header sterren

Totaal bezoekers:
Totaal pagevieuws:
Online bezoekers:
 
 
 
   


 maak van deze website uw startpagina !

WorldwideBase
Alle wwbase pagina's

 

De aarde

 
   

Is één van de planeten van het Zonnestelsel, naar grootte de vijfde, naar afstand tot de zon de derde onder de hoofdplaneten. De Aarde heeft één satelliet, de Maan; het stelsel Aarde–Maan wordt ook wel als een dubbelplaneet opgevat. Tot de planeet Aarde behoren ook de atmosfeer en de magnetosfeer (zie aardmagnetisme).Hoewel Aarde, Maan en Zon strikt genomen eigennamen zijn van hemellichamen (zoals Mars, Deimos en Sirius), is het ongebruikelijk deze drie eigennamen met een hoofdletter te schrijven indien zij niet nadrukkelijk als eigennaam worden gebruikt.

Earth.jpg

Geschiedenis van de aarde
Het ontstaan van de aarde is onverbrekelijk verbonden met de geschiedenis van het zonnestelsel. De aarde neemt daarin een bijzondere plaats in. Zij is groot genoeg om een atmosfeer vast te houden. Zij beweegt zich op een dusdanige afstand van de zon dat aan de buitenzijde een temperatuur bestaat waarbij water in vloeibare vorm aanwezig is. Deze combinatie van factoren, die bij geen van de andere binnenplaneten wordt aangetroffen, is van wezenlijk belang voor de aardgeschiedenis. Zij berust op de voortdurende wisselwerking tussen de vaste aarde, de hydrosfeer, de atmosfeer en het leven. Radioactieve warmte (in de loop van de aardgeschiedenis geleidelijk afgenomen) en zonnestraling (geleidelijk toegenomen) vormen de energiebronnen voor de aarde.

Geologische perioden
De geologische tijd wordt in drie grote eenheden (aeonen) verdeeld: Archaeïcum (tot 2500 miljoen jaar geleden), Proterozoïcum (van 2500 tot 590 miljoen jaar geleden) en Phanerozoïcum (vanaf 590 miljoen jaar geleden). Deze grenzen zijn arbitrair. De grens tussen Archaeïcum en Proterozoïcum berust op de ontwikkeling van de aardkorst, terwijl de grens tussen Proterozoïcum en Archaeïcum het ontstaan van het leven markeert. De oudste nu bekende gesteenten zijn 3960 miljoen jaar oud. Er blijft dus een interval van 600 miljoen jaar, waarover langs geologische weg nagenoeg niets bekend is.

Baanvlak
Gedurende de gehele omloop om de zon blijft de aardas in dezelfde stand; derhalve blijft ook het baanvlak van de aarde steeds een hoek vormen met het equatorvlak. Denkt men zich dit laatste uitgebreid tot het hemelgewelf, dan vormt de snijlijn van het equatorvlak met het hemelgewelf de hemelequator. De snijlijn van het aardbaanvlak met het hemelgewelf is de ecliptica. Uit de helling van het equatorvlak met 23°26¢ ten opzichte van het aardbaanvlak volgt dat ook beider projectie op het hemelgewelf een zelfde hoek vertoont, de zgn. helling van de ecliptica. De helling van de ecliptica ondergaat ingevolge de precessie kleine veranderingen; zij kan in de loop van een langere periode variëren van 21°55¢ tot 24°36¢. Uit de helling van de ecliptica vloeien de afwisseling van de jaargetijden en de ongelijke lengte van dag en nacht voort. Bovendien bewerkt de constante scheve stand van de aardas gedurende de loop om de zon, dat afwisselend elk van de beide halfronden het ene halfjaar naar de zon is toegewend, het andere van de zon afgewend. Ecliptica en hemelequator snijden elkaar in twee diametraal tegenover elkaar liggende punten, de punten van dag- en nachtevening, ook aangeduid als resp. lentepunt en herfstpunt. Wanneer de zon (schijnbaar) in zo'n equinox staat, dan gaat zij precies in het oosten op en in het westen onder, de dagboog die zij dan beschrijft is gelijk aan de nachtboog, dag en nacht zijn dan derhalve even lang.


Ouderdom
De ouderdom van de aarde als zelfstandig lichaam kan alleen langs indirecte weg worden afgeleid uit de verhouding van de stabiele loodisotopen 206Pb en 207Pb, die ontstaan als eindproduct van radioactief verval van resp. 238U en 235U. Door het verschil in halveringstijden (resp. 4460 en 700 miljoen jaar) verandert de verhouding in de loop van de tijd. Uit de nu bestaande verhouding kan de verlopen tijd worden berekend, indien de uitgangsverhouding bekend is. Deze wordt gevonden uit de verhouding in bepaalde meteorieten (chondrieten), die geen radioactieve moederelementen bevatten en mogen worden beschouwd de oorspronkelijk verhouding weer te geven. Naast de isotopen 206Pb en 207Pb wordt ook de niet radiogene loodisotoop 204Pb gebruikt. Langs deze weg vindt men een ouderdom van 4540 miljoen jaar. Dit getal wordt ondersteund door ouderdomsbepalingen van radioactieve meteorieten en van gesteente van de Maan.

Zomer- en winterhalfjaar
Aan de ellipsbaan zijn twee bijzondere punten te onderscheiden, het perihelium, dat is het dichtst bij de zon gelegen punt, en het aphelium, het verst van de zon gelegen punt. De aarde passeert het perihelium omstreeks 2 jan., het aphelium omstreeks 3 juli. Dit houdt in dat de aarde in januari ca. 5 miljoen km dichter bij de zon staat dan in juli, waardoor de verschillen tussen gemiddelde wintertemperatuur en gemiddelde zomertemperatuur op het noordelijk halfrond geringer zijn dan op het zuidelijk halfrond. Volgens de tweede wet van Johannes Kepler beweegt de aarde zich in het perihelium sneller dan in het aphelium. Ons zomerhalfjaar duurt dan ook 8 dagen langer dan het winterhalfjaar (op het zuidelijk halfrond is het juist andersom). Bovendien heeft deze variatie in baansnelheid tot gevolg dat de duur van de ware zonnedag in de loop van het jaar niet steeds dezelfde is.

Schijnbare zonsbeweging
In de oudheid meende men dat de zon deze cirkel inderdaad aflegde, maar Nicolaus Copernicus heeft in 1543 duidelijk gemaakt, dat ook die beweging een schijnbare is. De beweging der planeten, van maan en kometen kan men alleen maar op bevredigende wijze verklaren door aan te nemen dat de aarde een der planeten is en zich om de zon beweegt, terwijl die zon in dit geval als stilstaand referentiecentrum kan worden beschouwd. De schijnbare beweging van de zon ontstaat doordat men de zon telkens tegen de achtergrond van een ander gedeelte van de sterrenhemel waarneemt, op gelijke wijze als men vanuit een rijdende trein een boom in het landschap ziet ‘meebewegen’ ten opzichte van de horizon. James Bradley vond in 1728 een treffende bevestiging van de uitspraak van Copernicus, doordat hij de aberratie van het licht ontdekte. Pas in de vorige eeuw lukte het de sterrenkundigen voldoende precies waarnemingen te verrichten om het gevolg van de aardbeweging ook bij vaste sterren vast te stellen door de jaarlijkse parallax van een aantal vaste sterren te meten.

Ellipticiteit
Volgens de eerste wet van Kepler (1609) vormt de baan van de aarde een ellips. De Zon staat in een van de brandpunten. De afmetingen van de aardbaan zijn echter niet volkomen vast, omdat haar ligging en vorm ten gevolge van de op de aarde werkende storingen van in de buurt gelegen andere hemellichamen veranderingen ondergaan. De lengte van de halve grote as (ook wel de gemiddelde afstand van de aarde tot de zon genoemd) geldt als astronomische eenheid en wordt gewoonlijk op 149, 6 miljoen km gesteld. De ellipticiteit van de baan wordt uitgedrukt door middel van de numerieke excentriciteit (de halve afstand tussen de brandpunten gedeeld door de halve grote as). Deze neemt momenteel af met 0, 000!043 per eeuw en bedraagt thans 0,016!745. Op basis van deze waarde kunnen de baangegevens worden berekend. Ook de ligging van de aardbaan in de ruimte is veranderlijk.

1. Vorm en grootte
De aarde heeft ongeveer de vorm van een bol, een feit dat reeds in de oudheid bekend was (Pythagoras, 6de eeuw v.C., Aristoteles, 4de eeuw v.C.), doch dat later in vergetelheid raakte, zodat in de middeleeuwen aan de aarde de vorm van een min of meer platte schijf werd toegedacht. Zonder bijzondere hulpmiddelen is de bolvorm te constateren o.a. uit de begrenzing van het blikveld door de horizon en het verdwijnen van schepen achter de kim, uit de cirkelvormige schaduw op de maan bij maansverduistering (zie eclips) en uit het feit dat de hoogte van de poolster toeneemt naarmate men naar het noorden gaat. De kromming van de aarde komt gemiddeld ongeveer overeen met die van een bol met een straal van 6370 km. Denkt men zich een plat vlak rakend aan de ‘aardbol’, dan zal op 1 km afstand van het raakpunt de bol 7,8 cm van het vlak verwijderd zijn; de verwijdering neemt in eerste instantie kwadratisch toe met de afstand. Voor afstanden tot enkele tientallen kilometers kan men bij benadering stellen dat het middelpunt van een rechte verbindingslijn tussen twee punten op zeeniveau op ca. 2a2 cm onder zeeniveau ligt, indien de afstand tussen de beide punten a km bedraagt.
1.1 Geoïde
Bij beschouwingen over de vorm van de aarde ziet men af van het zichtbare reliëf van de landmassa's, en men beschouwt als aardfiguur het oppervlak van de in rust gedachte zeeën en oceanen, dat men zich onder de continenten voortgezet denkt. Dit oppervlak, geoïde genaamd, is het niveauvlak of equipotentiaalvlak van de zwaartekracht op gemiddeld zeeniveau; het staat in elk van zijn punten loodrecht op de richting van het schietlood ter plaatse. De geoïde is veel gladder dan het onregelmatige zichtbare aardoppervlak, maar de vorm, die bepaald wordt door de massaverdeling in de aarde en door de aardrotatie, is toch betrekkelijk grillig. De aardrotatie is de oorzaak van een aanmerkelijke afwijking van de bolvorm, namelijk afplatting aan de polen en uitstulping bij de equator: de pooldiameter is 42,8 km korter dan de equatoriale diameter. De vorm kan goed worden benaderd door een omwentelingsellipsoïde met de korte as tot omwentelingsas. Onder bepaalde onderstellingen omtrent de verdeling van de aardmassa kan men afleiden dat de ellipsoïdevorm theoretisch overeenkomt met de evenwichtsvorm die deze massa aanneemt onder invloed van de zwaartekracht.
1.2 Ellipsoïde
Voor veel doeleinden is het voldoende als grondfiguur van de aarde een omwentelingsellipsoïde te nemen en de afwijkingen tussen deze ellipsoïde en de geoïde te verwaarlozen. Bij een nauwkeurige beschrijving van de vorm van de aarde gaat het echter juist om deze afwijkingen; men kiest daarbij een zorgvuldig gedefinieerde omwentelingsellipsoïde als referentie-oppervlak. De keuze van een referentie-ellipsoïde betreft zowel de halve lange as a en de afplatting f als de plaats van het middelpunt ten opzichte van het zwaartepunt van de aarde; de omwentelingsas is evenwijdig aan de gemiddelde poolas. Met een ellipsoïde met drie verschillende assen kan een iets betere aanpassing worden verkregen aan hetgeen omtrent de vorm van de geoïde bekend is, maar de geoïde wijkt ook hiervan nog zoveel af dat de wat betere aanpassing niet opweegt tegen het gemak dat een omwentelingsellipsoïde geeft bij berekeningen. Voor geodetische en cartografische doeleinden zijn daarom uitsluitend omwentelingsellipsoïden in gebruik. Veel toegepast is de in 1924 vastgestelde Internationale ellipsoïde. In 1967 werd door de Union Géodésique et Géophysique Internationale (UGGI) aanbevolen voor wetenschappelijke doeleinden een ellipsoïde te gebruiken. De geoïde wijkt nergens meer dan ongeveer 100 m af van een in het zwaartepunt van de aarde gecentreerde ellipsoïde; overigens gebruikt men ook wel enigszins verschillende waarden. Er zijn vele geoïdeberekeningen uitgevoerd, vooral sinds er met behulp van satellieten veel informatie is gekomen over het zwaartekrachtveld van de aarde. De resultaten stemmen in hoofdzaken overeen, maar er zijn onderlinge verschillen die worden veroorzaakt door het gebruik van verschillende referentie-ellipsoïden, verschillende berekeningswijzen en verschillend, steeds omvangrijker waarnemingsmateriaal.

2. Massa
De massa (de hoeveelheid materie) van de aarde werd het eerst bepaald door Maskelyne in 1744, door de aantrekkingskracht van de aarde met die van een berg te vergelijken. In nauwkeurigheid staat deze methode ver achter bij moderne laboratoriummetingen. Het bepalen van de massa van de aarde is een toepassing van de algemene aantrekkingswet van Isaac Newton. Deze zegt dat twee lichamen elkaar aantrekken met een kracht die evenredig is met hun massa's en omgekeerd evenredig met het kwadraat van de afstand van hun zwaartepunten (zie bij gravitatie). Sedert de 18de eeuw zijn verscheidene experimenten opgezet om op basis hiervan de massa van de aarde te berekenen. Reeds in 1798 bepaalde Lord Henry Cavendish een tamelijk nauwkeurige waarde voor de gravitatieconstante en berekende daaruit de massa van de aarde; in 1881 voerde Ph.J.G. van Jolly proeven met dit doel uit en vond een waarde die slechts 2% hoger ligt dan de 5, 98 × 1024 kg waarop de massa van de aarde tegenwoordig wordt gesteld. De massa van de aarde verhoudt zich tot de massa van de zon als 1:332!946.

3. Het inwendige
De oudste uitspraak over de structuur van het inwendige van de aarde is, voor zover bekend, de mening van Plato. Volgens Plato bestaat de aarde uit een gloeiendvloeibare substantie, omgeven door een dunne gestolde korst; op verschillende zwakke plaatsen wordt de korst doorbroken en treedt de inwendige materie door de vulkanen als magma naar buiten. De seismologie heeft geleerd dat de aarde voor het grootste gedeelte vast is (ondanks het voorkomen van een zekere mate van beweeglijkheid). De trillingen die bij de aardbevingen worden uitgezonden, en die de gehele aardbol kunnen doorstralen, hebben het bewijs geleverd dat de aarde is opgebouwd uit een aantal concentrische schillen, en daarom kan worden vergeleken met een steenvrucht. Men kan spreken van de aardkorst als de dunne opperhuid die de aarde omgeeft, van de aardmantel die verreweg het grootste gedeelte uitmaakt, en van de aardkern als het centrale deel.
3.1 Aardkorst
De aardkorst is een schil van betrekkelijk lichte gesteenten. De continentale korst is 30 tot 50 km dik en bestaat in het algemeen uit een laag van gesteenten die wat de seismische snelheid betreft veel lijken op graniet of granodioriet. Omdat in deze gesteenten veel silicium en aluminium voorkomen, wordt dit materiaal ook wel aangeduid met de naam sial. Onder de eerste laag bevindt zich soms een tweede, waarvan de seismische snelheid doet denken aan een zwaarder gesteente zoals basalt en gabbro. Vanwege de daarin aanwezige silicium- en magnesiummineralen wordt dit de sima-laag genoemd. Afwijkingen van deze standaardkorst vindt men onder gebergten, waar een gebergtewortel aanwezig kan zijn, zodat de totale aardkorst daar een dikte kan hebben van 60 km.
De oceanische korst is veel dunner; onder een sedimentlaag van ca. 1 km dikte bevindt zich ongeveer 5 km basalt. Een verdikte oceaanbodem wordt geconstateerd onder vulkanische eilanden, zoals Hawaii. De aardkorst is hier doorgebogen onder het gewicht van de uitgestroomde vulkanische massa die dit eiland en andere van dezelfde soort gevormd heeft, en de onderkant van de aardkorst ligt daar op abnormaal grote diepte.
De structuur van de aardkorst is zodanig dat deze als geheel in drijvend evenwicht verkeert ten opzichte van het daaronder liggende gesteente (isostasie).
3.1.1 Samenstelling
In de samenstelling van de aardkorst blijken de chemische elementen zuurstof, silicium, aluminium en ijzer samen 87,4% van het gewicht en 94,0% van het volume in te nemen. De overige elementen zijn in het algemeen slechts in zeer geringe hoeveelheden aanwezig; slechts op plaatsen waar de omstandigheden gunstig waren voor de concentratie van bepaalde mineralen vormen zich opeenhopingen hiervan. Nauwkeurige berekeningen omtrent de geochemische samenstelling van de aardkorst bestaan slechts voor de bovenste lagen tot ca. 16 km diepte (naar de Amerikaanse geochemicus F.W. Clarke ook ‘clarkegetallen’ genoemd).
3.1.2 Structuur
De structuur van de aardkorst wordt tegenwoordig onderzocht door middel van zware explosies en door diepteboringen. Bij de explosies ontstaan trillingen die langs de verschillende discontinuïteitsvlakken in de aardkorst lopen en dan worden opgevangen in geofoons (seismografen geschikt voor het registreren van zulke trillingen). Voor het onderzoek van de oceaanbodem gebruikt men hydrofoons, die door middel van boeien op het water drijven. De meest gevorderde boringen naar aardolie e.d. bereiken een diepte van ca. 1, 5 km. In 1962 hadden de Amerikanen het plan om in de oceaanbodem een put te boren tot op de Moho. Om budgettaire redenen is dit plan nooit uitgevoerd. In 1970 werd op het Kola-schiereiland door de Russen begonnen met het boren van en put tot ca. 15 km diepte. Deze boring was in 1995 tot 12,6 km diepte gevorderd, waarbij een temperatuur van 230 °C werd gemeten. De temperatuur in de aardkorst neemt gemiddeld met 3 °C per 100 m diepte toe (geothermische gradiënt).
3.2 Aardmantel
Het grensvlak tussen de aardkorst en de aardmantel wordt de discontinuïteit van Mohoroviciç of afgekort Moho genoemd. De seismische snelheden die onder de Moho worden gevonden, passen goed bij het dieptegesteente peridotiet, dat grotendeels uit olivijn (Mg-Fe-silicaat) bestaat, dit is een zwaar mineraal dat veel in basaltuitvloeiingen wordt aangetroffen. De ca. 100 km dikke buitenste schil van de aardmantel vormt samen met de daarop liggende aardkorst de harde lithosfeer of steenschaal. Hierin komt een grote verscheidenheid van gesteenten en mineralen voor, maar met toenemende diepte wordt de homogeniteit van de gesteenten steeds groter. Onder de lithosfeer bevindt zich de asthenosfeer, tussen ongeveer 100 en 200 km diepte onder de oceanen, en tussen ongeveer 100 en 500 km diepte onder de vastelanden. De asthenosfeer is een laag die door de hoge temperatuur minder hard is dan de lithosfeer, en waarin gemakkelijker plastische bewegingen kunnen plaatshebben. Men meent dat bij bewegingen van de aardkorst de lithosfeerschollen over de asthenosfeer kunnen glijden (zie voorts continentverschuiving, schollentektoniek).
3.3 Temperatuur en dichtheid
De temperatuur in de mantel is zeer onzeker. Als de geothermische gradiënt tot grote diepte gelijk blijft zou de temperatuur in de aardmantel veel meer dan 1000 °C bedragen. Waarschijnlijk is de temperatuurgradiënt in de aardmantel veel kleiner dan in de aardkorst, zodat bij de grens tussen de mantel en de kern de temperatuur niet ver boven 2000 °C ligt. Dank zij de hoge druk smelt het gesteente van de aardmantel niet. Door de hoge temperatuur is de vastheid van de aardmantel een relatief begrip; zij geldt wel voor kort-periodieke krachten zoals deze optreden bij de voortplanting van aardbevingstrillingen, maar voor langdurige krachten is dit gedrag viskeus. Dit wil zeggen dat zeer langzaam stromende bewegingen van het mantelgesteente mogelijk en zelfs waarschijnlijk zijn. De relatieve dichtheid van het gesteente in de aardmantel loopt van 3, 3 bij de onderkant van de aardkorst tot 5,7 bij de grens tussen mantel en aardkern. De elasticiteitsmodulus van het mantelgesteente (zie elasticiteit [natuurkunde]) neemt naar binnen sterk toe onder invloed van de druk; bij de grens van mantel en kern is de waarde 8 × 105 N/mm2 (de waarde voor staal onder normale omstandigheden is 2 × 105 N/mm2; beneden een diepte van 1000 km is het gesteente van de aardmantel harder dan staal).
3.4 Aardkern
Zeer abrupt is op een diepte van ca. 2900 km de overgang van de aardmantel naar de aardkern; deze heeft een complexe structuur die het noodzakelijk maakt een verdeling in een buitenkern en een binnenkern in te voeren. De buitenkern is een schil van ca. 2000 km dikte; de centrale binnenkern heeft een straal van ca. 1300 km. De inhoud van de binnenkern is 1010 km3, van de buitenkern 1,5 × 1011 km3. Terwijl de buitenkern uit een vloeistof bestaat, is de binnenkern vast. De aard van de stoffen in de aardkern is zeer onzeker. De dichtheid van de kernvloeistof is zo groot dat men algemeen denkt aan vloeibaar ijzer of nikkelijzer, eventueel vermengd met een klein gehalte aan silicaten. De temperatuur moet ca. 4000 °C bedragen. In de buitenste laag van de aardkern moet de dichtheid ongeveer 10 kg/dm3 zijn, terwijl in het centrum de dichtheid wordt geschat op 14 kg/dm3. De massa van de aardkern is 1,7 × 1021 ton, dat is 28,4% van de totale massa van de aarde.

4. Verdeling van de aardoppervlakte
Als hoofdverdeling van de aardoppervlakte geldt die in land en water, derhalve de horizontale verdeling. Deze verdeling is zeer ongelijk: water neemt van de 510, 1 miljoen km2 van de totale oppervlakte het grootste deel in, nl. 361,2 miljoen km2 of 70,8%, land slechts 148,9 miljoen km2 of 29,2%. De grote landmassa's zijn voornamelijk op het noordelijk halfrond geconcentreerd, waar zij rondom de Noordelijke IJszee gegroepeerd zijn, met slechts betrekkelijk smalle wateroppervlakten ertussen. Daarentegen lopen de landmassa's op het zuidelijk halfrond naar het zuiden spits toe, waar zij worden gescheiden door de zeer brede watervlakten van de Grote Oceaan, Atlantische Oceaan en Indische Oceaan. Projecteert men een tweetal halfronden, waarvan het eerste de grootst mogelijke landoppervlakte, het andere de grootst mogelijke wateroppervlakte omvat, dan blijkt het ‘landhalfrond’, waarvan de ‘pool’ in de buurt van de monding van de Loire ligt, toch nog altijd voor 53,2% uit water te bestaan tegen 46,8% land; op het ‘waterhalfrond’, waarvan de ‘pool’ ten zuidoosten van Nieuw-Zeeland ligt, bedraagt het wateroppervlak 88,6% van het halfrond, tegen 11,4% land. Oceanen en continenten liggen ongeveer tegenover elkaar: Antarctica tegenover de Noordelijke IJszee, Europa tegenover de Grote Oceaan, Noord-Amerika tegenover de Indische Oceaan, Azië tegenover de Atlantische Oceaan. Deze symmetrie hangt wellicht samen met een regelmatig patroon van bewegingen in de aardmantel.
4.1 Hoogteverdeling
De verticale verdeling van de aardoppervlakte onderscheidt de hooggelegen en diepe delen van de aarde; uitgangsniveau vormt hierbij de gemiddelde zeespiegel. De gemiddelde hoogte van het continent boven de zeespiegel bedraagt 875 m, de gemiddelde diepte van de zeeën 3729 m. Een aardbol zonder hoogten en diepten zou gelijkmatig zijn bedekt met een ca. 2450 m diepe zee. Brengt men de verdeling van hoog en laag in een curve tot uitdrukking (de hypsografische curve), dan blijkt ca. 75% van het vasteland onder 1000 m hoogte te liggen, terwijl in de oceanen diepten tussen 3000 en 6000 m het meest voorkomen. Het hoogste punt op het vasteland bereikt 8848 m (Mount Everest in de Himalaja); de grootste tot nu toe gemeten zeediepten, meer dan 11 km, liggen in de Marianentrog en de Filippijnentrog.

5. Bewegingen
De voornaamste bewegingen van de planeet Aarde zijn: a. een draaiende beweging om haar eigen as, de rotatie of aswenteling; b. een baanbeweging rondom de Zon, de revolutie.
5.1 Rotatie
De aarde draait om een denkbeeldige as, die het aardoppervlak snijdt in de geografische noord- en zuidpool. Deze as noemt men de momentane rotatie-as, of kortweg de aardas; het verlengde hiervan is de hemelas. De aswenteling van de aarde geschiedt in west-oostelijke richting, van het noorden uit gezien derhalve tegen de wijzers van de klok in. Deze aardrotatie vormt de oorzaak van de afwisseling van dag en nacht; de aarde volbrengt namelijk, gemeten aan de terugkeer van de culminatie van een vaste ster, één omwenteling in 23 uur 56 minuten en 4,090 seconden (sterrendag) en, gemeten aan de terugkeer van de zonneculminatie, één in 24 uur (middelbare zonnedag). De rotatie-as vormt met het vlak van de aardbaan om de zon een hoek van 66°34¢; daarmee samenhangend vormt het vlak van de aardbaan een hoek van 23°26¢ met het vlak van de equator. Deze scheve stand van de rotatie-as vormt de voorwaarde voor de wisseling van de jaargetijden. Voor het bestaan van de aardrotatie zijn verschillende bewijzen gegeven. Daarvan is historisch gezien de slingerproef van Foucault een der belangrijkste. De asrotatie heeft meer gevolgen dan alleen de dagelijkse beweging der hemellichamen. Ook de afplatting van de aarde, de richting van een passaat, de bewegingsrichting van een zeestroming en de windrichting rond een depressie hangen er direct mee samen (zie coriolisversnelling).
5.1.1 Bewegingen aardas
De positie van de aardas ten opzichte van het aardlichaam (dus ten opzichte van de figuuras) ondergaat kleine, onregelmatige schommelingen. Ook de plaats van de polen is dus veranderlijk. Deze verplaatsingen van de polen zijn echter zeer gering, zij bedragen zelden meer dan 10 m. Het gevolg is echter dat de geografische breedte (zie coördinaten [aardrijkskunde]) van een bepaald punt op aarde een klein beetje varieert. Deze breedtevariatie wordt nauwkeurig bestudeerd. Behalve de kleine schommelingen van de rotatie-as in de aarde (periode van Chandler) ondergaat deze as ook nog twee bewegingen in de ruimte (wijzigingen in de stand van de aardas ten opzichte van het vlak van de ecliptica) als gevolg van de wisselende aantrekking van zon en maan op de equatoriale verdikking (het surplus aan massa in de gebieden om de evenaar). Deze bewegingen zijn de precessie en de nutatie.
5.1.2 Rotatievariaties
Ook de rotatiesnelheid is aan veranderingen onderhevig, onder te verdelen in drie typen, nl. de seculaire, de onregelmatige en de periodieke variatie. De seculaire variatie wordt veroorzaakt door de wrijving van de getijden, die ontstaan door de gravitatiewerking van de zon en de maan op de watermassa's van de aarde. Hierdoor neemt de rotatiesnelheid van de aarde regelmatig af; per eeuw neemt de dag dan ook met 0, 0015 s toe. Aangezien de gemiddelde duur van één omloop van de aarde om de zon niet is veranderd, telde het jaar vroeger meer (kortere) dagen dan nu. Een fraaie bevestiging vond men in fossiele schelpen en koralen uit het Devoon: de groeilijntjes tonen aan dat het jaar toen meer dan 400 dagen telde. Onregelmatige en periodieke variaties kunnen ontstaan door vormveranderingen van de aardkorst, door bewegingen van de vloeibare aardkern, door de invloed van de wind op de aardkorst en door andere effecten. Sinds 1955 kan men met behulp van de atoomklok variaties in de rotatiesnelheid van de aarde zeer nauwkeurig bepalen.
5.2 Aardbaan
De aarde beweegt zich in een elliptische baan om de zon op een gemiddelde afstand van 149!600!000 km. Zij volbrengt een omloop om de zon, gerekend ten opzichte van het lentepunt, in 365 dagen 5 uren 48 minuten en 45, 97 seconden, een tijdsverloop dat het tropische jaar wordt genoemd. Zoals de rotatie van de aarde een schijnbare dagelijkse beweging van de hemellichamen veroorzaakt, geeft de baanbeweging aanleiding tot een jaarlijkse schijnbare beweging. Daardoor zien wij gedurende het gehele jaar steeds andere sterren met de zon op- en ondergaan, totdat na verloop van een omloop van de aarde deze teruggekeerd is tot het punt, dat zij twaalf maanden tevoren verlaten heeft. Terwijl de zon ten gevolge van de asrotatie van de aarde dagelijks juist als de sterren van oost naar west schijnt te bewegen, constateren wij dat zij zich tevens ten opzichte van de vaste sterren een beetje oostwaarts verplaatst (59¢ per dag). In een tijdsverloop van ongeveer 3653 dag doorloopt zij een volledige cirkel aan de hemel. Deze cirkel wordt de zonneweg of de ecliptica genoemd. Deze gaat door de twaalf sterrenbeelden die samen de dierenriem vormen, en door het sterrenbeeld Slangendrager (Ophiuchus)

 
   

Footer worldwidebase



uw eigen startpagina


© copyright WorldwideBase 2005-2009