, d.w .z. men bepaalt den afstand, dien men over het aardoppervlak moet gaan om een verschil van 1° te krijgen in de verticale richting (sterwaarnemingen (poolshoogtebepaling).
Deze afplatting verklaart men door de aswenteling van de a., toen deze nog in vloeibaren toestand was. Men kan die berekenen als men tenminste de snelheid van aswenteling ofwel de daglengte uit dien tijd kent. ’t Merkwaardige is, dat de afplatting overeenkomt met de tegenwoordige daglengte, terwijl het aan den anderen kant zeker is uit de theorie van de getijdenwrijving, dat de dag langer is goworden en nog steeds langer wordt. Voor 2 miiliard jaar, toen de a. vermoedelijk nog vloeibaar was, was die daglengte ongeveer 84 /100 van de tegenwoordige. Hieruit moet. men concludceren dat de a. ook nog in vasten toestand van vorm verandert met het langer worden van de aswentelingsperiode on dat dus de afplatting afneemt. Dat moet dan gppaard gaan met aardverschuivingen en is misschien een oorzaak geweest van gebergtevorming.
Massa en dichtheid.
De massa van de a. is volgens het gemiddelde van de beste bepalingen 5,971 x 1027 g (d.i. ongeveer 6 x milliard x milliard x milliard g). De gemiddelde dichtheid van de a. komt dan op 5.615 x de dichtheid van water. De beste methode is al door Cavendish in 1798 gebruikt, waarbij men de aantrekking vergelijkt die de aarde op een gewichtje uitoefent, met de aantrekking van een zwaar lichaam, bijv. een looden kogel. Met de wet van Newton berekent men zoo de massa van de a. Cavendish gebruikte hierbij de torsiebalans. van J o l I y, een gewone weegschaal. Er zijn vele andere, meest onnauwkeurige methoden bedacht om de aardmassa te meten: door de afwijking van het schietlood op een berghelling, tengevolge van de aantrekking van de bergmassa enz. (Airy, Carlini, Poynting, Wilsing e.a.). De dichtheid van de a. is grooter dan die van alle andere planeten (van Pluto is ze onbekend).
Verder zie Praecessie, Nutatie, Brecdtevariatie over den stand van de rotatieas.
Ontstaan en ouderdom a., zie Kosmogonie.
L i t.: Jelfreys, The Earth (Cambridge Univ. Press 1324).
Bruna.
Aarde, inwendige van de.
1° Theorieën over het i. van de a. In de laatste jaren vooral gebaseerd op physisch-chemische en seismische onderzoekingen (zie Aardbevingen). De belangrijkste theorieën zijn;
a) Rigiditeitshypothese van G. H. Darwin en W. Thomson (18761. Zij nemen een geheel vaste aarde aan.
b) Theorie van Ritter-Zöppritz (resp. 1878—1881). Continue overgang van vaste korst, via taai- en dunvloeibare overgangslaag naar gasvormige kern. Günther (1884) beschouwt als laatste stadium eenatomige gassen,
c) Theorie van E. Wiechert (1897). Verdeeling in drieën: de buitenlaag (± 1200 km dik), de middenlaag (1200—2 900 km diepte) en de kern (vanaf 3600 km diepte),
d) Theorie van Rv. Arrhenius (1900). Hij neemt een buitenste ± 60 km dikke silicuatliag aan, overgaande in de magmazone. Op 300 km begint een gaslaag. welke onsamendrukbaar geworden is.
e) Theorie der peripherische vulkanische haarden van Stübel (1901). Hij onderscheidt:
1° de zgn. Panzerdecke(± 60 km dik);
2° de zgn. planetarische Erstarrungskruste (+/- 2 000 km dik). Het magma der vulkanen zou hier in den vorm van verschillende haarden in voorkomen;
3° de zgn. infrakrustale Erdmasse (of aardkern),
f) Theorie van E. Suess (1909). Hij onderscheidt:
1° aardkorst of lithosfeer, ± 1200 km dik; te verdoelen in het bovenste sial (s.g. 2.7, genoemd naar het groote gehalte Si02 en Al) en het onderste sima (s.g. 2,8—3,4, genoemd naar gering SiOa en groot Mg gehalte). Het sial drijft a ls i jsschotsen in het Sima.
2° Aardkern of barysfeer of centrosfeer; te verdeden in drie zones: het Crofesima (s.g. 4, sima met veel Cr en Fe) en Nifesima (s.g. 5—6, sima met veel Ni en Fe), samen +/-1.700 km dik, en de eigenlijke kern of Nife (s.g. 6—12, genoemd naar hoog gehalte nikkelijzer), ± 3600 km dik.
g) Theorie van J. Barrell (1914). Hij onderscheidt 3 lagen: de lithosfeer, de astenosfeer en centrosfeer.
h) Theorie van W. H. Hohbs (1921). Aarde te verdeelen in steenmeteorietenlaag (s.g. 3.6, dikte 1200 km), steenijzermeteorietenlaag (s.g. 6,9, dikte 1700 km) en meteoorijzerlaag (s.g. 7.8, dikte 3 500 km),
i) Theorie van V. M. Goldschmidt (1922). Aarde in drie hoofddeden te splitsen:
1° atmosfeer met de zgn. atmophile elementen (N. O, H, edelgassen);
2° hydrosfeer; 3° vaste aarde. Deze weer te verdeden in: 60 km dikke silicaatlaag (veel zgn. lithophile elementen, zooals Si, Al enz.), van 60—1200 km diepte een zone met eklogiet (= hoogdrukfacies van bazalt), van 1 200 —2900 km diepte de zone der oxyd-sulfiden. Vooral FeS, doch ook veel Ni, Ag, Au en andere ertsen (zgn. Chalcophile elementen), van 2 900—6 300 km kern met nikkelijzer, verder Co, Pt, Ir enz. (zgn. Siderophile elementen),
j) Theorie van E. D. Williamson en F. Adams (t923). Zij onderscheiden:
1° 60 km dikke zure laag.
2° Van 6CT—1 200 km een basische laag (Fe, Mg silicaten).
3° Van 1200—2 900 km een laag van pallasiet (= mengsel van silicaten met ijzer). 4° Kern met nikkelijzer.
k) Theorie van H. Jeffreys (1924). De lithosfeer bestaande uit:
1° Granietlaag. 10—15 km dik.
2° Tarhylietlaag, 20—25 km dik (tachyliet = glazig gesteente, in samenstelling op bazalt gelijkend).
3* Dunietlaag (duniet = chromietrijke variëteit van peridotiet. Peridotiet is een olivienrijke, vddspaatarme gabbro).
l) Theorie van H. S. Washington (1925). Hij onderscheidt:
1° Granietlaag, 20 km dik.
2° Bazaltlaag, 40 km dik.
3° Peridotietlaag, 1 640 km dik.
4° Ijzer-arme laag, 700 km dik.
5° Gesteente-arme laag, 700 km dik.
6° IJzerkern, 3 400 km dik.
m) Theorie van A. Holmes (1925). De lithosfeer bestaat volgens hem uit:
1° granietlaag,
2° diorietlaag.
3° eklogietlaag.
n) Theorie van F. von Wolff (1930). Dij onderscheidt:
1° Graniet-gneislnag, 20 km dik.
2° Bazaltlaag, 30 km dik.
3. Dunietlaag.
4° Pallasietlaag (op 2 450 km diepte).
5° Aardkern.
2° Dichtheid van het i. van de a.
Verschillende getallen afhankelijk van de theorie over het i. van de a. Uit seismisch onderzoek kan benaderd de dichtheid van de aarde op verschillende diepten bepaald worden. Ook te bepalen uit s.g. aardopp.(= 2,6) in verband met gemiddelde dichtheid van de aarde (— 5.6). Aardkern als gevolg s.g. van ± 8. (Dit is ook s.g. van ijzer-meteorieten, welke waarschijnlijk de kernen van andere hemellichamen vormden). Op tusschen liggende diepten dichtheid afhankelijk van de formules over de diehtheidsverandering (formule van Legendre, Roche e.a.). Volgens W.
Kluszmann (1915): van 0—1200 kra s.g. = 3,0 ; van 1200—2 450 km s.g. = 7,2 ; van 2450—6370 km s.g. = 8,3. Volgens B. Gutenberg (1923) op 60 km diepte s.g. 3 1/2 ; van 1200—2 450 km 4,3; op 2 900 km 5 ; beneden 2 900 km tot de kern toe 11. Volgens Williamson en Adams (1923) : op 60 km diepte s.g. 3,0—3,5 ; op 400 km s.g. 3,3—3,9; op 800 km s.g. 3,6—4,2 ; op 1200 km s.g. 3,8—4.4; op 1600 km diepte s.g. 4,0—4.6 ; op 2000 km s.g. 4,2—4,8 ; op 2 400 km s.g. 4,4—5,0 ; op 2800 km s.g. 4,6—5,2 ; op 3 200 km s.g. 4,9—5.5. Dichtheid in de sialkorst eveneens variabel. Volgens B. Gutenberg bij aanneming van gelijk s.g. op 60 km: Dichtheid in Eurasië en Amerika op 0 km diepte 2,76 op 10 km diepte 2,8 op 30 km diepte 2,9 op 60 km diepte 2,9 Dichtheid in den Atlantischen Oceaan op 0 km diepte 2,86 op 10 km diepte 2,9 op 60 km diepte 2,9
3° Druk in het i. van de a.
Men gaat steeds uit van de veronderstelling dat de hydrostatische verschijnselen van toepassing zijn. Volgens M. P. Rudzki (1911)
TABEL INVOEREN
4° Rigiditeit en samendrukbaarheid in het i. van de a. (zie Rigiditeit, zie Samendrukbaarheid). De rigiditeitscoëfficiënt µ op 60 km diepte 6—6 ½ X lO11; op 1200 km 20—23 x 1011 ; op 2 900 km 25—40 x 1011 cgs. E. De samendrukbaarheidsfactor K op 60 km diepte I3xl011 ; op 1200 km 40—45x lO11; op 2 900 km 45-90 x lO11 cgs. E.
5° Temperatuur in het i. van de a.
Dagelijksche temperatuurswisselingen na 1—1 ½ m opgehouden. De gem. jaartemperatuur blijft na 20—25 m diepte constant. Van hieraf geleidelijke temperatuurstoenamc met de diepte, ± 1° C per 33 m, zgn. geothermisch bedrag. De temperatuurstoename per 100 m daling heet geothermische gradiënt (+/- 3°C). Bewijzen voor deze temperatuurstoename zijn o.a. de hooge temperaturen in tunnels, mijnen en diepe boorgaten ; warme vulkanische producten enz. Veel afwijkingen van deze gem. temperatuurstoename :
1° door de topographie : onder gebergten kleinere gradiënt dan in de vlakte.
2° Door het verschil in warmtegeleidingsvermogen van verschillende gesteenten. Dit hangt af :
a) van den aard van het gesteente (bijv. bij zout zeer groot, vandaar hooge temp.
in zoutkorsten onder slecht geleidende deklagen) ;
b)van het vochtgehalte van het gesteente; c) van de gelaagdheid (evenwijdig aan de gelaagdheid de beste geleiding); d) van de temperatuur.
3° Door het verschil in uitstraling van den bodem. Deze max. als de hoek tusschen uitstralingsrichting (zie bodem) en warmtegeleidingsrichting zoo klein mogelijk is.
4° Door het optreden van warmtegevende of absorbeerende lichamen.
a) Bij scheikundige processen, vooral oxydatieprocessen, temp.-toename o.a. in pyrietmijnen, in Steenkool- en petroleumgebieden enz.
b) Bij vulkanische werkingen verhooging van de bodemtemperatuur.
c) Groote watermassa’s werken sterk afkoelend.
5° Door de verdeeling van land en water: onder oceanen sterkere afkoeling. De temperatuurstoename moet afnemen met de diepte, anders onwaarschijnlijk hooge temperaturen in de aardkern. (In strijd met waarnemingen over de zontemperatuur en de seismische onderzoekingen, doch ook theoretisch niet aannemelijk.) Volgens Thomson en Tait in de bovenste 30 km van de aardkorst de temperatuur evenredig met de diepte. Daarna vertraagde en wel geometrische toename. Ook experimenteel door G. Bischof bewezen bij gesmolten bazaltbollen, na 48-urige afkoeling. Eerste berekening over de warmteverdeeling in de aarde van W. Thomson (lateren Lord Kelvin) in 1862. De berekeningen moesten herzien worden door de ontdekking der radioactieve stoffen in 1896. Op dezen invloed het eerst gewezen door G. H. Darwin in 1903. Eerst na 1906 hernieuwde berekening mogelijk door de vele radioactieve metingen van gesteenten door R. J. Strutt (lateren Lord Rayleigh). Nadien talrijke berekeningen door J. Koenigsberger, H. Jeffreys, L. H. Adams, O. Schmiedel, L. R. Ingersoll, O.J. Zobell e.a. Bij de berekening over de warmteverdeeling in de aarde drie onbekenden:
1° begintemperatuur van de aarde.
2° De tijd sinds begin der afkoeling tot op heden.
3° Het tegenwoordige geothermisch bedrag op verschillende diepten.
Stelt men l°en 2° als bekenden, dan is een algemeene vergelijking voor de temperatuur op verschillende diepten in de aarde op te stellen, als functie van den tijd en de aanvangstemperatuur. Hieruit is af te leiden:
1° het geothermisch bedrag op verschillende diepten.
2° De temperatuur van het aardoppervlak, als functie van de aanvangstemperatuur, en de veranderingen met den tijd.
3° De temperatuur in het middelpunt van de aarde. Als resultaten vindt men, dat de gradiënt (voor éénzelfde punt) tijdens de afkoeling van de aarde aanvankelijk zeer snel verminderde; ook de oppervlaktetemperatuur daalde snel, de afkoeling van de kem geschiedde echter zeer langzaam. In de kern heerscht ongeveer de begintemperatuur van de aarde. De aanvangstemp. begint thans op ± 630 km diepte. Volgens Thomson bedroeg die aanvangstemperatuur 4000° C, volgens E. Wiechert 8000° C, volgers von Wolff 5000° C. De laatste leidde bovendien de volgende temp. af: op 30 km diepte 600° C, op 60 km 1200° C, op 70 km 1488° C., op 2460 km 4 660° C. Volgens L. Adams temp. op 60 km diepte 900° C, op 100 km 1360° C, op 150 km 1600° C, op 200 km 1900° C, op 260 km 2150° C, op 300 km 2400° C. Geen dezer temperaturen is zeker. Als onderste grens geldt voor de kern echter zeker ± 1 000° C (smelttemperatuur voor lava’s).
S. Tromp.