Combien de temps faut-il pour qu'un météore se consume dans l'atmosphère terrestre ? De grosses météorites découvertes en Russie

Météoroïde(corps de météore) - corps céleste, de taille intermédiaire entre la poussière interplanétaire et un astéroïde.

Ici, nous devons comprendre un peu de terminologie. Volant dans l'atmosphère terrestre à grande vitesse, en raison du frottement, il devient très chaud et brûle, se transformant en un lumineux météore, ou boule de feu, qui peut être considérée comme étoile filante. La traînée visible d'un météoroïde entrant dans l'atmosphère terrestre est appelée météore, et un météoroïde tombant à la surface de la Terre est météorite.
DANS système solaire plein de ces petits débris spatiaux, appelés météoroïdes. Il peut s'agir de grains de poussière de comètes, de gros blocs de pierre ou même de fragments d'astéroïdes brisés.
Selon la définition officielle de l'Organisation internationale des météores (OMI), météoroïde- est un objet solide se déplaçant dans l'espace interplanétaire, de taille nettement plus grande plus petit qu'un astéroïde, mais beaucoup plus gros qu'un atome. La British Royal Astronomical Society a proposé une autre formulation, selon laquelle un météoroïde est un corps d'un diamètre de 100 microns à 10 m.

- ce n'est pas un objet, mais phénomène, c'est-à-dire traînée de météoroïdes rougeoyante. Qu'il s'envole ou non de l'atmosphère vers espace extra-atmosphérique, qu'il brûle dans l'atmosphère ou qu'il tombe sur Terre sous forme de météorite, ce phénomène est appelé météore.
Les caractéristiques distinctives d'un météore, outre sa masse et sa taille, sont sa vitesse, sa hauteur d'allumage, la longueur de sa trajectoire (trajet visible), sa luminosité et composition chimique(affecte la couleur de la combustion).
Les météores sont souvent regroupés en pluies de météores - masses constantes météores apparaissant à une certaine période de l’année, dans une certaine direction du ciel. Les pluies de météores des Léonides, des Quadrantides et des Perséides sont connues. Toutes les pluies de météores sont générées par les comètes à la suite de leur destruction lors du processus de fusion lors de leur passage à travers le système solaire interne.

La traînée de météore disparaît généralement en quelques secondes, mais peut parfois persister pendant quelques minutes et être déplacée par le vent à l'altitude du météore. Parfois, la Terre croise les orbites de météoroïdes. Puis, en passant par l'atmosphère terrestre et à mesure qu'ils se réchauffent, ils clignotent avec des bandes de lumière vives, appelées météores ou étoiles filantes.
DANS nuit claire Vous pouvez voir plusieurs météores en une heure. Et lorsque la Terre traverse un flux de grains de poussière laissés par le passage d’une comète, des dizaines de météores peuvent être aperçus toutes les heures.
On trouve parfois des morceaux de météoroïdes qui survivent à leur passage dans l'atmosphère sous forme de météores et tombent au sol sous forme de roches carbonisées. Ils sont généralement de couleur foncée et très lourds. Parfois, ils semblent rouillés. Il arrive que des météorites traversent les toits des maisons ou tombent à proximité de la maison. Mais le danger d'être touché par une météorite pour une personne est négligeable. Le seul cas documenté d'une météorite frappant une personne s'est produit le 30 novembre 1954 en Alabama. La météorite, pesant environ 4 kg, s'est écrasée sur le toit de la maison et a ricoché sur Anna Elizabeth Hodges au bras et à la cuisse. La femme a reçu des contusions.
En plus des méthodes visuelles et photographiques pour étudier les météores dans dernièrement L'électro-optique, la spectrométrie et surtout le radar, basés sur la propriété d'une traînée météorique de diffuser les ondes radio, se sont développés. Le radiosondage des météores et l'étude du mouvement des traînées de météores permettent d'obtenir des informations importantes sur l'état et la dynamique de l'atmosphère à des altitudes d'environ 100 km. Il est possible de créer des canaux de communication radio météore.

Un corps d'origine cosmique tombé à la surface d'un grand objet céleste.
La plupart des météorites trouvées pèsent entre quelques grammes et plusieurs kilogrammes. La plus grosse météorite jamais trouvée est Goba(poids environ 60 tonnes). On estime que 5 à 6 tonnes de météorites tombent sur Terre chaque jour, soit 2 000 tonnes par an.
L'Académie russe des sciences dispose désormais d'un comité spécial qui supervise la collecte, l'étude et le stockage des météorites. Le comité possède une grande collection de météorites.
Sur le site de la chute d'une grosse météorite, un cratère(astroblème). L'un des plus cratères célèbres dans le monde - Arizonan. On pense que le plus grand cratère de météorite sur Terre est Cratère terrestre de Wilkes en Antarctique(diamètre environ 500 km).

Comment ça se passe

Le corps météorique pénètre dans l'atmosphère terrestre à une vitesse comprise entre 11 et 72 km/s. À cette vitesse, il commence à se réchauffer et à briller. En raison de ablation(brûlant et emporté par le flux venant en sens inverse des particules de la substance du corps météorique), la masse du corps qui atteint la surface peut être inférieure, et dans certains cas nettement inférieure à sa masse à l'entrée de l'atmosphère. Par exemple, non grand corps, pénétrant dans l'atmosphère terrestre à une vitesse de 25 km/s ou plus, brûle presque sans laisser de résidus. A une telle vitesse d’entrée dans l’atmosphère, sur des dizaines et des centaines de tonnes de masse initiale, seuls quelques kilogrammes voire grammes de matière atteignent la surface. Des traces de combustion d'un météoroïde dans l'atmosphère peuvent être trouvées sur presque toute la trajectoire de sa chute.
Si le corps météorique ne brûle pas dans l’atmosphère, à mesure qu’il ralentit, il perd la composante horizontale de sa vitesse. Cela conduit à un changement dans la trajectoire de la chute. À mesure qu'elle ralentit, la lueur de la météorite diminue et elle se refroidit (ils indiquent souvent que la météorite était chaude et pas chaude lorsqu'elle est tombée).
De plus, le corps de la météorite peut se briser en fragments, ce qui entraîne des pluies de météores.

De grosses météorites découvertes en Russie

Météorite Toungouska(pour le moment, on ne sait pas exactement l'origine météoritique du phénomène Toungouska). Tombé le 30 juin 1908 dans le bassin de la rivière Podkamennaya Toungouska en Sibérie. L'énergie totale est estimée à 40-50 mégatonnes d'équivalent TNT.
Météorite Tsarevski(pluie de météores). Tombé le 6 décembre 1922 près du village de Tsarev Région de Volgograd. C'est une météorite rocheuse. La masse totale des fragments collectés est de 1,6 tonne sur une superficie d'environ 15 mètres carrés. km. Le poids du plus gros fragment tombé était de 284 kg.

Météorite Sikhote-Alin (masse totale fragments 30 tonnes, l'énergie est estimée à 20 kilotonnes). C'était météorite de fer. Tombé dans la taïga d'Oussouri le 12 février 1947.
Voiture Vitimski. Tombé dans la zone des villages de Mama et Vitimsky, district de Mamsko-Chuysky, région d'Irkoutsk, dans la nuit du 24 au 25 septembre 2002. L'énergie totale de l'explosion de la météorite est apparemment relativement faible (200 tonnes de équivalent TNT, avec une énergie initiale de 2,3 kilotonnes), la masse initiale maximale (avant combustion dans l'atmosphère) est de 160 tonnes, et la masse finale des fragments est d'environ plusieurs centaines de kilogrammes.
Bien que des météorites tombent souvent sur Terre, la découverte d’une météorite est plutôt rare. Le Laboratoire de météoritiques rapporte : « Au total, seules 125 météorites ont été trouvées sur le territoire de la Fédération de Russie en 250 ans. »

L'atmosphère a commencé à se former parallèlement à la formation de la Terre. Au cours de l'évolution de la planète et à mesure que ses paramètres se rapprochaient des valeurs modernes, des changements fondamentalement qualitatifs se sont produits dans sa composition chimique et propriétés physiques. Selon le modèle évolutif, la Terre était à un stade précoce dans un état de fusion et s'est formée il y a environ 4,5 milliards d'années sous la forme d'un corps solide. Cette étape est considérée comme le début de la chronologie géologique. A partir de ce moment, commence la lente évolution de l’atmosphère. Certains processus géologiques (par exemple, les effusions de lave lors d'éruptions volcaniques) se sont accompagnés de la libération de gaz provenant des entrailles de la Terre. Ils comprenaient l'azote, l'ammoniac, le méthane, la vapeur d'eau, l'oxyde de CO et le dioxyde de carbone CO 2. Sous l’influence du rayonnement ultraviolet solaire, la vapeur d’eau se décompose en hydrogène et oxygène, mais l’oxygène libéré réagit avec le monoxyde de carbone pour former du dioxyde de carbone. L'ammoniac se décompose en azote et hydrogène. Au cours du processus de diffusion, l'hydrogène s'est élevé vers le haut et a quitté l'atmosphère, et l'azote plus lourd n'a pas pu s'évaporer et s'est progressivement accumulé, devenant le composant principal, bien qu'une partie soit liée en molécules à la suite de réactions chimiques ( cm. CHIMIE DE L'ATMOSPHÈRE). Sous l'influence des rayons ultraviolets et des décharges électriques, un mélange de gaz présents dans l'atmosphère originelle de la Terre est entré dans des réactions chimiques, qui ont abouti à la formation matière organique, en particulier les acides aminés. Avec l'avènement des plantes primitives, le processus de photosynthèse a commencé, accompagné de la libération d'oxygène. Ce gaz, en particulier après diffusion dans les couches supérieures de l'atmosphère, a commencé à protéger ses couches inférieures et la surface de la Terre des rayonnements ultraviolets et X potentiellement mortels. Selon des estimations théoriques, la teneur en oxygène, 25 000 fois inférieure à celle d'aujourd'hui, pourrait déjà conduire à la formation d'une couche d'ozone dont la concentration n'est que la moitié de celle d'aujourd'hui. Cependant, cela suffit déjà à assurer une protection très significative des organismes contre les effets destructeurs des rayons ultraviolets.

Il est probable que l'atmosphère primaire contenait beaucoup de dioxyde de carbone. Il était consommé lors de la photosynthèse, et sa concentration a dû diminuer au fur et à mesure de l'évolution du monde végétal, mais aussi en raison de son absorption lors de certaines processus géologiques. Depuis effet de serre associées à la présence de dioxyde de carbone dans l'atmosphère, les fluctuations de sa concentration sont l'une des raisons importantes des changements climatiques à grande échelle dans l'histoire de la Terre, comme périodes glaciaires.

L'hélium présent dans l'atmosphère moderne surtout est un produit de la désintégration radioactive de l'uranium, du thorium et du radium. Ces éléments radioactifs émettent des particules, qui sont les noyaux des atomes d'hélium. Étant donné que lors de la désintégration radioactive, une charge électrique n'est ni formée ni détruite, avec la formation de chaque particule a apparaissent deux électrons qui, se recombinant avec les particules a, forment des atomes d'hélium neutres. Éléments radioactifs contenu dans des minéraux dispersés dans la masse rochers, par conséquent, une partie importante de l'hélium formé à la suite de la désintégration radioactive y est retenue et s'échappe très lentement dans l'atmosphère. Une certaine quantité d'hélium monte dans l'exosphère en raison de la diffusion, mais en raison de l'afflux constant de la surface de la Terre, le volume de ce gaz dans l'atmosphère reste presque inchangé. Basé sur analyse spectrale la lumière des étoiles et l'étude des météorites, il est possible d'estimer l'abondance relative de divers éléments chimiques dans l'Univers. La concentration de néon dans l'espace est environ dix milliards de fois supérieure à celle sur Terre, de krypton - dix millions de fois et de xénon - un million de fois. Il s'ensuit que la concentration de ces gaz inertes, apparemment initialement présent dans l’atmosphère terrestre et non reconstitué lors des réactions chimiques, a fortement diminué, probablement même au stade de la perte par la Terre de son atmosphère primaire. L'argon, gaz inerte, constitue une exception car, sous la forme de l'isotope 40 Ar, il se forme encore lors de la désintégration radioactive de l'isotope du potassium.

Répartition de la pression barométrique.

Le poids total des gaz atmosphériques est d'environ 4,5 x 10 15 tonnes. Ainsi, le « poids » de l'atmosphère par unité de surface, ou pression atmosphérique, au niveau de la mer est d'environ 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 . Pression égale à P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Art. = 1 atm, pris comme valeur moyenne standard pression atmosphérique. Pour l’atmosphère en état d’équilibre hydrostatique on a : d P.= –rgd h, cela signifie que dans l'intervalle de hauteur de hà h+d h a lieu égalité entre le changement de pression atmosphérique d P. et le poids de l'élément correspondant de l'atmosphère avec unité de surface, densité r et épaisseur d h. En tant que relation entre la pression R. et la température T L’équation d’état d’un gaz parfait de densité r, tout à fait applicable à l’atmosphère terrestre, est utilisée : P.= rR T/m, où m – poids moléculaire, et R = 8,3 J/(K mol) est la constante universelle des gaz. Puis je me connecte P.= – (m g/RT)d h= – bd h= – ré h/H, où le gradient de pression dans échelle logarithmique. Sa valeur inverse H est appelée échelle d'altitude atmosphérique.

En intégrant cette équation pour une atmosphère isotherme ( T= const) ou pour sa part où une telle approximation est admissible, on obtient la loi barométrique de répartition de la pression avec la hauteur : P. = P. 0 exp(– h/H 0), où la référence de hauteur h produit à partir du niveau de l'océan, où la pression moyenne standard est P. 0 . Expression H 0 = R T/ mg, est appelée échelle d'altitude, qui caractérise l'étendue de l'atmosphère, à condition que la température qui y règne soit la même partout (atmosphère isotherme). Si l'atmosphère n'est pas isotherme, alors l'intégration doit prendre en compte l'évolution de la température avec l'altitude, et le paramètre N– certaines caractéristiques locales des couches atmosphériques, en fonction de leur température et des propriétés du milieu.

Ambiance standard.

Modèle (tableau de valeurs des principaux paramètres) correspondant à la pression standard à la base de l'atmosphère R. 0 et la composition chimique sont appelées atmosphère standard. Plus précisément, il s'agit d'un modèle conditionnel de l'atmosphère, pour lequel les valeurs moyennes de température, de pression, de densité, de viscosité et d'autres caractéristiques de l'air à des altitudes allant de 2 km sous le niveau de la mer jusqu'à la limite extérieure de l'atmosphère terrestre sont spécifiées pour latitude 45° 32° 33°. Les paramètres de l'atmosphère moyenne à toutes les altitudes ont été calculés à l'aide de l'équation d'état d'un gaz parfait et de la loi barométrique en supposant qu'au niveau de la mer la pression est de 1013,25 hPa (760 mm Hg) et la température est de 288,15 K (15,0°C). Selon la nature de la distribution verticale de la température, l'atmosphère moyenne est constituée de plusieurs couches, dans chacune desquelles la température est approchée par une fonction linéaire de l'altitude. Dans la couche la plus basse - la troposphère (h Ј 11 km), la température baisse de 6,5 ° C à chaque kilomètre d'élévation. À haute altitude, la valeur et le signe du gradient vertical de température changent d'une couche à l'autre. Au-dessus de 790 km, la température est d'environ 1 000 K et ne change pratiquement pas avec l'altitude.

L'ambiance standard est une norme légalisée périodiquement mise à jour, publiée sous forme de tableaux.

Troposphère.

La couche la plus basse et la plus dense de l’atmosphère, dans laquelle la température diminue rapidement avec l’altitude, s’appelle la troposphère. Il contient jusqu'à 80 % de la masse totale de l'atmosphère et s'étend aux latitudes polaires et moyennes jusqu'à des altitudes de 8 à 10 km, et sous les tropiques jusqu'à 16 à 18 km. Presque tous les processus de formation météorologique se développent ici, des échanges de chaleur et d'humidité se produisent entre la Terre et son atmosphère, des nuages ​​​​se forment, divers phénomènes météorologiques se produisent, du brouillard et des précipitations se produisent. Ces couches de l'atmosphère terrestre sont en équilibre convectif et, grâce à un mélange actif, ont une composition chimique homogène, constituée principalement d'azote moléculaire (78 %) et d'oxygène (21 %). La grande majorité des polluants atmosphériques naturels et artificiels, aérosols et gazeux, sont concentrés dans la troposphère. La dynamique de la partie inférieure de la troposphère, jusqu'à 2 km d'épaisseur, dépend fortement des propriétés de la surface sous-jacente de la Terre, qui détermine les mouvements horizontaux et verticaux de l'air (vents) provoqués par le transfert de chaleur des terres plus chaudes. par le rayonnement infrarouge de la surface terrestre, qui est absorbé dans la troposphère, principalement par les vapeurs d'eau et le dioxyde de carbone (effet de serre). La répartition de la température avec l'altitude s'établit à la suite d'un mélange turbulent et convectif. En moyenne, cela correspond à une baisse de température d'une hauteur d'environ 6,5 K/km.

Vitesse du vent en surface couche limite Au début, il croît rapidement avec l'altitude, et au-dessus, il continue d'augmenter de 2 à 3 km/s pour chaque kilomètre. Parfois, des flux planétaires étroits (avec une vitesse supérieure à 30 km/s) apparaissent dans la troposphère, à l'ouest aux latitudes moyennes et à l'est près de l'équateur. Ils sont appelés courants-jets.

Tropopause.

À la limite supérieure de la troposphère (tropopause), la température atteint sa valeur minimale pour la basse atmosphère. C'est la couche de transition entre la troposphère et la stratosphère située au-dessus. L'épaisseur de la tropopause varie de centaines de mètres à 1,5 à 2 km, et la température et l'altitude varient respectivement de 190 à 220 K et de 8 à 18 km, selon la latitude et la saison. Sous les latitudes tempérées et élevées, en hiver, elle est 1 à 2 km plus basse qu'en été et 8 à 15 K plus chaude. Sous les tropiques changements saisonniers beaucoup moins (altitude 16-18 km, température 180-200 K). Sur courants-jets des pauses de tropopause sont possibles.

L'eau dans l'atmosphère terrestre.

La caractéristique la plus importante de l'atmosphère terrestre est la présence de quantités importantes de vapeur d'eau et d'eau sous forme de gouttelettes, qui sont plus facilement observées sous la forme de nuages ​​et de structures nuageuses. Le degré de nébulosité du ciel (à un certain moment ou en moyenne sur une certaine période de temps), exprimé sur une échelle de 10 points ou en pourcentage, est appelé nébulosité. La forme des nuages ​​est déterminée par classement international. En moyenne, les nuages ​​couvrent environ la moitié de la planète. La nébulosité est un facteur important caractérisant le temps et le climat. En hiver et la nuit, la nébulosité empêche une diminution de la température de la surface terrestre et de la couche d'air souterraine ; en été et pendant la journée, elle affaiblit le réchauffement de la surface terrestre par les rayons du soleil, adoucissant le climat à l'intérieur des continents ; .

Des nuages.

Les nuages ​​sont des accumulations de gouttelettes d'eau en suspension dans l'atmosphère (nuages ​​d'eau), de cristaux de glace (nuages ​​de glace) ou des deux ensemble (nuages ​​mixtes). À mesure que les gouttelettes et les cristaux grossissent, ils tombent des nuages ​​sous forme de précipitations. Les nuages ​​se forment principalement dans la troposphère. Ils résultent de la condensation de la vapeur d'eau contenue dans l'air. Le diamètre des gouttes de nuages ​​est de l’ordre de plusieurs microns. Contenu eau liquide dans les nuages ​​- de fractions à plusieurs grammes par m 3. Les nuages ​​se distinguent par leur hauteur : Selon la classification internationale, il existe 10 types de nuages ​​: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Des nuages ​​nacrés sont également observés dans la stratosphère et des nuages ​​noctilumineux sont observés dans la mésosphère.

Les cirrus sont des nuages ​​​​transparents sous forme de fins fils blancs ou de voiles à l'éclat soyeux qui ne fournissent pas d'ombres. Les cirrus sont composés de cristaux de glace et se forment couches supérieures troposphère à très basses températures. Certains types de cirrus sont des précurseurs des changements météorologiques.

Les cirrocumulus sont des crêtes ou des couches de minces nuages ​​blancs dans la haute troposphère. Les nuages ​​​​de cirrocumulus sont constitués de petits éléments qui ressemblent à des flocons, des ondulations, de petites boules sans ombres et sont principalement constitués de cristaux de glace.

Les nuages ​​​​Cirrostratus sont un voile translucide blanchâtre dans la haute troposphère, généralement fibreux, parfois flou, constitué de petits cristaux de glace en forme d'aiguilles ou en colonnes.

Les altocumulus sont des nuages ​​blancs, gris ou blanc-gris situés dans les couches inférieures et moyennes de la troposphère. Les nuages ​​​​d'altocumulus ont l'apparence de couches et de crêtes, comme s'ils étaient construits à partir de plaques, de masses arrondies, de tiges, d'éclats superposés. Les nuages ​​​​d'altocumulus se forment lors d'une activité convective intense et sont généralement constitués de gouttelettes d'eau surfondues.

Les nuages ​​​​d'Altostratus sont des nuages ​​grisâtres ou bleuâtres avec une structure fibreuse ou uniforme. Des nuages ​​​​d'altostratus sont observés dans la troposphère moyenne, s'étendant sur plusieurs kilomètres de hauteur et parfois sur des milliers de kilomètres dans le sens horizontal. En règle générale, les nuages ​​​​d'altostratus font partie de systèmes de nuages ​​frontaux associés aux mouvements ascendants des masses d'air.

Les nuages ​​​​de Nimbostratus sont une couche amorphe basse (à partir de 2 km) de nuages ​​​​de couleur grise uniforme, donnant lieu à de la pluie ou de la neige continue. Les nuages ​​​​de Nimbostratus sont très développés verticalement (jusqu'à plusieurs km) et horizontalement (plusieurs milliers de km), constitués de gouttelettes d'eau surfondues mélangées à des flocons de neige, généralement associés aux fronts atmosphériques.

Les stratus sont des nuages ​​​​de l'étage inférieur se présentant sous la forme d'une couche homogène sans contours définis, de couleur grise. La hauteur des stratus au-dessus de la surface de la Terre est de 0,5 à 2 km. Parfois, de la bruine tombe des stratus.

Les cumulus sont des nuages ​​blancs denses et brillants pendant la journée avec un développement vertical important (jusqu'à 5 km ou plus). Les parties supérieures des cumulus ressemblent à des dômes ou des tours aux contours arrondis. Généralement, les cumulus apparaissent sous forme de nuages ​​de convection dans des masses d'air froid.

Les stratocumulus sont des nuages ​​bas (inférieurs à 2 km) se présentant sous la forme de couches non fibreuses grises ou blanches ou de crêtes de gros blocs ronds. L'épaisseur verticale des stratocumulus est faible. Parfois, les stratocumulus produisent de légères précipitations.

Les cumulonimbus sont des nuages ​​puissants et denses à fort développement vertical (jusqu'à une hauteur de 14 km), produisant de fortes précipitations accompagnées d'orages, de grêle et de grains. Les cumulonimbus se développent à partir de puissants cumulus, dont la partie supérieure est constituée de cristaux de glace.

Stratosphère.

Par la tropopause, en moyenne à des altitudes de 12 à 50 km, la troposphère passe dans la stratosphère. En partie basse, sur environ 10 km, soit jusqu'à une altitude d'environ 20 km, elle est isotherme (température environ 220 K). Elle augmente ensuite avec l'altitude, atteignant un maximum d'environ 270 K à une altitude de 50 à 55 km. Voici la frontière entre la stratosphère et la mésosphère sus-jacente, appelée stratopause. .

Il y a beaucoup moins de vapeur d'eau dans la stratosphère. Pourtant, de minces nuages ​​nacrés translucides sont parfois observés, apparaissant occasionnellement dans la stratosphère à une altitude de 20 à 30 km. Des nuages ​​nacrés sont visibles dans le ciel sombre après le coucher du soleil et avant son lever. En forme, les nuages ​​​​nacrés ressemblent aux cirrus et aux cirrocumulus.

Atmosphère moyenne (mésosphère).

A une altitude d'environ 50 km, la mésosphère commence à partir du pic du large maximum de température . La raison de l'augmentation de la température dans la région de ce maximum est exothermique (c'est-à-dire accompagné d'un dégagement de chaleur) réaction photochimique décomposition de l'ozone : O 3 + hv® O 2 + O. L'ozone résulte d'une décomposition photochimique oxygène moléculaire O 2

O 2 + hv® O + O et la réaction ultérieure d'une triple collision d'un atome et d'une molécule d'oxygène avec une troisième molécule M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

L'ozone absorbe avec voracité le rayonnement ultraviolet dans la région de 2 000 à 3 000 Å, et ce rayonnement réchauffe l'atmosphère. L'ozone, situé dans la haute atmosphère, sert en quelque sorte de bouclier qui nous protège des effets du rayonnement ultraviolet du Soleil. Sans ce bouclier, le développement de la vie sur Terre dans son formes modernes serait difficilement possible.

De manière générale, dans toute la mésosphère, la température atmosphérique diminue jusqu'à sa valeur minimale d'environ 180 K à la limite supérieure de la mésosphère (appelée mésopause, altitude d'environ 80 km). Au voisinage de la mésopause, à des altitudes de 70 à 90 km, une très fine couche de cristaux de glace et de particules de poussière volcanique et météoritique peut apparaître, observée sous la forme d'un beau spectacle de nuages ​​​​noctilumineux. peu après le coucher du soleil.

Dans la mésosphère, les petites particules solides de météorites qui tombent sur la Terre, provoquant le phénomène des météores, brûlent en grande partie.

Météores, météorites et boules de feu.

Éruptions cutanées et autres phénomènes dans la haute atmosphère de la Terre provoqués par l'intrusion de particules solides dans celle-ci à une vitesse de 11 km/s et plus particules cosmiques ou les corps sont appelés météoroïdes. Une traînée de météore brillante et observable apparaît ; les phénomènes les plus puissants, souvent accompagnés de chutes de météorites, sont appelés boules de feu; l'apparition de météores est associée à des pluies de météores.

Pluie de météores:

1) le phénomène de chutes multiples de météores sur plusieurs heures ou jours à partir d'un même radiant.

2) un essaim de météoroïdes se déplaçant sur la même orbite autour du Soleil.

L'apparition systématique de météores dans une certaine zone du ciel et certains jours de l'année, provoquée par l'intersection de l'orbite terrestre avec orbite commune de nombreux corps météoritiques se déplacent à peu près aux mêmes vitesses et dans des directions identiques, c'est pourquoi leurs trajectoires dans le ciel semblent émerger du même point commun(radiant). Ils portent le nom de la constellation où se trouve le radiant.

Les pluies de météores impressionnent profondément par leurs effets de lumière, mais les météores individuels sont rarement visibles. Les météores invisibles, trop petits pour être visibles lorsqu'ils sont absorbés dans l'atmosphère, sont bien plus nombreux. Certains des plus petits météores ne chauffent probablement pas du tout, mais sont simplement capturés par l'atmosphère. Ces particules fines dont les tailles varient de quelques millimètres à dix millièmes de millimètre sont appelées micrométéorites. La quantité de matière météorique entrant quotidiennement dans l'atmosphère varie de 100 à 10 000 tonnes, et la plupart Cette substance se trouve dans les micrométéorites.

Étant donné que la matière météorique brûle partiellement dans l'atmosphère, sa composition gazeuse se reconstitue avec des traces de divers éléments chimiques. Par exemple, les météores rocheux introduisent du lithium dans l’atmosphère. La combustion de météores métalliques conduit à la formation de minuscules gouttelettes sphériques de fer, de fer-nickel et d'autres gouttelettes qui traversent l'atmosphère et se déposent à la surface de la Terre. On les trouve au Groenland et en Antarctique, où les calottes glaciaires restent presque inchangées depuis des années. Les océanologues les trouvent dans les sédiments des fonds marins.

La plupart des particules météoriques entrant dans l’atmosphère se déposent en 30 jours environ. Certains scientifiques pensent que cela poussière cosmique joue un rôle important dans la formation de tels phénomènes atmosphériques, comme la pluie, car ils servent de noyaux de condensation à la vapeur d'eau. Par conséquent, on suppose que les précipitations sont statistiquement liées aux grandes pluies de météores. Cependant, certains experts estiment que, puisque l'apport total de matière météorique est plusieurs dizaines de fois supérieur à celui de la plus grande pluie de météores, la modification de la quantité totale de cette matière résultant d'une telle pluie peut être négligée.

Cependant, il ne fait aucun doute que les plus grosses micrométéorites et météorites visibles laissent de longues traces d'ionisation dans les hautes couches de l'atmosphère, principalement dans l'ionosphère. De telles traces peuvent être utilisées pour les communications radio longue distance, car elles reflètent les ondes radio haute fréquence.

L'énergie des météores qui pénètrent dans l'atmosphère est principalement, et peut-être entièrement, consacrée à son chauffage. C'est l'un des composants mineurs bilan thermique atmosphère.

Météorite - corps solide origine naturelle, est tombé à la surface de la Terre depuis l'espace. En règle générale, une distinction est faite entre les météorites pierreuses, pierreuses et ferreuses. Ces derniers sont principalement constitués de fer et de nickel. Parmi les météorites trouvées, la plupart pèsent de quelques grammes à plusieurs kilogrammes. La plus grosse de celles découvertes, la météorite ferreuse de Goba, pèse environ 60 tonnes et se trouve toujours au même endroit où elle a été découverte, en Afrique du Sud. La plupart des météorites sont des fragments d'astéroïdes, mais certaines météorites peuvent provenir de la Lune et même de Mars.

Un bolide est un météore très brillant, parfois visible même de jour, laissant souvent derrière lui une traînée enfumée et accompagné de phénomènes sonores ; se termine souvent par la chute de météorites.

Thermosphère.

Au-dessus du minimum de température de la mésopause, la thermosphère commence, dans lequel la température, d'abord lentement, puis rapidement, recommence à augmenter. La raison en est l'absorption du rayonnement ultraviolet du Soleil à des altitudes de 150 à 300 km, due à l'ionisation de l'oxygène atomique : O + hv®O + + e.

Dans la thermosphère, la température augmente continuellement jusqu'à une altitude d'environ 400 km, où elle atteint 1 800 K pendant la journée pendant la période d'activité solaire maximale. Pendant la période d'activité solaire minimale, cette température limite peut être inférieure à 1 000 K. Au-dessus de 400 km, l'atmosphère se transforme en une exosphère isotherme. Le niveau critique (la base de l'exosphère) se situe à une altitude d'environ 500 km.

Aurores polaires et nombreuses orbites de satellites artificiels, ainsi que nuages ​​​​noctulescents - tous ces phénomènes se produisent dans la mésosphère et la thermosphère.

Lumières polaires.

Aux hautes latitudes, des aurores sont observées lors de perturbations du champ magnétique. Ils peuvent durer quelques minutes, mais sont souvent visibles pendant plusieurs heures. Les aurores varient considérablement en forme, couleur et intensité, qui changent toutes parfois très rapidement au fil du temps. Spectre aurores polaires se compose de lignes et de bandes d'émission. Certaines émissions du ciel nocturne sont renforcées dans le spectre des aurores, principalement les lignes vertes et rouges l 5577 Å et l 6300 Å oxygène. Il arrive que l'une de ces lignes soit plusieurs fois plus intense que l'autre, et cela détermine couleur visible aurore : verte ou rouge. Les perturbations du champ magnétique s'accompagnent également de perturbations des communications radio dans les régions polaires. La cause de la perturbation réside dans les changements dans l'ionosphère, ce qui signifie que lors des orages magnétiques, il existe une puissante source d'ionisation. Il a été établi que de forts orages magnétiques se produisent lorsqu’il existe de grands groupes de taches solaires à proximité du centre du disque solaire. Les observations ont montré que les tempêtes ne sont pas associées aux spots eux-mêmes, mais à éruptions solaires, qui apparaissent lors du développement d'un groupe de taches.

Les aurores sont une gamme de lumière d'intensité variable avec des mouvements rapides observés dans les régions de haute latitude de la Terre. L'aurore visuelle contient des raies d'émission atomique d'oxygène vertes (5577Å) et rouges (6300/6364Å) et des bandes moléculaires de N2, qui sont excitées par des particules énergétiques d'origine solaire et magnétosphérique. Ces émissions apparaissent généralement à des altitudes d'environ 100 km et plus. Le terme aurore optique est utilisé pour désigner les aurores visuelles et leur spectre d'émission allant de l'infrarouge à l'ultraviolet. L’énergie du rayonnement dans la partie infrarouge du spectre dépasse largement l’énergie dans la région visible. Lorsque les aurores sont apparues, des émissions ont été observées dans la gamme ULF (

Les formes réelles des aurores sont difficiles à classer ; Les termes les plus couramment utilisés sont :

1. Arcs ou rayures calmes et uniformes. L'arc s'étend généralement sur environ 1 000 km dans la direction du parallèle géomagnétique (vers le Soleil dans les régions polaires) et a une largeur d'une à plusieurs dizaines de kilomètres. Une bande est une généralisation du concept d'arc ; elle n'a généralement pas une forme régulière en forme d'arc, mais se plie en forme de lettre S ou en forme de spirales. Les arcs et les rayures sont situés à des altitudes de 100 à 150 km.

2. Rayons de l'aurore . Ce terme fait référence à une structure aurorale allongée le long des champs magnétiques. lignes électriques, d'une longueur verticale de plusieurs dizaines à plusieurs centaines de kilomètres. L'étendue horizontale des rayons est faible, de plusieurs dizaines de mètres à plusieurs kilomètres. Les rayons sont généralement observés sous forme d’arcs ou sous forme de structures distinctes.

3. Taches ou surfaces . Ce sont des zones de lueur isolées qui n’ont pas de forme spécifique. Les spots individuels peuvent être connectés les uns aux autres.

4. Voile. Une forme inhabituelle d'aurore, qui est une lueur uniforme qui couvre de vastes zones du ciel.

Selon leur structure, les aurores sont divisées en homogènes, creuses et rayonnantes. Utilisé divers termes; arc pulsé, surface pulsée, surface diffuse, bande radiante, draperie, etc. Il existe une classification des aurores selon leur couleur. Selon cette classification, les aurores du type UN. La partie supérieure ou la partie entière est rouge (6 300–6 364 Å). Ils apparaissent généralement à des altitudes de 300 à 400 km avec une forte activité géomagnétique.

Type d'aurore DANS coloré en rouge en partie basse et associé à la lueur des bandes du premier système positif N 2 et du premier système négatif O 2. De telles formes d'aurores apparaissent pendant les phases les plus actives des aurores.

Zones aurores polaires – Ce sont les zones de fréquence maximale des aurores nocturnes, selon les observateurs situés en un point fixe de la surface de la Terre. Les zones sont situées à 67° nord et latitude sud, et leur largeur est d'environ 6°. Occurrence maximale d'aurores correspondant à en ce moment L'heure géomagnétique locale se produit dans des ceintures ovales (aurores ovales), situées asymétriquement autour des pôles géomagnétiques nord et sud. L’ovale de l’aurore est fixe en coordonnées latitude – temps, et la zone aurore est le lieu géométrique des points de la région de minuit de l’ovale en coordonnées latitude – longitude. La ceinture ovale est située à environ 23° de la géo pôle magnétique dans le secteur de nuit et de 15° dans le secteur de jour.

Ovale d'aurore et zones d'aurore. L'emplacement de l'ovale de l'aurore dépend de l'activité géomagnétique. L'ovale s'élargit lorsque l'activité géomagnétique est élevée. Les zones aurorales ou les limites de l'ovale auroral sont mieux représentées par L 6,4 que par les coordonnées dipolaires. Les lignes de champ géomagnétique à la limite du secteur diurne de l'ovale de l'aurore coïncident avec magnétopause. Un changement de position de l'ovale de l'aurore est observé en fonction de l'angle entre l'axe géomagnétique et la direction Terre-Soleil. L'ovale auroral est également déterminé sur la base de données sur la précipitation de particules (électrons et protons) de certaines énergies. Sa position peut être déterminée indépendamment à partir des données sur Kaspakh du côté jour et dans la queue de la magnétosphère.

La variation quotidienne de la fréquence d'apparition des aurores dans la zone aurorale a un maximum à minuit géomagnétique et un minimum à midi géomagnétique. Sur le côté proche équatorial de l'ovale, la fréquence d'apparition des aurores diminue fortement, mais la forme des variations quotidiennes est préservée. Du côté polaire de l’ovale, la fréquence des aurores diminue progressivement et se caractérise par des changements diurnes complexes.

Intensité des aurores.

Intensité des aurores déterminé en mesurant la luminosité apparente de la surface. Surface lumineuse je l'aurore dans une certaine direction est déterminée par l'émission totale de 4p je photon/(cm 2 s). Puisque cette valeur n'est pas la véritable luminosité de la surface, mais représente l'émission de la colonne, l'unité photon/(cm 2 colonne s) est généralement utilisée lors de l'étude des aurores. L'unité habituelle pour mesurer l'émission totale est Rayleigh (Rl) égale à 10 6 photons/(cm 2 colonne s). Des unités plus pratiques d'intensité aurorale sont déterminées par les émissions d'une ligne ou d'une bande individuelle. Par exemple, l'intensité des aurores est déterminée par les coefficients internationaux de luminance (IBR). selon l'intensité de la ligne verte (5577 Å) ; 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (intensité maximale de l'aurore). Cette classification ne peut pas être utilisée pour les aurores rouges. L'une des découvertes de l'époque (1957-1958) fut l'établissement de la distribution spatio-temporelle des aurores sous la forme d'un ovale décalé par rapport au pôle magnétique. A partir d'idées simples sur la forme circulaire de la distribution des aurores par rapport au pôle magnétique, il est né La transition vers la physique moderne de la magnétosphère est achevée. L'honneur de la découverte revient à O. Khorosheva, et le développement intensif des idées sur l'ovale aurora a été réalisé par G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu et un certain nombre d'autres chercheurs. L'ovale auroral est la région où l'influence du vent solaire sur la haute atmosphère terrestre est la plus intense. L'intensité des aurores est la plus élevée dans l'ovale et sa dynamique est surveillée en permanence à l'aide de satellites.

Arcs rouges auroraux stables.

Arc rouge auroral constant, autrement appelé arc rouge des latitudes moyennes ou Arc M, est un large arc subvisuel (en dessous de la limite de sensibilité de l’œil), s’étendant d’est en ouest sur des milliers de kilomètres et encerclant peut-être la Terre entière. La longueur latitudinale de l'arc est de 600 km. L'émission de l'arc rouge auroral stable est presque monochromatique dans les lignes rouges l 6300 Å et l 6364 Å. Récemment, de faibles raies d'émission l 5577 Å (OI) et l 4278 Å (N+2) ont également été signalées. Les arcs rouges soutenus sont classés comme aurores boréales, mais ils apparaissent à des altitudes beaucoup plus élevées. La limite inférieure est située à une altitude de 300 km, limite supérieure environ 700 km. L'intensité de l'arc rouge auroral silencieux dans l'émission l 6300 Å varie de 1 à 10 kRl (valeur typique 6 kRl). Le seuil de sensibilité de l'œil à cette longueur d'onde est d'environ 10 kRl, les arcs sont donc rarement observés visuellement. Cependant, les observations ont montré que leur luminosité est >50 kRL pendant 10 % des nuits. La durée de vie habituelle des arcs est d’environ un jour et ils apparaissent rarement les jours suivants. Les ondes radio provenant de satellites ou de sources radio traversant des arcs rouges auroraux persistants sont sujettes à des scintillations, indiquant l'existence d'inhomogénéités de densité électronique. L'explication théorique des arcs rouges est que les électrons chauffés de la région F L'ionosphère provoque une augmentation du nombre d'atomes d'oxygène. Les observations satellitaires montrent une augmentation de la température des électrons le long des lignes de champ géomagnétique qui croisent les arcs rouges auroraux persistants. L'intensité de ces arcs est positivement corrélée à l'activité géomagnétique (tempêtes), et la fréquence d'apparition des arcs est positivement corrélée à l'activité des taches solaires.

Aurore changeante.

Certaines formes d’aurores connaissent des variations d’intensité quasi-périodiques et cohérentes dans le temps. Ces aurores à géométrie approximativement stationnaire et aux variations périodiques rapides se produisant en phase sont appelées aurores changeantes. Elles sont classées comme aurores boréales formulaires r selon l'Atlas international des aurores. Une subdivision plus détaillée des aurores changeantes :

r 1 (aurore pulsée) est une lueur avec des variations de phase uniformes de luminosité tout au long de la forme de l'aurore. Par définition, dans une aurore pulsée idéale, les parties spatiales et temporelles de la pulsation peuvent être séparées, c'est-à-dire luminosité je(r,t)= je suis(r)· IL(t). Dans une aurore typique r 1 pulsations se produisent avec une fréquence de 0,01 à 10 Hz de faible intensité (1 à 2 kRl). La plupart des aurores r 1 – ce sont des points ou des arcs qui pulsent avec une période de plusieurs secondes.

r 2 (aurore de feu). Le terme est généralement utilisé pour désigner des mouvements tels que des flammes remplissant le ciel, plutôt que pour décrire une forme distincte. Les aurores ont la forme d’arcs et se déplacent généralement vers le haut à partir d’une hauteur de 100 km. Ces aurores sont relativement rares et se produisent plus souvent en dehors de l'aurore.

r 3 (aurore chatoyante). Ce sont des aurores aux variations de luminosité rapides, irrégulières ou régulières, donnant l’impression de flammes vacillantes dans le ciel. Ils apparaissent peu de temps avant la désintégration de l'aurore. Fréquence de variation généralement observée r 3 est égal à 10 ± 3 Hz.

Le terme aurore en continu, utilisé pour une autre classe d'aurores pulsées, fait référence à des variations irrégulières de luminosité se déplaçant rapidement horizontalement dans des arcs et des stries aurorales.

L'aurore changeante est l'un des phénomènes solaire-terrestre qui accompagnent les pulsations du champ géomagnétique et le rayonnement auroral des rayons X provoqués par la précipitation de particules d'origine solaire et magnétosphérique.

La lueur de la calotte polaire est caractérisée par la forte intensité de la bande du premier système négatif N + 2 (l 3914 Å). Généralement, ces bandes N + 2 sont cinq fois plus intenses que la ligne verte OI l 5577 Å ; l'intensité absolue de la lueur de la calotte polaire varie de 0,1 à 10 kRl (généralement 1 à 3 kRl). Lors de ces aurores, qui apparaissent lors des périodes de PCA, une lueur uniforme couvre toute la calotte polaire jusqu'à une latitude géomagnétique de 60° à des altitudes de 30 à 80 km. Il est généré principalement par des protons solaires et des particules d avec des énergies de 10 à 100 MeV, créant une ionisation maximale à ces altitudes. Il existe un autre type de lueur dans les zones d’aurores, appelée aurore du manteau. Pour ce type de lueur aurorale, l'intensité maximale quotidienne se produisant à heures du matin, est compris entre 1 et 10 kRl et l'intensité minimale est cinq fois plus faible. Les observations d’aurores du manteau sont rares ; leur intensité dépend de l’activité géomagnétique et solaire.

Lueur atmosphérique est défini comme le rayonnement produit et émis par l’atmosphère d’une planète. Il s'agit du rayonnement non thermique de l'atmosphère, à l'exception de l'émission d'aurores boréales, des décharges de foudre et de l'émission de traînées de météores. Ce terme est utilisé en relation avec l'atmosphère terrestre (lueur nocturne, lueur crépusculaire et lueur diurne). La lueur atmosphérique ne constitue qu'une partie de la lumière disponible dans l'atmosphère. D’autres sources incluent la lumière des étoiles, la lumière zodiacale et la lumière diffusée diurne du Soleil. Parfois, la lueur atmosphérique peut représenter jusqu’à 40 % de la quantité totale de lumière. La lueur atmosphérique se produit dans des couches atmosphériques de hauteur et d'épaisseur variables. Le spectre de lueur atmosphérique couvre des longueurs d'onde de 1 000 Å à 22,5 microns. La principale raie d'émission dans la lueur atmosphérique est l 5577 Å, apparaissant à une altitude de 90 à 100 km dans une couche de 30 à 40 km d'épaisseur. L’apparition de la luminescence est due au mécanisme de Chapman, basé sur la recombinaison des atomes d’oxygène. Les autres raies d'émission sont l 6300 Å, apparaissant dans le cas de recombinaison dissociative de O + 2 et d'émission NI l 5198/5201 Å et NI l 5890/5896 Å.

L'intensité de la lueur de l'air est mesurée à Rayleigh. La luminosité (en Rayleigh) est égale à 4 rv, où b est la luminosité angulaire de la couche émettrice en unités de 10 6 photons/(cm 2 ster·s). L'intensité de la lueur dépend de la latitude (différente selon les émissions) et varie également tout au long de la journée avec un maximum vers minuit. Une corrélation positive a été notée pour la lueur atmosphérique dans l'émission l 5577 Å avec le nombre taches solaires et le flux de rayonnement solaire à une longueur d'onde de 10,7 cm. La lueur atmosphérique est observée lors d'expériences satellitaires. Depuis l’espace, il apparaît comme un anneau de lumière autour de la Terre et a une couleur verdâtre.

Ozonosphère.

À des altitudes de 20 à 25 km, la concentration maximale d'une quantité insignifiante d'ozone O 3 est atteinte (jusqu'à 2×10 –7 de la teneur en oxygène !), qui apparaît sous l'influence du rayonnement ultraviolet solaire à des altitudes d'environ 10 à 50 km, protégeant la planète du rayonnement solaire ionisant. Malgré le nombre extrêmement réduit de molécules d'ozone, elles protègent toute vie sur Terre des effets nocifs des rayonnements à ondes courtes (ultraviolets et rayons X) du Soleil. Si vous déposez toutes les molécules à la base de l’atmosphère, vous obtiendrez une couche de 3 à 4 mm d’épaisseur maximum ! Au-dessus de 100 km d'altitude, la proportion de gaz légers augmente, et à très haute altitude, l'hélium et l'hydrogène prédominent ; de nombreuses molécules se dissocient en atomes individuels qui, ionisés sous l'influence du rayonnement dur du Soleil, forment l'ionosphère. La pression et la densité de l'air dans l'atmosphère terrestre diminuent avec l'altitude. Selon la répartition des températures, l'atmosphère terrestre est divisée en troposphère, stratosphère, mésosphère, thermosphère et exosphère. .

À une altitude de 20 à 25 km, il y a couche d'ozone. L'ozone se forme en raison de la dégradation des molécules d'oxygène lors de l'absorption du rayonnement ultraviolet du Soleil dont les longueurs d'onde sont inférieures à 0,1 à 0,2 microns. L'oxygène libre se combine avec les molécules d'O 2 et forme de l'ozone O 3, qui absorbe avidement tous les rayonnements ultraviolets inférieurs à 0,29 microns. Les molécules d'ozone O3 sont facilement détruites par le rayonnement à ondes courtes. Ainsi, malgré sa raréfaction, la couche d’ozone absorbe efficacement le rayonnement ultraviolet du Soleil qui traverse des couches atmosphériques plus hautes et plus transparentes. Grâce à cela, les organismes vivants sur Terre sont protégés des effets nocifs de la lumière ultraviolette du Soleil.

Ionosphère.

Le rayonnement solaire ionise les atomes et les molécules de l'atmosphère. Le degré d'ionisation devient déjà significatif à une altitude de 60 kilomètres et augmente régulièrement avec la distance à la Terre. À différentes altitudes dans l'atmosphère, des processus séquentiels de dissociation de diverses molécules et d'ionisation ultérieure de divers atomes et ions se produisent. Il s'agit principalement de molécules d'oxygène O 2, d'azote N 2 et de leurs atomes. Selon l'intensité de ces processus, les différentes couches de l'atmosphère situées au-dessus de 60 kilomètres sont appelées couches ionosphériques. , et leur totalité est l'ionosphère . La couche inférieure, dont l'ionisation est insignifiante, s'appelle la neutrosphère.

La concentration maximale de particules chargées dans l'ionosphère est atteinte à des altitudes de 300 à 400 km.

Histoire de l'étude de l'ionosphère.

L'hypothèse de l'existence d'une couche conductrice dans la haute atmosphère a été avancée en 1878 par le scientifique anglais Stuart pour expliquer les caractéristiques du champ géomagnétique. Puis en 1902, indépendamment l'un de l'autre, Kennedy aux États-Unis et Heaviside en Angleterre soulignèrent que pour expliquer la propagation des ondes radio sur longues distances il faut supposer l'existence de régions à haute conductivité dans les hautes couches de l'atmosphère. En 1923, l'académicien M.V. Shuleikin, considérant les caractéristiques de la propagation des ondes radio de différentes fréquences, est arrivé à la conclusion qu'il existe au moins deux couches réfléchissantes dans l'ionosphère. Puis, en 1925, les chercheurs anglais Appleton et Barnett, ainsi que Breit et Tuve, prouvèrent pour la première fois expérimentalement l'existence de régions réfléchissant les ondes radio et jetèrent les bases de leur étude systématique. Depuis lors, une étude systématique a été réalisée sur les propriétés de ces couches, généralement appelées ionosphère, qui jouent un rôle important dans un certain nombre de phénomènes géophysiques qui déterminent la réflexion et l'absorption des ondes radio, ce qui est très important pour la pratique. notamment pour assurer des communications radio fiables.

Dans les années 1930, ils ont commencé observations systématiquesétat de l'ionosphère. Dans notre pays, à l'initiative de M.A. Bonch-Bruevich, des installations pour son sondage d'impulsions ont été créées. Beaucoup ont été étudiés propriétés générales ionosphère, hauteurs et concentration électronique de ses couches principales.

À des altitudes de 60 à 70 km, la couche D est observée, à des altitudes de 100 à 120 km, la couche E, à des altitudes de 180 à 300 km double couche F 1 et F 2. Les principaux paramètres de ces couches sont donnés dans le tableau 4.

Des valeurs moyennes sont données car elles varient selon les latitudes, en fonction de l'heure de la journée et des saisons. Ces données sont nécessaires pour assurer les communications radio longue distance. Ils sont utilisés pour sélectionner les fréquences de fonctionnement de diverses liaisons radio à ondes courtes. La connaissance de leurs évolutions en fonction de l'état de l'ionosphère à différents moments de la journée et selon les saisons est extrêmement importante pour assurer la fiabilité des communications radio. L'ionosphère est un ensemble de couches ionisées de l'atmosphère terrestre, commençant à des altitudes d'environ 60 km et s'étendant jusqu'à des dizaines de milliers de km d'altitude. La principale source d'ionisation de l'atmosphère terrestre est l'ultraviolet et rayonnement X Le soleil, apparaissant principalement dans la chromosphère solaire et la couronne. De plus, le degré d'ionisation de la haute atmosphère est influencé par les flux corpusculaires solaires qui se produisent lors des éruptions solaires, ainsi que par les rayons cosmiques et les particules de météores.

Couches ionosphériques

- ce sont des zones de l'atmosphère dans lesquelles les concentrations maximales d'électrons libres sont atteintes (c'est-à-dire leur nombre par unité de volume). Les électrons libres chargés électriquement et (dans une moindre mesure, les ions moins mobiles) résultant de l'ionisation des atomes de gaz atmosphériques, interagissant avec les ondes radio (c'est-à-dire les oscillations électromagnétiques), peuvent changer de direction, les réfléchir ou les réfracter, et absorber leur énergie. . Par conséquent, des problèmes peuvent survenir lors de la réception de stations radio distantes. divers effets, par exemple, atténuation des communications radio, audibilité accrue des stations distantes, pannes de courant etc. phénomènes.

Méthodes de recherche.

Les méthodes classiques d'étude de l'ionosphère depuis la Terre se résument au sondage par impulsions : envoyer des impulsions radio et observer leurs réflexions depuis différentes couches de l'ionosphère, mesurer le temps de retard et étudier l'intensité et la forme des signaux réfléchis. Mesurer les hauteurs de réflexion des impulsions radio à différentes fréquences, déterminer les fréquences critiques divers domaines(la fréquence critique est la fréquence porteuse de l'impulsion radio pour laquelle une région donnée de l'ionosphère devient transparente), vous pouvez déterminer la valeur de la concentration électronique dans les couches et les hauteurs efficaces pour des fréquences données, et sélectionner les fréquences optimales pour chemins radio donnés. Avec le développement de la technologie des fusées et l'avènement de l'ère spatiale des satellites artificiels terrestres (AES) et autres vaisseau spatial, il est devenu possible de mesurer directement les paramètres de la Terre proche plasma spatial, dont la partie inférieure est l'ionosphère.

Les mesures de concentration électronique, effectuées à bord de fusées spécialement lancées et le long des trajectoires de vol des satellites, ont confirmé et clarifié les données précédemment obtenues par des méthodes au sol sur la structure de l'ionosphère, la répartition de la concentration électronique en fonction de l'altitude au-dessus de diverses régions de la Terre et a permis d'obtenir des valeurs de concentration électronique supérieures au maximum principal - la couche F. Auparavant, cela était impossible à réaliser en utilisant des méthodes de sondage basées sur l'observation d'impulsions radio réfléchies à ondes courtes. Il a été découvert que dans certaines régions du globe, il existe des zones assez stables avec une concentration électronique réduite, des « vents ionosphériques » réguliers et des caractéristiques particulières. processus ondulatoires, transférant les perturbations ionosphériques locales à des milliers de kilomètres du lieu de leur initiation, et bien plus encore. La création de dispositifs de réception particulièrement sensibles a permis de recevoir des signaux d'impulsions partiellement réfléchis par les régions les plus basses de l'ionosphère (stations de réflexion partielle) dans les stations de sondage d'impulsions ionosphériques. L'utilisation d'installations pulsées puissantes dans les gammes de longueurs d'onde métriques et décimétriques avec l'utilisation d'antennes permettant une forte concentration d'énergie émise a permis d'observer les signaux diffusés par l'ionosphère à différentes altitudes. L'étude des caractéristiques des spectres de ces signaux, diffusés de manière incohérente par les électrons et les ions du plasma ionosphérique (pour cela, des stations de diffusion incohérente des ondes radio ont été utilisées) a permis de déterminer la concentration d'électrons et d'ions, leur équivalent température à différentes altitudes, jusqu'à plusieurs milliers de kilomètres. Il s’est avéré que l’ionosphère est assez transparente pour les fréquences utilisées.

La concentration de charges électriques (la concentration électronique est égale à la concentration ionique) dans l'ionosphère terrestre à une altitude de 300 km est d'environ 10 6 cm –3 pendant la journée. Un plasma d'une telle densité réfléchit les ondes radio d'une longueur supérieure à 20 m et en transmet des plus courtes.

Distribution verticale typique de la concentration électronique dans l'ionosphère pour les conditions diurnes et nocturnes.

Propagation des ondes radio dans l'ionosphère.

La réception stable des stations de radiodiffusion longue distance dépend des fréquences utilisées, ainsi que de l'heure de la journée, de la saison et, en outre, de l'activité solaire. L'activité solaire affecte considérablement l'état de l'ionosphère. Les ondes radio émises par une station au sol se propagent en ligne droite, comme tous les types d'ondes électromagnétiques. Cependant, il faut tenir compte du fait que la surface de la Terre et les couches ionisées de son atmosphère servent de plaques à un énorme condensateur, agissant sur elles comme un effet de miroir sur la lumière. En les réfléchissant, les ondes radio peuvent parcourir plusieurs milliers de kilomètres, en se courbant globe par d'énormes bonds de centaines et de milliers de kilomètres, réfléchis alternativement par une couche de gaz ionisé et par la surface de la Terre ou de l'eau.

Dans les années 20 du siècle dernier, on pensait que les ondes radio d’une longueur inférieure à 200 m n’étaient généralement pas adaptées aux communications longue distance en raison de leur forte absorption. Les premières expériences de réception longue portée ondes courtes Ce sont le physicien anglais Oliver Heaviside et l’ingénieur électricien américain Arthur Kennelly qui ont ouvert la voie à travers l’Atlantique entre l’Europe et l’Amérique. Indépendamment les uns des autres, ils ont suggéré qu'il existe quelque part autour de la Terre une couche ionisée de l'atmosphère capable de réfléchir les ondes radio. On l'a appelée la couche Heaviside-Kennelly, puis l'ionosphère.

Selon idées modernes L'ionosphère est constituée d'électrons libres chargés négativement et d'ions chargés positivement, principalement l'oxygène moléculaire O + et l'oxyde nitrique NO + . Les ions et les électrons se forment à la suite de la dissociation de molécules et de l'ionisation d'atomes de gaz neutres par les rayons X solaires et le rayonnement ultraviolet. Pour ioniser un atome, il est nécessaire de lui transmettre de l'énergie d'ionisation, dont la principale source pour l'ionosphère est le rayonnement ultraviolet, les rayons X et le rayonnement corpusculaire du Soleil.

Alors que la coque gazeuse de la Terre est éclairée par le Soleil, de plus en plus d'électrons s'y forment continuellement, mais en même temps, certains électrons, entrant en collision avec des ions, se recombinent, formant à nouveau des particules neutres. Après le coucher du soleil, la formation de nouveaux électrons s'arrête presque et le nombre d'électrons libres commence à diminuer. Plus il y a d’électrons libres dans l’ionosphère, meilleures sont les ondes haute fréquence qui y sont réfléchies. Avec une diminution de la concentration électronique, le passage des ondes radio n'est possible que dans les gammes de basses fréquences. C'est pourquoi, la nuit, il n'est généralement possible de recevoir des stations distantes que dans des plages de 75, 49, 41 et 31 m. Les électrons sont inégalement répartis dans l'ionosphère. A des altitudes de 50 à 400 km, il existe plusieurs couches ou régions concentration accrue des électrons. Ces zones se transforment en douceur les unes dans les autres et ont des effets différents sur la propagation des ondes radio HF. La couche supérieure de l'ionosphère est désignée par la lettre F. Voici les plus haut degré ionisation (la fraction de particules chargées est d'environ 10 –4). Il est situé à plus de 150 km d'altitude au-dessus de la surface de la Terre et joue le principal rôle de réflexion dans la propagation à longue distance des ondes radio HF haute fréquence. Pendant les mois d'été, la région F se divise en deux couches : F 1 et F 2. La couche F1 peut occuper des hauteurs de 200 à 250 km, et la couche F 2 semble « flotter » dans une plage d’altitude de 300 à 400 km. Généralement en couche F 2 est ionisé beaucoup plus fort que la couche F 1. Couche de nuit F 1 disparaît et le calque F 2 demeure, perdant lentement jusqu'à 60 % de son degré d'ionisation. Sous la couche F, à des altitudes de 90 à 150 km, se trouve une couche E dont l'ionisation se produit sous l'influence du rayonnement X doux du Soleil. Le degré d'ionisation de la couche E est inférieur à celui de la F, pendant la journée, la réception des stations dans les gammes HF basse fréquence de 31 et 25 m se produit lorsque les signaux sont réfléchis par la couche E. Il s'agit généralement de stations situées à une distance de 1 000 à 1 500 km. La nuit dans la couche E L'ionisation diminue fortement, mais même à ce moment-là, elle continue de jouer un rôle important dans la réception des signaux des stations situées dans les portées de 41, 49 et 75 m.

Les signaux émis dans la zone sont d'un grand intérêt pour la réception de signaux dans les gammes HF haute fréquence de 16, 13 et 11 m. E couches (nuages) d’ionisation très accrue. La superficie de ces nuages ​​peut varier de quelques à plusieurs centaines de kilomètres carrés. Cette couche d'ionisation accrue est appelée couche sporadique. E et est désigné Es. Les nuages ​​​​Es peuvent se déplacer dans l’ionosphère sous l’influence du vent et atteindre des vitesses allant jusqu’à 250 km/h. En été, aux latitudes moyennes pendant la journée, l'origine des ondes radio dues aux nuages ​​​​Es se produit 15 à 20 jours par mois. Près de l’équateur, il est presque toujours présent et, aux hautes latitudes, il apparaît généralement la nuit. Parfois, dans les années de faible activité solaire, lorsqu'il n'y a pas de transmission sur les bandes HF haute fréquence, des stations lointaines apparaissent soudainement sur les bandes 16, 13 et 11 m avec un bon volume, dont les signaux sont réfléchis plusieurs fois depuis Es.

La région la plus basse de l'ionosphère est la région D situé à des altitudes comprises entre 50 et 90 km. Il y a ici relativement peu d’électrons libres. De la région D Les ondes longues et moyennes sont bien réfléchies et les signaux des stations HF basse fréquence sont fortement absorbés. Après le coucher du soleil, l'ionisation disparaît très rapidement et il devient possible de recevoir des stations lointaines dans les portées de 41, 49 et 75 m dont les signaux sont réfléchis par les couches F 2 et E. Les différentes couches de l'ionosphère jouent un rôle important dans la propagation des signaux radio HF. L'effet sur les ondes radio est principalement dû à la présence d'électrons libres dans l'ionosphère, bien que le mécanisme de propagation des ondes radio soit associé à la présence de gros ions. Ces derniers sont également intéressants pour l’étude des propriétés chimiques de l’atmosphère, car ils sont plus actifs que les atomes et molécules neutres. Les réactions chimiques se produisant dans l’ionosphère jouent un rôle important dans son équilibre énergétique et électrique.

Ionosphère normale. Les observations effectuées à l'aide de fusées géophysiques et de satellites ont fourni une multitude de nouvelles informations indiquant que l'ionisation de l'atmosphère se produit sous l'influence d'une large gamme de rayonnement solaire. Sa majeure partie (plus de 90 %) est concentrée dans la partie visible du spectre. Le rayonnement ultraviolet, avec une longueur d'onde plus courte et une énergie plus élevée que les rayons lumineux violets, est émis par l'hydrogène dans l'atmosphère interne du Soleil (chromosphère), et le rayonnement X, qui a une intensité encore plus élevée. haute énergie, – les gaz de la coque externe du Soleil (couronne).

L'état normal (moyen) de l'ionosphère est dû à un rayonnement puissant et constant. Des changements réguliers se produisent dans l'ionosphère normale sous l'influence de rotation quotidienne Différences terrestres et saisonnières dans l'angle d'incidence rayons du soleilà midi, mais des changements imprévisibles et soudains de l'état de l'ionosphère se produisent également.

Perturbations dans l'ionosphère.

Comme on le sait, de puissantes manifestations d'activité se répétant de manière cyclique se produisent sur le Soleil, qui atteignent un maximum tous les 11 ans. Les observations dans le cadre du programme de l'Année géophysique internationale (AGI) ont coïncidé avec la période d'activité solaire la plus élevée pour toute la période d'observations météorologiques systématiques, c'est-à-dire du début du XVIIIe siècle. Pendant les périodes activité élevée La luminosité de certaines zones du Soleil augmente plusieurs fois et la puissance des rayons ultraviolets et X augmente fortement. De tels phénomènes sont appelés éruptions solaires. Ils durent de quelques minutes à une à deux heures. Lors d'une éruption, du plasma solaire (principalement des protons et des électrons) entre en éruption, et particules élémentaires se précipiter dans l’espace. Le rayonnement électromagnétique et corpusculaire du Soleil lors de telles éruptions a un fort impact sur l'atmosphère terrestre.

La réaction initiale est observée 8 minutes après l’éruption, lorsque d’intenses rayonnements ultraviolets et X atteignent la Terre. En conséquence, l’ionisation augmente fortement ; radiographies pénétrer dans l'atmosphère jusqu'à la limite inférieure de l'ionosphère ; le nombre d'électrons dans ces couches augmente tellement que les signaux radio sont presque complètement absorbés (« éteints »). L'absorption supplémentaire du rayonnement provoque un échauffement du gaz, ce qui contribue au développement des vents. Le gaz ionisé est un conducteur électrique et lorsqu'il se déplace dans le champ magnétique terrestre, un effet dynamo se produit et courant électrique. De tels courants peuvent à leur tour provoquer des perturbations notables du champ magnétique et se manifester sous la forme d’orages magnétiques.

La structure et la dynamique de la haute atmosphère sont déterminées de manière significative par des processus hors équilibre au sens thermodynamique associés à l'ionisation et à la dissociation. rayonnement solaire, procédés chimiques, l'excitation des molécules et des atomes, leur désactivation, collision et autres processus élémentaires. Dans ce cas, le degré de déséquilibre augmente avec la hauteur à mesure que la densité diminue. Jusqu'à des altitudes de 500 à 1 000 km, et souvent plus, le degré de déséquilibre pour de nombreuses caractéristiques de la haute atmosphère est assez faible, ce qui permet d'utiliser l'hydrodynamique classique et hydromagnétique, prenant en compte les réactions chimiques, pour la décrire.

L'exosphère est la couche externe de l'atmosphère terrestre, commençant à des altitudes de plusieurs centaines de kilomètres, à partir de laquelle des atomes d'hydrogène légers et rapides peuvent s'échapper dans l'espace.

Edouard Kononovitch

Littérature:

Poudovkine M.I. Fondamentaux de la physique solaire. Saint-Pétersbourg, 2001
Éris Chaisson, Steve McMillan L'astronomie aujourd'hui. Prentice-Hall, Inc. Rivière Upper Saddle, 2002
Documents sur Internet : http://ciencia.nasa.gov/

Lorsqu'un corps météoroïde pénètre dans l'atmosphère terrestre, de nombreux phénomènes intéressants se produisent, que nous nous contenterons de mentionner. La vitesse de tout corps cosmique dépasse toujours 11,2 km/s et peut atteindre 40 km/s dans l'environnement terrestre dans n'importe quelle direction. Vitesse linéaire Le mouvement de la Terre lorsqu'elle se déplace autour du Soleil est en moyenne de 30 km/s, de sorte que la vitesse maximale de collision d'un météoroïde avec l'atmosphère terrestre peut atteindre environ 70 km/s (sur des trajectoires opposées).

Initialement, le corps interagit avec une haute atmosphère très raréfiée, où les distances entre les molécules de gaz sont supérieures à son diamètre. Évidemment, les interactions avec les molécules de la haute atmosphère n’ont pratiquement aucun effet sur la vitesse et l’état de l’atmosphère. corps massif. Mais si la masse du corps est petite (comparable à la masse d'une molécule ou 2 à 3 ordres de grandeur plus élevée), alors elle peut déjà ralentir complètement dans les couches supérieures de l'atmosphère et se déposera lentement à la surface de la Terre sous l'influence de la gravité. Il s'avère que de cette manière, c'est-à-dire sous forme de poussière, la part du lion de la matière cosmique solide tombe sur Terre. On a déjà calculé que de 100 à 1000 tonnes de matière extraterrestre arrivent chaque jour sur Terre, mais seulement 1% de cette quantité est représentée par de gros débris pouvant atteindre sa surface.

Un corps en mouvement suffisamment grand est soumis à l'action de trois forces principales : le freinage, la gravité et la poussée (force d'Archimède), qui déterminent sa trajectoire de mouvement. Le freinage efficace des objets les plus gros ne commence que lorsque couches denses atmosphère, à des altitudes inférieures à 100 km.

Le mouvement d'un météoroïde, comme celui de tout corps solide environnement gazeux Avec grande vitesse, est caractérisé par le nombre de Mach - le rapport entre la vitesse du corps et la vitesse du son. Ce nombre varie selon les différentes altitudes de vol du météoroïde, mais dépasse souvent 50. Une onde de choc se forme devant le météoroïde sous la forme de gaz atmosphériques hautement comprimés et chauffés. La surface du corps lui-même suite à une interaction avec eux

Si la masse du corps n'est ni trop petite ni très grande, et que sa vitesse est comprise entre 11 km/s et 22 km/s (cela est possible sur des trajectoires « rattrapant » la Terre), alors il a il est temps de ralentir dans l'atmosphère sans se brûler. Après quoi, le météoroïde se déplace à une vitesse telle que l’ablation n’est plus efficace et peut atteindre la surface terrestre sans changement. Si la masse du corps n'est pas très importante, sa vitesse diminue encore jusqu'à ce que la force de résistance de l'air soit égale à la force de gravité, et sa chute presque verticale commence à une vitesse de 50 à 150 m/s. La plupart des météorites sont tombées sur Terre à de telles vitesses. Avec une masse importante, le météoroïde n'a pas le temps de brûler ou de décélérer beaucoup et entre en collision avec la surface avec vitesse de fuite. Dans ce cas, une explosion se produit provoquée par la transition d'un grand énergie cinétique corps en énergie thermique, mécanique et autres, et un cratère explosif se forme à la surface de la Terre. En conséquence, une partie importante de la météorite et de la surface terrestre impactée fond et s'évapore.

Dans cet article, nous parlerons de ces météores et météorites qui, volant dans l'atmosphère terrestre, soit brûlent très rapidement à haute altitude, formant une trace à court terme dans le ciel nocturne appelée chute d'étoiles, soit, en entrant en collision avec le sol, explosent. , comme, par exemple, Toungouska. En même temps, ni l'un ni l'autre, comme on le sait et généralement admis, ne laisse produits solides combustion.

Les météores brûlent au moindre contact avec l'atmosphère. Leur combustion se termine déjà à 80 km d'altitude. La concentration d'oxygène à cette altitude est faible et s'élève à 0,004 g/m 3 , et l'atmosphère raréfiée a une pression P = 0,000012 kg/m 2 et ne peut pas fournir une friction suffisante pour chauffer instantanément tout le volume du corps météorique à une température suffisante. pour sa combustion. Après tout, un corps non chauffé ne peut pas s’enflammer. Pourquoi l'inflammation se produit-elle encore à haute altitude et une combustion si rapide et uniforme des météores ? Quelles sont les conditions nécessaires pour cela ?

L'une des conditions pour l'inflammation et la combustion rapide d'un météore devrait être la présence d'une température suffisamment élevée de son corps avant d'entrer dans l'atmosphère. Pour ce faire, il doit être bien chauffé au préalable dans tout son volume par le soleil. Ensuite, pour que tout le volume du météore se réchauffe dans les conditions spatiales en raison de la différence de température de la lumière et de l'ombre, et au contact de l'atmosphère, répartisse rapidement la chaleur supplémentaire due au frottement dans tout le corps, la substance du météore doit avoir conductivité thermique élevée.

La prochaine condition pour la combustion d'un météore laissant une traînée encore enflammée devrait être la préservation de la force du corps pendant la combustion. Puisque, après avoir volé dans l'atmosphère, bien que raréfié, le météore subit toujours les charges du flux venant en sens inverse et si son corps se ramollit à cause de la température, il sera simplement éclaté par le flux en parties séparées et nous observerions une gerbe dispersée de clignote comme un feu d'artifice.

Suivant. Étant donné que de nombreuses substances, métalliques et non métalliques, brûlent, nous commencerons par discuter de la composition de la substance du météore avec le tout premier élément du tableau périodique, l’hydrogène. Supposons que ce corps soit constitué d'hydrogène solide ou de ses composés solides, par exemple de la glace d'eau. S'étant réchauffé à des températures élevées, ce corps s'évaporera simplement avant que l'inflammation ne commence dans l'espace. Si l'on suppose néanmoins qu'un corps contenant de l'hydrogène s'enflamme et brûle dans l'atmosphère, il laissera certainement derrière lui une trace blanche de vapeur d'eau, résultat de la combustion de l'hydrogène dans l'oxygène. Nous pouvions alors apercevoir la traînée blanche d’une « étoile filante » pendant la journée, sous un certain ensoleillement. Ainsi, ces météores ne peuvent pas être constitués ou contenir de l’hydrogène en grande quantité. Et la glace ne peut pas du tout exister dans l'espace, puisque selon les propriétés thermodynamiques de l'eau à pression cosmique P = 0,001 m d'eau. Art. Le point d’ébullition est proche du zéro absolu ; il est de -273°C ; une telle température n’existe pas dans le système solaire. Si de la glace pénètre dans l’espace du système solaire, elle s’évapore immédiatement sous la chaleur d’une puissante torche : le Soleil. Nous supposons en outre que nos météores sont constitués de métaux ou de leurs alliages. Les métaux ont une bonne conductivité thermique, qui répond aux exigences ci-dessus. Mais lorsqu'ils sont chauffés, les métaux perdent leur résistance et brûlent avec formation d'oxydes, d'oxydes, c'est-à-dire les scories solides sont assez lourdes et, si elles tombaient, elles seraient certainement enregistrées par les personnes au sol, comme la grêle par exemple. Mais nulle part un phénomène aussi actif n'a été observé que même après une puissante «chute d'étoiles», une grêle de scories tomberait quelque part, et pourtant plus de 3 000 tonnes de substance nous arrivent chaque jour. Bien que l'on trouve encore des fragments individuels de météorites métalliques et non métalliques, il s'agit d'une grande rareté et avec le phénomène quotidien de « chute d'étoiles », ces découvertes sont insignifiantes. Ainsi, nos météores ne contiennent pas non plus de métaux.

Quelle substance peut répondre à toutes ces exigences ? À savoir:
1. Avoir une conductivité thermique élevée ;
2. Maintenir sa force lorsque températures élevées;
3. Réagir activement avec l'atmosphère raréfiée à haute altitude ;
4. Lors de la combustion, il ne forme pas de scories solides ;

Il existe une telle substance: c'est le carbone. De plus, il se situe dans la phase cristalline la plus dure appelée diamant. C'est le diamant qui répond à toutes ces exigences. Si le carbone se trouve dans une autre phase, il ne répondra pas à notre deuxième exigence, à savoir maintenir sa résistance à des températures élevées. C’est le diamant que les astronomes confondent avec la glace lorsqu’ils observent la « chute d’étoiles ».

De plus, afin de brûler à une concentration d'oxygène inférieure à 0,004 g/m 3 pour un corps pesant 1 g. il faut parcourir environ 13 000 km, mais il parcourt environ 40 km. Très probablement, la traînée lumineuse d'un météore n'est pas le résultat de sa combustion dans l'oxygène de l'atmosphère, mais le résultat de la réaction de réduction du carbone avec l'hydrogène, qui produit également des gaz. A ces altitudes, il y a petites quantités CH 4, C 2 H 2, C 6 H 6, CO, CO 2 sont également présents à ces altitudes, cela indique que le carbone à ces altitudes brûle et est réduit, ces gaz eux-mêmes ne montent pas de la surface de la Terre jusqu'à ces altitudes, ils peut.

Quant à la météorite Toungouska et à la météorite tombée à l'automne 2002 dans la région d'Irkoutsk en Russie, dans la vallée de la rivière Vitim, ces météorites sont également très probablement des diamants de taille énorme. A cause de mon grande masse ces météorites n'ont pas eu le temps de brûler complètement dans l'atmosphère. Ayant atteint le sol et n'ayant pas été détruit par le flux d'air, heurtant une surface dure avec une très grande force, ce bloc de diamant s'est effondré en petits morceaux. On sait que le diamant est un matériau dur mais cassant qui ne réagit pas bien aux chocs. Le diamant ayant une conductivité thermique élevée, le corps entier de la météorite a été chauffé à la température de combustion avant l'impact. Après s'être effondré en petits morceaux et avoir rebondi sur la Terre, chaque fragment est entré en contact avec l'oxygène de l'air et a immédiatement brûlé, libérant simultanément une certaine quantité d'énergie. C'est juste arrivé explosion puissante. Après tout, une explosion n'est pas le résultat d'un fort choc mécanique, comme on le croit généralement en astronomie pour une raison quelconque, mais le résultat d'une réaction chimique active, et peu importe où elle s'est produite sur Terre, sur Jupiter, comme tant qu'il y a quelque chose avec quoi réagir. Tout le carbone brûlé a formé du dioxyde de carbone qui s'est dissous dans l'atmosphère. C'est pourquoi on ne trouve pas de restes météoriques à ces endroits. Il est fort possible que dans la zone de l'explosion de ces météorites, on retrouve les restes d'animaux morts non seulement à cause de l'onde de choc, mais aussi par asphyxie au monoxyde de carbone. Et il n’est pas sécuritaire pour les gens de visiter ces lieux immédiatement après l’explosion. Le monoxyde de carbone peut rester dans les zones basses. Cette hypothèse de la météorite Toungouska permet d'expliquer presque toutes les anomalies observées après l'explosion. Si cette météorite tombe dans un plan d’eau, l’eau ne permettra pas à tous les fragments de brûler complètement et nous pourrions avoir un autre gisement de diamant. Soit dit en passant, tous les gisements de diamants sont situés dans une fine couche superficielle de la Terre, presque uniquement à sa surface. La présence de carbone dans les météorites est également confirmée par la pluie de météores survenue le 8 octobre 1871 à Chicago, lorsque, pour une raison inconnue, des maisons se sont enflammées et même une cale de halage métallique a fondu. Quand des milliers de personnes sont mortes par asphyxie, situées assez loin des incendies.

Tombant sur des planètes ou satellites de planètes dépourvues d'atmosphère ou de gaz actifs, les fragments non brûlés de ces météorites recouvriront partiellement la surface de ces planètes ou satellites. C'est peut-être pour cela que notre satellite naturel, la Lune, réfléchit si bien la lumière du Soleil, car le diamant a aussi grand coefficient réfraction. Et les systèmes de rayons des cratères lunaires, par exemple Tycho, Copernicus, sont clairement constitués de dispersions de matière transparente et certainement pas de glace, puisque la température sur la surface éclairée de la Lune est de +120°C.

Les diamants présentent également la propriété de fluorescence lorsqu’ils sont irradiés par un rayonnement électromagnétique à ondes courtes. Peut-être que cette propriété fournira une explication sur l’origine des queues des comètes à l’approche du Soleil, puissante source de rayonnement à ondes courtes ?