(geologie) (Fr.: terre; Du.: Erde; Eng.: earth), astronomische tekens ♁of ⊕, de door de mensheid bewoonde planeet, een van de negen planeten van het zonnestelsel waarvan het naar grootte de vijfde en naar de afstand tot de zon de derde plaats inneemt.
De gemiddelde afstand van de aarde tot de zon bedraagt 149.598.000 km; deze afstand wordt de astronomische eenheid (AE) genoemd, de lengte-eenheid die wel gebruikt wordt om de onderlinge afstanden van de planeten tot de zon uit te drukken. De afstand van de aarde tot aan de zon is bijzonder gunstig. De aarde ontvangt ca. 15 kW m−2 bij loodrechte inval van het zonlicht, gemeten aan de buitenkant van de atmosfeer; de totale hoeveelheid zonne-energie die de aarde ontvangt is weliswaar niet méér dan 1/2.000.000 deel van de totale stralingsenergie van de zon maar is toch voldoende om een warmtehuishouding in stand te houden, die de temperatuur aan de oppervlakte van de aarde doet variëren van −50 °C tot +60 °C.
De processen die verantwoordelijk zijn voor deze betrekkelijk geringe temperatuurwisselingen, zijn zeer gecompliceerd; in ieder geval kan men stellen dat dikte en samenstelling van de atmosfeer hierin een grote rol spelen (zie Broeikaseffect). In het algemeen kan men stellen dat de hoeveelheid warmte die de aarde van de zon ontvangt, in evenwicht is met de warmte die door de aarde weer wordt teruggestraald in de ruimte. Belangrijk is dat de oppervlaktetemperaturen van de aarde het bestaan van water in vloeibare vorm mogelijk maken, waardoor biologische processen zich kunnen voltrekken. Ook het ontstaan van het leven en de evolutie zouden zónder de aanwezigheid van water waarschijnlijk niet mogelijk geweest zijn. De stralingsenergie van de zon speelt ook rechtstreeks een grote rol bij de levensprocessen en controleert bijv. het proces van de fotosynthese, waarbij zonne-energie gebruikt wordt voor de omzetting van koolstofdioxide en water in organische koolstofverbindingen en zuurstof. Een algemeen aanvaarde hypothese is dat de atmosfeer van de primitieve aarde géén zuurstof bevatte en dat alle zuurstof aanwezig in de huidige atmosfeer door fotosynthese geleverd werd.
Ook vele niet-biologische processen die zich afspelen aan het oppervlak van de aarde, zoals verwering, erosie en transport en afzetting van sedimenten, het weer, oceaanstromingen, storm en golven (zie Oceanografie), de hydrologische cyclus, ontlenen de benodigde energie aan de zon. Weliswaar heeft de aarde ook haar eigen warmtebron, een warmtestroom van het inwendige van de aarde naar buiten toe, maar deze warmtestroom is 6000 maal kleiner dan de warmtestroom die de aarde van de zon ontvangt en is dus vrijwel van geen invloed op de buitentemperaturen van de aarde.
ONTSTAAN VAN DE AARDE
Het ontstaan van de aarde is onderwerp geweest van talrijke hypothesen. De meest bekende is die geopperd door Marquis de Laplace in 1796: de nevel- of nebulahypothese. Deze is, hoewel in sterk gewijzigde vorm, nog steeds de meest gangbare. Laplace meende dat het materiaal waaruit zon en planeten ontstaan zijn, oorspronkelijk een roterende wolk of nebula van hete gassen vormde. Door zwaartekracht en inwendige wrijving wordt de massa naar het middelpunt van de nebula gedreven; hierbij wordt gravitatieve energie omgezet in kinetische energie, waardoor de nebula bij voortdurende inkrimping steeds sneller om haar eigen as gaat draaien. Op een gegeven ogenblik wordt de snelheid aan de buitenrand van de nebula in het equatoriale vlak zo groot, dat haar eigen gravitatie in evenwicht is met de centrifugale krachten. Hierdoor gaat het materiaal in het equatoriale vlak in een vaste baan om het middelpunt van de nebula bewegen. Bij verdere inkrimping wordt dit materiaal afgestoten in de vorm van een ronddraaiende ring, waaruit later door condensatie de buitenste planeet ontstaat.
Dit proces herhaalt zich verschillende malen op steeds kleinere afstanden van het middelpunt van de nebula; uit de roterende ringen van materiaal ontstaan door condensatie de verschillende planeten van het zonnestelsel. Het overblijvende deel van de nebula concentreert zich in het middelpunt en vormt de zon. Laplaces hypothese verklaart waarom de planeten alle in dezelfde richting om de zon bewegen en ook waarom de omloopbanen vrijwel alle in één en hetzelfde vlak liggen. Zij verklaart echter niet de verdeling van de energie in het zonnestelsel. In Laplaces hypothese blijft het zich vormende zonnestelsel een gesloten systeem, waarop invloeden van buitenaf geen uitwerking hebben. De hoeveelheid kinetische energie van de oorspronkelijke nebula bepaalt de hoeveelheid kinetische energie die het zonnestelsel op ieder ogenblik tijdens zijn vorming zal moeten hebben, m.a.w.: het draaiingsmoment van het zonnestelsel is constant. De planeten die zich achtereenvolgens vormen hebben zo’n kleine massa ten opzichte van de centrale massa die de zon zal vormen, dat zij maar een klein deel van de totale beschikbare kinetische energie zullen gebruiken. Het overgrote deel van de kinetische energie zou bij de zon moeten berusten; deze heeft immers meer dan 99% van de totale massa van het zonnestelsel. In werkelijkheid heeft de zon echter iets meer dan 2% van het draaiingsmoment van het zonnestelsel en de planeten, met te zamen niet meer dan 0,4% van de totale massa, bijna 98 % van het draaiingsmoment van het zonnestelsel. De zon zou 200 maal sneller om haar as moeten wentelen dan zij in werkelijkheid doet.
Dit bezwaar tegen Laplaces hypothese woog indertijd dermate zwaar dat zij verlaten werd en werd gevolgd door een hypothese waarin een eenmalige, catastrofale gebeurtenis de geboorte van het zonnestelsel inluidt. Volgens een van deze catastrofehypothesen, nadert een ster de zon zo dicht, dat door zijn gravitatieve aantrekking hete gasmassa’s als vloedgolven uit de zon gerukt worden. De gravitatie van de zich snel verwijderende ster geeft een krachtig draaiingsverschijnsel aan de uitgeworpen massa’s die zich in cirkelvormige banen, relatief snel, rondom een langzamer roterende zon gaan bewegen. De planeten zouden ontstaan zijn door condensatie van de roterende gasmassa’s; volgens deze hypothese ontlenen zij hun kinetische energie aan de passerende ster. Dit verklaart waarom het overgrote deel van de totale hoeveelheid kinetische energie van het zonnestelsel bij de planeten kan berusten; tevens wordt verklaard waarom de planeten alle in dezelfde richting om de zon bewegen.
Aan deze en ook aan andere catastrofehypothesen zijn echter grote bezwaren verbonden; na 1943 is er duidelijk een terugkeer naar de ideeën die Laplace in zijn nebulahypothese gebruikt had. De moderne visie op deze hypothese stelt dat 4,6 miljard jaar geleden het materiaal van het zonnestelsel een wolk van stofdeeltjes en gas vormde; dit materiaal echter zou betrekkelijk koud geweest zijn, en niet zeer heet zoals Laplace meende.
Over de aarde en het ontstaan van deze oorspronkelijke nebula zijn vele meningen verkondigd. Volgens een van de meer aantrekkelijke hypothesen zou de nebula het resultaat zijn van een supernova, waarvan men het bestaan in het melkwegstelsel en daarbuiten heeft kunnen aantonen. Er zijn in de natuur radioactieve elementen geweest waarvan de nuclei zo onstabiel waren, en daardoor zo’n korte halveringstijd hadden, dat zij in het zonnestelsel niet meer optreden. Zij lieten echter herkenbare eindprodukten na en deze zijn teruggevonden in sommige meteororieten, nl. in de chondrieten. De radioactieve elementen met de onstabiele nuclei moeten gevormd geweest zijn in een omgeving waarin enorme hoeveelheden energie beschikbaar waren; zij zouden tijdens een supernova gevormd kunnen zijn. Een supernova kan optreden in bepaalde sterren, wanneer deze hun nucleaire brandstof verbruikt hebben en hun eigen gravitatie niet meer in evenwicht is met de geproduceerde nucleaire energie. De ster zal samenballen en als het proces snel genoeg verloopt, heeft totale ineenstorting plaats. Deze collaps gaat gepaard met het plotseling vrijkomen van een enorme hoeveelheid gravitatie-energie, waardoor de ster explodeert en er zich een supernova vormt; de materialen van het zonnestelsel zouden de resten van een vergane ster kunnen zijn.
Afgezien van de juistheid van deze hypothese zal de eenmaal gevormde nebula inkrimpen door de gravitatie van het ene deeltje op het andere; zij zullen zich in spiraalvormige banen naar het middelpunt van de nebula bewegen, waar de meeste deeltjes tenslotte terecht zullen komen. Bij deze binnenwaartse beweging neemt de snelheid van de deeltjes toe, waardoor er in de nebula turbulentie ontstaat. Er vormen zich draaikolken in de nebula, die lokale concentraties van massa veroorzaken. Het materiaal in het centrum trekt zich verder samen, hierdoor komt gravitatie-energie vrij die zich omzet in warmte. Wanneer druk en temperatuur hoog genoeg zijn opgelopen, beginnen de nucleaire reacties in de zon. Ook de lokale concentraties van massa in de draaikolken bollen samen door gravitatieve aantrekking en vormen de om hun as roterende planeten. De voorgaande hypothese, hoe aantrekkelijk overigens, beantwoordt niet de vraag waarom het overgrote deel van de kinetische energie van het zonnestelsel bij de planeten berust, en niet bij de zon.
Ook het verschil in samenstelling tussen de binnen- en buitenplaneten vindt geen gerede verklaring: hoe komt het dat de buitenplaneten door hun rijkdom aan gassen meer op de zon lijken dan de binnenplaneten, die hoewel dichterbij de zon, toch relatief gasarmer zijn? Men heeft geopperd dat de zonnewind en magnetische processen voor deze verschijnselen aansprakelijk zouden zijn. Druk van de zonnewind en corpusculaire straling van de primitieve zon zou de gassen in de nebula naar buiten gedreven hebben. Dit proces werd ondersteund door de werking van magnetische krachten. De sneldraaiende primitieve zon zou een sterk en roterend magnetisch veld gehad hebben. Het gas rondom de zon bestond hoofdzakelijk uit waterstof, dat ten dele geïoniseerd was; de waterstofionen zouden zich gedragen hebben als kleine magneetjes. Een grote centrale magneet, omringd door kleine magnetische deeltjes, zal deze deeltjes meeslepen totdat zij even snel draaien als de centrale magneet. Indien de zon met een korte rotatieperiode van enkele uren om haar as zou wentelen zou de snelheid van de waterstofionen in haar nabijheid sterk worden opgevoerd en vervolgens door de daardoor optredende centrifugale krachten naar buiten toe worden gedreven. Het meer centrale deel van de nebula in de nabijheid van de primitieve zon, wordt daardoor relatief gasarmer, en het buitendeel van de nebula relatief gasrijker. Dit verklaart het verschil in samenstelling van de binnen- en de buitenplaneten. De zon zelf verliest bij dit proces voortdurend energie van beweging en gaat langzamer om haar as draaien.
Over het proces van de eigenlijke planeetvorming bestaat nog geen uniforme verklaring: algemeen wordt aangenomen dat de samenklontering (accretie) van het materiaal in de lokale verdichtingen in de nebula gebeurt onder invloed van de aantrekking van de zwaartekracht en dat het materiaal tijdens de planeetvorming relatief koud is; over de snelheid van accretie bestaat echter verschil van mening. De meest gangbare opvatting is dat de accretie langzaam verloopt en dat de aarde in het begin een koude aarde geweest is. Het langzaam verval van de radioactieve elementen zoals uraan, thorium en de natuurlijke radioactieve isotoop 40K (kalium-40) zou de aarde langzaam opwarmen totdat tenslotte een gedeelte van het materiaal gaat smelten; in dit model zou de atmosfeer niet door directe accretie van gassen uit de nebula gevormd zijn. De gassen die thans de atmosfeer vormen zijn oorspronkelijk samen met de vaste deeltjes uit de nebula in de zich vormende aarde geaccumuleerd. Eerst op een later tijdstip zijn deze gassen ten gevolge van de opwarming van de aarde naar buiten gedreven. De atmosfeer zou gevormd zijn door ontgassing van een vaste aarde. Ook het water dat de oceanen vormt zou tegelijk met het andere materiaal van de nebula in de primitieve aarde geaccumuleerd zijn, echter niet als vloeistof of als gas, maar ingebouwd in de kristalroosters van mineralen als amfibool en mica; de oceanen zouden gevormd zijn door het zweten van een zich langzaam opwarmende primitieve aarde.
VORM EN GROOTTE.
De aarde heeft bij benadering een bolvorm met een gemiddelde straal van 6371 km (zie Geodesie): er is een geringe uitbuiging of verdikking aan de equator en een geringe afplatting aan de polen. De radii door de polen meten 6357 km en die door de equator 6378 km, een verschil dus van 21 km. De afplatting, gedefinieerd als equatoriale radius minus poolradius, gedeeld door equatoriale radius, bedraagt 1/297. Daar de vervorming een gevolg is van de rotatie van de aarde, en de ellips de meetkundige figuur is die het meeste lijkt op haar doorsnede door de polen, werd de aarde opgevat als een rotatie-ellipsoïde. De op dit model gebaseerde standaardellipsoïde of Internationale ellipsoïde is een goede benadering van de vorm van de aarde, zoals uit nauwkeurige geodetische metingen gebleken is.
De standaardellipsoïde is een fictieve, mathematisch zuivere, en daarom regelmatige vorm die uitgaat van een aarde als homogene bol waarin de massa, zowel aan de oppervlakte als inwendig, regelmatig verdeeld is; in werkelijkheid is dit echter niet zo. De onregelmatigheid aan het oppervlak is duidelijk; er zijn immers continenten en oceanen, er zijn gebergten en vlakten, zowel op de continenten als op de bodem van de oceanen. Uit metingen van de zwaartekracht blijkt dat óók de massa in de aarde onregelmatig verdeeld is (anomalie). Deze onregelmatigheden doen de vorm van de aarde afwijken van de zuivere ellipsoïde. Een betere benadering van de vorm van de aarde is de geoïde: deze is het gemiddelde zeeniveau van de oceanen, doorgetrokken door de daarmee in verbinding staande kanalen en watervlakten op de aarde. Het is een equipotentiaalvlak in het zwaartekrachtveld van de aarde, dat in de gravimetrie als referentievlak gebruikt wordt, een onregelmatig vlak, dat afwijkt van de standaardellipsoïde; de afwijkingen zijn echter niet groot, meestal niet meer dan enkele meters en bij hoge uitzonderingen enkele tientallen meters. Voor de afmetingen van de Internationale ellipsoïde zie tabel 1.
TABEL 1. Afmetingen van de Internationale ellipsoïde
km
equatorradius 6.378
poolradius 6.357
gemiddelde radius 6.317
lengte van de equator 40.077
lengte van een meridiaan 40.009
lengte van de keerkringen 36.778
lengte van de poolcirkels 15.996
afplatting =
equatorradius − poolradius 1
equatorradius 297
Metingen aan satellietbanen hebben uitgewezen dat een andere correctie op de ellipsoïde noodzakelijk is: de aarde blijkt enigszins peervormig te zijn waardoor de noordpool ca. 15 m boven de ellipsoïde uitsteekt en de zuidpool ca. 15 m hierbinnen ligt. Voorts zie Satellietgeodesie.
MASSA.
Het bepalen van de massa van de aarde is mogelijk door toepassing van de algemene aantrekkingswet van Newton en nauwkeurige laboratoriummetingen. De wet zegt dat twee lichamen m1 en m2 gescheiden door een afstand r, elkaar aantrekken met een kracht F die evenredig is met hun massa’s m1 en m2 en omgekeerd evenredig met het kwadraat van de afstand van hun zwaartepunten:
F = g(m1m2 /r2)
waarin g de algemene gravitatieconstante is. Ten tijde van Newton waren drie van de vijf grootheden in deze vergelijking bekend. De kracht F die de aarde aan het oppervlak uitoefent op een massa m1 was niet moeilijk te meten; de afstand r is de radius van de aarde en deze was in Newtons tijd bij benadering bekend. Teneinde de massa van de aarde m2 te meten, was het voldoende de waarde van de gravitatieconstante g te meten (tevens zie Hemelmechanica). Omstreeks 1800 slaagde H. Cavendish erin: hij vond de waarde van g door de zwakke onderlinge aantrekking van twee zware, loden ballen te meten.
De meest nauwkeurige, moderne metingen bepalen de massa van de aarde op 5,976 × 1024 kg. Daar het volume van de aarde 1,083230 × 1021 m3 bedraagt is de gemiddelde relatieve dichtheid 5,517. De gemiddelde relatieve dichtheid van de gesteenten aan de oppervlakte van de aarde is kleiner dan 3; hieruit volgt dat een groot deel van de massa van de aarde in haar inwendige geconcentreerd is en dat daar materiaal met grote dichtheid aanwezig moet zijn (tabel 2).
BEWEGINGEN, JAARGETIJDEN EN KLIMATEN.
De aarde beweegt in een enigszins elliptische baan rondom de zon op een gemiddelde afstand van 149.565.000 km in een periode van 365 dagen, 5 uur, 48 minuten en 45 seconden. Deze periode wordt een jaar genoemd (zgn. tropisch jaar). De zon staat in een van de brandpunten van de ellips; de halve grote as meet 152 miljoen km en de halve kleine as 147 miljoen km. De ellipticiteit van de aardbaan is gering, maar heeft toch een duidelijke invloed op de lengte van de jaargetijden en is de oorzaak dat de duur van de ware zonnedag gedurende het jaar niet steeds dezelfde is.
Het punt op de ellipsbaan dat het dichtst bij de zon ligt, wordt perihelium genoemd, het verst van de zon gelegen punt het aphelium. De aarde passeert het perihelium omstreeks 3 januari en het aphelium omstreeks 4 juli, hetgeen inhoudt dat op het noordelijk halfrond de aarde gedurende de winter dichter bij de zon staat dan gedurende de zomer! Volgens de wet van Kepler beweegt de aarde zich sneller in het perihelium dan in het aphelium, waardoor lente en zomer enige dagen langer duren dan herfst en winter (althans op het noordelijk halfrond).
Behalve de baanbeweging van de zon draait de aarde om haar eigen as. Deze denkbeeldige as snijdt het aardoppervlak in de noord- en zuidpool en wordt de momentane rotatieas genoemd. De aardas is ongeveer gericht op dezelfde plaats onder de sterren, in lijn met Stella Polaris (poolster). De aswenteling van de aarde geschiedt van oost naar west, gezien vanuit een punt boven de noordpool, dus in een richting tegengesteld aan die van de wijzers van de klok. De omwenteling van de aarde om haar as duurt, gemeten aan de culminatie van een vaste ster, gemiddeld 23 uur, 56 minuten en 4,090 seconden; gemeten aan de terugkeer van de zonneculminatie 24 uur (gemiddelde zonnedag). De aswenteling is de oorzaak van dag en nacht. De as van rotatie maakt met het vlak van de aardbaan om de zon (vlak van de ecliptica) een hoek van 66°33'; daardoor maakt het vlak van de ecliptica een hoek van 23°27' met het vlak van de aardequator. Deze scheve stand van de rotatieas, die vrijwel vast is in de ruimte, veroorzaakt de wisseling van de jaargetijden. De afwijkingen van de vaste stand zijn gering; zij zijn bekend als resp. chandler wobble (periode van Chandler), precessie en nutatie.
De chandler wobble is het verschijnsel dat de rotatieas in de aarde kleine, onregelmatige schommelingen ondergaat ten opzichte van de figuuras; hierdoor liggen noord- en zuidpool niet altijd op dezelfde plaats. De afwijkingen zijn echter zeer gering en bedragen meestal niet meer dan 10 m. Precessie en nutatie zijn de schommelingen van de rotatieas ten gevolge van de wisselende aantrekking van zon en maan op de equatoriale verdikking van de aarde; het zijn schommelingen van de gehele aarde. De precessie is de cirkelvormige beweging van de aardas om de pool van de ecliptica in ongeveer 26.000 jaar: de nutatie is de zeer kleine schommeling in de precessie, waardoor de precessiebaan niet zuiver cirkelvormig is maar gegolfd. In de hier volgende verklaring van de wisseling van de jaargetijden wordt uitgegaan van een vaste stand van de rotatieas in de ruimte. Het oppervlak van de aarde ligt altijd voor de helft in de zon en voor de helft in de schaduw. De belichtingscirkel markeert de scheidslijn tussen het door de zon beschenen halfrond en het duistere halfrond. Ten gevolge van de inclinatie van de aardas van 66°33' ten opzichte van het vlak van ecliptica en de vaste stand van deze in de ruimte heeft de aarde gedurende één omloop om de zon twee keer een stand waarbij de rotatieas van de aarde in het vlak van de belichtingscirkel valt. Duidelijk is dat ten gevolge van deze standen overal op aarde dag en nacht even lang zijn; men zegt dat de aarde in haar baan om de zon, de punten van dag- en nachtevening passeert. De tijdstippen waarop dit gebeurt, noemt men de equinoxen: de een valt op 21 maart, de andere op 23 september. Op het noordelijk halfrond spreekt men van lente-, resp. herfstequinox.
In de perioden tussen de equinoxen heeft de aarde, ten opzichte van het vlak van de ecliptica, standen waarbij de rotatieas niet meer in het vlak van de belichtingscirkel valt, maar hiermede een hoek vormt. Vanaf de lente-equinox op 21 maart neemt deze hoek geleidelijk toe en wel zodanig dat het noordelijk halfrond zich steeds meer naar de zon toe gaat wenden. Op 21 juni, het tijdstip van zomersolstitium, bereikt de hoek tussen de aardas en het vlak van de belichtscirkel zijn maximale waarde en heeft het noordelijk halfrond zich zoveel mogelijk naar de zon toegewend. De stand van het vlak van de belichtingscirkel is nu die van een raakvlak aan de breedtecirkels van 66°33' op het noordelijk resp. het zuidelijk halfrond; deze cirkels worden de noordpool- en de zuidpoolcirkel genoemd. Op 21 juni gaat in het gehele gebied ten noorden van de poolcirkel de zon niet onder, ondanks de rotatie van de aarde, terwijl het gebied ten zuiden van de zuidpoolcirkel in het geheel geen licht ontvangt en de poolnacht heerst. Tussen de equinox op 21 maart en het solstitium op 21 juni worden op het noordelijk halfrond de dagen langer dan de nachten; de langste dag valt op 21 juni; deze dag is de dag van de zomerzonnewende. Dit is juist omgekeerd op het zuidelijk halfrond; hier worden de nachten langer dan de dagen en de kortste dag valt op 21 juni; deze dag is de dag van de winterzonnewende.
Na het solstitium op 21 juni neemt de hoek tussen rotatieas en vlak van de belichtingscirkel weer af en wel zodanig dat het noordelijk halfrond zich geleidelijk minder naar de zon toe wendt. De dagen worden korter totdat in de equinox van 23 september de dag weer even lang is als de nacht. Op dat tijdstip valt de rotatieas van de aarde weer in het vlak van de belichtingscirkel. Bij haar verdere baan om de zon bereikt de aarde op 22 december weer een solstitium. Het noordelijk halfrond heeft zich nu zoveel mogelijk van de zon afgewend, terwijl het zuidelijk halfrond zich zover mogelijk naar de zon heeft toegekeerd. Het gebied ten noorden van de noordpoolcirkel valt op dit tijdstip geheel in de poolnacht, terwijl in het gebied ten zuiden van de zuidpoolcirkel de zon niet ondergaat. Alle plaatsen op het noordelijk halfrond beleven nu hun kortste dag en alle plaatsen op het zuidelijk halfrond hun langste dag. Op 21 maart is de zon weer terug in de stand van de equinox en op de gehele aarde zijn dag en nacht weer even lang.
Gedurende de equinoxen van 21 maart en 23 september staat de zon voor alle plaatsen op de equator om 12 uur in de middag in het zenit. Tijdens het solstitium van 21 juni heeft de cirkel van zonnezenitstanden zich verplaatst naar de parellel van 23°27' noorderbreedte: deze parallel (kreeftskeerkring) is de noordelijke begrenzing van het gebied waarin zonnezenitstanden mogelijk zijn. Alle plaatsen in het gebied ten noorden van de kreeftskeerkring hebben op 21 juni niet alleen de langste dag maar ook de hoogste zonnestand en ontvangen de grootst mogelijke hoeveelheid zonnewarmte. Op 23 september is de cirkel van zenitzonnestanden weer terug op de equator; op 21 december bereikt hij de parallel op 23°27' zuiderbreedte (steenbokskeerkring), de zuidelijke begrenzing van het gebied waarin zenitzonnestanden mogelijk zijn. Op 21 december zijn op alle plaatsen ten zuiden van de steenbokskeerkring niet alleen de dagen het langst, maar ook de zonnestanden het hoogst en is de hoeveelheid ontvangen zonnewarmte het grootst.
De jaargetijden zijn dus een direct gevolg van de scheve stand van de rotatieas van de aarde tijdens haar baanbeweging om de zon. Deze vaste, scheve stand veroorzaakt niet alleen de verschillen in de lengte van dag en nacht, maar ook de verschillen in de hoogte van de zonneculminaties. Als de baan van de aarde om de zon een zuivere cirkel zou zijn, dan zou het tropische jaar in vier gelijke delen verdeeld kunnen worden: lente, zomer, herfst en winter zouden even lang duren, nl. 91 dagen, 7 uur, 27 minuten en 12,2 seconden. De baan van de zon is echter een ellips en de aarde bereikt het perihelium op 3 januari en het aphelium op 4 juli. Niet alleen heeft de zon in het lente-zomergedeelte (noordelijk halfrond) een grotere afstand af te leggen, maar zij beweegt ook minder snel dan tijdens het herfst-wintergedeelte; dit heeft het reeds hiervoor genoemde gevolg dat de jaargetijden onderling niet even lang zijn. Het grootste verschil is dat tussen zomer en winter; de zomer duurt bijna 94 dagen en de winter 89 dagen.
Op grond van deze zich van jaar op jaar herhalende beweging zijn op aarde een vijftal zones te onderscheiden die zich door de mate van belichting en zich daardoor ook in klimaat onderscheiden: de klimaatzones. Tussen de beide keerkringen ligt de tropische zone, noordelijk en zuidelijk hiervan tot de poolcirkels liggen de beide gematigde zones, terwijl de beide gebieden tussen de poolcirkels en de polen de koude of polaire zones vormen (voorts zie Klimatologie).
OPPERVLAK VAN DE AARDE.
De continenten en oceanische bekkens zijn de hoofdvormen van het reliëf van de aarde, als tenminste de ondiepe zeeën van het continentale plat of shelf tot het continent gerekend worden. Van het aardoppervlak ligt ca. 29,1% boven zeeniveau. De gemiddelde hoogte van de continenten is 800 m en de gemiddelde diepte van de oceanen is 4077 m. Het hoogste punt op het vasteland is 8848 m boven zeeniveau (Mount Everest in de Himalaja), het laagste punt ligt in de Marianentrog (Grote Oceaan) op 11.515 m beneden zeeniveau. Van de totale aardoppervlakte wordt 54% ingenomen door oceaanbodem, liggende van 3000...6000 m onder de zeespiegel. Deze betrekkelijk vlakke gebieden (abyssale vlakten en continentale verheffingen) worden door een betrekkelijk steile helling (3...6%) gescheiden van de continenten. Deze helling is bekend als de continentale helling of vastelandshelling en is meestal enkele kilometers hoog.
Van de continenten ligt 71% op minder dan 1000 m boven zeeniveau. Het aardreliëf wordt zodoende beheerst door twee niveaus, nl. dat van de bodem van de oceanen en dat van het oppervlak van de continenten. Het reliëf van de oceaanbodem vertoont naast de abyssale vlakte en continentale zeeheffing, nog andere meer opvallende vormen: de oceanische ruggen en de diepzeetroggen.
De midoceanische ruggen zijn langgerekte gebergteketens, die dikwijls overlangs een centrale diepe uitkerving vertonen. De meest bekende is de midatlantische rug die halverwege Amerika en Europa-Afrika ligt en opvallend getrouw de kustvormen van Zuid-Amerika en Afrika volgt. De rug zet zich voort ten zuiden van Afrika tot in de Indische Oceaan, waar hij zich in tweeën splist. Eén aftakking, de Carlsbergrug, strekt zich noordwaarts uit en loopt uit in de Golf van Aden. De andere aftakking loopt oostwaarts ten zuiden van Australië en verbindt zich met de Oostpacifische rug, die noordwaarts loopt tot in de Golf van Californië. De oceanische ruggen worden gesneden door evenwijdige breuken waardoor stukken van de ruggen ten opzichte van elkaar verspringen.
De diepzeetroggen zijn lange smalle depressies in de oceaanbodem die diepten groter dan 10.000 m kunnen bereiken; zij liggen aan de randen van de oceanen vlak tegen een continent of eilandenboog en er is een duidelijk verband met ketengebergten. Aan de oostrand van de Grote Oceaan (Pacific) lopen zij evenwijdig aan het ketengebergte van de Andes in Zuid-Amerika, aan de noord- en westrand van het ketengebergte van Centraal-Amerika. Aan de noord- en westrand van de Grote Oceaan worden zij begeleid door eilandenbogen die niet meer zijn dan ketengebergten, waarvan alleen de toppen boven water uitsteken. Aan de noordrand van de Indische Oceaan ligt een diepe trog ten zuiden van een eilandenboog waarvan Java en Sumatra deel uitmaken. Ook de boog van de Antillen in het Caraïbische gebied en de boog van de Zuid-Sandwicheilanden in de Zuidatlantische Oceaan worden oceaanwaarts begeleid door diepzeetroggen.
De midoceanische ruggen, de diepzeetroggen aan de rand van de oceanische bekkens, de koppeling van de diepzeetroggen aan ketengebergten of eilandenbogen vertonen belangrijke geotektonische verschijnselen (zie Plaattektoniek). De midoceanische ruggen zijn gekenmerkt door belangrijke seismische activiteit; ook de diepzeetroggen en de hiermee geassocieerde eilandenbogen en ketengebergten liggen in gordels van frequente aardbevingen.
De overlangse inkepingen in de kam van de midoceanische ruggen worden veroorzaakt door breuken die een slenk- of riftzone in stand houden. In dit tektonisch onstabiele gebied wordt voortdurend nieuwe oceanische bodem gevormd door opstijging van gesmolten materiaal uit de diepte. Hierdoor wordt reeds eerder gevormde oceanische bodem weggedrukt van de kam af en in de richting van de continenten of eilandenbogen; dit proces noemt men seafloor-spreading. De breuken dwars op de midoceanische ruggen spelen hierbij een belangrijke rol. Zij maken het mogelijk dat de oceaanbodem beweegt als schollen of platen. De buitenranden van deze platen worden in de seismische gordels van continentrand of eilandenboog naar beneden gedrukt en verdwijnen in de diepte. Deze onderschuiving of subductie veroorzaakt de vorming van de diepzeetroggen en ook die van de ketengebergten aan de continentrand en in de eilandenbogen. Deze vrijwel algemeen aanvaarde geotektonische theorie wordt wel aangeduid als plate-tectonics of plaattektoniek, ook wel als mondiale-schollentektoniek.
STRUCTUUR VAN DE AARDE.
Alleen het buitenste deel van de aarde dat niet bedekt is door zeeën of oceanen, is toegankelijk voor directe waarneming. Wél kan men dit deel kunstmatig enigzins vergroten door bijv. gesteentebemonstering in mijnschachten en in diepe boringen, of bemonstering van de bodem van zeeën en oceanen: om echter werkelijk diep in de aarde te kunnen ‘zien’, zal men gebruik moeten maken van de indirecte gegevens die de geofysica verschaft. Vooral de aardbevingsleer of de seismologie is in dit verband belangrijk, hoewel ook de zwaartekrachtmeting of gravimetrie, de meting van het aardmagnetisme (tevens zie Magnetometrie) en de meting van de inwendige warmtestroom van de aarde belangrijke bronnen van informatie zijn.
De meeste aardbevingen zijn van tektonische oorsprong, d.w.z. dat zij worden veroorzaakt door bewegingen in de aardkorst of in het buitenste deel van de aardmantel en van dezelfde soort zijn als de bewegingen die de gebergtevorming beheersen. Zij ontstaan op diepten tot 700 km beneden het aardoppervlak. De grote, ondiepe aardbevingen ontstaan door het breken van een grote massa gesteente, waarbij gesteentemassa’s langs de gevormde breuk ten opzichte van elkaar verschuiven. Dit proces kan als volgt verlopen: krachten binnen de aardkorst belasten een gesteentemassa waardoor deze zich elastisch vervormt en elastische energie verzamelt. De elastische vervorming kan echter niet onbeperkt doorgaan; bij aanhoudende druk scheurt de gesteentemassa en springt deze terug in onbelaste positie. Een gedeelte van de plotseling vrijgekomen energie plant zich voort door de aarde als aardbevings- of seismische golven (zie Seismologie).
Voor aardbevingen op grotere diepten is de verklaring minder duidelijk. Reeds op diepten van 20...30 km zullen de gesteenten zich plastisch vervormen ten gevolge van de druk, uitgeoefend door de bovenliggende gesteentemassa’s. Zij hebben dus geen elasticiteit en opeenhoping van elastische energie is dus niet mogelijk. Hoe dit ook zij, alle aardbevingen wekken trillingen op die zich als seismische golven voortplanten, dóór de aarde als volumegolven, door het aardoppervlak als oppervlaktegolven; deze laatste ontstaan vooral wanneer de aardbevingshaard dicht aan het oppervlak ligt. Er komen twee hoofdklassen van oppervlaktegolven voor: de rayleighgolven en de lovegolven die hier alleen voor de volledigheid worden genoemd. De volumegolven bestaan uit longitudinale en transversale golven.
Longitudinale golven, meer bekend als geluidsgolven, planten zich voort door ieder materiaal, vast, vloeibaar of gasvormig. Zij bewegen de deeltjes die zij op hun weg ontmoeten in voorwaartse en achterwaartse richting, waardoor opeenvolgende verdichtingen en verdunningen ontstaan in de richting van de voortplanting; de stof ondergaat periodiek volumeverandering. Transversale golven lopen door materialen die zich verzetten tegen vormverandering. Zij brengen de deeltjes die zij tegenkomen in trilling in een richting loodrecht op de voortplantingsrichting; ook hier onder gaat de stof periodiek vormveranderingen. Deze golven kunnen zich echter alleen voortplanten in vaste stoffen, en wel met een kleinere snelheid dan longitudinale golven al naar gelang het materiaal. De longitudinale en transversale golven bereiken wegens hun snelheidsverschil een seismograaf enige tijd na elkaar als resp. P- en S-golven (prima unda en secunda unda). De snelheden van de P- en S-golven zijn afhankelijk van de dichtheid van het materiaal waarin zij zich voortbewegen; in homogeen materiaal is deze een functie van de druk en neemt deze toe met de diepte. Bij een scherpe grens tussen materialen met verschillende dichtheid worden de golven gebroken en gereflecteerd. Met behulp van seismogrammen kan men de tijden berekenen die de P- en S-golven nodig hebben om vanuit de aardbevingshaard seismograafstations te bereiken; ook kunnen de snelheden waarmee de golven de verschillende delen van de aarde doorlopen hebben, worden berekend.
Deze studies hebben aangetoond dat de aarde opgebouwd is uit een aantal concentrische schillen met onderling verschillende seismische snelheden: de kern, de mantel en de korst. Er treden duidelijk sprongsgewijze veranderingen op in de snelheden van zowel de P- als van de S-golven. S-golven treden niet op in de buitenkern maar verschijnen weer in de binnenkern. Alle aardbevingstrillingen doorkruisen de buitenkern als longitudinale golven; blijkbaar wordt een deel hiervan aan de grens buitenkern-binnenkern omgezet in transversale golven (S-golven). Een deel van de aardbevingstrillingen gaat als wisselgolven door de aarde. Het gedrag van de seismische golven in de kern van de aarde zou erop wijzen dat het materiaal van het buitenste deel vloeibaar is en het materiaal van het centrale deel weer vast. Opmerkelijk is dat op ca. 100 km diepte een zone ligt waarin de snelheden van de P- en de S-golven lager zijn dan in het materiaal erboven en eronder; deze zone wordt low velocity-zone genoemd. Het verband tussen de snelheden van de seismische golven en de dichtheid van het materiaal waarin zij zich voortplanten, is grotendeels bekend. In het algemeen neemt de dichtheid toe met de diepte; op ca. 100 km (in de low velocity-zone) ligt echter een zone van zwaarder materiaal boven een zone van lichter materiaal. Tabel 3 geeft het volume, de massa en de gemiddelde dichtheid van de verschillende delen die de structuur van de aarde bepalen.
De kern bestaat uit een binnen- en een buitenkern. De buitenkern is een schil die 2000 km dik is en de centrale binnenkern heeft een radius van 1300 km. De sprong in de snelheid van de seismische golven van 9 km s−1 tot 11 km s−1 op de grens van binnen- en buitenkern en de geleidelijke toename van de seismische snelheden in de kern van 12 km s−1 tot 14 km s−1 worden geïnterpreteerd als een faseovergang van vloeibaar naar vast. Het magnetische veld van de aarde wordt in verband gebracht met de gesmolten toestand van de buitenkern. Verondersteld wordt dat wervelingen in het materiaal van de buitenkem magnetische velden zouden kunnen opwekken (dynamotheorie, zie Aardmagnetisme). De aardkern heeft een relatieve dichtheid groter dan 10, vergeleken met 2,8...2,9 voor de korst en 5,517 voor de aarde als geheel. De aardkern moet dus uit relatief zwaar materiaal bestaan, maar over aard en samenstelling van dit materiaal bestaat weinig zekerheid. Men heeft het materiaal vergeleken met het materiaal van de ijzermeteorieten (zie Zonnestelsel). In deze voorstelling is de aardkern een alliage van ijzer en nikkel. Uit meer recente gegevens is duidelijk geworden dat bij een dergelijke samenstelling de aardkern zwaarder zou moeten zijn dan zij in werkelijkheid is. In ieder geval moeten ook lichtere elementen in de aardkern aanwezig zijn. In verband hiermee zijn silicium en ook zwavel genoemd. Vooral de hypothese dat de aardkorst zou bestaan uit een mengsel van ijzer, nikkel en zwavel heeft opgang gemaakt.
Meteorieten bestaan uit drie componenten: silicaatmineralen, een ijzer-nikkelalliage en de ijzer-zwavelverbinding troiliet. Bepaalde mengsels van ijzer en ijzersulfide hebben een lager smeltpunt dan de meeste silicaatmineralen. Indien verondersteld wordt dat de aarde gevormd werd door accretie van materiaal analoog aan dat van meteorieten, dan zou bij opwarming van de primitieve aarde door radioactiviteit het mengsel van ijzer en troiliet het eerste smelten. Deze smelt is zeer zwaar en beweegt zich daardoor binnenwaarts, waardoor de gravitatie-energie vrijkomt in de vorm van warmte die verdere smelting veroorzaakt. De kern van de aarde zou gevormd zijn tijdens een vroeg stadium in de ontwikkeling van de aarde en de vrijgekomen energie zou voldoende zijn geweest om de gehele aarde te doen smelten.
De mantel heeft verreweg het grootste deel van het volume en de massa van de aarde. De gemiddelde relatieve dichtheid van 4,5 wijst erop dat metalen in de samenstelling een veel minder belangrijke rol spelen. Uit de tektonisch gecompliceerde ketengebergten kent men gesteentecomplexen (ofiolieten) die waarschijnlijk uit de mantel afkomstig zijn. Ook door vulkanische uitbarstingen zouden gesteenten van de mantel naar het oppervlak van de aarde getransporteerd zijn. Rekening houdend met de samenstelling van deze gesteenten en met de samenstelling van meteorieten, mag de conclusie getrokken worden dat de mantel een steenachtige samenstelling heeft. Zuurstof en silicium zijn waarschijnlijk de belangrijkste elementen, ijzer en magnesium de belangrijkste metaalionen. Het gesteente dat in chemische samenstelling hieraan beantwoordt is peridotiet: de mantel wordt daarom wel de peridotietschil van de aarde genoemd.
Aan de top van de mantel ligt de reeds eerder genoemde low velocity-zone die ca. 100 km dik is en waarvan de top op ca. 80 km onder de oceanen en ca. 120 km onder de continenten ligt. Temperatuur en druk in deze zone zijn zodanig dat waarschijnlijk een deel van het materiaal in de zone gesmolten is, waardoor deze plastische eigenschappen zou hebben. De low velocity-zone speelt een belangrijke rol in de verklaring van het mechanisme van de plate tectonics. Zij zou de glijlaag zijn waarover de aardkorst en de bovenste mantel (lithosfeer) als schollen of plates zijwaarts bewogen hebben. Naar buiten toe volgt op de mantel de aardkorst. Tussen mantel en aardkorst ligt een opvallende seismische grens die bestaat uit een plotselinge toename van de P-golfsnelheid van 6,5 km s−1 tot 8 km s−1. De seismische grens wordt aangeduid als de Mohorovičič-discontinuïteit, ter ere van de seismoloog die haar ontdekte. Meestal wordt echter de afkorting moho gebruikt. De korst van de aarde onder de oceanen en de korst onder de continenten tonen belangrijke verschillen. Van het aardoppervlak wordt ca. 65% ingenomen door oceanische korst, de rest door continentale korst. De aanwezigheid van oceanen en continenten is dus niet toevallig.
De oceanische korst is bedekt met gemiddeld 4 km water en hieronder ligt een laag sediment met een dikte van gemiddeld 500 m (seismische laag 1). Hieronder volgt een laag vulkanische gesteenten van basaltische samenstelling met een dikte van ca. 1,5 km (seismische laag 2) en tenslotte een laag van 6 km, waarschijnlijk eveneens bestaande uit gesteenten van basaltische samenstelling, maar nu veranderd en aangepast aan de hogere temperatuur en druk op grotere diepte (metamorfe gesteenten, zie Petrologie). De oceanische korst is gemiddeld 8 km dik; de samenstelling is overal opvallend gelijk.
De continentale korst is gemiddeld 30...35 km dik, dus aanzienlijk dikker dan de oceanische korst. Ook is de dikte lang niet overal gelijk, maar kan wisselen van 10...25 km onder eilandenbogen, tot meer dan 50 km onder hoge ketengebergten; men zegt dat ketengebergten een gebergtewortel kunnen hebben. Ook de samenstelling wisselt van plaats tot plaats. Het zijn de geologische wetenschappen (zie Geologie) die zich bezighouden met de aard en de omvang van deze wisselingen.
De aardkorst heeft bovenin een gemiddelde relatieve dichtheid van 2,65, onderin van 2,8; de gemiddelde relatieve dichtheid van de oceaankorst is overal 2,9. Dit verschil wijst op een verschil in samenstelling van continentale en oceanische korst. In het algemeen bevat de korst meer silicium en kalium en minder ijzer, magnesium en calcium dan de oceanische korst.
Aardkorst en bovenste deel van de mantel vormen samen de lithosfeer die zich kan gedragen als een starre eenheid. Deze ligt op de reeds eerder genoemde seismische low velocity-zone waarvan het materiaal plastisch is. Deze zone, nog steeds in de bovenmantel, wordt asthenosfeer genoemd.