Masa terrestre

Los otros tres planetas terrestres del sistema solar son Mercurio, Venus y Marte, que tienen unas masas de 0.055; 0.815 y 0.107 veces la masa terrestre, respectivamente.La masa de la Tierra se puede comparar con las de muchos otros cuerpos celestes y equivale a: En esta sección se describe cómo se ha llegado a determinar con precisión la masa de la Tierra, desde las ideas iniciales propuestas por Isaac Newton en el siglo XVII hasta la actualidad.Se pueden considerar a priori dos tipos de mediciones para determinar el producto), hay que hacer correcciones (calculables) para reflejar los efectos perturbadores.Simplificando un poco, podemos despreciar la rotación terrestre y suponer que la Tierra es esférica.es la distancia desde este eje al baricentro o centro de masas del cuerpo.como la longitud del péndulo simple que tiene el mismo período,[5]​ A mediados del siglo XVII el péndulo probablemente no fue concebido por su posible uso para medir el tiempo, pero más tarde comenzó a ser utilizado como un reloj por los astrónomos.Más tarde, Isaac Newton propuso dos métodos diferentes para determinar por separado ya sea G o M. Los primeros intentos para determinar la masa de la Tierra por el segundo método son las de Bouguer, durante la expedición al Perú (1735 a 1744).Sin embargo, por razonamiento heurístico, concluyó que la densidad media debía estar entre 5 y 6 veces la del agua.La primera estación fue establecida en la ladera sur a una altitud de unos 4700 metros situada sobre el mismo meridiano que el supuesto centro de gravedad.A raíz de la desviación de la plomada en un ángulo δ debido a la atracción del vecino Chimborazo, la altura aparente de las estrellas del grupo del norte iba a ser algo menor que la altura real (es decir, la altura que se observaría en la misma latitud y al mismo tiempo en una región desprovista de topografía) en una cantidad δ, mientras que la altura aparente de las estrellas del grupo del sur fue mayor que la altura real en esa misma cantidad δ.El astrónomo Nevil Maskelyne (1732-1811) propuso en 1772 la repetición de la experiencia del Chimborazo.Esta montaña, cuya cumbre se eleva a 1010 m, tiene una cresta corta que corre de este a oeste, y fuertes pendientes hacia el norte y el sur.Consiguió llevar la estimación de ρ a un rango entre 4.56 y 4.87 g/cm³.Petit calculó la influencia de los Pirineos sobre la dirección de la plomada en Toulouse y se encontró que el valor observado era mucho menor que el valor teórico.El Monte Schiehallion y Arthur's Seat son excepciones notables, probablemente a causa de sus áreas limitadas que no permiten la compensación isostática.A esto se le llama efecto de la corrección al aire libre, o corrección de Faye, en honor al astrónomo Hervé Faye (1814-1902).Esto demuestra que la densidad media ρ (y por lo tanto la masa) de la Tierra se expresa en términos de cantidades conocidas o medibles, siempre que podamos estimar p' correctamente.Sin embargo, esta determinación histórica demostraba que la Tierra no estaba hueca o llena de agua en su interior, como algunos argumentaban en ese momento.El método de Airy supone que la Tierra tiene una estratificación esférica.Además, Airy admite valores particulares para la densidad en profundidad.Más tarde, en 1883, los experimentos realizados por Robert von Sterneck (1839‑1910) a distintas profundidades en minas de Sajonia y Bohemia proporcionaron valores de la densidad media ρ entre 5.0 y 6.3 g/cm³.Esto puso en evidencia el escaso crédito que merecían los supuestos de Airy.Este equipo se encuentra en un armario de madera estrechos.Estas dos masas grandes m2 se colocan a ambos lados del plano OAB, cerca de las dos masas pequeñas m1, por lo que cada par de masas (m1, m2) se atraen con una fuerza F = Gm1m2/d² que actúan en una dirección horizontal perpendicular al plano OAB.El hilo OC se tuerce, por la acción de este par de fuerzas, un ángulo horizontal θ que se puede medir utilizando, por ejemplo, un sistema óptico.John Michell murió en 1793 antes de poder usar su dispositivo para medir G. Este pasó primero a William Hyde Wollaston, quien no lo utilizó, pero se lo dio poco después a Henry Cavendish (1731-1810).Este hizo algunas mejoras, manteniendo básicamente la configuración diseñada por Michell.Muchas otras medidas de G siguieron a las realizadas por Cavendish: