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Neptun) bedeutend übertroffen. Ihre Entfernung von der Sonne [* 2] ist nicht immer gleich groß; im Durchschnitt beträgt sie 148 ⅔ Mill. km oder 20,036 Mill. Meilen (s. Sonne), und da die Exzentrizität der Bahn e = 0,01677 ist, so kann die Entfernung um höchstens 1/60 größer oder kleiner werden als der Mittelwert. Die Umlaufszeit beträgt siderisch 365,25673 Tage oder 365 Tage 6 Stunden 9 Minuten 10,75 Sekunden, tropisch 365,24222 Tage oder 365 Tage 5 Stunden 48 Minuten 46 Sekunden; vgl. Jahr.
Als Kopernikus mit der Lehre [* 3] von der jährlichen Bewegung der Erde um die Sonne auftrat, erhoben seine wissenschaftlichen Gegner den Einwand, daß sich diese Bewegung in scheinbaren jährlichen Ortsveränderungen der Fixsterne [* 4] abspiegeln, daß man eine jährliche Parallaxe [* 5] (s. d.) bei den letztern wahrnehmen müsse. Kopernikus selbst hatte diesen Punkt bereits erwähnt und ganz richtig vermutet, daß die Kleinheit dieser Parallaxe sie der Beobachtung entziehe.
In der That ist auch die Bestimmung einer Anzahl Fixsternparallaxen in unserm Jahrhundert gelungen und damit nicht nur der Abstand der betreffenden Sterne von uns gefunden, sondern auch ein direkter Beweis für die Bewegung der Erde um die Sonne geliefert worden. Beim Suchen nach der Fixsternparallaxe wurde aber auch noch und zwar lange, bevor man diese fand, eine andre Erscheinung entdeckt, die für sich allein einen Beweis für die Bewegung der Erde um die Sonne liefert: die Aberration [* 6] (s. d.).
So wie die tägliche Umdrehung der Erde um ihre Achse zur Folge hat, daß die Sonne scheinbar im Lauf eines Tags in der Richtung von O. nach W. einen Kreis [* 7] am Himmel [* 8] beschreibt, dessen Ebene senkrecht auf der Weltachse steht, so bewirkt die Bewegung der Erde um die Sonne, daß die letztere im Lauf eines Jahrs unter den Fixsternen der scheinbaren Himmelskugel einen größten Kreis beschreibt, in welchem sie täglich um ungefähr 59 Bogenminuten in der Richtung von W. nach O. vorrückt.
Dieser größte Kreis, die Ekliptik oder scheinbare Sonnenbahn, bildet mit dem Äquator einen Winkel [* 9] von ungefähr 23½°, die Schiefe [* 10] der Ekliptik genannt. Diese jährliche Bewegung der Sonne bewirkt einesteils, daß die Zeit von einer Kulmination der Sonne bis zur nächsten oder der wahre Sonnentag etwas länger ist als der Sterntag, und daß die Dauer des Sonnentags nicht ganz unveränderlich ist (vgl. Sonnenzeit); andernteils aber ist sie auch die Ursache von der täglichen Änderung der Deklination der Sonne, womit wieder die Änderung der Punkte des Auf- und Unterganges und der Tageslänge, gerechnet vom Auf- bis zum Untergang, zusammenhängt.
Nur an zwei Tagen im Jahr, 21. März und 23. Sept. geht die Sonne genau im O. auf und im W. unter;
es ist dies die Zeit, wenn Tag und Nacht gleich sind, die Zeit der Frühlings- und Herbstnachtgleichen oder Äquinoktien;
vom 21. März dagegen bis zum 21. Juni rückt die Sonne beim Auf- und Untergang weiter nach N. vor und beschreibt einen täglich höher steigenden Bogen [* 11] am Himmel;
die Tage werden länger, die Nächte kürzer, die Strahlen der Sonne fallen unter steilerm Winkel auf und erwärmen daher mehr, bis endlich 21. Juni die Sonne am weitesten nach N. vorgerückt ist und ihren höchsten Bogen beschreibt.
Von da an rückt sie beim Auf- und Niedergang wieder dem Ost- und Westpunkt näher und kulminiert täglich minder hoch; die Tage werden kürzer, bis 23. Sept. wieder Tag und Nacht gleich sind. Von nun an geht die Sonne täglich südlicher auf und unter, die Nächte werden länger als 12 Stunden, bis jene endlich 21. Dez. ihren niedrigsten Stand hat, ihre Strahlen am schiefsten auffallen und am wenigsten erwärmen und sie nun wieder von da zurückzukehren beginnt. Die beiden äußersten Punkte, zu denen die Sonne scheinbar nach N. und S. vorrückt, um von ihnen wieder zurückzukehren, nennt man die Solstitien, auch Sonnenwenden: den höchsten oder nördlichsten, den sie 21. Juni erreicht, das Sommer-, den tiefsten oder südlichsten, 21. Dez., das Wintersolstitium.
Sie liegen beide um 23½° vom Äquator des Himmels entfernt, und die durch sie gehenden Parallelkreise, welche die Sonne 21. Juni und 21. Dez. beschreibt, heißen Wendekreise, jener der des Krebses, dieser der des Steinbocks. Dieser täglich wechselnde Stand der Sonne ist Grund der verschiedenen Tages- und Nachtlängen und der Jahreszeiten. [* 12] Für alle Orte des Äquators sind Tag und Nacht stets einander an Länge gleich; entfernt man sich aber gegen die Pole hin, so wird der Unterschied zwischen dem längsten und kürzesten Tag immer größer, ja innerhalb der beiden Polarkreise, d. h. der Parallelkreise von 66½° nördl. und südl. Br., herrscht während einer gewissen Jahreszeit beständig Tag, während der entgegengesetzten beständig Nacht.
Über die Dauer des längsten Tags vgl. Tag. Mit der wechselnden Tageslänge stehen ferner die Jahreszeiten (im astronomischen Sinn) im Zusammenhang. Mit der Frühlingsnachtgleiche, 21. März, beginnt auf der nördlichen Erdhälfte der Frühling (auf der südlichen der Herbst) und dauert bis zur Sommersonnenwende, d. h. bis zum längsten Tag, an welchem die Sonne mittags senkrecht steht über den Punkten des Parallelkreises von 23½° nördl. Br. auf der den man gleich dem entsprechenden Parallelkreis am Himmel den Wendekreis des Krebses nennt.
Von da an beginnt mit abnehmender Tageslänge unser Sommer (auf der Südhemisphäre der Winter), der bis zum Tag des Herbstäquinoktiums, 23. Sept., dauert. Mit diesem nimmt unser Herbst (auf der Südhalbkugel der Frühling) seinen Anfang und dauert bis zum kürzesten Tag, 21. Dez., an welchem die Sonne senkrecht über dem Parallel [* 13] von 23½° südl. Br., dem Wendekreis des Steinbocks, steht. Von da bis zum Frühlingsäquinoktium haben wir Winter (auf der Südhemisphäre herrscht Sommer). Infolge der ungleichförmigen Bewegung der Erde in ihrer Bahn sind auch die Jahreszeiten nicht von gleicher Länge, es hat vielmehr der Frühling 91 Tage 21 Stunden, der Sommer 93 Tage 14 Stunden, der Herbst 89 Tage 18 Stunden und der Winter 89 Tage 1 Stunde, so daß unser Sommerhalbjahr 6 Tage 16 Stunden länger ist als das Winterhalbjahr.
Mit der Schiefe der Ekliptik hängt endlich noch zusammen die schon von Parmenides (5. Jahrh. v. Chr.) herrührende Einteilung der Erdoberfläche in fünf Zonen: die heiße zwischen beiden Wendekreisen, zwei gemäßigte zwischen dem Wende- und dem Polarkreis jeder Hemisphäre und die beiden kalten innerhalb der Polarkreise.
II. Physikalische Verhältnisse der Erde.
Wenden wir uns von den mathematischen zu den physikalischen Verhältnissen, welche zum Teil mit den vorigen in innigem Verband [* 14] stehen. Die Erde ist aus drei einander konzentrisch umschließenden Gliedern zusammengesetzt: der Erdfeste, aus dem die Vertiefungen derselben ausfüllenden Ozean und aus der alles umfassenden Atmosphäre. Daß die Erde im Innern, wie man wohl früher auch geglaubt hat, nicht hohl sei, beweist die Größe ihrer Dichtigkeit. Denn obgleich die von verschiedenen Gelehrten und nach ¶
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abweichenden Methoden erhaltenen Werte des spezifischen Gewichts des Gesamterdkörpers bedeutende Differenzen zeigen (Maximum, von Airy gefunden, 6,623; Minimum nach Maskelyne 4,713; neueste Bestimmung nach Jolly 5,692), so stimmen doch alle Untersuchungen darin überein, daß sich für die gesamte Erde eine viel bedeutendere Dichtigkeit als für die direkter Untersuchung zugängliche Erdkruste ergibt, für welche nach den in derselben vorherrschenden Materialien höchstens drei angenommen werden kann. Man muß daraus schließen, daß der Erdkern aus viel dichtern Stoffen besteht als die Kruste, wobei es freilich eine offene Frage bleibt, ob sich zwischen Kern und Kruste bloß physikalische od. chemisch-mineralogische Unterschiede abspielen.
Die äußere Erdkruste ist aus einer verhältnismäßig geringen Anzahl von Mineralien [* 16] zusammengesetzt, welche teils die fossilfreien, kristallinischen Massengesteine, teils die petrefaktenführenden Sedimentgesteine zusammensetzen. Die ältesten Bildungen, welche wir kennen, sind kristallinische Gesteine, Gneis, Glimmerschiefer, Granit etc. Da diese Gesteine die Basis der ältesten Formationen zweifellos sedimentären Ursprungs bilden, so werden sie oft als die ursprüngliche Erstarrungsrinde des Planeten, [* 17] als das sogen. Urgebirge, betrachtet.
Die Sedimentbildungen, aus Zertrümmerungs- und Zersetzungsprodukten kristallinischer Gesteine (Konglomeraten, Sandsteinen, Thonen etc.) oder aus Niederschlägen (Kalk, Gips), [* 18] häufig auch größtenteils aus Petrefakten [* 19] oder organischen Resten (Korallen, [* 20] Muscheln, [* 21] Kalken, Kohlen) bestehend, sind durchweg geschichtet, d. h. die Massen zeigen, soweit sie derselben Bildungsperiode angehören und der Zusammenhang nicht gestört ist, parallele Begrenzungsflächen, denen mitunter auch die innere Struktur, die Schieferung, entspricht.
Die Sedimentgesteine wie auch die ältern kristallinischen Gesteine sind dann wieder an vielen Orten von jüngern Eruptivgesteinen (Porphyren, Trachyten, Basalten) durchbrochen worden. Auch sind die Massen vielfach aus ihrer ursprünglichen Lage gebracht, aufgerichtet, verschoben und zusammengefaltet; gleichzeitig wurde die Oberfläche erodiert, von Thalbildungen durchschnitten, und auf diese Weise sind uns von der äußersten Erdrinde sehr mannigfache Profile bloßgelegt, die uns im Zusammenhang aber immer nur eine sehr dünne Schale unsers Planeten vor Augen führen.
Die Zahlen, welche man für die Mächtigkeit der Sedimentformationen angeben kann, sind naturgemäß ungleich und meistens ziemlich unsicher; wenn wir das sogen. Grundgebirge hinzurechnen, soweit es uns erschlossen ist, so dürfen wir die Gesamtmächtigkeit, senkrecht zur Schichtung gemessen, höchstens auf 15 bis 25 km veranschlagen. Läge also die ganze Reihe aller Formationen, die wir kennen, an einer Stelle horizontal übereinander, so würde ihre Gesamtmächtigkeit ungefähr dem 300. Teil des Erdhalbmessers gleichkommen.
Weitgehende hypothetische Folgerungen sind an die Temperaturverhältnisse des zugänglichen Teils des Erdinnern angeknüpft worden. Die Erdoberfläche wird durch die Sonnenstrahlen nicht gleichmäßig erwärmt; vielmehr können wir für jeden Ort je nach seiner Lage zur Sonne zweifach periodische, nämlich tägliche und jährliche, Variationen der Erwärmung unterscheiden. Beide reichen nur bis zu gewissen Tiefen; die täglichen Variationen verschwinden in unsern Breiten etwa in 1-2 m, die jährlichen erst in etwa 20 m Tiefe.
Die Grenzen [* 22] liegen der Oberfläche um so näher, je geringer für den betreffenden Ort die Schwankungen in den Temperaturverhältnissen sind; sie liegen daher in den gemäßigten Zonen am tiefsten, in der Nähe des Äquators und der Pole am höchsten. An der Grenze der jährlichen Schwankungen ist die Temperatur etwa gleich der mittlern Temperatur des Oberflächenortes. Nun nimmt aber, soweit bis jetzt die Beobachtungen reichen, die Temperatur von diesem Punkt an nach dem Innern zu. Beobachtungen über das Verhältnis der Temperatur zur Tiefe sind zunächst bei Bohrlöchern, wie solche namentlich für die sogen. artesischen Brunnen [* 23] hergestellt werden, gut anzustellen.
Aus dem Verhältnis der mittlern Temperatur der Oberfläche zur Temperatur und Tiefe eines Bohrloches ergibt sich die sogen. geothermische Tiefenstufe, d. h. diejenige Tiefendifferenz, bei welcher unter Voraussetzung einer gleichmäßigen Zunahme die Temperatur um 1° C. steigt. Diese Tiefenstufe liegt nach den meisten Beobachtungen in artesischen Brunnen zwischen 25 und 30 m. Sie beträgt z. B. bei dem Bohrloch von La Rochelle 19,7 m, zu Burg bei Magdeburg [* 24] 26,0 m, zu Rouen [* 25] 29,1 m, zu Mondorff ^[richtig: Mondorf] in Luxemburg [* 26] 29,6 m, Bad [* 27] Oeynhausen 30,0 m, Grenelle (Paris) [* 28] 30,8 m, zu Artern in Thüringen aber 39,9 m. Die größten Tiefen und höchsten Temperaturen erreichte man in dem Bohrloch bei Sperenberg bei Berlin [* 29] (1313 m mit 48,1° C.) und Schladebach bei Merseburg [* 30] (1392 m mit 49°). Als weiteres allgemeines Gesetz ergab sich, daß die Intensität der Zunahme der Temperatur nach dem Erdinnern zu abnimmt, d. h., daß die Wärme [* 31] der geothermischen Tiefenstufe mit der Tiefe wechselt.
Die Angabe eines Zahlenwerts aber für diese Zunahme der geothermischen Tiefenstufe ist nicht zulässig wegen zu großer Differenz der Beobachtungswerte. Übereinstimmend damit sind die ebenfalls für die Bestimmung der Wärmezunahme sehr geeigneten Beobachtungen über die Temperatur der Gesteine in verschiedenen Tiefen der Bergwerke. Schon 1740 wurden von Gensanne zu Giromagny in den Vogesen derartige Versuche angestellt; später haben sich vorzüglich Saussure, d'Aubusson, Trebra, Reich u. a. mit diesem Gegenstand beschäftigt. Am vollständigsten sind die Untersuchungen, welche auf Veranlassung der preußischen und sächsischen Bergbehörden in verschiedenen Bergwerken dieser Länder angestellt wurden.
Sie bestätigten zunächst das allgemeine Resultat, daß an jedem Ort eine Zunahme der Temperatur nach der Tiefe zu stattfindet. In jeder Tiefenstation bleibt die Temperatur konstant; die Größe der thermischen Tiefenstufe ist jedoch sehr verschieden, zwischen 15 und 100 m wechselnd, befunden worden, und ein allgemeines Gesetz über den Modus der Wärmezunahme läßt sich auch aus diesen Untersuchungen nur insoweit ableiten, als in großen Tiefen die Intensität nachläßt. Es zeigte sich der bemerkenswerte Unterschied, daß in Steinkohlengruben die Zunahme der Temperatur viel bedeutender, in der Regel fast doppelt so groß ist als in Erzgruben.
Dieser Unterschied ist wohl ohne Zweifel auf die intensive chemische Zersetzung zurückzuführen, welche innerhalb der Kohlenflöze stattfindet. Von andern hierher gehörigen Beobachtungen sind noch die in den großen, neuerdings gebohrten Alpentunnels zu erwähnen. Schon bei Durchbohrung des Mont Cenis, besonders aber in vorzüglicher Weise (durch Stapff) bei Herstellung des Gotthardtunnels, wurden geothermische Untersuchungen angestellt, welche übrigens schon früher theoretisch gezogene Schlüsse bestätigten. Verbindet man gleich temperierte Punkte des Erdinnern durch Linien (Chthonisothermen), [* 32] so liegen dieselben unter ebenen Gegenden ungefähr parallel zu einander und zu der Erdoberfläche (A der ¶