De ce meteoriții ard în atmosferă. De ce majoritatea meteoriților ard înainte de a ajunge la suprafața pământului?

Detalii Categorie: Oaspeți spațiu Publicat la 17.10.2012 17:04 Vizualizări: 6212

meteorid(corp de meteorit) - un corp ceresc de dimensiuni intermediare între praful interplanetar și un asteroid.

Aici trebuie să înțelegem puțină terminologie. Zburând cu mare viteză în atmosfera Pământului, din cauza frecării, se încălzește și se arde, transformându-se într-o lumină luminoasă. meteor, sau o minge de foc, care poate fi văzută ca stea căzătoare. Urma vizibilă a unui meteorid care intră în atmosfera Pământului se numește meteor, și un meteoroid care a căzut la suprafața Pământului - meteorit.
Sistemul solar este plin de aceste mici resturi spațiale, care se numesc meteoroizi. Pot fi particule de praf din comete, bolovani mari sau chiar fragmente de asteroizi sparți.
Conform definiției oficiale a Organizației Internaționale de Meteori (IMO), meteorid este un obiect solid care se mișcă în spațiul interplanetar, dimensiunea este semnificativă mai mic decât un asteroid, dar mult mai mare decât un atom. Societatea Regală Astronomică Britanică a propus o altă formulare, conform căreia un meteorid este un corp cu un diametru de 100 microni până la 10 m.

nu este un obiect, dar fenomen, adică urmă strălucitoare a unui meteorid. Fie că zboară din atmosferă înapoi în spaţiu, fie că arde în atmosferă, fie că cade pe Pământ ca meteorit - acest fenomen se numește meteor.
Caracteristicile distinctive ale unui meteor, pe lângă masă și dimensiune, sunt viteza sa, înălțimea de aprindere, lungimea pistei (calea vizibilă), luminozitatea strălucirii și compoziția chimică (afectează culoarea arderii).
Meteorii se adună adesea în ploi de meteori - mase constante meteori care apar într-o anumită perioadă a anului, într-o anumită parte a cerului. Sunt cunoscute ploile de meteori Leonide, Quadrantide și Perseide. Toate ploile de meteori sunt generate de comete ca urmare a distrugerii în timpul procesului de topire în timpul trecerii părții interioare a sistemului solar.

Urma unui meteor dispare de obicei în câteva secunde, dar uneori poate rămâne câteva minute și se poate deplasa sub influența vântului la înălțimea meteorului. Uneori, Pământul traversează orbitele meteoroizilor. Apoi, trecând prin atmosfera pământului și încălzindu-se, ele explodează cu fâșii strălucitoare de lumină, care se numesc meteori sau stele căzătoare.
LA noapte senina poti vedea mai multi meteori intr-o ora. Și când Pământul trece printr-un flux de particule de praf lăsate în urmă de o cometă care trece, zeci de meteori pot fi văzuți în fiecare oră.
Se găsesc uneori bucăți de meteoriți care au supraviețuit după ce au trecut prin atmosferă ca meteori și au căzut la pământ sub formă de pietre carbonizate. De obicei sunt de culoare închisă și foarte grele. Uneori par ruginite. Se întâmplă ca meteoriți să spargă prin acoperișurile caselor sau să cadă în apropierea casei. Dar pericolul de a fi lovit de un meteorit pentru o persoană este neglijabil. Singurul caz documentat al unui meteorit care a lovit o persoană a avut loc la 30 noiembrie 1954 în statul Alabama. Un meteorit cântărind aproximativ 4 kg a spart acoperișul casei și a ricoșat-o pe Anna Elizabeth Hodges pe braț și coapsă. Femeia a primit vânătăi.
Pe lângă metodele vizuale și fotografice de studiere a meteorilor în timpuri recente S-au dezvoltat tehnologii electron-optice, spectrometrice și în special radar, bazate pe proprietatea unei urme de meteori de a împrăștia undele radio. Sondajul radiofonic și studiul mișcării traseelor ​​de meteori oferă informații importante despre starea și dinamica atmosferei la altitudini de aproximativ 100 km. Este posibil să se creeze canale radio meteor.

Corp origine cosmică căzând pe suprafața unui obiect ceresc mare.
Majoritatea meteoriților găsiți au o greutate de la câteva grame până la câteva kilograme. Cel mai mare meteorit găsit vreodată Goba(greutate aproximativ 60 de tone). Se crede că pe Pământ cad 5-6 tone de meteoriți pe zi, sau 2 mii de tone pe an.
Academia Rusă de Științe are acum un comitet special care gestionează colectarea, studiul și depozitarea meteoriților. Comitetul are o mare colecție de meteoriți.
La locul accidentului meteorit mare se poate forma crater(astroblemă). Unul dintre cele mai faimoase cratere din lume - Arizona. Se presupune că cel mai mare crater de meteorit de pe Pământ - Craterul Wilkes Land din Antarctica(diametru aproximativ 500 km).

Cum se întâmplă asta

Un meteor intră în atmosfera Pământului cu o viteză de 11 până la 72 km/s. La această viteză, începe să se încălzească și să strălucească. în detrimentul ablatie(arderea și suflarea prin fluxul de particule care se apropie din substanța corpului meteoric), masa corpului care a ajuns la suprafață poate fi mai mică și, în unele cazuri, semnificativ mai mică decât masa sa la intrarea în atmosferă. De exemplu, un corp mic care intră în atmosfera Pământului cu o viteză de 25 km/s sau mai mult arde aproape complet. Cu o asemenea rata de intrare in atmosfera, din zeci si sute de tone de masa initiala, doar cateva kilograme sau chiar grame de materie ajung la suprafata. Urme ale arderii unui meteorid în atmosferă pot fi găsite pe aproape întreaga traiectorie a căderii acestuia.
Dacă corpul meteoritului nu a ars în atmosferă, atunci când decelerează, își pierde componenta orizontală a vitezei. Acest lucru duce la o schimbare a traiectoriei căderii. Pe măsură ce meteoritul încetinește, strălucirea corpului meteoritului scade, se răcește (se indică adesea că meteoritul a fost cald, nu fierbinte, în timpul toamnei).
În plus, poate avea loc distrugerea meteoroidului în fragmente, ceea ce duce la o ploaie de meteoriți.

Meteoriți mari descoperiți în Rusia

Meteoritul Tunguska(momentan nu este clară exact originea meteoritului fenomenului Tunguska). A căzut la 30 iunie 1908 în bazinul râului Podkamennaya Tunguska din Siberia. Energia totală este estimată la 40-50 megatone echivalent TNT.
meteorit Țarevski(ploaia de meteori). A căzut pe 6 decembrie 1922 lângă satul Tsarev, regiunea Volgograd. Aceasta este meteorit de piatră. Masa totală a fragmentelor colectate este de 1,6 tone pe o suprafață de aproximativ 15 metri pătrați. km. Greutatea celui mai mare fragment căzut a fost de 284 kg.

Meteoritul Sikhote-Alin(masa totală a fragmentelor este de 30 de tone, energia este estimată la 20 de kilotone). Era un meteorit de fier. A căzut în taiga Ussuri la 12 februarie 1947.
Minge de foc Vitim. A căzut lângă satele Mama și Vitimsky, districtul Mamsko-Chuysky Regiunea Irkutskîn noaptea de 24-25 septembrie 2002. Energia totală a exploziei meteoritului, aparent, este relativ mică (200 de tone de TNT, cu energia inițială 2,3 kilotone), masa inițială maximă (înainte de ardere în atmosferă) este de 160 de tone, iar masa finală a fragmentelor este de aproximativ câteva sute de kilograme.
Deși meteoriții cad pe Pământ des, descoperirea unui meteorit este un eveniment destul de rar. Laboratorul de Meteoritică raportează: „În total, doar 125 de meteoriți au fost găsiți pe teritoriul Federației Ruse în 250 de ani.”

Atmosfera a început să se formeze odată cu formarea Pământului. Pe parcursul evoluției planetei și pe măsură ce parametrii ei se apropie valorile moderne s-au produs modificări fundamental calitative în compoziția sa chimică și în proprietățile fizice. Conform modelului evolutiv, într-un stadiu incipient, Pământul era în stare topit și s-a format ca un corp solid acum aproximativ 4,5 miliarde de ani. Această piatră de hotar este considerată începutul cronologiei geologice. Din acel moment, a început evoluția lentă a atmosferei. Unele procese geologice (de exemplu, revărsarea de lavă în timpul erupțiilor vulcanice) au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea includ azot, amoniac, metan, vapori de apă, oxid de CO2 și dioxid de carbon CO2. Sub influența radiației ultraviolete solare, vaporii de apă s-au descompus în hidrogen și oxigen, dar oxigenul eliberat a reacționat cu monoxidul de carbon, formând dioxid de carbon. Amoniacul descompus în azot și hidrogen. Hidrogenul, în procesul de difuzie, s-a ridicat și a părăsit atmosfera, în timp ce azotul mai greu nu a putut scăpa și s-a acumulat treptat, devenind componenta principală, deși o parte din el a fost legată în molecule ca urmare a reacțiilor chimice ( cm. CHIMIA ATMOSFEREI). Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze prezent în atmosfera inițială a Pământului a intrat în reacții chimice, în urma cărora s-a format materie organicăîn special aminoacizii. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză, însoțit de eliberarea de oxigen. Acest gaz, mai ales după difuzia în atmosfera superioară, a început să-și protejeze straturile inferioare și suprafața Pământului de radiațiile ultraviolete și de raze X care pun viața în pericol. Conform estimări teoretice, un conținut de oxigen de 25.000 de ori mai mic decât este acum ar putea duce deja la formarea unui strat de ozon cu doar jumătate din cât este acum. Cu toate acestea, acest lucru este deja suficient pentru a oferi o protecție foarte semnificativă a organismelor de efectele dăunătoare ale razelor ultraviolete.

Este probabil ca atmosfera primară să fi conținut mult dioxid de carbon. A fost consumat în timpul fotosintezei, iar concentrația sa trebuie să fi scăzut pe măsură ce lumea vegetală a evoluat, dar și datorită absorbției în timpul unor procese geologice. În măsura în care Efectul de seră asociate cu prezența dioxidului de carbon în atmosferă, fluctuațiile concentrației acestuia sunt una dintre motive importante schimbări climatice la scară atât de mare din istoria Pământului ca epocile glaciare.

prezent în atmosfera modernă heliul este în mare parte un produs al descompunerii radioactive a uraniului, toriului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule a, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece o sarcină electrică nu se formează și nu dispare în timpul dezintegrarii radioactive, odată cu formarea fiecărei particule a apar doi electroni care, recombinându-se cu particulele a, formează atomi de heliu neutri. elemente radioactive continute in minerale imprastiate in grosime stânci, prin urmare, o parte semnificativă din heliul format ca urmare a descompunerii radioactive este stocată în ele, scăpând foarte lent în atmosferă. O anumită cantitate de heliu se ridică în exosferă datorită difuziei, dar datorită afluxului constant din suprafața pământului, volumul acestui gaz în atmosferă aproape nu se modifică. Bazat analiza spectrală lumina de la stele și studiul meteoriților, se poate estima abundența relativă a diverselor elemente chimiceîn Univers. Concentrația de neon în spațiu este de aproximativ zece miliarde de ori mai mare decât pe Pământ, krypton - de zece milioane de ori și xenon - de un milion de ori. De aici rezultă că concentrația acestor gaze inerte, aparent prezente inițial în atmosfera Pământului și nereumplute în cursul reacțiilor chimice, a scăzut foarte mult, probabil chiar în stadiul de pierdere a atmosferei sale primare de către Pământ. O excepție este gazul inert de argon, deoarece se formează încă sub forma izotopului 40 Ar în procesul de dezintegrare radioactivă a izotopului de potasiu.

Distribuția presiunii barometrice.

Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 10 15 tone.Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, este de aproximativ 11 t/m2 = 1,1 kg/cm2 la nivelul mării. Presiune egală cu P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Artă. = 1 atm, luată ca presiune atmosferică medie standard. Pentru o atmosferă în echilibru hidrostatic avem: d P= -rgd h, ceea ce înseamnă că pe intervalul de înălțimi de la h inainte de h+d h are loc egalitatea între modificarea presiunii atmosferice d Pși greutatea elementului corespunzător al atmosferei cu unitate de suprafață, densitate r și grosime d h. Ca raport între presiune R si temperatura T se folosește ecuația de stare a unui gaz ideal cu densitatea r, care este destul de aplicabilă pentru atmosfera terestră: P= r R T/m, unde m este masa moleculara, iar R = 8,3 J/(K mol) este constanta universală a gazului. Apoi d log P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, unde gradientul de presiune este pe o scară logaritmică. Reciproca lui H se numește scara înălțimii atmosferei.

Când se integrează această ecuație pentru o atmosferă izotermă ( T= const) sau la rândul ei, acolo unde o astfel de aproximare este acceptabilă, se obține legea barometrică a distribuției presiunii cu altitudinea: P = P 0 exp(- h/H 0), unde citirea înălțimii h produs de la nivelul oceanului, unde este presiunea medie standard P 0 . Expresie H 0=R T/ mg, se numește scara de înălțime, care caracterizează întinderea atmosferei, cu condiția ca temperatura din aceasta să fie aceeași peste tot (atmosfera izotermă). Dacă atmosfera nu este izotermă, atunci este necesar să se integreze ținând cont de schimbarea temperaturii cu înălțimea și a parametrului H- unele caracteristici locale ale straturilor atmosferei, in functie de temperatura acestora si de proprietatile mediului.

Atmosfera standard.

Model (tabel cu valorile parametrilor principali) corespunzător presiunii standard la baza atmosferei R 0 și compoziția chimică se numește atmosfera standard. Mai precis, acesta este un model condiționat al atmosferei, pentru care valorile medii ale temperaturii, presiunii, densității, vâscozității și altor caracteristici ale aerului pentru o latitudine de 45° 32° 33І sunt stabilite la altitudini de la 2 km sub mări nivel până la limita exterioară a atmosferei pământului. Parametrii atmosferei medii la toate altitudinile au fost calculați folosind ecuația de stare a gazului ideal și legea barometrică. presupunând că la nivelul mării presiunea este de 1013,25 hPa (760 mmHg) și temperatura este de 288,15 K (15,0°C). Prin natura distribuției verticale a temperaturii, atmosfera medie este formată din mai multe straturi, în fiecare dintre acestea temperatura fiind aproximativă. funcție liniarăînălţime. În cel mai de jos strat - troposferă (h Ј 11 km), temperatura scade cu 6,5 ° C cu fiecare kilometru de urcare. La altitudini mari, valoarea și semnul gradientului vertical de temperatură se modifică de la strat la strat. Peste 790 km, temperatura este de aproximativ 1000 K și practic nu se modifică odată cu înălțimea.

Atmosfera standard este un standard actualizat periodic, legalizat, emis sub formă de tabele.

Tabelul 1. model standard atmosfera pământului
Tabelul 1. MODEL STANDARD DE ATMOSFERĂ Pământului. Tabelul arată: h- înălțimea față de nivelul mării, R- presiune, T– temperatura, r – densitatea, N este numărul de molecule sau atomi pe unitatea de volum, H- scara de inaltime, l este lungimea drumului liber. Presiunea și temperatura la o altitudine de 80–250 km, obținute din datele rachetelor, au valori mai mici. Valorile extrapolate pentru înălțimi mai mari de 250 km nu sunt foarte precise.
h(km) P(mbar) T(°C) r (g/cm 3) N(cm -3) H(km) l(cm)
0 1013 288 1,22 10 -3 2,55 10 19 8,4 7,4 10 -6
1 899 281 1,11 10 -3 2.31 10 19 8,1 10 -6
2 795 275 1,01 10 -3 2.10 10 19 8,9 10 -6
3 701 268 9,1 10 -4 1,89 10 19 9,9 10 -6
4 616 262 8,2 10 -4 1,70 10 19 1,1 10 -5
5 540 255 7,4 10 -4 1,53 10 19 7,7 1,2 10 -5
6 472 249 6,6 10 -4 1,37 10 19 1,4 10 -5
8 356 236 5,2 10 -4 1.09 10 19 1,7 10 -5
10 264 223 4,1 10 -4 8,6 10 18 6,6 2,2 10 -5
15 121 214 1,93 10 -4 4,0 10 18 4,6 10 -5
20 56 214 8,9 10 -5 1,85 10 18 6,3 1,0 10 -4
30 12 225 1,9 10 -5 3,9 10 17 6,7 4,8 10 -4
40 2,9 268 3,9 10 -6 7,6 10 16 7,9 2,4 10 -3
50 0,97 276 1,15 10 -6 2,4 10 16 8,1 8,5 10 -3
60 0,28 260 3,9 10 -7 7,7 10 15 7,6 0,025
70 0,08 219 1,1 10 -7 2,5 10 15 6,5 0,09
80 0,014 205 2,7 10 -8 5,0 10 14 6,1 0,41
90 2,8 10 -3 210 5,0 10 -9 9 10 13 6,5 2,1
100 5,8 10 -4 230 8,8 10 -10 1,8 10 13 7,4 9
110 1,7 10 -4 260 2,1 10 –10 5.4 10 12 8,5 40
120 6 10 -5 300 5,6 10 -11 1,8 10 12 10,0 130
150 5 10 -6 450 3,2 10 -12 9 10 10 15 1,8 10 3
200 5 10 -7 700 1,6 10 -13 5 10 9 25 3 10 4
250 9 10 -8 800 3 10 –14 8 10 8 40 3 10 5
300 4 10 -8 900 8 10 -15 3 10 8 50
400 8 10 -9 1000 1 10 –15 5 10 7 60
500 2 10 -9 1000 2 10 -16 1 10 7 70
700 2 10 –10 1000 2 10 -17 1 10 6 80
1000 1 10 –11 1000 1 10 -18 1 10 5 80

troposfera.

Stratul cel mai de jos și cel mai dens al atmosferei, în care temperatura scade rapid odată cu înălțimea, se numește troposferă. Conține până la 80% din masa totală a atmosferei și se extinde la latitudini polare și medii până la înălțimi de 8–10 km, iar la tropice până la 16–18 km. Aici se dezvoltă aproape toate procesele de formare a vremii, schimbul de căldură și umiditate are loc între Pământ și atmosfera sa, se formează nori, apar diverse fenomene meteorologice, apar ceață și precipitații. Aceste straturi ale atmosferei terestre sunt în echilibru convectiv și, datorită amestecării active, au o compoziție chimică omogenă, în principal din azot molecular (78%) și oxigen (21%). Marea majoritate a poluanților atmosferici cu aerosoli și gaze naturali și artificiali sunt concentrați în troposferă. Dinamica părții inferioare a troposferei cu o grosime de până la 2 km depinde puternic de proprietățile suprafeței subiacente a Pământului, care determină mișcările orizontale și verticale ale aerului (vânturilor) datorită transferului de căldură dintr-un pământ mai cald prin radiația IR a suprafeței terestre, care este absorbită în troposferă, în principal de vapori de apă și dioxid de carbon (efect de seră). Distribuția temperaturii cu înălțimea se stabilește ca urmare a amestecării turbulente și convective. În medie, corespunde unei scăderi a temperaturii cu înălțimea de aproximativ 6,5 K/km.

Viteza vântului în stratul limită de suprafață crește mai întâi rapid odată cu înălțimea, iar mai sus continuă să crească cu 2–3 km/s pe kilometru. Uneori, în troposferă există fluxuri planetare înguste (cu o viteză mai mare de 30 km/s), cele vestice la latitudini medii și cele estice în apropierea ecuatorului. Se numesc curenti cu jet.

tropopauza.

La limita superioară a troposferei (tropopauza), temperatura atinge valoarea minima pentru atmosfera inferioară. Acesta este stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă de deasupra acestuia. Grosimea tropopauzei este de la sute de metri la 1,5–2 km, iar temperatura și respectiv altitudinea variază de la 190 la 220 K și de la 8 la 18 km, în funcție de latitudinea geografică și anotimp. La latitudini temperate și înalte, iarna este cu 1–2 km mai jos decât vara și cu 8–15 K mai cald. La tropice, schimbările sezoniere sunt mult mai reduse (altitudine 16–18 km, temperatură 180–200 K). De mai sus curente cu jet posibilă ruptură a tropopauzei.

Apa în atmosfera Pământului.

Cea mai importantă caracteristică a atmosferei Pământului este prezența unei cantități semnificative de vapori de apă și apă sub formă de picături, care se observă cel mai ușor sub formă de nori și structuri de nori. Acoperirea norilor a cerului (in anumit moment sau medie pe o anumită perioadă de timp), exprimată pe o scară de 10 puncte sau ca procent, se numește tulburare. Forma norilor este determinată de clasificarea internațională. În medie, norii acoperă aproximativ jumătate din glob. înnorarea - factor important descriind vremea și clima. În timpul iernii și nopții, înnorabilitatea împiedică scăderea temperaturii suprafeței pământului și a stratului de aer de la suprafață, vara și ziua slăbește încălzirea suprafeței pământului de către razele solare, înmuiind clima din interiorul continentelor.

nori.

Norii sunt acumulări de picături de apă suspendate în atmosferă (nori de apă), cristale de gheață (nori de gheață) sau ambele (nori amestecați). Pe măsură ce picăturile și cristalele devin mai mari, ele cad din nori sub formă de precipitații. Norii se formează în principal în troposferă. Acestea rezultă din condensarea vaporilor de apă din aer. Diametrul picăturilor de nor este de ordinul mai multor microni. Conținutul de apă lichidă din nori este de la fracții la câteva grame pe m3. Norii se disting prin înălțime: Conform clasificării internaționale, există 10 genuri de nori: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

În stratosferă se observă și nori sidefați, iar în mezosferă - nori noctilucenți.

Nori Cirrus - nori transparenți sub formă de fire subțiri albe sau voaluri cu o strălucire mătăsoasă, care nu dau umbră. Norii ciruri sunt formați din cristale de gheață și se formează în troposfera superioară la temperaturi foarte scăzute. Unele tipuri de nori cirrus servesc ca vestigii ale schimbărilor vremii.

Norii Cirrocumulus sunt creste sau straturi de nori albi subtiri in troposfera superioara. Norii Cirrocumulus sunt construiți din elemente mici care arată ca fulgi, ondulații, bile mici fără umbre și constau în principal din cristale de gheață.

Norii Cirrostratus sunt un văl translucid albicios în troposfera superioară, de obicei fibros, uneori încețoșat, format din cristale de gheață cu ace mici sau columnare.

Norii altocumulus sunt nori albi, gri sau alb-gri din straturile inferioare și mijlocii ale troposferei. Norii altocumulus arată ca niște straturi și creste, parcă ar fi construite din plăci situate una peste alta, mase rotunjite, arbori, fulgi. Norii altocumulus se formează în timpul activității convective intense și constau de obicei din picături de apă suprarăcite.

Norii altostratus sunt nori cenușii sau albăstrui cu o structură fibroasă sau uniformă. În troposfera mijlocie se observă nori altostratus, extinzându-se pe câțiva kilometri înălțime și uneori pe mii de kilometri pe direcție orizontală. De obicei, norii altostratus fac parte din sistemele de nori frontali asociate cu mișcările ascendente ale maselor de aer.

Nori Nimbostratus - un strat amorf joasă (de la 2 km și mai sus) de nori de o culoare cenușie uniformă, dând naștere la ploaie sau ninsoare. Norii Nimbostratus - foarte dezvoltați pe verticală (până la câțiva km) și pe orizontală (câteva mii de km), constau din picături de apă suprarăcită amestecate cu fulgi de zăpadă, de obicei asociați cu fronturi atmosferice.

Nori stratus - nori de nivel inferior sub forma unui strat omogen, fără contururi definite, de culoare gri. Înălțimea norilor stratus deasupra suprafeței pământului este de 0,5–2 km. Din nori stratus cade burniță ocazională.

Norii cumulus sunt nori densi, albi strălucitori în timpul zilei, cu o dezvoltare verticală semnificativă (până la 5 km sau mai mult). Părțile superioare ale norilor cumulus arată ca cupole sau turnuri cu contururi rotunjite. Norii cumuluși se formează de obicei ca nori de convecție în mase de aer rece.

Nori stratocumulus - nori joase (sub 2 km) sub formă de straturi nefibroase gri sau albe sau creste de blocuri rotunde mari. Grosimea verticală a norilor stratocumulus este mică. Ocazional, norii stratocumulus dau precipitații ușoare.

Norii cumulonimbus sunt nori puternici si densi cu o puternica dezvoltare verticala (pana la o inaltime de 14 km), dand precipitatii abundente cu furtuni, grindina, furtuni. Norii cumulonimbus se dezvoltă din nori cumulus puternici, diferiți de ei top formată din cristale de gheață.



Stratosferă.

Prin tropopauză, în medie la altitudini de la 12 la 50 km, troposfera trece în stratosferă. În partea inferioară, pentru aproximativ 10 km, adică. până la înălțimi de aproximativ 20 km, este izotermă (temperatura aproximativ 220 K). Apoi crește odată cu altitudinea, atingând un maxim de aproximativ 270 K la o altitudine de 50–55 km. Aici este granița dintre stratosferă și mezosfera de deasupra, numită stratopauză. .

Există mult mai puțini vapori de apă în stratosferă. Cu toate acestea, se observă ocazional nori subțiri de sidef transluci, care apar ocazional în stratosferă la o înălțime de 20–30 km. Norii sidefați sunt vizibili pe cerul întunecat după apus și înainte de răsărit. Ca formă, norii sidefați seamănă cu norii cirrus și cirrocumulus.

Atmosfera medie (mezosfera).

La o altitudine de aproximativ 50 km, mezosfera începe cu vârful unui maxim larg de temperatură. . Motivul creșterii temperaturii în zona acestui maxim este o reacție fotochimică exotermă (adică, însoțită de eliberarea de căldură) de descompunere a ozonului: O 3 + hv® O 2 + O. Ozonul apare ca urmare a descompunerii fotochimice a oxigenului molecular O 2

Aproximativ 2+ hv® O + O și reacția ulterioară a unei triple ciocniri a unui atom și a unei molecule de oxigen cu o a treia moleculă M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozonul absoarbe cu lăcomie radiația ultravioletă în regiunea de la 2000 la 3000Å, iar această radiație încălzește atmosfera. Ozonul, situat în atmosfera superioară, servește ca un fel de scut care ne protejează de acțiunea radiațiilor ultraviolete de la Soare. Fără acest scut, dezvoltarea vieții pe Pământ în ea forme moderne cu greu ar fi posibil.

În general, în întreaga mezosferă, temperatura atmosferei scade la valoarea sa minimă de aproximativ 180 K pentru limită superioară mezosferă (numită mezopauză, înălțime aproximativ 80 km). În vecinătatea mezopauzei, la altitudini de 70–90 km, poate apărea un strat foarte subțire de cristale de gheață și particule de praf vulcanic și de meteorit, observate sub forma unui spectacol frumos de nori noctilucenți. la scurt timp după apusul soarelui.

În mezosferă, în cea mai mare parte, mici particule solide de meteorit care cad pe Pământ sunt arse, provocând fenomenul meteorilor.

Meteori, meteoriți și bile de foc.

Erupțiile și alte fenomene din atmosfera superioară a Pământului cauzate de pătrunderea în acesta cu o viteză de 11 km/s și deasupra particulelor sau corpurilor cosmice solide se numesc meteoroizi. Există o urmă de meteoriți strălucitoare observată; cele mai puternice fenomene, adesea însoțite de căderea meteoriților, se numesc bile de foc; meteorii sunt asociați cu ploile de meteoriți.

ploaia de meteoriți:

1) fenomenul mai multor meteori cade pe mai multe ore sau zile dintr-un radiant.

2) un roi de meteoriți care se deplasează pe o orbită în jurul Soarelui.

Apariția sistematică a meteorilor într-o anumită regiune a cerului și în anumite zile ale anului, cauzată de intersecția orbitei Pământului cu orbita comună a setului corpuri de meteorit, deplasându-se cu viteze aproximativ aceleași și egal direcționate, datorită cărora traseele lor pe cer par să iasă dintr-un punct comun (radiant). Ele sunt numite după constelația în care se află radiantul.

Ploaia de meteori face o impresie profundă cu efectele lor de lumină, dar meteorii individuali sunt rar observați. Mult mai numeroși sunt meteorii invizibili, prea mici pentru a fi văzuți în momentul în care sunt înghițiți de atmosferă. Unii dintre cei mai mici meteori probabil nu se încălzesc deloc, ci sunt doar capturați de atmosferă. Aceste particule mici cu dimensiuni de la câțiva milimetri până la zece miimi de milimetru se numesc micrometeoriți. Cantitatea de materie meteorică care intră în atmosferă în fiecare zi este de la 100 la 10.000 de tone, cea mai mare parte a acestei materii fiind micrometeoriți.

Deoarece materia meteorică arde parțial în atmosferă, ea compoziția gazelor completat cu urme de diferite elemente chimice. De exemplu, meteorii de piatră aduc litiu în atmosferă. Arderea meteorilor metalici duce la formarea de mici picături sferice de fier, fier-nichel și alte picături care trec prin atmosferă și se depun pe suprafața pământului. Pot fi găsite în Groenlanda și Antarctica, unde calotele de gheață rămân aproape neschimbate ani de zile. Oceanologii le găsesc în sedimentele de pe fundul oceanului.

Majoritatea particulelor de meteori care intră în atmosferă sunt depuse în aproximativ 30 de zile. Unii oameni de știință cred că acest praf cosmic joacă rol importantîn modelarea unor astfel de fenomene atmosferice, ca și ploaia, deoarece servește drept nuclee pentru condensarea vaporilor de apă. Prin urmare, se presupune că precipitațiile sunt asociate statistic cu ploi mari de meteoriți. Cu toate acestea, unii experți cred că pentru că venit total de materie meteorică este de multe zeci de ori mai mare decât aportul său chiar și cu cea mai mare ploaie de meteoriți, modificarea cantității totale a acestei materii care are loc ca urmare a unei astfel de ploi poate fi neglijată.

Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și meteoriți vizibili lasă urme lungi de ionizare în straturile înalte ale atmosferei, în principal în ionosferă. Astfel de urme pot fi folosite pentru comunicații radio pe distanțe lungi, deoarece reflectă undele radio de înaltă frecvență.

Energia meteorilor care intră în atmosferă este cheltuită în principal, și poate complet, pentru încălzirea acesteia. Aceasta este una dintre componentele minore ale echilibrului termic al atmosferei.

meteorit - solid origine naturală care a căzut la suprafața Pământului din spațiu. De obicei, distinge piatra, piatra de fier și meteoriți de fier. Acestea din urmă sunt compuse în principal din fier și nichel. Dintre meteoriții găsiți, cei mai mulți au o greutate de la câteva grame până la câteva kilograme. Cel mai mare dintre cele găsite, meteoritul de fier Goba cântărește aproximativ 60 de tone și se află încă în același loc în care a fost descoperit, în Africa de Sud. Majoritatea meteoriților sunt fragmente de asteroizi, dar este posibil ca unii meteoriți să fi venit pe Pământ de pe Lună și chiar de pe Marte.

O minge de foc este un meteor foarte strălucitor, observat uneori chiar și în timpul zilei, lăsând adesea în urmă o dâră de fum și însoțit de fenomene sonore; se termină adesea cu căderea meteoriților.



Termosferă.

Peste temperatura minimă a mezopauzei, începe termosfera, în care temperatura, la început încet, apoi repede, începe să crească din nou. Motivul este absorbția radiației ultraviolete, solare la altitudini de 150–300 km, datorită ionizării oxigenului atomic: O + hv® O++ e.

În termosferă, temperatura crește continuu până la o înălțime de aproximativ 400 km, unde atinge un maxim în timpul zilei. activitatea solară 1800 K. În epoca de minim, această temperatură limită poate fi mai mică de 1000 K. Peste 400 km, atmosfera trece într-o exosferă izotermă. Nivel critic(baza exosferei) se află la o altitudine de aproximativ 500 km.

Aurore și multe orbite de sateliți artificiali, precum și nori noctilucenți - toate aceste fenomene apar în mezosferă și termosferă.

Lumini polare.

La latitudini mari în timpul perturbărilor camp magnetic se observă lumini polare. Acestea pot dura câteva minute, dar sunt adesea vizibile câteva ore. Aurorele variază foarte mult ca formă, culoare și intensitate, toate acestea se schimbă uneori foarte rapid în timp. Gamă aurore constă din linii și benzi de emisie. Unele dintre emisiile de pe cerul nopții sunt îmbunătățite în spectrul aurorei, în primul rând liniile verzi și roșii de l 5577 Å și l 6300 Å de oxigen. Se întâmplă ca una dintre aceste linii să fie de multe ori mai intensă decât cealaltă, iar asta determină culoarea vizibilă a strălucirii: verde sau roșu. Perturbațiile în câmpul magnetic sunt, de asemenea, însoțite de întreruperi ale comunicațiilor radio în regiunile polare. Perturbarea este cauzată de modificările ionosferei, ceea ce înseamnă că în timpul furtunilor magnetice operează o sursă puternică de ionizare. S-a stabilit că furtunile magnetice puternice apar în prezența disc solar grupuri mari de pete. Observațiile au arătat că furtunile nu sunt asociate cu petele în sine, ci cu erupții solare care apar în timpul dezvoltării unui grup de pete.

Aurorele sunt o gamă de lumină de intensitate variabilă cu mișcări rapide observate în regiunile de latitudine mare ale Pământului. Aurora vizuală conține linii de emisie verzi (5577Å) și roșii (6300/6364Å) de oxigen atomic și benzi moleculare de N2, care sunt excitate de particule energetice de origine solară și magnetosferică. Aceste emisii sunt de obicei afișate la o altitudine de aproximativ 100 km și mai mult. Termenul de auroră optică este folosit pentru a se referi la aurorele vizuale și la spectrul lor de emisie din infraroșu până la ultraviolete. Energia radiației din partea infraroșie a spectrului depășește semnificativ energia regiunii vizibile. Când au apărut aurorele, s-au observat emisii în intervalul ULF (

Formele reale de aurore sunt greu de clasificat; Următorii termeni sunt cei mai des utilizați:

1. Calmează arce sau dungi uniforme. Arcul se extinde de obicei pe ~1000 km în direcția paralelei geomagnetice (spre Soare în regiunile polare) și are o lățime de la unu la câteva zeci de kilometri. O bandă este o generalizare a conceptului de arc, de obicei nu are o formă arcuită obișnuită, ci se îndoaie sub formă de S sau sub formă de spirale. Arcurile și benzile sunt situate la altitudini de 100–150 km.

2. Raze de aurora . Acest termen se referă la o structură aurorală extinsă de-a lungul magnetic linii de forță, cu o lungime verticală de la câteva zeci la câteva sute de kilometri. Lungimea razelor de-a lungul orizontalei este mică, de la câteva zeci de metri la câțiva kilometri. Razele sunt de obicei observate în arce sau ca structuri separate.

3. Pete sau suprafete . Acestea sunt zone izolate de strălucire care nu au anumită formă. Petele individuale pot fi legate.

4. Voal. formă neobișnuită aurora, care este o strălucire uniformă care acoperă zone mari ale cerului.

Conform structurii, aurorele sunt împărțite în omogene, lustruite și strălucitoare. Sunt utilizate diverși termeni; arc pulsat, suprafață pulsatorie, suprafață difuză, bandă radiantă, draperii etc. Există o clasificare a aurorelor în funcție de culoarea lor. Conform acestei clasificări, aurore de tip DAR. Partea superioară sau complet este roșie (6300–6364 Å). Ele apar de obicei la altitudini de 300–400 km în timpul activității geomagnetice ridicate.

tip Aurora LA sunt vopsite în partea inferioară în roșu și sunt asociate cu strălucirea dungilor primei sistem pozitiv N 2 şi primul sistem negativ O 2 . Astfel de forme de aurore apar în timpul celor mai active faze ale aurorelor.

Zonele aurore acestea sunt zone cu frecvența maximă de apariție a aurorelor pe timp de noapte, conform observatorilor la un punct fix de pe suprafața Pământului. Zonele sunt situate la 67° nord și latitudine sudică, iar lățimea lor este de aproximativ 6°. Apariția maximă a aurorelor, corespunzătoare unui moment dat al timpului geomagnetic local, are loc în centuri de tip oval (aurore ovale), care sunt situate asimetric în jurul polilor geomagnetici nord și sud. Ovalul aurorei este fixat în coordonate latitudine-timp, iar zona aurorei este locul punctelor din regiunea de la miezul nopții a ovalului în coordonate latitudine-longitudine. Centura ovală este situată la aproximativ 23° de polul geomagnetic în sectorul de noapte și 15° în sectorul de zi.

Zone aurorale ovale și aurore. Locația ovalului aurorei depinde de activitatea geomagnetică. Ovalul devine mai larg la activitate geomagnetică ridicată. Zonele de aurora sau limitele ovale ale aurorelor sunt mai bine reprezentate prin L 6.4 decât prin coordonatele dipolului. Liniile câmpului geomagnetic de la limita sectorului de zi al ovalului aurorei coincid cu magnetopauză. Există o schimbare a poziției ovalului aurorei în funcție de unghiul dintre axa geomagnetică și direcția Pământ-Soare. Ovalul auroral este determinat și pe baza datelor privind precipitarea particulelor (electroni și protoni) a anumitor energii. Poziția sa poate fi determinată independent din datele de pe caspakh pe zi și în magnetotail.

Variația zilnică a frecvenței de apariție a aurorelor în zona aurorelor are un maxim la miezul nopții geomagnetice și un minim la amiaza geomagnetică. Pe partea aproape ecuatorială a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade brusc, dar se păstrează forma variațiilor diurne. Pe partea polară a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade treptat și se caracterizează prin modificări diurne complexe.

Intensitatea aurorelor.

Intensitatea Aurora determinată prin măsurarea suprafeței de luminanță aparentă. Suprafață de luminozitate eu aurore într-o anumită direcție este determinată de emisia totală 4p eu foton/(cm 2 s). Deoarece această valoare nu este luminozitatea reală a suprafeței, ci reprezintă emisia din coloană, unitatea foton/(cm 2 coloană s) este de obicei utilizată în studiul aurorelor. Unitatea uzuală de măsurare a emisiei totale este Rayleigh (Rl) egal cu 10 6 fotoni / (cm 2 coloană s). O unitate mai practică de intensitate a aurorei este determinată din emisiile unei singure linii sau benzi. De exemplu, intensitatea aurorelor este determinată de coeficienții internaționali de luminozitate (ICF) conform datelor de intensitate a liniei verzi (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (intensitatea maximă a aurorei). Această clasificare nu poate fi utilizată pentru aurore roșii. Una dintre descoperirile epocii (1957–1958) a fost stabilirea distribuției spațiale și temporale a aurorelor sub forma unui oval deplasat față de polul magnetic. Din idei simple despre forma circulară a distribuției aurorelor în raport cu polul magnetic, a făcut trecerea la fizica modernă magnetosferă. Onoarea descoperirii îi aparține lui O. Khorosheva și G. Starkov, J. Feldstein, S-I. Aurora ovală este regiunea cu cel mai intens impact al vântului solar asupra atmosferei superioare a Pământului. Intensitatea aurorelor este cea mai mare în oval, iar dinamica acestuia este monitorizată continuu de sateliți.

Arcuri roșii aurorale stabile.

Arc roșu auroral constant, altfel numit arc roșu de latitudine medie sau M-arc, este un arc subvizual (sub limita de sensibilitate a ochiului) larg, întins de la est la vest pe mii de kilometri și înconjurând, eventual, întregul Pământ. Întinderea latitudinală a arcului este de 600 km. Emisia din arcul roșu auroral stabil este aproape monocromatică în liniile roșii l 6300 Å și l 6364 Å. Recent, au fost raportate linii de emisie slabe l 5577 Å (OI) și l 4278 Å (N + 2). Arcurile roșii persistente sunt clasificate ca aurore, dar apar la altitudini mult mai mari. Limita inferioară este situată la o altitudine de 300 km, limita superioară este de aproximativ 700 km. Intensitatea arcului roșu auroral liniștit în emisia l 6300 Å variază de la 1 la 10 kRl (o valoare tipică este de 6 kRl). Pragul de sensibilitate al ochiului la această lungime de undă este de aproximativ 10 kR, astfel încât arcurile sunt rareori observate vizual. Cu toate acestea, observațiile au arătat că luminozitatea lor este >50 kR în 10% din nopți. Durata de viață obișnuită a arcurilor este de aproximativ o zi și apar rar în zilele următoare. Undele radio de la sateliți sau surse radio care traversează arcuri roșii aurorale stabile sunt supuse scintilațiilor, indicând existența neomogenităților de densitate electronică. Explicația teoretică a arcurilor roșii este că electronii încălziți ai regiunii F ionosferele provoacă o creștere a atomilor de oxigen. Observațiile prin satelit arată o creștere a temperaturii electronilor de-a lungul liniilor de câmp geomagnetic care traversează arcuri roșii aurorale stabile. Intensitatea acestor arcuri se corelează pozitiv cu activitatea geomagnetică (furtuni), iar frecvența de apariție a arcelor se corelează pozitiv cu activitatea petelor solare.

Schimbarea aurora.

Unele forme de aurore experimentează variații de intensitate temporală cvasi-periodice și coerente. Aceste aurore, cu o geometrie aproximativ staționară și variații periodice rapide care apar în fază, sunt numite aurore în schimbare. Sunt clasificate ca aurore forme R conform Atlasului internațional al aurorelor O subdiviziune mai detaliată a aurorelor în schimbare:

R 1 (aurora pulsatorie) este o strălucire cu variații uniforme de fază în luminozitate pe toată forma aurorei. Prin definiție, într-o auroră pulsatorie ideală, părțile spațiale și temporale ale pulsației pot fi separate, i.e. luminozitatea eu(r,t)= eu s(rACEASTA(t). Într-o auroră tipică R 1, pulsațiile apar cu o frecvență de 0,01 până la 10 Hz de intensitate scăzută (1–2 kR). Cele mai multe aurore R 1 sunt puncte sau arce care pulsează cu o perioadă de câteva secunde.

R 2 (aurora de foc). Acest termen este de obicei folosit pentru a se referi la mișcări precum flăcările care umplu cerul și nu pentru a descrie o singură formă. Aurorele au formă de arc și se deplasează de obicei în sus de la o înălțime de 100 km. Aceste aurore sunt relativ rare și apar mai des în afara aurorelor.

R 3 (aurora pâlpâitoare). Acestea sunt aurore cu variații rapide, neregulate sau regulate de luminozitate, dând impresia unei flăcări pâlpâitoare pe cer. Ele apar cu puțin timp înainte de prăbușirea aurorei. Frecvența de variație observată frecvent R 3 este egal cu 10 ± 3 Hz.

Termenul de aurore în flux, folosit pentru o altă clasă de aurore pulsatoare, se referă la variațiile neregulate ale luminozității care se mișcă rapid orizontal în arce și benzi de aurore.

Aurora în schimbare este unul dintre fenomenele solar-terestre care însoțesc pulsațiile câmpului geomagnetic și radiația de raze X aurorale cauzate de precipitarea particulelor de origine solară și magnetosferică.

Stralucirea calotei polare este caracterizata de intensitate mare benzi ale primului sistem negativ N + 2 (l 3914 Å). De obicei, aceste benzi N + 2 sunt de cinci ori mai intense decât linia verde OI l 5577 Å; intensitatea absolută a strălucirii capacului polar este de la 0,1 la 10 kRl (de obicei 1-3 kRl). Cu aceste aurore, care apar în perioadele PCA, o strălucire uniformă acoperă întreaga calotă polară până la latitudinea geomagnetică de 60° la altitudini de 30 până la 80 km. Este generat în principal de protoni solari și particule d cu energii de 10–100 MeV, care creează un maxim de ionizare la aceste înălțimi. Există un alt tip de strălucire în zonele aurorelor, numite aurore de manta. Pentru acest tip de strălucire aurorală, intensitatea zilnică maximă atribuibilă orele dimineții, este 1–10 kRl, iar intensitatea minimă este de cinci ori mai slabă. Observațiile aurorelor de manta sunt puține, iar intensitatea lor depinde de activitatea geomagnetică și solară.

Strălucire atmosferică este definită ca radiație produsă și emisă de atmosfera unei planete. Aceasta este radiația non-termică a atmosferei, cu excepția emisiei de aurore, a descărcărilor de fulgere și a emisiei de urme de meteori. Acest termen este folosit în relație cu atmosfera pământului (strălucire nocturnă, strălucire crepusculară și strălucire de zi). Strălucirea atmosferică este doar o fracțiune din lumina disponibilă în atmosferă. Alte surse sunt lumina stelelor, lumina zodiacală și lumina împrăștiată în timpul zilei de la Soare. Uneori, strălucirea atmosferei poate fi de până la 40% din cantitatea totală de lumină. Strălucirea atmosferică apare în straturi atmosfericeînălțime și grosime variabile. Spectrul de strălucire atmosferică acoperă lungimi de undă de la 1000 Å la 22,5 µm. Linia principală de emisie în lumina aerului este l 5577 Å, care apare la o înălțime de 90–100 km într-un strat de 30–40 km gros. Apariția strălucirii se datorează mecanismului Champen bazat pe recombinarea atomilor de oxigen. Alte linii de emisie sunt l 6300 Å, apărând în cazul recombinării disociative O + 2 și emisie NI l 5198/5201 Å și NI l 5890/5896 Å.

Intensitatea strălucirii atmosferice este măsurată în Rayleighs. Luminozitatea (în Rayleighs) este egală cu 4 rb, unde c este suprafața unghiulară a luminanței stratului emițător în unități de 10 6 fotoni/(cm 2 sr s). Intensitatea strălucirii depinde de latitudine (diferit pentru diferite emisii) și, de asemenea, variază în timpul zilei, cu un maxim aproape de miezul nopții. S-a observat o corelație pozitivă pentru strălucirea aerului în emisia l 5577 Å cu numărul pete solare iar fluxul radiaţiei solare la o lungime de undă de 10,7 cm.Strălucirea atmosferei este observată în timpul experimentelor prin satelit. Din spațiul cosmic, arată ca un inel de lumină în jurul Pământului și are o culoare verzuie.









Ozonosfera.

La altitudini de 20–25 km, concentrația maximă a unei cantități neglijabile de ozon O 3 (până la 2×10–7 din conținutul de oxigen!), care apare sub acțiunea radiației ultraviolete solare la altitudini de aproximativ 10 până la 50 km. km, se ajunge, protejând planeta de radiațiile solare ionizante. În ciuda numărului extrem de mic de molecule de ozon, ele protejează întreaga viață de pe Pământ de efectele nocive ale radiațiilor cu unde scurte (ultraviolete și cu raze X) de la Soare. Dacă precipitați toate moleculele la baza atmosferei, obțineți un strat de cel mult 3-4 mm grosime! La altitudini de peste 100 km, proporția gazelor ușoare crește, iar la altitudini foarte mari predomină heliul și hidrogenul; multe molecule se disociază în atomi separați, care, fiind ionizați sub influența radiației solare dure, formează ionosfera. Presiunea și densitatea aerului din atmosfera Pământului scad odată cu înălțimea. În funcție de distribuția temperaturii, atmosfera Pământului este împărțită în troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. .

La o altitudine de 20-25 km este situat strat de ozon. Ozonul se formează din cauza degradarii moleculelor de oxigen în timpul absorbției radiației ultraviolete solare cu lungimi de undă mai scurte de 0,1–0,2 microni. Oxigenul liber se combină cu moleculele de O 2 și formează ozonul de O 3, care absoarbe cu lăcomie toată lumina ultravioletă mai scurtă de 0,29 microni. Moleculele de ozon O 3 sunt ușor distruse de radiația cu unde scurte. Prin urmare, în ciuda rarefierii sale, stratul de ozon absoarbe eficient radiația ultravioletă a Soarelui, care a trecut prin straturi atmosferice mai înalte și mai transparente. Datorită acestui fapt, organismele vii de pe Pământ sunt protejate de efectele nocive ale luminii ultraviolete de la Soare.



ionosferă.

Radiația solară ionizează atomii și moleculele atmosferei. Gradul de ionizare devine semnificativ deja la o altitudine de 60 de kilometri și crește constant odată cu distanța de la Pământ. La diferite altitudini din atmosferă au loc procese succesive de disociere a diferitelor molecule și ionizare ulterioară. diverși atomiși ionii. Practic, acestea sunt molecule de oxigen O 2 , azot N 2 și atomii lor. În funcție de intensitatea acestor procese, diferite straturi ale atmosferei situate peste 60 de kilometri sunt numite straturi ionosferice. , iar totalitatea lor este ionosfera . Stratul inferior, a cărui ionizare este nesemnificativă, se numește neutrosferă.

Concentrația maximă de particule încărcate în ionosferă este atinsă la altitudini de 300–400 km.

Istoria studiului ionosferei.

Ipoteza existenței unui strat conductiv în atmosfera superioară a fost înaintată în 1878 de omul de știință englez Stuart pentru a explica caracteristicile câmpului geomagnetic. Apoi, în 1902, independent unul de celălalt, Kennedy în SUA și Heaviside în Anglia au subliniat că pentru a explica propagarea undelor radio pe distanțe mari, este necesar să se presupună existența unor regiuni cu conductivitate ridicată în straturile înalte ale atmosfera. În 1923, academicianul M.V. Shuleikin, având în vedere caracteristicile propagării undelor radio de diferite frecvențe, a ajuns la concluzia că în ionosferă există cel puțin două straturi reflectorizante. Apoi, în 1925, cercetătorii englezi Appleton și Barnet, precum și Breit și Tuve, au demonstrat experimental pentru prima dată existența unor regiuni care reflectă undele radio și au pus bazele studiului lor sistematic. Din acel moment, a fost efectuat un studiu sistematic al proprietăților acestor straturi, numite în general ionosferă, jucând un rol semnificativ într-o serie de fenomene geofizice care determină reflexia și absorbția undelor radio, ceea ce este foarte important pentru practică. scopul, în special, de a asigura comunicații radio fiabile.

În anii 1930 au început observațiile sistematice ale stării ionosferei. La noi, la inițiativa lui M.A. Bonch-Bruevich, au fost realizate instalații pentru sonorizarea lui pulsată. Multe au fost explorate proprietăți generale ionosfera, înălțimile și concentrația de electroni a straturilor sale principale.

La altitudini de 60–70 km, se observă stratul D; la altitudini de 100–120 km, E, la altitudini, la altitudini de 180–300 km strat dublu F 1 și F 2. Principalii parametri ai acestor straturi sunt prezentați în Tabelul 4.

Tabelul 4
Tabelul 4
Regiunea ionosferei Inaltime maxima, km T i , K Zi Noapte ne , cm -3 a΄, ρm 3 s 1
min ne , cm -3 Max ne , cm -3
D 70 20 100 200 10 10 –6
E 110 270 1,5 10 5 3 10 5 3000 10 –7
F 1 180 800–1500 3 10 5 5 10 5 3 10 -8
F 2 (iarnă) 220–280 1000–2000 6 10 5 25 10 5 ~10 5 2 10 –10
F 2 (vară) 250–320 1000–2000 2 10 5 8 10 5 ~3 10 5 10 –10
ne este concentrația de electroni, e este sarcina electronilor, T i este temperatura ionului, a΄ este coeficientul de recombinare (care determină neși schimbarea ei în timp)

Sunt date medii deoarece variază pentru diferite latitudini, momente ale zilei și anotimpuri. Astfel de date sunt necesare pentru a asigura comunicații radio pe distanță lungă. Ele sunt utilizate în selectarea frecvențelor de operare pentru diverse legături radio cu unde scurte. Cunoașterea modificării acestora în funcție de starea ionosferei în diferite momente ale zilei și în diferite anotimpuri este extrem de importantă pentru asigurarea fiabilității comunicațiilor radio. Ionosfera este o colecție de straturi ionizate ale atmosferei terestre, începând de la altitudini de aproximativ 60 km și extinzându-se la altitudini de zeci de mii de km. Principala sursă de ionizare a atmosferei Pământului este radiația ultravioletă și de raze X ale Soarelui, care apare în principal în cromosfera solară și coroană. În plus, gradul de ionizare al atmosferei superioare este afectat de fluxurile corpusculare solare care apar în timpul erupțiilor solare, precum și de raze cosmiceși particule de meteoriți.

Straturi ionosferice

sunt zone din atmosferă în care valorile maxime concentrația de electroni liberi (adică numărul lor pe unitate de volum). Electronii liberi încărcați electric și (într-o măsură mai mică, ionii mai puțin mobili) rezultați din ionizarea atomilor de gaz atmosferici, care interacționează cu undele radio (adică oscilații electromagnetice), își pot schimba direcția, reflectându-i sau refractându-i și absorbindu-le energia. Ca urmare, la recepționarea posturilor de radio la distanță, pot apărea diferite efecte, de exemplu, estomparea radioului, audibilitatea crescută a posturilor îndepărtate, pene de curent etc. fenomene.

Metode de cercetare.

Metodele clasice de studiere a ionosferei de pe Pământ sunt reduse la sondarea impulsurilor - trimiterea de impulsuri radio și observarea reflexiilor acestora din diferite straturi ale ionosferei cu măsurarea timpului de întârziere și studierea intensității și formei semnalelor reflectate. Măsurând înălțimile de reflexie a impulsurilor radio la frecvențe diferite, determinând frecvențele critice ale diferitelor regiuni (frecvența purtătoare a impulsului radio pentru care această regiune a ionosferei devine transparentă se numește frecvența critică), este posibil să se determine valoarea densității electronilor din straturi și înălțimile efective pentru frecvențele date și alegeți frecvențele optime pentru căi radio date. Odată cu dezvoltarea tehnologiei rachetelor și apariția erei spațiale a sateliților artificiali de pe Pământ (AES) și altele nava spatiala, a devenit posibilă măsurarea directă a parametrilor plasmei spațiale din apropierea Pământului, a cărei parte inferioară este ionosfera.

Măsurătorile densității electronilor efectuate de pe rachete lansate special și de-a lungul traseelor ​​de zbor prin satelit au confirmat și rafinat datele obținute anterior prin metode la sol privind structura ionosferei, distribuția densității electronilor cu înălțimea în diferite regiuni ale Pământului și au făcut posibilă. pentru a obține valori ale densității electronice peste maximul principal - stratul F. Anterior, era imposibil să se facă acest lucru prin metode de sondare bazate pe observații ale impulsurilor radio de lungimi de undă scurte reflectate. S-a descoperit că în unele regiuni ale globului există regiuni destul de stabile cu densitate scăzută de electroni, „vânturi ionosferice” obișnuite, în ionosferă apar procese de undă deosebite care transportă perturbări ionosferice locale la mii de kilometri de locul excitației și mult mai mult. Crearea unor dispozitive de recepție deosebit de sensibile a făcut posibilă efectuarea la stațiile de sondare pulsată a ionosferei a recepției de semnale pulsate reflectate parțial din regiunile cele mai joase ale ionosferei (stație de reflexii parțiale). Utilizarea unor instalații puternice de impulsuri în benzile de undă de contor și decimetru cu utilizarea de antene care fac posibilă efectuarea unei concentrații mari de energie radiată a făcut posibilă observarea semnalelor împrăștiate de ionosferă la diferite înălțimi. Studiul caracteristicilor spectrelor acestor semnale, împrăștiate incoerent de electroni și ioni ai plasmei ionosferice (pentru aceasta, au fost utilizate stații de împrăștiere incoerentă a undelor radio) a făcut posibilă determinarea concentrației de electroni și ioni, echivalentul acestora. temperatura la diferite altitudini până la altitudini de câteva mii de kilometri. S-a dovedit că ionosfera este suficient de transparentă pentru frecvențele utilizate.

Concentrația sarcinilor electrice (densitatea electronilor este egală cu cea ionică) în ionosfera terestră la o înălțime de 300 km este de aproximativ 106 cm–3 în timpul zilei. O plasmă cu această densitate reflectă undele radio mai lungi de 20 m, în timp ce le transmite pe cele mai scurte.

Distribuția verticală tipică a densității electronilor în ionosferă pentru condiții de zi și de noapte.

Propagarea undelor radio în ionosferă.

Recepția stabilă a stațiilor de emisie cu rază lungă de acțiune depinde de frecvențele utilizate, precum și de ora din zi, anotimp și, în plus, de activitatea solară. Activitatea solară afectează semnificativ starea ionosferei. Undele radio emise de o stație de la sol se deplasează în linie dreaptă, la fel ca toate tipurile de oscilații electromagnetice. Cu toate acestea, trebuie luat în considerare faptul că atât suprafața Pământului, cât și straturile ionizate ale atmosferei sale servesc ca un fel de plăci ale unui condensator uriaș, acționând asupra lor ca acțiunea oglinzilor asupra luminii. Reflectate de ele, undele radio pot parcurge multe mii de kilometri, înconjurând globul în salturi uriașe de sute și mii de kilometri, reflectându-se alternativ dintr-un strat de gaz ionizat și de pe suprafața Pământului sau a apei.

În anii 1920, se credea că undele radio mai scurte de 200 m nu erau în general potrivite pentru comunicații la distanță lungă din cauza absorbției puternice. Au fost efectuate primele experimente privind recepția pe distanță lungă a undelor scurte peste Atlantic, între Europa și America fizician englez Oliver Heaviside și inginerul electric american Arthur Kennelly. Independent unul de celălalt, ei au sugerat că undeva în jurul Pământului există un strat ionizat al atmosferei care poate reflecta undele radio. A fost numit stratul Heaviside - Kennelly, iar apoi - ionosfera.

Conform idei moderne ionosfera este formată din electroni liberi încărcați negativ și ioni încărcați pozitiv, în principal oxigen molecular O + și oxid nitric NO + . Ionii și electronii se formează ca rezultat al disocierii moleculelor și al ionizării atomi neutri gaz prin raze X solare și radiații ultraviolete. Pentru a ioniza un atom, este necesar să-l informăm despre energia de ionizare, a cărei sursă principală pentru ionosferă este radiația ultravioletă, cu raze X și corpusculară a Soarelui.

Atâta timp cât învelișul de gaz al Pământului este iluminat de Soare, în ea se formează continuu tot mai mulți electroni, dar, în același timp, unii dintre electroni, ciocnind cu ioni, se recombină, formând din nou particule neutre. După apusul soarelui, producția de noi electroni aproape se oprește, iar numărul de electroni liberi începe să scadă. Cu cât sunt mai mulți electroni liberi în ionosferă, cu atât undele sunt reflectate mai bine din ea frecventa inalta. Odată cu scăderea concentrației de electroni, trecerea undelor radio este posibilă numai în intervalele de frecvență joasă. De aceea, noaptea, de regulă, este posibil să primiți stații îndepărtate doar în intervalele de 75, 49, 41 și 31 m. Electronii sunt distribuiți inegal în ionosferă. La o altitudine de 50 până la 400 km, există mai multe straturi sau regiuni cu densitate de electroni crescută. Aceste zone tranzitează fără probleme una în alta și afectează propagarea undelor radio HF în moduri diferite. Stratul superior al ionosferei este notat cu litera F. Aici este cel mai înalt grad de ionizare (fracția de particule încărcate este de aproximativ 10–4). Este situat la o altitudine de peste 150 km deasupra suprafeței Pământului și joacă rolul principal de reflexie în propagarea pe distanță lungă a undelor radio ale benzilor de HF de înaltă frecvență. În lunile de vară, regiunea F se împarte în două straturi - F 1 și F 2. Stratul F1 poate ocupa înălțimi de la 200 la 250 km, iar stratul F 2 pare să „plutească” în intervalul de altitudine de 300–400 km. De obicei strat F 2 este ionizat mult mai puternic decât stratul F unu . stratul de noapte F 1 dispare și strat F 2 rămâne, pierzând încet până la 60% din gradul său de ionizare. Sub stratul F, la altitudini de la 90 la 150 km, există un strat E, a cărui ionizare are loc sub influența radiațiilor moi de raze X de la Soare. Gradul de ionizare al stratului E este mai mic decât cel al F, în timpul zilei, recepția stațiilor cu benzi HF de joasă frecvență de 31 și 25 m are loc atunci când semnalele sunt reflectate din strat E. De obicei, acestea sunt stații situate la o distanță de 1000–1500 km. Noaptea într-un strat E ionizarea scade brusc, dar chiar și în acest moment continuă să joace un rol semnificativ în recepția semnalelor de la stațiile din benzile 41, 49 și 75 m.

De mare interes pentru recepţionarea semnalelor din benzile HF de înaltă frecvenţă de 16, 13 şi 11 m sunt cele care apar în zonă. E straturile intermediare (norii) de ionizare puternic crescută. Suprafața acestor nori poate varia de la câțiva la sute de kilometri pătrați. Acest strat de ionizare crescută se numește strat sporadic. Eși notat Es. Norii Es se pot deplasa în ionosferă sub influența vântului și ating viteze de până la 250 km/h. Vara, la latitudinile mijlocii în timpul zilei, originea undelor radio datorate norilor Es are loc 15-20 de zile pe lună. În apropierea ecuatorului, este aproape întotdeauna prezent, iar la latitudini mari apare de obicei noaptea. Uneori, în ani de activitate solară scăzută, când nu există trecere către benzile de HF de înaltă frecvență, stațiile îndepărtate apar brusc cu zgomot bun pe benzile de 16, 13 și 11 m, ale căror semnale au fost reflectate în mod repetat de la Es.

Cea mai joasă regiune a ionosferei este regiunea D situat la altitudini cuprinse intre 50 si 90 km. Sunt relativ puțini electroni liberi aici. Din zonă D undele lungi și medii sunt bine reflectate, iar semnalele stațiilor HF de joasă frecvență sunt puternic absorbite. După apus, ionizarea dispare foarte repede și devine posibilă recepționarea stațiilor îndepărtate în intervalele de 41, 49 și 75 m, ale căror semnale sunt reflectate din straturi. F 2 și E. Straturile separate ale ionosferei joacă un rol important în propagarea semnalelor radio HF. Impactul asupra undelor radio se datorează în principal prezenței electronilor liberi în ionosferă, deși mecanismul de propagare a undelor radio este asociat cu prezența ionilor mari. Acestea din urmă prezintă, de asemenea, interes în studiu proprietăți chimice atmosferă, deoarece sunt mai activi decât atomii și moleculele neutre. Reacțiile chimice care au loc în ionosferă joacă un rol important în echilibrul energetic și electric al acesteia.

ionosferă normală. Observațiile efectuate cu ajutorul rachetelor și sateliților geofizici au oferit o mulțime de informații noi, indicând faptul că ionizarea atmosferei are loc sub influența radiației solare cu spectru larg. Partea sa principală (mai mult de 90%) este concentrată în partea vizibilă a spectrului. Radiația ultravioletă cu o lungime de undă mai scurtă și mai multă energie decât razele de lumină violetă, este emisă de hidrogen din partea interioară a atmosferei solare (cromosferă), iar razele X, care au o energie și mai mare, sunt emise de gaze. înveliș exterior Soarele (coroana).

Starea normală (medie) a ionosferei se datorează radiației puternice constante. În ionosfera normală apar modificări regulate sub influența rotatie zilnica Pământ și diferențe sezoniere în unghiul de incidență a razelor solare la amiază, dar există și schimbări imprevizibile și bruște ale stării ionosferei.

Tulburări în ionosferă.

După cum se știe, la Soare apar manifestări puternice de activitate care se repetă ciclic, care ating un maxim la fiecare 11 ani. Observațiile din programul Anului Geofizic Internațional (IGY) au coincis cu perioada celei mai mari activități solare pentru întreaga perioadă de observații meteorologice sistematice, i.e. de la începutul secolului al XVIII-lea. În perioadele de mare activitate, luminozitatea unor zone de pe Soare crește de câteva ori, iar puterea radiațiilor ultraviolete și a razelor X crește brusc. Astfel de fenomene se numesc erupții solare. Acestea durează de la câteva minute la una sau două ore. În timpul unei erupții, plasma solară erupe (în principal protoni și electroni), iar particulele elementare se repezi în spațiul cosmic. Radiația electromagnetică și corpusculară a Soarelui în momentele unor astfel de erupții are impact puternic către atmosfera Pământului.

Reacția inițială este observată la 8 minute după fulger, când radiațiile intense ultraviolete și cu raze X ajung pe Pământ. Ca urmare, ionizarea crește brusc; razele X pătrund în atmosferă până la limita inferioară a ionosferei; numărul de electroni din aceste straturi crește atât de mult încât semnalele radio sunt aproape complet absorbite („stinse”). Absorbția suplimentară a radiațiilor determină încălzirea gazului, ceea ce contribuie la dezvoltarea vântului. Gazul ionizat este un conductor electric, iar atunci când se mișcă în câmpul magnetic al Pământului, apare un efect de dinam și se generează un curent electric. Astfel de curenți pot provoca, la rândul lor, perturbări vizibile ale câmpului magnetic și se pot manifesta sub formă de furtuni magnetice.

Structura și dinamica atmosferei superioare este determinată în esență de procese termodinamice de neechilibru asociate cu ionizarea și disocierea prin radiația solară, procese chimice, excitație a moleculelor și atomilor, dezactivarea lor, ciocnirea și alte procese elementare. În acest caz, gradul de dezechilibru crește odată cu înălțimea pe măsură ce densitatea scade. Până la altitudini de 500–1000 km, și adesea chiar mai mari, gradul de dezechilibru pentru multe caracteristici ale atmosferei superioare este suficient de mic, ceea ce permite folosirea hidrodinamicii clasice și hidromagnetice cu acordarea reacțiilor chimice pentru a o descrie.

Exosfera este stratul exterior al atmosferei Pământului, începând de la altitudini de câteva sute de kilometri, din care atomii de hidrogen ușori, cu mișcare rapidă, pot scăpa în spațiul cosmic.

Edward Kononovici

Literatură:

Pudovkin M.I. Fundamentele fizicii solare. Sankt Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia azi. Prentice Hall Inc. Râul Upper Saddle, 2002
Materiale online: http://ciencia.nasa.gov/



Când un corp de meteoroid intră în atmosfera pământului, apar multe fenomene interesante, pe care le vom aminti doar. Viteza oricărui corp cosmic depășește întotdeauna 11,2 km/s și poate ajunge la 40 km/s în vecinătatea pământului cu direcția sa arbitrară. Viteza liniară a Pământului atunci când se deplasează în jurul Soarelui este în medie de 30 km/s, astfel încât viteza maximă de coliziune a meteoroidului cu atmosfera Pământului poate ajunge la aproximativ 70 km/s (pe traiectorii opuse).

În primul rând, corpul interacționează cu o atmosferă superioară foarte rarefiată, unde distanțele dintre moleculele de gaz sunt mai mari decât diametrul său. Evident, interacțiunile cu moleculele atmosferei superioare practic nu afectează viteza și starea unui corp suficient de masiv. Dar dacă masa corpului este mică (comparabilă cu masa unei molecule sau o depășește cu 2-3 ordine de mărime), atunci poate încetini complet deja în straturile superioare ale atmosferei și se va așeza încet la nivelul pământului. suprafață sub influența gravitației. Se dovedește că în acest fel, adică sub formă de praf, partea leului din materia cosmică solidă cade pe Pământ. S-a calculat deja că de la 100 la 1000 de tone de materie extraterestră intră zilnic pe Pământ, dar doar 1% din această cantitate este reprezentată de fragmente mari care pot ajunge la suprafața sa.

Trei forțe principale acționează asupra unui corp în mișcare suficient de mare: decelerația, gravitația și expulzarea (forța arhimediană), care îi determină traiectoria. Decelerația efectivă a celor mai mari obiecte începe doar în straturile dense ale atmosferei, la altitudini mai mici de 100 km.

Mișcarea unui meteorid, ca orice corp solid în mediu gazos cu viteză mare, caracterizată prin numărul Mach - raportul dintre viteza corpului și viteza sunetului. Acest număr variază la diferite altitudini de zbor al meteoroidului, dar depășește adesea 50. O undă de șoc se formează în fața meteoroidului sub formă de gaze atmosferice foarte comprimate și încălzite. Suprafața corpului în sine ca rezultat al interacțiunii cu acestea

Dacă masa corpului nu este prea mică și nu foarte mare, iar viteza sa este în intervalul de la 11 km/s până la 22 km/s (acest lucru este posibil pe traiectorii care „ating” Pământul), atunci are timpul să încetinească în atmosferă fără a arde. După aceea, meteoroidul se mișcă cu o astfel de viteză la care ablația nu mai este eficientă și poate ajunge la suprafața pământului neschimbată. Dacă masa corpului nu este foarte mare, atunci o scădere suplimentară a vitezei sale continuă până când forța de rezistență a aerului este egală cu forța gravitației, iar căderea sa aproape verticală începe cu o viteză de 50-150 m / s. Majoritatea meteoriților au căzut pe Pământ cu astfel de viteze. Cu o masă mare, meteoroidul nu are timp nici să se ardă, nici să încetinească puternic și se ciocnește cu suprafața cu viteza cosmică. În acest caz, are loc o explozie, cauzată de trecerea unui mare energie kinetică corpurile în energie termică, mecanică și alte tipuri de energie, iar pe suprafața pământului se formează un crater exploziv. Ca urmare, o parte semnificativă a meteoritului și a suprafeței pământului supusă impactului se topește și se evaporă.

Acest articol se va concentra asupra acelor meteoriți și meteoriți care, zburând în atmosfera pământului, fie ard foarte repede la altitudini mari, formând o dâră de scurtă durată pe cerul nopții numită căderea stelelor, fie, ciocnind cu pământul, explodează ca, pt. exemplu, Tunguska. În același timp, nici unul, nici celălalt, așa cum se știe și se crede în mod obișnuit, nu lasă produse solide de combustie.

Meteorii ard la cel mai mic contact cu atmosfera. Arderea lor se termină deja la o altitudine de 80 km. Concentrația de oxigen la această altitudine este scăzută și se ridică la 0,004 g/m 3 , iar atmosfera rarefiată are o presiune P = 0,000012 kg/m 2 și nu poate asigura suficientă frecare pentru a încălzi instantaneu întregul volum al corpului meteorului la o temperatură suficientă. pentru arderea acestuia. La urma urmei, un corp neîncălzit nu se poate aprinde. De ce, atunci, aprinderea are loc la altitudini mari și o ardere atât de rapidă și uniformă a meteorilor? Ce condiții sunt necesare pentru aceasta?

Una dintre condițiile pentru aprinderea și arderea rapidă a unui meteor trebuie să fie prezența unei temperaturi suficient de ridicate a corpului său înainte de a pătrunde în atmosferă. Pentru a face acest lucru, trebuie să fie bine încălzit în prealabil pe tot volumul de către soare. Apoi, pentru ca întregul volum al meteorului să se poată încălzi în condiții de spațiu din cauza diferenței de temperatură a luminii și umbrei, iar atunci când acesta intră în contact cu atmosfera, ar avea timp să se răspândească rapid suplimentar. căldură de la frecare în întregul corp, substanța meteorului trebuie să aibă o conductivitate termică ridicată.

Următoarea condiție pentru arderea unui meteor, lăsând un egal urma de foc, ar trebui să fie păstrarea rezistenței corpului în timpul arderii. Deoarece, după ce a zburat în atmosferă, deși rarificat, meteorul încă suferă încărcături din fluxul care se apropie și dacă corpul său se înmoaie din cauza temperaturii, va fi pur și simplu zburat de flux în părți separate și am observa un snop de artificii zburător. .

Mai departe. Întrucât multe substanțe, atât metale, cât și nemetale, ard, vom începe discuția despre compoziția substanței meteorice încă de la primul element. sistem periodic, hidrogen. Să presupunem că acest corp este format din hidrogen solid sau din compușii săi solizi, de exemplu, gheață de apă. După ce s-a încălzit la temperaturi ridicate, acest corp se va evapora pur și simplu înainte de aprindere chiar și în spațiu. Dacă, totuși, presupunem că un corp care conține hidrogen s-a aprins și s-a ars în atmosferă, atunci cu siguranță va lăsa în urmă o urmă albă de vapori de apă, ca urmare a procesului de ardere a hidrogenului în oxigen. Apoi am putut vedea o dâră albă de „cădere de stele” în timpul zilei, sub o anumită iluminare a soarelui. Astfel, acești meteori nu pot conține sau conține hidrogen cantitati mari. Și gheața din spațiul cosmic nu poate exista deloc, deoarece conform proprietăților termodinamice ale apei la o presiune cosmică de P = 0,001 m de apă. Artă. punctul de fierbere este aproape de zero absolut, este de -273 ° C, nu există o astfel de temperatură în sistemul solar. Dacă gheața ajunge în spațiul cosmic din sistemul solar, se va evapora imediat de la căldura unei torțe puternice - Soarele. În plus, presupunem că meteorii noștri sunt compuși din metale sau aliajele acestora. Metalele au o conductivitate termică bună, care îndeplinește cerințele de mai sus. Dar când sunt încălzite, metalele își pierd rezistența și ard cu formarea de oxizi, oxizi, adică. zgura solidă este destul de grea, care, la cădere, cu siguranță ar fi fixată de oameni pe pământ, cum ar fi grindina, de exemplu. Dar nicăieri altundeva nu a fost observat un astfel de fenomen activ, astfel încât chiar și după o „cădere de stele” puternică a căzut undeva o grindină de zgură și, la urma urmei, peste 3 mii de tone de materie zboară în noi în fiecare zi. Deși se găsesc fragmente individuale de meteoriți metalici și nemetalici, dar aceasta este o raritate și cu fenomenul zilnic de „cădere de stele” aceste descoperiri sunt neglijabile. Astfel, nici meteorii noștri nu conțin metale.

Ce substanță poate îndeplini toate aceste cerințe? Și anume:
1. Au o conductivitate termică ridicată;
2. Menține rezistența la temperaturi ridicate;
3. Reacționează activ cu o atmosferă rarefiată la altitudini mari;
4. Nu formați zguri solide la ardere;

Există o astfel de substanță - este carbonul. Mai mult, situat în cea mai dură fază cristalină numită diamant. Este diamantul care îndeplinește toate aceste cerințe. Dacă carbonul se află în oricare dintre celelalte faze ale sale, atunci nu va îndeplini a doua noastră cerință, și anume menținerea rezistenței la temperaturi ridicate. Este un diamant pe care astronomii îl confundă cu gheața atunci când observă „căderea stelelor”.

În plus, pentru a arde într-o concentrație de oxigen mai mică de 0,004 g/m 3 un corp cu greutatea de 1 g. trebuie să zbori aproximativ 13.000 km., zboară aproximativ 40 km. Cel mai probabil, urma luminoasă a meteorului nu este rezultatul arderii acestuia în oxigenul atmosferei, ci rezultatul reacției de reducere a carbonului cu hidrogenul, în care se formează și gaze. La aceste înălțimi, CH 4, C 2 H 2, C 6 H 6 sunt prezenți în cantități mici, CO, CO 2 sunt de asemenea prezente la aceste înălțimi, ceea ce indică faptul că carbonul la aceste înălțimi arde și se reduce, aceste gaze ele însele se ridică din suprafața Pământului până la aceste înălțimi nu poate.

În ceea ce privește meteoritul Tunguska și meteoritul care a căzut în toamna anului 2002 în regiunea Irkutsk din Rusia în valea râului Vitim, acești meteoriți sunt și ei, cel mai probabil, doar diamante uriașe. Datorită masei lor mari, acești meteoriți nu au avut timp să se ardă complet în atmosferă. După ce a zburat la pământ și nu a fost distrus de fluxul de aer, lovind o suprafață tare cu o forță foarte mare, acest bloc de diamant s-a năruit în bucăți mici. Se știe că diamantul este un material dur, dar fragil, care nu funcționează bine la impact. Deoarece diamantul are o conductivitate termică ridicată, întregul corp al meteoritului a fost încălzit la temperatura de ardere înainte de impact. După ce s-a prăbușit în bucăți mici și a sărit de pe Pământ, fiecare fragment, după ce a intrat în contact cu oxigenul aerului, a ars imediat, eliberând o anumită cantitate de energie în același timp. Și a fost doar o explozie uriașă. La urma urmei, o explozie nu este rezultatul unui șoc mecanic puternic, deoarece din anumite motive se crede în mod obișnuit în astronomie, ci rezultatul unei reacții chimice active și nu contează unde a avut loc pe Pământ, pe Jupiter, așa cum atâta timp cât există ceva cu care să reacționeze. Tot carbonul ars a format dioxid de carbon, care s-a dizolvat în atmosferă. Prin urmare, ei nu găsesc rămășițe de meteori în aceste locuri. Este foarte posibil ca în regiunea exploziei acestor meteoriți, rămășițele animalelor care au murit nu numai din cauza undă de șoc dar şi din asfixierea cu monoxid de carbon. Și nu este sigur ca oamenii să viziteze aceste locuri imediat după explozie. poate rămâne în zonele joase monoxid de carbon. Această ipoteză a meteoritului Tunguska oferă o explicație pentru aproape toate anomaliile observate după explozie. Dacă acest meteorit cade într-un rezervor, atunci apa nu va permite tuturor fragmentelor să se ardă complet și putem avea un alt depozit de diamant. Toate depozitele de diamante, apropo, sunt situate într-un strat subțire de suprafață al Pământului, practic doar pe suprafața acestuia. Prezența carbonului în meteoriți este confirmată și de ploaia de meteoriți care a avut loc la 8 octombrie 1871 la Chicago, când, dintr-un motiv necunoscut, casele s-au aprins și chiar s-a topit o rampă de metal. Când mii de oameni au murit de sufocare, aflate destul de departe de incendii.

Căzând pe planete sau sateliți ai planetelor care nu au atmosferă și gaze active, fragmentele acestor meteoriți care nu s-au „ars” vor acoperi parțial suprafața acestor planete sau sateliți. Poate de aceea satelitul nostru natural, Luna, reflectă atât de bine lumina de la Soare, deoarece un diamant are și un indice de refracție ridicat. Și sisteme de raze cratere lunare, de exemplu, Tycho, Copernicus, constau în mod evident din plaseri din material transparent și cu siguranță nu din gheață, deoarece temperatura de pe suprafața iluminată a Lunii este de + 120 ° C.

Diamantele prezintă, de asemenea, proprietatea fluorescenței atunci când sunt expuse la radiații electromagnetice cu lungime de undă scurtă. Poate că această proprietate va oferi o explicație a originii cozilor cometelor atunci când se apropie de Soare, o sursă puternică de radiație cu unde scurte?