บรรยากาศออกซิเจนของโลกเกิดขึ้นได้อย่างไร บรรยากาศออกซิเจนของโลกเกิดขึ้นได้อย่างไร?

ชั้นบรรยากาศเริ่มก่อตัวพร้อมกับการกำเนิดของโลก ในระหว่างวิวัฒนาการของโลกและเมื่อพารามิเตอร์ของมันเข้าใกล้ค่านิยมสมัยใหม่ การเปลี่ยนแปลงเชิงคุณภาพขั้นพื้นฐานก็เกิดขึ้นในองค์ประกอบทางเคมีและคุณสมบัติทางกายภาพของมัน ตามแบบจำลองวิวัฒนาการ ในระยะแรก โลกอยู่ในสถานะหลอมเหลวและเมื่อประมาณ 4.5 พันล้านปีก่อนก่อตัวเป็นวัตถุแข็ง เหตุการณ์สำคัญนี้ถือเป็นจุดเริ่มต้นของลำดับเหตุการณ์ทางธรณีวิทยา ตั้งแต่นั้นเป็นต้นมา วิวัฒนาการของชั้นบรรยากาศก็เริ่มขึ้นอย่างช้าๆ กระบวนการทางธรณีวิทยาบางอย่าง (เช่น ลาวาที่ไหลออกมาระหว่างการปะทุของภูเขาไฟ) มาพร้อมกับการปล่อยก๊าซออกจากส่วนลึกของโลก ได้แก่ไนโตรเจน แอมโมเนีย มีเทน ไอน้ำ CO ออกไซด์ และคาร์บอนไดออกไซด์ CO 2 ภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตจากแสงอาทิตย์ ไอน้ำจะสลายตัวเป็นไฮโดรเจนและออกซิเจน แต่ออกซิเจนที่ปล่อยออกมาจะทำปฏิกิริยากับคาร์บอนมอนอกไซด์จนเกิดเป็นคาร์บอนไดออกไซด์ แอมโมเนียสลายตัวเป็นไนโตรเจนและไฮโดรเจน ในระหว่างกระบวนการแพร่กระจาย ไฮโดรเจนลอยสูงขึ้นและออกจากชั้นบรรยากาศ และไนโตรเจนที่หนักกว่าไม่สามารถระเหยและค่อยๆสะสมได้ กลายเป็นส่วนประกอบหลัก แม้ว่าบางส่วนจะถูกผูกมัดเป็นโมเลกุลอันเป็นผลมาจากปฏิกิริยาเคมี ( ซม- เคมีของบรรยากาศ) ภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตและการปล่อยกระแสไฟฟ้า ส่วนผสมของก๊าซที่มีอยู่ในบรรยากาศดั้งเดิมของโลกได้เข้าสู่ปฏิกิริยาเคมี ซึ่งส่งผลให้เกิดการก่อตัวของสารอินทรีย์ โดยเฉพาะกรดอะมิโน เมื่อมีการถือกำเนิดของพืชดึกดำบรรพ์ กระบวนการสังเคราะห์แสงก็เริ่มขึ้นพร้อมกับการปล่อยออกซิเจน ก๊าซนี้โดยเฉพาะอย่างยิ่งหลังจากการแพร่เข้าสู่ชั้นบนของชั้นบรรยากาศ เริ่มปกป้องชั้นล่างและพื้นผิวโลกจากรังสีอัลตราไวโอเลตและรังสีเอกซ์ที่คุกคามชีวิต ตามการประมาณการทางทฤษฎี ปริมาณออกซิเจนซึ่งน้อยกว่าปัจจุบันถึง 25,000 เท่า อาจนำไปสู่การก่อตัวของชั้นโอโซนที่มีความเข้มข้นเพียงครึ่งหนึ่งของตอนนี้ อย่างไรก็ตามนี่ก็เพียงพอแล้วที่จะให้การปกป้องสิ่งมีชีวิตที่สำคัญมากจากผลการทำลายล้างของรังสีอัลตราไวโอเลต

มีแนวโน้มว่าบรรยากาศปฐมภูมิจะมีคาร์บอนไดออกไซด์อยู่มาก มันถูกใช้หมดในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสง และความเข้มข้นของมันจะต้องลดลงเมื่อโลกของพืชวิวัฒนาการและเนื่องจากการดูดซับในระหว่างกระบวนการทางธรณีวิทยาบางอย่าง เพราะ ภาวะเรือนกระจกที่เกี่ยวข้องกับการมีอยู่ของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศ ความผันผวนของความเข้มข้นเป็นหนึ่งในสาเหตุสำคัญที่ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศครั้งใหญ่ในประวัติศาสตร์ของโลก เช่น ยุคน้ำแข็ง.

ฮีเลียมที่มีอยู่ในบรรยากาศสมัยใหม่ส่วนใหญ่เป็นผลผลิตจากการสลายกัมมันตภาพรังสีของยูเรเนียม ทอเรียม และเรเดียม ธาตุกัมมันตภาพรังสีเหล่านี้จะปล่อยอนุภาคซึ่งเป็นนิวเคลียสของอะตอมฮีเลียม เนื่องจากในระหว่างการสลายตัวของสารกัมมันตภาพรังสี ประจุไฟฟ้าจะไม่เกิดขึ้นหรือถูกทำลาย โดยจะมีอิเล็กตรอนสองตัวปรากฏขึ้นในการก่อตัวของอนุภาค a แต่ละอนุภาค ซึ่งเมื่อรวมตัวกันอีกครั้งกับอนุภาค a จะก่อให้เกิดอะตอมฮีเลียมที่เป็นกลาง ธาตุกัมมันตภาพรังสีมีอยู่ในแร่ธาตุที่กระจัดกระจายอยู่ในหิน ดังนั้นส่วนสำคัญของฮีเลียมที่เกิดขึ้นจากการสลายกัมมันตภาพรังสีจึงยังคงอยู่ในแร่ธาตุเหล่านั้น และค่อยๆ หลุดออกไปสู่ชั้นบรรยากาศ ฮีเลียมจำนวนหนึ่งลอยขึ้นสู่ชั้นนอกโซสเฟียร์เนื่องจากการแพร่ แต่เนื่องจากการที่ไหลเข้ามาจากพื้นผิวโลกอย่างต่อเนื่อง ปริมาตรของก๊าซนี้ในชั้นบรรยากาศจึงแทบไม่เปลี่ยนแปลง จากการวิเคราะห์สเปกตรัมของแสงดาวและการศึกษาอุกกาบาต เราสามารถประมาณค่าความอุดมสมบูรณ์สัมพัทธ์ขององค์ประกอบทางเคมีต่างๆ ในจักรวาลได้ ความเข้มข้นของนีออนในอวกาศนั้นสูงกว่าบนโลกประมาณสิบพันล้านเท่า คริปทอน - สิบล้านเท่า และซีนอน - หนึ่งล้านเท่า ตามมาด้วยความเข้มข้นของก๊าซเฉื่อยเหล่านี้ ซึ่งปรากฏในตอนแรกในชั้นบรรยากาศของโลกและไม่ได้ถูกเติมเต็มในระหว่างปฏิกิริยาเคมี ลดลงอย่างมาก อาจถึงขั้นที่โลกสูญเสียบรรยากาศปฐมภูมิของมันด้วยซ้ำ ข้อยกเว้นคืออาร์กอนก๊าซเฉื่อยเนื่องจากในรูปของไอโซโทป 40 Ar ยังคงเกิดขึ้นระหว่างการสลายตัวของกัมมันตภาพรังสีของไอโซโทปโพแทสเซียม

การกระจายความดันบรรยากาศ

น้ำหนักรวมของก๊าซในบรรยากาศอยู่ที่ประมาณ 4.5 x 10 15 ตัน ดังนั้น “น้ำหนัก” ของบรรยากาศต่อหน่วยพื้นที่ หรือความดันบรรยากาศ ที่ระดับน้ำทะเลจะอยู่ที่ประมาณ 11 ตัน/เมตร 2 = 1.1 กิโลกรัม/ซม.2 ความดันเท่ากับ P 0 = 1,033.23 g/cm 2 = 1,013.250 mbar = 760 mmHg ศิลปะ. = 1 atm ถือเป็นความดันบรรยากาศเฉลี่ยมาตรฐาน สำหรับบรรยากาศในสภาวะสมดุลอุทกสถิต เรามี: ง ป= –rgd ชม.ซึ่งหมายความว่าในช่วงระดับความสูงจาก ชม.ถึง ชม.+ง ชม.เกิดขึ้น ความเท่าเทียมกันระหว่างการเปลี่ยนแปลงของความดันบรรยากาศ d ปและน้ำหนักขององค์ประกอบที่สอดคล้องกันของบรรยากาศพร้อมพื้นที่หน่วย ความหนาแน่น r และความหนา d ชม.เป็นความสัมพันธ์ระหว่างความกดดัน รและอุณหภูมิ ตใช้สมการสถานะของก๊าซในอุดมคติที่มีความหนาแน่น r ซึ่งค่อนข้างใช้ได้กับชั้นบรรยากาศของโลก: ป= อาร์ อาร์ ต/m โดยที่ m คือน้ำหนักโมเลกุล และ R = 8.3 J/(K mol) คือค่าคงที่ก๊าซสากล แล้วก็ dlog ป= – (ม ก./อาร์ที)ง ชม.= – บดี ชม.= – ง ชม./H โดยที่การไล่ระดับความดันอยู่ในระดับลอการิทึม ค่าผกผัน H เรียกว่ามาตราส่วนความสูงของชั้นบรรยากาศ

เมื่อรวมสมการนี้เข้ากับบรรยากาศไอโซเทอร์มอล ( ต= const) หรือส่วนที่อนุญาตให้มีการประมาณดังกล่าวได้ จะได้กฎความกดอากาศของการกระจายความดันด้วยความสูง: ป = ป 0 ประสบการณ์(– ชม./ชม 0) โดยที่ความสูงอ้างอิง ชม.ผลิตจากระดับมหาสมุทรซึ่งมีความดันเฉลี่ยมาตรฐานอยู่ ป 0 . การแสดงออก ชม 0 = อาร์ ต/ มก. เรียกว่ามาตราส่วนระดับความสูงซึ่งระบุลักษณะของบรรยากาศโดยมีเงื่อนไขว่าอุณหภูมิในนั้นจะเท่ากันทุกที่ (บรรยากาศไอโซเทอร์มอล) หากบรรยากาศไม่ใช่อุณหภูมิคงที่ การบูรณาการจะต้องคำนึงถึงการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพร้อมความสูงและพารามิเตอร์ด้วย เอ็น– ลักษณะเฉพาะบางประการของชั้นบรรยากาศ ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและคุณสมบัติของสิ่งแวดล้อม

บรรยากาศมาตรฐาน

แบบจำลอง (ตารางค่าของพารามิเตอร์หลัก) ที่สอดคล้องกับความดันมาตรฐานที่ฐานของบรรยากาศ ร 0 และองค์ประกอบทางเคมี เรียกว่า บรรยากาศมาตรฐาน แม่นยำยิ่งขึ้นนี่คือแบบจำลองตามเงื่อนไขของบรรยากาศซึ่งมีการระบุค่าเฉลี่ยของอุณหภูมิ, ความดัน, ความหนาแน่น, ความหนืดและลักษณะอื่น ๆ ของอากาศที่ระดับความสูงจาก 2 กม. ต่ำกว่าระดับน้ำทะเลถึงขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศของโลก สำหรับละติจูด 45° 32ў 33І พารามิเตอร์ของบรรยากาศกลางทุกระดับความสูงคำนวณโดยใช้สมการสถานะของก๊าซในอุดมคติและกฎบรรยากาศ สมมติว่าที่ระดับน้ำทะเลความดันอยู่ที่ 1,013.25 hPa (760 mm Hg) และอุณหภูมิอยู่ที่ 288.15 K (15.0 ° C) ตามลักษณะของการกระจายอุณหภูมิในแนวดิ่ง บรรยากาศโดยเฉลี่ยประกอบด้วยหลายชั้น โดยในแต่ละชั้นอุณหภูมิจะประมาณด้วยฟังก์ชันความสูงเชิงเส้น ในชั้นต่ำสุด - โทรโพสเฟียร์ (h Ј 11 กม.) อุณหภูมิจะลดลง 6.5 ° C ในแต่ละกิโลเมตรที่เพิ่มขึ้น ที่ระดับความสูงสูง ค่าและสัญลักษณ์ของการไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้งจะเปลี่ยนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง เหนือ 790 กม. อุณหภูมิจะอยู่ที่ประมาณ 1,000 K และในทางปฏิบัติไม่เปลี่ยนแปลงตามระดับความสูง

บรรยากาศมาตรฐานเป็นมาตรฐานที่ได้รับการปรับปรุงและรับรองเป็นระยะ ๆ ซึ่งออกในรูปแบบของตาราง

ตารางที่ 1. แบบจำลองมาตรฐานของชั้นบรรยากาศโลก

ตารางที่ 1. รูปแบบมาตรฐานของชั้นบรรยากาศของโลก- ตารางแสดง: ชม.– ความสูงจากระดับน้ำทะเล ร- ความดัน, ต– อุณหภูมิ, r – ความหนาแน่น เอ็น– จำนวนโมเลกุลหรืออะตอมต่อหน่วยปริมาตร ชม– มาตราส่วนสูง, ล– ความยาวเส้นทางอิสระ ความดันและอุณหภูมิที่ระดับความสูง 80–250 กม. ซึ่งได้จากข้อมูลจรวดจะมีค่าต่ำกว่า ค่าสำหรับระดับความสูงที่มากกว่า 250 กม. ที่ได้จากการประมาณค่านั้นไม่แม่นยำมากนัก
ชม.(กม.)	ป(เอ็มบาร์)	ต(°ซ)	ร (กรัม/ซม.3)	เอ็น(ซม. –3)	ชม(กม.)	ล(ซม.)
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

โทรโพสเฟียร์

ชั้นบรรยากาศที่ต่ำที่สุดและมีความหนาแน่นมากที่สุด ซึ่งอุณหภูมิจะลดลงอย่างรวดเร็วตามความสูง เรียกว่า ชั้นโทรโพสเฟียร์ ประกอบด้วยมวลมากถึง 80% ของมวลบรรยากาศทั้งหมด และขยายออกไปในละติจูดขั้วโลกและละติจูดกลางไปจนถึงระดับความสูง 8–10 กม. และในเขตร้อนสูงถึง 16–18 กม. กระบวนการสร้างสภาพอากาศเกือบทั้งหมดเกิดขึ้นที่นี่ การแลกเปลี่ยนความร้อนและความชื้นเกิดขึ้นระหว่างโลกกับชั้นบรรยากาศ การก่อตัวของเมฆ ปรากฏการณ์ทางอุตุนิยมวิทยาต่างๆ เกิดขึ้น หมอกและการตกตะกอนเกิดขึ้น ชั้นบรรยากาศของโลกเหล่านี้อยู่ในสมดุลของการพาความร้อนและมีองค์ประกอบทางเคมีที่เป็นเนื้อเดียวกันเนื่องจากมีการผสมแบบแอคทีฟ โดยส่วนใหญ่ประกอบด้วยโมเลกุลไนโตรเจน (78%) และออกซิเจน (21%) ละอองลอยและก๊าซในอากาศทั้งจากธรรมชาติและที่มนุษย์สร้างขึ้นส่วนใหญ่กระจุกตัวอยู่ในโทรโพสเฟียร์ พลศาสตร์ของส่วนล่างของโทรโพสเฟียร์ที่มีความหนาสูงสุด 2 กม. ขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของพื้นผิวด้านล่างของโลกอย่างมากซึ่งกำหนดการเคลื่อนที่ในแนวนอนและแนวตั้งของอากาศ (ลม) ที่เกิดจากการถ่ายเทความร้อนจากดินแดนที่อุ่นกว่า ผ่านการแผ่รังสีอินฟราเรดของพื้นผิวโลกซึ่งถูกดูดซับไว้ในชั้นโทรโพสเฟียร์ โดยส่วนใหญ่เกิดจากไอระเหยของน้ำและคาร์บอนไดออกไซด์ (ภาวะเรือนกระจก) การกระจายอุณหภูมิตามความสูงเกิดขึ้นจากการผสมแบบปั่นป่วนและการพาความร้อน โดยเฉลี่ยจะสอดคล้องกับอุณหภูมิที่ลดลงโดยความสูงประมาณ 6.5 เคลวิน/กม.

ความเร็วลมในชั้นขอบเขตพื้นผิวเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วตามความสูง และเหนือขึ้นไปยังคงเพิ่มขึ้นอีก 2–3 กม./วินาทีต่อกิโลเมตร บางครั้งกระแสดาวเคราะห์แคบๆ (ด้วยความเร็วมากกว่า 30 กม./วินาที) ปรากฏในโทรโพสเฟียร์ ตะวันตกในละติจูดกลาง และตะวันออกใกล้เส้นศูนย์สูตร พวกมันถูกเรียกว่ากระแสน้ำเจ็ต

โทรโปพอส

ที่ขอบเขตด้านบนของโทรโพสเฟียร์ (โทรโพพอส) อุณหภูมิจะถึงค่าต่ำสุดสำหรับบรรยากาศชั้นล่าง นี่คือชั้นการเปลี่ยนแปลงระหว่างชั้นโทรโพสเฟียร์และสตราโตสเฟียร์ที่อยู่เหนือมัน ความหนาของโทรโพพอสมีตั้งแต่หลายร้อยเมตรถึง 1.5–2 กม. และอุณหภูมิและระดับความสูงตามลำดับอยู่ระหว่าง 190 ถึง 220 เคลวิน และ 8 ถึง 18 กม. ขึ้นอยู่กับละติจูดและฤดูกาล ในเขตอบอุ่นและละติจูดสูงในฤดูหนาว จะต่ำกว่าฤดูร้อน 1–2 กม. และอากาศอบอุ่นกว่า 8–15 K ในเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลมีน้อยมาก (ระดับความสูง 16–18 กม. อุณหภูมิ 180–200 เคลวิน) เกิน กระแสเจ็ท tropopause แตกได้

น้ำในชั้นบรรยากาศของโลก

คุณลักษณะที่สำคัญที่สุดของชั้นบรรยากาศโลกคือการมีอยู่ของไอน้ำและน้ำในรูปหยดจำนวนมาก ซึ่งสังเกตได้ง่ายที่สุดในรูปของเมฆและโครงสร้างของเมฆ ระดับความครอบคลุมของเมฆบนท้องฟ้า ( ณ จุดใดจุดหนึ่งหรือโดยเฉลี่ยในช่วงระยะเวลาหนึ่ง) ซึ่งแสดงเป็นระดับ 10 หรือเป็นเปอร์เซ็นต์ เรียกว่าความขุ่นมัว รูปร่างของเมฆถูกกำหนดตามการจำแนกระหว่างประเทศ โดยเฉลี่ยแล้วเมฆปกคลุมประมาณครึ่งหนึ่งของโลก ความขุ่นเป็นปัจจัยสำคัญที่บ่งบอกถึงสภาพอากาศและสภาพอากาศ ในฤดูหนาวและตอนกลางคืน ความขุ่นจะขัดขวางไม่ให้อุณหภูมิของพื้นผิวโลกและชั้นอากาศพื้นดินลดลง ในฤดูร้อนและในระหว่างวัน อุณหภูมิของพื้นผิวโลกจะลดลงเนื่องจากรังสีของดวงอาทิตย์ ส่งผลให้สภาพอากาศภายในทวีปอ่อนลง .

เมฆ.

เมฆคือการสะสมของหยดน้ำที่ลอยอยู่ในชั้นบรรยากาศ (เมฆน้ำ) ผลึกน้ำแข็ง (เมฆน้ำแข็ง) หรือทั้งสองอย่างรวมกัน (เมฆผสม) เมื่อหยดและคริสตัลมีขนาดใหญ่ขึ้น พวกมันก็จะตกลงมาจากก้อนเมฆในรูปของการตกตะกอน เมฆก่อตัวส่วนใหญ่อยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ เกิดขึ้นจากการควบแน่นของไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศ เส้นผ่านศูนย์กลางของหยดเมฆมีขนาดหลายไมครอน ปริมาณน้ำของเหลวในเมฆมีตั้งแต่เศษส่วนจนถึงหลายกรัมต่อลูกบาศก์เมตร เมฆแบ่งตามความสูง: ตามการจำแนกระหว่างประเทศ เมฆมี 10 ประเภท: เซอร์รัส, เซอร์โรคิวมูลัส, เซอร์โรสเตรตัส, อัลโตคิวมูลัส, อัลโตสเตรตัส, นิมโบสเตรตัส, สเตรตัส, สเตรโตคิวมูลัส, คิวมูโลนิมบัส, คิวมูลัส

เมฆสีมุกยังถูกพบเห็นในชั้นสตราโตสเฟียร์ และเมฆที่ส่องแสงแวววาวก็ถูกพบเห็นในชั้นมีโซสเฟียร์

เมฆเซอร์รัสเป็นเมฆโปร่งใสในรูปของเส้นด้ายหรือม่านสีขาวบางๆ ที่มีความมันวาวซึ่งไม่มีเงา เมฆเซอร์รัสประกอบด้วยผลึกน้ำแข็งและก่อตัวในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนบนที่อุณหภูมิต่ำมาก เมฆเซอร์รัสบางประเภททำหน้าที่เป็นตัวบอกเหตุของการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศ

เมฆเซอร์โรคิวมูลัสเป็นสันหรือชั้นของเมฆสีขาวบางๆ ในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนบน เมฆเซอร์โรคิวมูลัสถูกสร้างขึ้นจากองค์ประกอบเล็กๆ ที่มีลักษณะเป็นเกล็ด ระลอกคลื่น ลูกบอลเล็กๆ ที่ไม่มีเงา และประกอบด้วยผลึกน้ำแข็งเป็นส่วนใหญ่

เมฆเซอร์โรสตราตัสเป็นม่านสีขาวโปร่งแสงในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนบน มักเป็นเส้น ๆ บางครั้งเบลอ ประกอบด้วยผลึกน้ำแข็งรูปเข็มขนาดเล็กหรือเรียงเป็นแนว

เมฆอัลโตคิวมูลัสเป็นเมฆสีขาว สีเทา หรือสีขาวเทาในชั้นล่างและชั้นกลางของชั้นโทรโพสเฟียร์ เมฆอัลโตคิวมูลัสมีลักษณะเป็นชั้น ๆ และสันเขา ราวกับว่าสร้างจากแผ่นเปลือกโลก มวลโค้งมน ก้าน สะเก็ดวางซ้อนกัน เมฆอัลโตคิวมูลัสก่อตัวขึ้นในระหว่างการพาความร้อนที่รุนแรง และมักประกอบด้วยหยดน้ำที่มีความเย็นยิ่งยวด

เมฆอัลโตสเตรตัสเป็นเมฆสีเทาหรือสีน้ำเงินที่มีโครงสร้างเป็นเส้น ๆ หรือสม่ำเสมอ เมฆอัลโตสตราตัสพบได้ในชั้นกลางของชั้นโทรโพสเฟียร์ โดยมีความสูงหลายกิโลเมตร และบางครั้งอาจอยู่ห่างออกไปหลายพันกิโลเมตรในแนวนอน โดยทั่วไปแล้ว เมฆอัลโตสเตรตัสเป็นส่วนหนึ่งของระบบเมฆส่วนหน้าที่เกี่ยวข้องกับการเคลื่อนตัวของมวลอากาศที่สูงขึ้น

เมฆนิมโบสเตรตัสเป็นชั้นเมฆอสัณฐานต่ำ (ตั้งแต่ 2 กม. ขึ้นไป) มีสีเทาสม่ำเสมอ ทำให้เกิดฝนหรือหิมะอย่างต่อเนื่อง เมฆนิมโบสเตรตัสได้รับการพัฒนาอย่างมากในแนวตั้ง (สูงถึงหลายกิโลเมตร) และแนวนอน (หลายพันกิโลเมตร) ประกอบด้วยหยดน้ำที่มีความเย็นยิ่งยวดผสมกับเกล็ดหิมะ ซึ่งมักจะเกี่ยวข้องกับแนวชั้นบรรยากาศ

เมฆสเตรตัสเป็นเมฆชั้นล่างในรูปแบบของชั้นเนื้อเดียวกันโดยไม่มีโครงร่างที่ชัดเจน มีสีเทา ความสูงของเมฆสเตรตัสเหนือพื้นผิวโลกคือ 0.5–2 กม. บางครั้งมีฝนตกปรอยๆ ตกลงมาจากเมฆสเตรตัส

เมฆคิวมูลัสเป็นเมฆสีขาวสว่างหนาแน่นในระหว่างวัน โดยมีการพัฒนาแนวดิ่งอย่างมีนัยสำคัญ (สูงถึง 5 กม. หรือมากกว่า) ส่วนบนของเมฆคิวมูลัสมีลักษณะคล้ายโดมหรือหอคอยที่มีโครงร่างโค้งมน โดยทั่วไปแล้ว เมฆคิวมูลัสจะเกิดขึ้นในลักษณะเมฆหมุนเวียนในมวลอากาศเย็น

เมฆ Stratocumulus เป็นเมฆระดับต่ำ (ต่ำกว่า 2 กม.) ในรูปแบบของชั้นไม่มีเส้นใยสีเทาหรือสีขาว หรือสันเป็นบล็อกขนาดใหญ่ทรงกลม ความหนาแนวตั้งของเมฆสเตรโตคิวมูลัสมีขนาดเล็ก ในบางครั้ง เมฆสเตรโตคิวมูลัสทำให้เกิดการตกตะกอนเล็กน้อย

เมฆคิวมูโลนิมบัสเป็นเมฆที่ทรงพลังและหนาแน่น โดยมีการพัฒนาในแนวดิ่งที่แข็งแกร่ง (สูงถึง 14 กม.) ทำให้เกิดฝนตกหนักพร้อมกับพายุฝนฟ้าคะนอง ลูกเห็บ และพายุหิมะ เมฆคิวมูโลนิมบัสพัฒนามาจากเมฆคิวมูลัสที่ทรงพลัง แตกต่างไปจากที่ส่วนบนประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง

สตราโตสเฟียร์

ผ่านโทรโพสเฟียสโดยเฉลี่ยที่ระดับความสูง 12 ถึง 50 กม. โทรโพสเฟียร์จะผ่านเข้าสู่สตราโตสเฟียร์ ในตอนล่างประมาณ 10 กม. คือ ขึ้นไปที่ระดับความสูงประมาณ 20 กม. มีอุณหภูมิคงที่ (อุณหภูมิประมาณ 220 เคลวิน) จากนั้นจะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูง โดยแตะระดับสูงสุดประมาณ 270 K ที่ระดับความสูง 50–55 กม. นี่คือขอบเขตระหว่างชั้นสตราโตสเฟียร์และชั้นมีโซสเฟียร์ที่อยู่ด้านบน เรียกว่า สตราโตสเฟียร์ .

มีไอน้ำน้อยกว่ามากในชั้นสตราโตสเฟียร์ อย่างไรก็ตาม บางครั้งมีการสังเกตเห็นเมฆสีมุกโปร่งแสงบางๆ โดยบางครั้งก็ปรากฏในชั้นสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูง 20–30 กม. เมฆสีมุกสามารถมองเห็นได้ในท้องฟ้าที่มืดมิดหลังพระอาทิตย์ตกและก่อนพระอาทิตย์ขึ้น ในรูปร่าง เมฆเนเคอร์มีลักษณะคล้ายเมฆเซอร์รัสและเมฆเซอร์โรคิวมูลัส

บรรยากาศชั้นกลาง (มีโซสเฟียร์)

ที่ระดับความสูงประมาณ 50 กม. มีโซสเฟียร์เริ่มต้นจากจุดสูงสุดของอุณหภูมิสูงสุดที่กว้างที่สุด . สาเหตุของการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิในภูมิภาคสูงสุดนี้ เป็นปฏิกิริยาคายความร้อน (เช่นพร้อมกับการปล่อยความร้อน) ปฏิกิริยาโฟโตเคมีของการสลายตัวของโอโซน: O 3 + hv® O 2 + O โอโซนเกิดขึ้นจากการสลายตัวทางแสงเคมีของโมเลกุลออกซิเจน O 2

โอ2+ hv® O + O และปฏิกิริยาต่อมาของการชนกันสามครั้งของอะตอมออกซิเจนและโมเลกุลกับโมเลกุลที่สาม M

O + O 2 + M ® O 3 + M

โอโซนดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตอย่างตะกละตะกลามในภูมิภาคตั้งแต่ 2,000 ถึง 3,000 Å และรังสีนี้ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น โอโซนซึ่งอยู่ในบรรยากาศชั้นบนทำหน้าที่เป็นเกราะป้องกันเราจากผลกระทบของรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ หากไม่มีโล่นี้ การพัฒนาสิ่งมีชีวิตบนโลกในรูปแบบสมัยใหม่ก็แทบจะเป็นไปไม่ได้เลย

โดยทั่วไป ทั่วทั้งชั้นมีโซสเฟียร์ อุณหภูมิบรรยากาศจะลดลงจนเหลือค่าต่ำสุดประมาณ 180 เคลวิน ที่ขอบเขตบนของมีโซสเฟียร์ (เรียกว่า มีโซพอส ระดับความสูงประมาณ 80 กม.) ในบริเวณใกล้เคียงของ mesopause ที่ระดับความสูง 70–90 กม. ชั้นบาง ๆ ของผลึกน้ำแข็งและอนุภาคของฝุ่นภูเขาไฟและอุกกาบาตอาจปรากฏขึ้นโดยสังเกตได้ในรูปแบบของปรากฏการณ์ที่สวยงามของเมฆ noctilucent ไม่นานหลังจากพระอาทิตย์ตกดิน

ในชั้นมีโซสเฟียร์ อนุภาคอุกกาบาตแข็งขนาดเล็กที่ตกลงบนพื้นโลกทำให้เกิดปรากฏการณ์อุกกาบาต ซึ่งส่วนใหญ่ลุกไหม้

อุกกาบาต อุกกาบาต และลูกไฟ

พลุและปรากฏการณ์อื่นๆ ในชั้นบรรยากาศชั้นบนของโลกที่เกิดจากการบุกรุกของอนุภาคหรือวัตถุที่เป็นของแข็งในจักรวาลด้วยความเร็ว 11 กิโลเมตรต่อวินาทีหรือสูงกว่า เรียกว่า อุกกาบาต มีรอยดาวตกสว่างสดใสที่สังเกตได้ปรากฏขึ้น ปรากฏการณ์ที่ทรงพลังที่สุดซึ่งมักมาพร้อมกับการล่มสลายของอุกกาบาตเรียกว่า ลูกไฟ- การปรากฏตัวของอุกกาบาตสัมพันธ์กับฝนดาวตก

ฝนดาวตก:

1) ปรากฏการณ์ดาวตกหลายดวงในเวลาหลายชั่วโมงหรือหลายวันจากรังสีดวงเดียว

2) ฝูงอุกกาบาตที่เคลื่อนที่ในวงโคจรรอบดวงอาทิตย์เดียวกัน

การปรากฏของอุกกาบาตอย่างเป็นระบบในบริเวณใดพื้นที่หนึ่งของท้องฟ้าและในบางวันของปี เกิดจากการตัดกันของวงโคจรของโลกกับวงโคจรทั่วไปของวัตถุอุกกาบาตจำนวนมากที่เคลื่อนที่ด้วยความเร็วประมาณเดียวกันและมีทิศทางที่เท่ากัน เนื่องจาก ซึ่งเส้นทางของพวกเขาในท้องฟ้าดูเหมือนจะโผล่ออกมาจากจุดร่วม (รัศมี) ตั้งชื่อตามกลุ่มดาวที่รังสีนั้นตั้งอยู่

ฝนดาวตกสร้างความประทับใจอย่างลึกซึ้งด้วยเอฟเฟกต์แสง แต่ฝนดาวตกแต่ละดวงแทบจะมองไม่เห็น ยังมีอุกกาบาตอีกมากมายที่มองไม่เห็น ซึ่งมีขนาดเล็กเกินกว่าจะมองเห็นได้เมื่อถูกดูดซึมเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ อุกกาบาตที่มีขนาดเล็กที่สุดบางลูกอาจจะไม่ร้อนขึ้นเลย แต่จะถูกกักไว้โดยชั้นบรรยากาศเท่านั้น อนุภาคขนาดเล็กเหล่านี้ที่มีขนาดตั้งแต่ไม่กี่มิลลิเมตรถึงหนึ่งในหมื่นของมิลลิเมตรเรียกว่าไมโครอุกกาบาต ปริมาณของอุกกาบาตที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศทุกวันมีตั้งแต่ 100 ถึง 10,000 ตัน โดยวัสดุส่วนใหญ่มาจากอุกกาบาตขนาดเล็ก

เนื่องจากสสารอุกกาบาตเผาไหม้ในชั้นบรรยากาศบางส่วน องค์ประกอบของก๊าซจึงถูกเติมเต็มด้วยองค์ประกอบทางเคมีต่างๆ ตัวอย่างเช่น อุกกาบาตที่เป็นหินนำลิเธียมเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ การเผาไหม้ของอุกกาบาตโลหะทำให้เกิดการก่อตัวของเหล็กทรงกลมเล็กๆ เหล็ก-นิกเกิล และหยดอื่นๆ ที่ผ่านชั้นบรรยากาศและตกลงบนพื้นผิวโลก สามารถพบได้ในกรีนแลนด์และแอนตาร์กติกา ซึ่งแผ่นน้ำแข็งยังคงไม่เปลี่ยนแปลงมานานหลายปี นักสมุทรศาสตร์พบพวกมันในตะกอนก้นมหาสมุทร

อนุภาคดาวตกส่วนใหญ่ที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศจะตกลงภายในเวลาประมาณ 30 วัน นักวิทยาศาสตร์บางคนเชื่อว่าฝุ่นจักรวาลนี้มีบทบาทสำคัญในการก่อตัวของปรากฏการณ์ในชั้นบรรยากาศ เช่น ฝน เพราะมันทำหน้าที่เป็นนิวเคลียสควบแน่นของไอน้ำ ดังนั้นจึงสันนิษฐานว่าการตกตะกอนมีความสัมพันธ์ทางสถิติกับฝนดาวตกขนาดใหญ่ อย่างไรก็ตาม ผู้เชี่ยวชาญบางคนเชื่อว่าเนื่องจากอุปทานรวมของวัสดุอุกกาบาตนั้นมากกว่าปริมาณฝนดาวตกที่ใหญ่ที่สุดหลายสิบเท่า การเปลี่ยนแปลงของปริมาณรวมของวัสดุนี้อันเป็นผลจากฝนดังกล่าวเพียงครั้งเดียวสามารถละเลยได้

อย่างไรก็ตาม ไม่ต้องสงสัยเลยว่าอุกกาบาตขนาดเล็กที่สุดและอุกกาบาตที่มองเห็นได้จะทิ้งร่องรอยของการแตกตัวเป็นไอออนเป็นเวลานานในชั้นบรรยากาศสูง โดยส่วนใหญ่อยู่ในชั้นบรรยากาศไอโอโนสเฟียร์ ร่องรอยดังกล่าวสามารถใช้สำหรับการสื่อสารทางวิทยุระยะไกลได้ เนื่องจากจะสะท้อนคลื่นวิทยุความถี่สูง

พลังงานของอุกกาบาตที่เข้าสู่บรรยากาศนั้นส่วนใหญ่ถูกใช้ไปในการให้ความร้อนแก่บรรยากาศเป็นหลัก นี่เป็นหนึ่งในองค์ประกอบรองของสมดุลความร้อนของบรรยากาศ

อุกกาบาตคือวัตถุแข็งที่เกิดขึ้นตามธรรมชาติซึ่งตกลงสู่พื้นผิวโลกจากอวกาศ โดยทั่วไปแล้วจะมีความแตกต่างระหว่างอุกกาบาตที่เป็นหิน หินที่เป็นหิน และอุกกาบาตที่เป็นเหล็ก หลังส่วนใหญ่ประกอบด้วยเหล็กและนิกเกิล ในบรรดาอุกกาบาตที่พบ ส่วนใหญ่มีน้ำหนักตั้งแต่ไม่กี่กรัมไปจนถึงหลายกิโลกรัม อุกกาบาตเหล็ก Goba ที่ใหญ่ที่สุดในบรรดาที่พบในนั้น มีน้ำหนักประมาณ 60 ตันและยังคงอยู่ในสถานที่เดียวกับที่ถูกค้นพบในแอฟริกาใต้ อุกกาบาตส่วนใหญ่เป็นชิ้นส่วนของดาวเคราะห์น้อย แต่อุกกาบาตบางดวงอาจมายังโลกจากดวงจันทร์และแม้แต่ดาวอังคาร

โบไลด์เป็นดาวตกที่สว่างมาก บางครั้งมองเห็นได้แม้ในเวลากลางวัน โดยมักจะทิ้งร่องรอยควันไว้เบื้องหลังและมาพร้อมกับปรากฏการณ์ทางเสียง มักจบลงด้วยการตกของอุกกาบาต

เทอร์โมสเฟียร์

เหนืออุณหภูมิต่ำสุดของ mesopause เทอร์โมสเฟียร์จะเริ่มต้นขึ้น โดยอุณหภูมิแรกเริ่มจะสูงขึ้นอย่างช้าๆ แล้วอย่างรวดเร็วอีกครั้ง เหตุผลคือการดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ที่ระดับความสูง 150–300 กม. เนื่องจากการแตกตัวเป็นไอออนของออกซิเจนอะตอมมิก: O + hv® โอ + + จ.

ในเทอร์โมสเฟียร์ อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องจนถึงระดับความสูงประมาณ 400 กม. โดยจะสูงถึง 1,800 เคลวินในระหว่างวันในช่วงยุคที่มีกิจกรรมสุริยะสูงสุด ในช่วงยุคที่มีกิจกรรมสุริยะขั้นต่ำ อุณหภูมิที่จำกัดนี้อาจน้อยกว่า 1,000 เคลวิน เมื่อสูงกว่า 400 กม. บรรยากาศจะกลายเป็นนอกโซสเฟียร์ไอโซเทอร์มอล ระดับวิกฤติ (ฐานของเอกโซสเฟียร์) อยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 500 กม.

แสงขั้วโลกและวงโคจรของดาวเทียมเทียมจำนวนมาก รวมถึงเมฆ noctilucent ปรากฏการณ์ทั้งหมดนี้เกิดขึ้นในชั้นมีโซสเฟียร์และเทอร์โมสเฟียร์

ไฟขั้วโลก

ที่ละติจูดสูง แสงออโรร่าจะถูกสังเกตระหว่างการรบกวนของสนามแม่เหล็ก อาจใช้เวลาหลายนาที แต่มักจะมองเห็นได้เป็นเวลาหลายชั่วโมง แสงออโรร่ามีความแตกต่างกันอย่างมากทั้งในด้านรูปร่าง สี และความเข้ม ซึ่งบางครั้งอาจเปลี่ยนแปลงเร็วมากเมื่อเวลาผ่านไป สเปกตรัมของแสงออโรร่าประกอบด้วยเส้นและแถบแสงที่เปล่งออกมา การปล่อยท้องฟ้ายามค่ำคืนบางส่วนได้รับการปรับปรุงในสเปกตรัมออโรร่า โดยหลักแล้วคือเส้นสีเขียวและสีแดง l 5577 Å และ l 6300 Å ออกซิเจน มันเกิดขึ้นที่เส้นใดเส้นหนึ่งมีความเข้มข้นมากกว่าอีกเส้นหลายเท่า และสิ่งนี้กำหนดสีของแสงออโรร่าที่มองเห็นได้: สีเขียวหรือสีแดง การรบกวนของสนามแม่เหล็กยังเกิดขึ้นพร้อมกับการหยุดชะงักในการสื่อสารทางวิทยุในบริเวณขั้วโลกอีกด้วย สาเหตุของการหยุดชะงักคือการเปลี่ยนแปลงในชั้นบรรยากาศรอบนอกซึ่งหมายความว่าในระหว่างที่เกิดพายุแม่เหล็กจะมีแหล่งกำเนิดไอออไนซ์ที่ทรงพลัง เป็นที่ยอมรับกันว่าพายุแม่เหล็กกำลังแรงเกิดขึ้นเมื่อมีจุดดับบนดวงอาทิตย์กลุ่มใหญ่ใกล้กับศูนย์กลางของจานสุริยะ การสังเกตการณ์ได้แสดงให้เห็นว่าพายุไม่เกี่ยวข้องกับจุดดับดวงอาทิตย์ แต่เกี่ยวข้องกับเปลวสุริยะที่ปรากฏขึ้นระหว่างการพัฒนากลุ่มจุดดับดวงอาทิตย์

ออโรราเป็นช่วงแสงที่มีความเข้มต่างกันพร้อมการเคลื่อนไหวอย่างรวดเร็วซึ่งสังเกตได้ในบริเวณละติจูดสูงของโลก แสงออโรร่าที่มองเห็นประกอบด้วยเส้นปล่อยออกซิเจนปรมาณูสีเขียว (5577Å) และสีแดง (6300/6364Å) และแถบโมเลกุล N2 ซึ่งตื่นเต้นกับอนุภาคพลังงานที่มีต้นกำเนิดจากดวงอาทิตย์และสนามแม่เหล็ก การปล่อยมลพิษเหล่านี้มักจะปรากฏที่ระดับความสูงประมาณ 100 กม. ขึ้นไป คำว่าแสงออโรร่าแบบออพติคอลใช้เพื่ออ้างถึงแสงออโรร่าที่มองเห็นและสเปกตรัมการปล่อยแสงจากอินฟราเรดไปยังบริเวณอัลตราไวโอเลต พลังงานรังสีในส่วนอินฟราเรดของสเปกตรัมมีมากกว่าพลังงานในบริเวณที่มองเห็นอย่างมีนัยสำคัญ เมื่อแสงออโรร่าปรากฏขึ้น จะสังเกตการปล่อยก๊าซในช่วง ULF (

รูปร่างที่แท้จริงของแสงออโรร่านั้นยากต่อการจำแนกประเภท คำที่ใช้บ่อยที่สุดคือ:

1. สงบ ส่วนโค้งหรือลายเส้นสม่ำเสมอ โดยทั่วไปส่วนโค้งจะขยายประมาณ 1,000 กม. ในทิศทางของเส้นขนานทางภูมิศาสตร์แม่เหล็ก (ไปทางดวงอาทิตย์ในบริเวณขั้วโลก) และมีความกว้างตั้งแต่ 1 ถึงหลายสิบกิโลเมตร แถบเป็นลักษณะทั่วไปของแนวคิดของส่วนโค้ง โดยปกติจะไม่มีรูปร่างโค้งปกติ แต่จะโค้งงอเป็นรูปตัวอักษร S หรือเป็นรูปเกลียว ส่วนโค้งและแถบจะอยู่ที่ระดับความสูง 100–150 กม.

2. แสงออโรร่า . คำนี้หมายถึงโครงสร้างแสงออโรร่าที่ทอดยาวไปตามเส้นสนามแม่เหล็ก โดยมีขอบเขตแนวตั้งตั้งแต่หลายสิบถึงหลายร้อยกิโลเมตร ขอบเขตแนวนอนของรังสีมีขนาดเล็กตั้งแต่หลายสิบเมตรไปจนถึงหลายกิโลเมตร รังสีมักจะสังเกตเป็นส่วนโค้งหรือเป็นโครงสร้างที่แยกจากกัน

3. คราบหรือพื้นผิว . เหล่านี้เป็นพื้นที่แยกของแสงที่ไม่มีรูปร่างเฉพาะ แต่ละจุดอาจเชื่อมต่อถึงกัน

4. ผ้าคลุมหน้า แสงออโรร่าในรูปแบบที่ผิดปกติ ซึ่งเป็นแสงที่สม่ำเสมอซึ่งครอบคลุมพื้นที่ขนาดใหญ่บนท้องฟ้า

ตามโครงสร้างของแสงออโรร่าจะถูกแบ่งออกเป็นเนื้อเดียวกัน กลวง และเปล่งประกาย มีการใช้คำศัพท์ต่าง ๆ ; ส่วนโค้งเร้าใจ, พื้นผิวเร้าใจ, พื้นผิวกระจาย, แถบสดใส, ผ้าม่าน ฯลฯ มีการจำแนกประเภทของแสงออโรร่าตามสี ตามการจำแนกประเภทนี้แสงออโรร่าประเภทนี้ ก- ส่วนบนหรือทั้งหมดเป็นสีแดง (6300–6364 Å) โดยปกติจะปรากฏที่ระดับความสูง 300–400 กม. โดยมีกิจกรรมธรณีแม่เหล็กสูง

ประเภทออโรร่า ในสีแดงในส่วนล่างและสัมพันธ์กับการเรืองแสงของแถบของระบบบวกแรก N 2 และระบบลบแรก O 2 แสงออโรร่ารูปแบบดังกล่าวจะปรากฏขึ้นในช่วงที่มีแสงออโรร่าเคลื่อนไหวมากที่สุด

โซน ไฟขั้วโลก – เหล่านี้เป็นโซนที่มีความถี่สูงสุดของแสงออโรร่าในเวลากลางคืน ตามที่ผู้สังเกตการณ์ระบุ ณ จุดคงที่บนพื้นผิวโลก โซนนี้ตั้งอยู่ที่ละติจูด 67° เหนือและใต้ และความกว้างประมาณ 6° การเกิดขึ้นของแสงออโรราสูงสุดซึ่งสัมพันธ์กับช่วงเวลาที่กำหนดของเวลาท้องถิ่นเชิงภูมิศาสตร์แม่เหล็ก เกิดขึ้นในแถบคล้ายวงรี (วงรีแสงออโรร่า) ซึ่งอยู่รอบขั้วแม่เหล็กโลกทางเหนือและใต้อย่างไม่สมมาตร วงรีแสงออโรร่าได้รับการแก้ไขในพิกัดละติจูด - เวลา และโซนออโรราเป็นสถานที่ทางเรขาคณิตของจุดของพื้นที่เที่ยงคืนของวงรีในพิกัดละติจูด - ลองจิจูด แถบวงรีอยู่ห่างจากขั้วแม่เหล็กโลกประมาณ 23° ในส่วนกลางคืน และ 15° ในส่วนกลางวัน

แสงออโรร่ารีและโซนแสงออโรร่าตำแหน่งของออโรร่ารีนั้นขึ้นอยู่กับกิจกรรมทางแม่เหล็กโลก วงรีจะกว้างขึ้นเมื่อมีกิจกรรมทางแม่เหล็กสูง โซนแสงออโรร่าหรือขอบเขตวงรีออโรร่าจะแสดงด้วย L 6.4 ได้ดีกว่าด้วยพิกัดไดโพล เส้นสนามแม่เหล็กโลกที่ขอบเขตของภาคกลางวันของวงรีแสงออโรร่าเกิดขึ้นพร้อมกับ ภาวะแม่เหล็กหมดการเปลี่ยนแปลงตำแหน่งของวงรีแสงออโรร่านั้นขึ้นอยู่กับมุมระหว่างแกนธรณีแม่เหล็กและทิศทางของโลก-ดวงอาทิตย์ แสงออโรร่ารียังถูกกำหนดบนพื้นฐานของข้อมูลการตกตะกอนของอนุภาค (อิเล็กตรอนและโปรตอน) ของพลังงานบางอย่าง ตำแหน่งสามารถกำหนดได้อย่างอิสระจากข้อมูลบน คาสปาคในเวลากลางวันและที่ส่วนท้ายของสนามแมกนีโตสเฟียร์

ความแปรผันในแต่ละวันของความถี่ของการเกิดแสงออโรร่าในเขตออโรร่ามีค่าสูงสุด ณ เวลาเที่ยงคืนของสนามแม่เหล็กโลก และค่าต่ำสุด ณ เที่ยงของสนามแม่เหล็กโลก ที่ด้านใกล้เส้นศูนย์สูตรของวงรี ความถี่ของการเกิดแสงออโรร่าจะลดลงอย่างรวดเร็ว แต่รูปร่างของการเปลี่ยนแปลงรายวันจะยังคงอยู่ ที่ด้านขั้วของวงรี ความถี่ของแสงออโรร่าจะค่อยๆ ลดลง และมีลักษณะเฉพาะคือการเปลี่ยนแปลงรายวันที่ซับซ้อน

ความเข้มของแสงออโรร่า

ความเข้มของแสงออโรร่า กำหนดโดยการวัดความสว่างพื้นผิวที่ปรากฏ พื้นผิวส่องสว่าง ฉันแสงออโรร่าในทิศทางหนึ่งถูกกำหนดโดยการปล่อยแสงทั้งหมด 4p ฉันโฟตอน/(ซม. 2 วินาที) เนื่องจากค่านี้ไม่ใช่ความสว่างพื้นผิวที่แท้จริง แต่แสดงถึงการแผ่รังสีจากคอลัมน์ จึงมักใช้หน่วยโฟตอน/(ซม. 2 คอลัมน์ s) เมื่อศึกษาแสงออโรรา หน่วยปกติในการวัดการปล่อยก๊าซทั้งหมดคือ เรย์ลีห์ (Rl) เท่ากับ 10 6 โฟตอน/(ซม. 2 คอลัมน์ s) หน่วยความเข้มของแสงออโรร่าที่ใช้งานจริงจะพิจารณาจากการปล่อยแสงของเส้นหรือแถบแต่ละเส้น ตัวอย่างเช่น ความเข้มของแสงออโรร่าถูกกำหนดโดยค่าสัมประสิทธิ์ความสว่างระหว่างประเทศ (IBR) ตามความเข้มของเส้นสีเขียว (5577 Å) 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (ความเข้มสูงสุดของแสงออโรร่า) การจำแนกประเภทนี้ไม่สามารถใช้กับแสงออโรร่าสีแดงได้ การค้นพบประการหนึ่งในยุคนั้น (พ.ศ. 2500-2501) คือการก่อตั้งการกระจายแสงออโรราแบบ Spatiotemporal ในรูปแบบของวงรี ซึ่งเลื่อนสัมพันธ์กับขั้วแม่เหล็ก จากแนวคิดง่ายๆ เกี่ยวกับรูปร่างทรงกลมของการกระจายตัวของแสงออโรร่าสัมพันธ์กับขั้วแม่เหล็กนั่นเอง การเปลี่ยนผ่านสู่ฟิสิกส์สมัยใหม่ของสนามแม่เหล็กเสร็จสมบูรณ์แล้ว เกียรติของการค้นพบเป็นของ O. Khorosheva และการพัฒนาแนวคิดอย่างเข้มข้นสำหรับแสงออโรร่านั้นดำเนินการโดย G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu และนักวิจัยคนอื่น ๆ อีกจำนวนหนึ่ง แสงออโรร่ารีเป็นบริเวณที่ลมสุริยะมีอิทธิพลรุนแรงที่สุดต่อชั้นบรรยากาศชั้นบนของโลก ความเข้มของแสงออโรร่าจะมากที่สุดในวงรี และการเปลี่ยนแปลงของแสงจะถูกตรวจสอบอย่างต่อเนื่องโดยใช้ดาวเทียม

ส่วนโค้งสีแดงออร่าที่เสถียร

ส่วนโค้งสีแดงออร่าคงที่ หรือเรียกอีกอย่างว่าส่วนโค้งสีแดงละติจูดกลาง หรือ M-อาร์คเป็นส่วนโค้งกว้างใต้การมองเห็น (ต่ำกว่าขีดจำกัดความไวของดวงตา) ซึ่งทอดยาวจากตะวันออกไปตะวันตกเป็นระยะทางหลายพันกิโลเมตร และอาจล้อมรอบโลกทั้งใบ ความยาวละติจูดของส่วนโค้งคือ 600 กม. การเปล่งแสงของส่วนโค้งสีแดงของแสงออโรร่าที่เสถียรนั้นแทบจะเป็นสีเดียวในเส้นสีแดง l 6300 Å และ l 6364 Å เมื่อเร็วๆ นี้ มีรายงานเส้นการปล่อยก๊าซที่อ่อนแอ l 5577 Å (OI) และ l 4278 Å (N+2) ส่วนโค้งสีแดงที่ต่อเนื่องกันจัดอยู่ในประเภทแสงออโรรา แต่จะปรากฏที่ระดับความสูงที่สูงกว่ามาก ขีด จำกัด ล่างตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 300 กม. ขีด จำกัด บนคือประมาณ 700 กม. ความเข้มของส่วนโค้งสีแดงออโรร่าที่เงียบสงบในการแผ่รังสี l 6300 Å มีช่วงตั้งแต่ 1 ถึง 10 kRl (ค่าโดยทั่วไปคือ 6 kRl) เกณฑ์ความไวของดวงตาที่ความยาวคลื่นนี้คือประมาณ 10 kRl ดังนั้นจึงไม่ค่อยสังเกตเห็นส่วนโค้งด้วยสายตา อย่างไรก็ตาม การสังเกตพบว่าความสว่างของพวกมันอยู่ที่ >50 kRL ใน 10% ของคืน อายุขัยตามปกติของส่วนโค้งคือประมาณหนึ่งวัน และไม่ค่อยปรากฏในวันต่อๆ ไป คลื่นวิทยุจากดาวเทียมหรือแหล่งกำเนิดวิทยุที่ข้ามส่วนโค้งสีแดงของแสงออโรร่าที่คงอยู่จะเกิดประกายแวววาว ซึ่งบ่งบอกถึงการมีอยู่ของความหนาแน่นของอิเล็กตรอนที่ไม่เป็นเนื้อเดียวกัน คำอธิบายทางทฤษฎีสำหรับส่วนโค้งสีแดงก็คืออิเล็กตรอนที่ถูกให้ความร้อนของบริเวณนั้น เอฟบรรยากาศรอบนอกทำให้อะตอมออกซิเจนเพิ่มขึ้น การสังเกตการณ์ด้วยดาวเทียมแสดงการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิอิเล็กตรอนตามแนวสนามแม่เหล็กโลกที่ตัดกับส่วนโค้งสีแดงของแสงออโรร่าที่คงอยู่ ความเข้มของส่วนโค้งเหล่านี้มีความสัมพันธ์เชิงบวกกับกิจกรรมธรณีแม่เหล็ก (พายุ) และความถี่ของการเกิดส่วนโค้งมีความสัมพันธ์เชิงบวกกับกิจกรรมจุดดับดวงอาทิตย์

ออโรร่าที่เปลี่ยนไป

แสงออโรร่าบางรูปแบบจะพบกับความแปรผันของความเข้มของแสงในกึ่งช่วงเวลาและต่อเนื่องกัน แสงออโรร่าเหล่านี้ซึ่งมีรูปทรงคงที่โดยประมาณและการแปรผันเป็นคาบอย่างรวดเร็วที่เกิดขึ้นในเฟส เรียกว่าแสงออโรร่าที่เปลี่ยนแปลง พวกมันถูกจัดประเภทเป็นแสงออโรร่า แบบฟอร์ม รตาม International Atlas of Auroras การแบ่งย่อยโดยละเอียดเพิ่มเติมของแสงออโรร่าที่เปลี่ยนแปลง:

ร 1 (แสงออโรร่าเป็นจังหวะ) คือแสงเรืองแสงที่มีเฟสความแปรผันของความสว่างสม่ำเสมอทั่วทั้งรูปร่างแสงออโรร่า ตามคำนิยาม ในแสงออโรร่าที่เร้าใจในอุดมคติ สามารถแยกส่วนเชิงพื้นที่และเชิงเวลาของการเต้นเป็นจังหวะได้ กล่าวคือ ความสว่าง ฉัน(ร, ที)= ฉัน(ร)· มัน(ที- ในแสงออโรร่าทั่วไป ร 1 การเต้นเป็นจังหวะเกิดขึ้นที่ความถี่ 0.01 ถึง 10 Hz ของความเข้มต่ำ (1–2 kRl) ออโรร่ามากที่สุด ร 1 – คือจุดหรือส่วนโค้งที่เต้นเป็นจังหวะในช่วงเวลาหลายวินาที

ร 2 (แสงออโรร่าที่ร้อนแรง) โดยปกติคำนี้ใช้เพื่ออ้างถึงการเคลื่อนไหว เช่น เปลวไฟที่เต็มท้องฟ้า แทนที่จะอธิบายรูปร่างที่ชัดเจน แสงออโรร่ามีรูปร่างโค้งและมักจะเคลื่อนขึ้นด้านบนจากความสูง 100 กม. แสงออโรร่าเหล่านี้ค่อนข้างหายากและเกิดขึ้นบ่อยกว่านอกแสงออโรร่า

ร 3 (แสงออโรร่าที่ส่องแสงระยิบระยับ) ออโรร่าเหล่านี้เป็นแสงออโรร่าที่มีการแปรผันของความสว่างอย่างรวดเร็ว ไม่สม่ำเสมอ หรือสม่ำเสมอ ให้ความรู้สึกเหมือนเปลวไฟริบหรี่บนท้องฟ้า ปรากฏขึ้นไม่นานก่อนที่แสงออโรร่าจะสลายไป ความถี่ของการแปรผันที่สังเกตได้โดยทั่วไป ร 3 เท่ากับ 10 ± 3 เฮิรตซ์

คำว่าแสงออโรร่าสตรีมมิ่ง ซึ่งใช้สำหรับแสงออโรร่าที่เร้าใจอีกประเภทหนึ่ง หมายถึงการแปรผันของความสว่างที่ผิดปกติซึ่งเคลื่อนที่อย่างรวดเร็วในแนวนอนในส่วนโค้งและเส้นแสงออโรร่า

แสงออโรร่าที่เปลี่ยนแปลงเป็นหนึ่งในปรากฏการณ์บนดวงอาทิตย์และพื้นดินที่เกิดขึ้นพร้อมกับการเต้นเป็นจังหวะของสนามแม่เหล็กโลกและการแผ่รังสีเอกซ์ออโรราที่เกิดจากการตกตะกอนของอนุภาคที่มีต้นกำเนิดจากดวงอาทิตย์และสนามแม่เหล็ก

การเรืองแสงของฝาครอบขั้วมีลักษณะเฉพาะด้วยความเข้มสูงของแถบของระบบลบแรก N + 2 (l 3914 Å) โดยทั่วไปแล้ว แถบ N + 2 เหล่านี้จะมีความเข้มข้นมากกว่าเส้น OI l 5577 Å สีเขียวถึงห้าเท่า ความเข้มสัมบูรณ์ของแถบเรืองแสงขั้วโลกจะอยู่ในช่วง 0.1 ถึง 10 kRl (ปกติคือ 1–3 kRl) ในช่วงแสงออโรร่าเหล่านี้ ซึ่งปรากฏขึ้นในช่วงระยะเวลาของ PCA แสงที่สม่ำเสมอจะปกคลุมปกคลุมขั้วโลกทั้งหมดจนถึงละติจูดธรณีแม่เหล็กที่ 60° ที่ระดับความสูง 30 ถึง 80 กม. โดยส่วนใหญ่เกิดจากโปรตอนแสงอาทิตย์และอนุภาค d ที่มีพลังงาน 10–100 MeV ทำให้เกิดการแตกตัวเป็นไอออนสูงสุดที่ระดับความสูงเหล่านี้ มีการเรืองแสงอีกประเภทหนึ่งในโซนออโรร่า เรียกว่า แมนเทิลออโรร่า สำหรับแสงออโรร่าประเภทนี้ ความเข้มสูงสุดในแต่ละวันที่เกิดขึ้นในเวลาเช้าคือ 1–10 kRL และความเข้มขั้นต่ำจะอ่อนลงห้าเท่า การสังเกตแสงออโรร่าจากเนื้อโลกนั้นมีน้อยมาก ขึ้นอยู่กับกิจกรรมทางธรณีแม่เหล็กและแสงอาทิตย์

บรรยากาศเรืองแสงถูกกำหนดให้เป็นรังสีที่ผลิตและปล่อยออกมาจากชั้นบรรยากาศของดาวเคราะห์ นี่คือการแผ่รังสีที่ไม่ใช่ความร้อนของชั้นบรรยากาศ ยกเว้นการปล่อยแสงออโรร่า การปล่อยฟ้าผ่า และการปล่อยเส้นทางดาวตก คำนี้ใช้สัมพันธ์กับชั้นบรรยากาศของโลก (แสงกลางคืน แสงสนธยา และแสงกลางวัน) แสงเรืองแสงในบรรยากาศเป็นเพียงส่วนหนึ่งของแสงที่มีอยู่ในบรรยากาศเท่านั้น แหล่งอื่นๆ ได้แก่ แสงดาว แสงจักรราศี และแสงที่กระจายจากดวงอาทิตย์ในเวลากลางวัน ในบางครั้ง แสงที่ส่องสว่างจากชั้นบรรยากาศอาจคิดเป็นสัดส่วนถึง 40% ของปริมาณแสงทั้งหมด การเรืองแสงในบรรยากาศเกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศที่มีความสูงและความหนาต่างกัน สเปกตรัมเรืองแสงในบรรยากาศครอบคลุมความยาวคลื่นตั้งแต่ 1,000 Å ถึง 22.5 ไมครอน เส้นเปล่งแสงหลักในบรรยากาศเรืองแสงคือ l 5577 Å ซึ่งปรากฏที่ระดับความสูง 90–100 กม. ในชั้นความหนา 30–40 กม. การปรากฏของการเรืองแสงนั้นเกิดจากกลไกของแชปแมนซึ่งเกิดจากการรวมตัวกันใหม่ของอะตอมออกซิเจน เส้นการปล่อยก๊าซอื่นๆ คือ l 6300 Å ซึ่งปรากฏในกรณีของการรวมตัวกันอีกครั้งแบบแยกตัวของ O + 2 และการปล่อย NI l 5198/5201 Å และ NI l 5890/5896 Å

ความเข้มของแสงเรืองแสงวัดในหน่วยเรย์ลีห์ ความสว่าง (ในหน่วยเรย์ลี) เท่ากับ 4 rv โดยที่ b คือความสว่างพื้นผิวเชิงมุมของชั้นเปล่งแสงในหน่วย 10 6 โฟตอน/(ซม. 2 สเตอร์·วินาที) ความเข้มของการเรืองแสงขึ้นอยู่กับละติจูด (แตกต่างกันไปตามการปล่อยก๊าซเรือนกระจก) และยังแปรผันตลอดทั้งวันโดยมีเวลาสูงสุดใกล้เที่ยงคืน มีการสังเกตความสัมพันธ์เชิงบวกสำหรับการเรืองแสงของอากาศในการปล่อย l 5577 Å กับจำนวนจุดดับดวงอาทิตย์และฟลักซ์การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ที่ความยาวคลื่น 10.7 ซม. ถูกสังเกตในระหว่างการทดลองด้วยดาวเทียม จากอวกาศปรากฏเป็นวงแหวนแสงรอบโลกและมีสีเขียว

โอโซนสเฟียร์

ที่ระดับความสูง 20–25 กม. ถึงความเข้มข้นสูงสุดของโอโซน O 3 ในปริมาณเล็กน้อย (มากถึง 2 × 10 –7 ของปริมาณออกซิเจน!) ซึ่งเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตจากแสงอาทิตย์ที่ระดับความสูงประมาณ 10 ถึง 50 กม. ปกป้องโลกจากการแผ่รังสีแสงอาทิตย์ แม้จะมีโมเลกุลโอโซนจำนวนน้อยมาก แต่ก็ช่วยปกป้องสิ่งมีชีวิตทั้งหมดบนโลกจากอันตรายของรังสีคลื่นสั้น (อัลตราไวโอเลตและรังสีเอกซ์) จากดวงอาทิตย์ หากคุณฝากโมเลกุลทั้งหมดไว้ที่ฐานของบรรยากาศคุณจะได้ชั้นที่มีความหนาไม่เกิน 3–4 มม.! ที่ระดับความสูงมากกว่า 100 กม. สัดส่วนของก๊าซเบาจะเพิ่มขึ้น และที่ระดับความสูงที่สูงมาก ฮีเลียมและไฮโดรเจนจะมีอิทธิพลเหนือกว่า โมเลกุลจำนวนมากแยกตัวออกเป็นอะตอมเดี่ยว ๆ ซึ่งแตกตัวเป็นไอออนภายใต้อิทธิพลของการแผ่รังสีอย่างหนักจากดวงอาทิตย์ก่อตัวเป็นไอโอโนสเฟียร์ ความกดอากาศและความหนาแน่นของอากาศในชั้นบรรยากาศของโลกจะลดลงตามระดับความสูง บรรยากาศของโลกแบ่งออกเป็นชั้นโทรโพสเฟียร์ สตราโตสเฟียร์ มีโซสเฟียร์ เทอร์โมสเฟียร์ และเอ็กโซสเฟียร์ ทั้งนี้ขึ้นอยู่กับการกระจายอุณหภูมิ .

ที่ระดับความสูง 20–25 กม ชั้นโอโซน- โอโซนเกิดขึ้นเนื่องจากการสลายของโมเลกุลออกซิเจนเมื่อดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ที่มีความยาวคลื่นสั้นกว่า 0.1–0.2 ไมครอน ออกซิเจนอิสระรวมกับโมเลกุล O 2 และสร้างโอโซน O 3 ซึ่งดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตที่สั้นกว่า 0.29 ไมครอนอย่างตะกละตะกลาม โมเลกุลโอโซน O3 ถูกทำลายได้ง่ายด้วยรังสีคลื่นสั้น ดังนั้นแม้จะมีการหายาก แต่ชั้นโอโซนก็ดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ที่ผ่านชั้นบรรยากาศที่สูงขึ้นและโปร่งใสมากขึ้นได้อย่างมีประสิทธิภาพ ด้วยเหตุนี้สิ่งมีชีวิตบนโลกจึงได้รับการปกป้องจากอันตรายของแสงอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์

ไอโอโนสเฟียร์

การแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์จะทำให้อะตอมและโมเลกุลของบรรยากาศแตกตัวเป็นไอออน ระดับไอออไนซ์มีความสำคัญอยู่แล้วที่ระดับความสูง 60 กิโลเมตรและเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องตามระยะห่างจากโลก ที่ระดับความสูงต่าง ๆ ในชั้นบรรยากาศ กระบวนการต่อเนื่องของการแยกตัวของโมเลกุลต่าง ๆ และการแตกตัวเป็นไอออนของอะตอมและไอออนต่าง ๆ ตามมา สิ่งเหล่านี้ส่วนใหญ่เป็นโมเลกุลของออกซิเจน O 2 ไนโตรเจน N 2 และอะตอมของพวกมัน ชั้นต่างๆ ของบรรยากาศที่อยู่สูงกว่า 60 กิโลเมตร เรียกว่าชั้นไอโอโนสเฟียร์ ทั้งนี้ขึ้นอยู่กับความเข้มข้นของกระบวนการเหล่านี้ , และจำนวนทั้งสิ้นของพวกมันคือชั้นบรรยากาศรอบนอก . ชั้นล่างซึ่งมีการแตกตัวเป็นไอออนไม่มีนัยสำคัญเรียกว่านิวโทรสเฟียร์

ความเข้มข้นสูงสุดของอนุภาคที่มีประจุในชั้นบรรยากาศรอบนอกทำได้ที่ระดับความสูง 300–400 กม.

ประวัติความเป็นมาของการศึกษาบรรยากาศรอบนอกโลก

สมมติฐานเกี่ยวกับการมีอยู่ของชั้นตัวนำในชั้นบรรยากาศชั้นบนถูกหยิบยกขึ้นมาในปี พ.ศ. 2421 โดยนักวิทยาศาสตร์ชาวอังกฤษ Stuart เพื่ออธิบายคุณลักษณะของสนามแม่เหล็กโลก จากนั้นในปี 1902 โดยแยกจากกัน Kennedy ในสหรัฐอเมริกาและ Heaviside ในอังกฤษชี้ให้เห็นว่าเพื่ออธิบายการแพร่กระจายของคลื่นวิทยุในระยะทางไกลจำเป็นต้องถือว่าบริเวณที่มีการนำไฟฟ้าสูงอยู่ในชั้นบรรยากาศสูง ในปี 1923 นักวิชาการ M.V. Shuleikin เมื่อพิจารณาถึงคุณสมบัติของการแพร่กระจายของคลื่นวิทยุในความถี่ต่าง ๆ ได้ข้อสรุปว่ามีชั้นสะท้อนแสงอย่างน้อยสองชั้นในชั้นบรรยากาศ จากนั้นในปี พ.ศ. 2468 นักวิจัยชาวอังกฤษ Appleton และ Barnett รวมถึง Breit และ Tuve ได้ทำการทดลองครั้งแรกเพื่อพิสูจน์การมีอยู่ของบริเวณที่สะท้อนคลื่นวิทยุ และวางรากฐานสำหรับการศึกษาอย่างเป็นระบบ ตั้งแต่เวลานั้นเป็นต้นมา ได้มีการศึกษาอย่างเป็นระบบเกี่ยวกับคุณสมบัติของชั้นเหล่านี้ โดยทั่วไปเรียกว่าไอโอโนสเฟียร์ ซึ่งมีบทบาทสำคัญในปรากฏการณ์ทางธรณีฟิสิกส์จำนวนหนึ่งที่กำหนดการสะท้อนและการดูดซับของคลื่นวิทยุ ซึ่งมีความสำคัญมากในทางปฏิบัติ วัตถุประสงค์โดยเฉพาะเพื่อให้มั่นใจถึงการสื่อสารทางวิทยุที่เชื่อถือได้

ในช่วงทศวรรษที่ 1930 การสังเกตสถานะของชั้นบรรยากาศรอบนอกอย่างเป็นระบบเริ่มขึ้น ในประเทศของเรา ตามความคิดริเริ่มของ M.A. Bonch-Bruevich ได้มีการสร้างการติดตั้งสำหรับการตรวจวัดชีพจร มีการศึกษาคุณสมบัติทั่วไปหลายประการของไอโอโนสเฟียร์ ความสูง และความเข้มข้นของอิเล็กตรอนของชั้นหลัก

สังเกตชั้น D ที่ระดับความสูง 60–70 กม. ที่ระดับความสูง 100–120 กม. อีที่ระดับความสูง ที่ระดับความสูง 180–300 กม. สองชั้น เอฟ 1 และ เอฟ 2. พารามิเตอร์หลักของเลเยอร์เหล่านี้แสดงไว้ในตารางที่ 4

ตารางที่ 4.

ตารางที่ 4.
ภูมิภาคไอโอโนสเฟียร์	ความสูงสูงสุด กม	ฉัน , เค	วัน		กลางคืน ไม่มี , ซม. –3	คือ, ρm 3 วินาที – 1
			นาที ไม่มี , ซม. –3	สูงสุด ไม่มี , ซม. –3
ดี	70	20	100	200	10	10 –6
อี	110	270	1.5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
เอฟ 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
เอฟ 2 (ฤดูหนาว)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
เอฟ 2 (ฤดูร้อน)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
ไม่มี– ความเข้มข้นของอิเล็กตรอน, e – ประจุอิเล็กตรอน, ฉัน– อุณหภูมิไอออน, a΄ – สัมประสิทธิ์การรวมตัวกันใหม่ (ซึ่งกำหนดค่า ไม่มีและเปลี่ยนแปลงไปตามกาลเวลา)

ค่าเฉลี่ยจะได้รับเนื่องจากแตกต่างกันไปตามละติจูดที่ต่างกัน ขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของวันและฤดูกาล ข้อมูลดังกล่าวมีความจำเป็นเพื่อให้แน่ใจว่ามีการสื่อสารทางวิทยุทางไกล ใช้ในการเลือกความถี่การทำงานสำหรับลิงค์วิทยุคลื่นสั้นต่างๆ ความรู้เกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงขึ้นอยู่กับสถานะของบรรยากาศรอบนอกในช่วงเวลาที่ต่างกันของวันและในฤดูกาลที่ต่างกันเป็นสิ่งสำคัญอย่างยิ่งในการรับรองความน่าเชื่อถือของการสื่อสารทางวิทยุ ไอโอโนสเฟียร์เป็นกลุ่มของชั้นบรรยากาศโลกที่แตกตัวเป็นไอออน เริ่มต้นจากระดับความสูงประมาณ 60 กม. และขยายไปจนถึงระดับความสูงนับหมื่นกิโลเมตร แหล่งที่มาหลักของไอออไนเซชันในชั้นบรรยากาศของโลกคือรังสีอัลตราไวโอเลตและรังสีเอกซ์จากดวงอาทิตย์ ซึ่งส่วนใหญ่เกิดขึ้นในโครโมสเฟียร์สุริยะและโคโรนา นอกจากนี้ ระดับของการแตกตัวเป็นไอออนของชั้นบรรยากาศชั้นบนยังได้รับอิทธิพลจากกระแสคลังกล้ามเนื้อแสงอาทิตย์ที่เกิดขึ้นระหว่างเปลวสุริยะ เช่นเดียวกับรังสีคอสมิกและอนุภาคดาวตก

ชั้นไอโอโนสเฟียร์

- นี่คือพื้นที่ในบรรยากาศซึ่งถึงค่าสูงสุดของความเข้มข้นของอิเล็กตรอนอิสระ (เช่นจำนวนต่อหน่วยปริมาตร) อิเล็กตรอนอิสระที่มีประจุไฟฟ้าและ (ในระดับที่น้อยกว่า ไอออนเคลื่อนที่น้อยกว่า) ซึ่งเป็นผลมาจากการแตกตัวเป็นไอออนของอะตอมของก๊าซในบรรยากาศ การทำปฏิกิริยากับคลื่นวิทยุ (เช่น การสั่นของแม่เหล็กไฟฟ้า) สามารถเปลี่ยนทิศทาง สะท้อนหรือหักเหของพวกมัน และดูดซับพลังงานของพวกมัน . ด้วยเหตุนี้ เมื่อรับสถานีวิทยุระยะไกล ผลกระทบต่างๆ อาจเกิดขึ้นได้ เช่น การสื่อสารทางวิทยุจางลง ความสามารถในการได้ยินของสถานีระยะไกลเพิ่มขึ้น ไฟดับฯลฯ ปรากฏการณ์

วิธีการวิจัย

วิธีคลาสสิกในการศึกษาบรรยากาศไอโอโนสเฟียร์จากโลกลงมาสู่การสร้างเสียงชีพจร โดยการส่งคลื่นวิทยุและสังเกตการสะท้อนจากชั้นต่างๆ ของชั้นไอโอโนสเฟียร์ วัดเวลาหน่วง และศึกษาความเข้มและรูปร่างของสัญญาณที่สะท้อน โดยการวัดความสูงของการสะท้อนของพัลส์วิทยุที่ความถี่ต่างๆ การกำหนดความถี่วิกฤตของพื้นที่ต่างๆ (ความถี่วิกฤตคือความถี่พาหะของพัลส์วิทยุ ซึ่งบริเวณที่กำหนดของไอโอโนสเฟียร์จะโปร่งใส) จึงเป็นไปได้ที่จะระบุ ค่าความเข้มข้นของอิเล็กตรอนในชั้นต่างๆ และความสูงที่มีประสิทธิภาพสำหรับความถี่ที่กำหนด และเลือกความถี่ที่เหมาะสมที่สุดสำหรับเส้นทางวิทยุที่กำหนด ด้วยการพัฒนาเทคโนโลยีจรวดและการมาถึงของยุคอวกาศของดาวเทียมโลกเทียม (AES) และยานอวกาศอื่น ๆ ทำให้สามารถวัดพารามิเตอร์ของพลาสมาอวกาศใกล้โลกได้โดยตรงซึ่งส่วนล่างคือไอโอโนสเฟียร์

การวัดความเข้มข้นของอิเล็กตรอนที่ดำเนินการบนจรวดที่ปล่อยเป็นพิเศษและตามเส้นทางการบินของดาวเทียม ได้รับการยืนยันและชี้แจงข้อมูลที่ก่อนหน้านี้ได้รับโดยวิธีภาคพื้นดินบนโครงสร้างของไอโอโนสเฟียร์ การกระจายความเข้มข้นของอิเล็กตรอนที่มีความสูงเหนือบริเวณต่างๆ ของโลก และ ทำให้สามารถรับค่าความเข้มข้นของอิเล็กตรอนที่สูงกว่าค่าสูงสุดหลัก - ชั้นได้ เอฟ- ก่อนหน้านี้ ไม่สามารถทำได้โดยใช้วิธีการทำให้เกิดเสียงโดยอาศัยการสังเกตคลื่นวิทยุคลื่นสั้นที่สะท้อนกลับ มีการค้นพบว่าในบางพื้นที่ของโลกมีพื้นที่ค่อนข้างคงที่โดยมีความเข้มข้นของอิเล็กตรอนลดลง "ลมไอโอโนสเฟียร์" ปกติ กระบวนการคลื่นที่แปลกประหลาดเกิดขึ้นในไอโอโนสเฟียร์ที่มีการรบกวนไอโอโนสเฟียร์ในท้องถิ่นหลายพันกิโลเมตรจากบริเวณที่ถูกกระตุ้น และอีกมากมาย การสร้างอุปกรณ์รับที่มีความไวสูงเป็นพิเศษทำให้สามารถรับสัญญาณพัลส์ที่สะท้อนบางส่วนจากบริเวณต่ำสุดของชั้นไอโอโนสเฟียร์ (สถานีสะท้อนบางส่วน) ที่สถานีส่งเสียงพัลส์ไอโอโนสเฟียร์ การใช้การติดตั้งพัลซิ่งอันทรงพลังในช่วงความยาวคลื่นเมตรและเดซิเมตรด้วยการใช้เสาอากาศที่ให้พลังงานที่ปล่อยออกมามีความเข้มข้นสูงทำให้สามารถสังเกตสัญญาณที่กระจัดกระจายโดยไอโอโนสเฟียร์ที่ระดับความสูงต่างๆ การศึกษาคุณสมบัติของสเปกตรัมของสัญญาณเหล่านี้ซึ่งกระจัดกระจายอย่างไม่ต่อเนื่องโดยอิเล็กตรอนและไอออนของพลาสมาไอโอโนสเฟียร์ (สำหรับสิ่งนี้มีการใช้สถานีของการกระเจิงของคลื่นวิทยุที่ไม่ต่อเนื่องกัน) ทำให้สามารถกำหนดความเข้มข้นของอิเล็กตรอนและไอออนได้เทียบเท่ากัน อุณหภูมิที่ระดับความสูงต่างๆ จนถึงระดับความสูงหลายพันกิโลเมตร ปรากฎว่าไอโอโนสเฟียร์ค่อนข้างโปร่งใสสำหรับความถี่ที่ใช้

ความเข้มข้นของประจุไฟฟ้า (ความเข้มข้นของอิเล็กตรอนเท่ากับความเข้มข้นของไอออน) ในชั้นไอโอโนสเฟียร์ของโลกที่ระดับความสูง 300 กม. มีค่าประมาณ 10.6 ซม. –3 ในระหว่างวัน พลาสมาที่มีความหนาแน่นดังกล่าวสะท้อนคลื่นวิทยุที่มีความยาวมากกว่า 20 ม. และส่งคลื่นที่สั้นกว่า

การกระจายความเข้มข้นของอิเล็กตรอนในแนวตั้งทั่วไปในชั้นบรรยากาศรอบนอกสำหรับสภาพกลางวันและกลางคืน

การแพร่กระจายของคลื่นวิทยุในบรรยากาศรอบนอก

การรับสัญญาณที่เสถียรของสถานีวิทยุกระจายเสียงทางไกลนั้นขึ้นอยู่กับความถี่ที่ใช้ รวมถึงเวลาของวัน ฤดูกาล และนอกเหนือจากกิจกรรมแสงอาทิตย์ด้วย กิจกรรมแสงอาทิตย์ส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อสถานะของชั้นบรรยากาศรอบนอก คลื่นวิทยุที่ปล่อยออกมาจากสถานีภาคพื้นดินเคลื่อนที่เป็นเส้นตรง เช่นเดียวกับคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้าทุกประเภท อย่างไรก็ตามควรคำนึงว่าทั้งพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศที่แตกตัวเป็นไอออนทำหน้าที่เป็นแผ่นของตัวเก็บประจุขนาดใหญ่ซึ่งทำหน้าที่เหมือนกับผลของกระจกบนแสง คลื่นวิทยุที่สะท้อนจากพวกมันสามารถเดินทางได้หลายพันกิโลเมตร และโคจรรอบโลกเป็นระยะทางไกลหลายร้อยหลายพันกิโลเมตร โดยสะท้อนสลับกันจากชั้นก๊าซไอออไนซ์ และจากพื้นผิวโลกหรือน้ำ

ในช่วงทศวรรษที่ 20 ของศตวรรษที่ผ่านมา เชื่อกันว่าคลื่นวิทยุที่สั้นกว่า 200 ม. โดยทั่วไปไม่เหมาะสำหรับการสื่อสารทางไกลเนื่องจากการดูดซับที่แข็งแกร่ง การทดลองครั้งแรกเกี่ยวกับการรับคลื่นสั้นระยะไกลข้ามมหาสมุทรแอตแลนติกระหว่างยุโรปและอเมริกาดำเนินการโดยนักฟิสิกส์ชาวอังกฤษ Oliver Heaviside และวิศวกรไฟฟ้าชาวอเมริกัน Arthur Kennelly พวกเขาแนะนำว่าบางแห่งทั่วโลกมีชั้นบรรยากาศที่แตกตัวเป็นไอออนซึ่งสามารถสะท้อนคลื่นวิทยุได้โดยเป็นอิสระจากกัน มันถูกเรียกว่าชั้นเฮวิไซด์-เคนเนลลี และต่อมาเรียกว่าชั้นไอโอโนสเฟียร์

ตามแนวคิดสมัยใหม่ ไอโอโนสเฟียร์ประกอบด้วยอิเล็กตรอนอิสระที่มีประจุลบและไอออนที่มีประจุบวก ซึ่งส่วนใหญ่เป็นโมเลกุลออกซิเจน O + และไนตริกออกไซด์ NO + ไอออนและอิเล็กตรอนเกิดขึ้นจากการแยกตัวของโมเลกุลและการแตกตัวเป็นไอออนของอะตอมก๊าซที่เป็นกลางโดยรังสีเอกซ์จากแสงอาทิตย์และรังสีอัลตราไวโอเลต ในการที่จะแตกตัวเป็นไอออนอะตอมจำเป็นต้องให้พลังงานไอออไนเซชันแก่อะตอมซึ่งแหล่งกำเนิดหลักของไอโอโนสเฟียร์คือรังสีอัลตราไวโอเลตรังสีเอกซ์และรังสีคอร์ปัสจากดวงอาทิตย์

ในขณะที่เปลือกก๊าซของโลกได้รับแสงสว่างจากดวงอาทิตย์ อิเล็กตรอนจำนวนมากขึ้นเรื่อยๆ ก็ก่อตัวขึ้นอย่างต่อเนื่องในนั้น แต่ในขณะเดียวกัน อิเล็กตรอนบางส่วนที่ชนกับไอออน ก็รวมตัวกันอีกครั้ง และก่อตัวเป็นอนุภาคที่เป็นกลางอีกครั้ง หลังจากพระอาทิตย์ตกดิน การก่อตัวของอิเล็กตรอนใหม่เกือบจะหยุดลง และจำนวนอิเล็กตรอนอิสระก็เริ่มลดลง ยิ่งมีอิเล็กตรอนอิสระอยู่ในไอโอโนสเฟียร์มากเท่าไร คลื่นความถี่สูงก็จะสะท้อนออกมาได้ดีขึ้นเท่านั้น เมื่อความเข้มข้นของอิเล็กตรอนลดลง คลื่นวิทยุจะผ่านได้เฉพาะในช่วงความถี่ต่ำเท่านั้น นั่นคือเหตุผลที่ตามกฎแล้วสามารถรับสถานีระยะไกลได้เฉพาะในช่วง 75, 49, 41 และ 31 ม. เท่านั้น อิเล็กตรอนมีการกระจายไม่สม่ำเสมอในชั้นบรรยากาศรอบนอก ที่ระดับความสูงตั้งแต่ 50 ถึง 400 กม. มีหลายชั้นหรือบริเวณที่มีความเข้มข้นของอิเล็กตรอนเพิ่มขึ้น พื้นที่เหล่านี้เปลี่ยนผ่านกันได้อย่างราบรื่นและมีผลกระทบต่อการแพร่กระจายของคลื่นวิทยุ HF ที่แตกต่างกัน ชั้นบนของไอโอโนสเฟียร์ถูกกำหนดด้วยตัวอักษร เอฟ- นี่คือระดับสูงสุดของไอออไนซ์ (เศษส่วนของอนุภาคที่มีประจุประมาณ 10 –4) ตั้งอยู่ที่ระดับความสูงมากกว่า 150 กม. เหนือพื้นผิวโลก และมีบทบาทสำคัญในการสะท้อนแสงในการแพร่กระจายคลื่นวิทยุ HF ความถี่สูงในระยะไกล ในช่วงฤดูร้อน ภูมิภาค F จะแบ่งออกเป็นสองชั้น - เอฟ 1 และ เอฟ 2. เลเยอร์ F1 สามารถครอบครองความสูงได้ตั้งแต่ 200 ถึง 250 กม. และเลเยอร์ เอฟ 2 ดูเหมือนจะ "ลอย" ในช่วงระดับความสูง 300–400 กม. มักจะเป็นชั้นๆ เอฟ 2 ถูกแตกตัวเป็นไอออนแข็งแกร่งกว่าชั้นมาก เอฟ 1. ชั้นกลางคืน เอฟ 1 หายไปและชั้น เอฟเหลือเพียง 2 อะตอม โดยค่อยๆ สูญเสียระดับไอออไนซ์ไปมากถึง 60% ด้านล่างชั้น F ที่ระดับความสูง 90 ถึง 150 กม. จะมีชั้นหนึ่ง อีการไอออไนซ์ที่เกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของรังสีเอกซ์อ่อนจากดวงอาทิตย์ ระดับของการแตกตัวเป็นไอออนของชั้น E นั้นต่ำกว่าระดับของ เอฟในระหว่างวัน การรับสัญญาณของสถานีในช่วง HF ความถี่ต่ำ 31 และ 25 ม. เกิดขึ้นเมื่อสัญญาณสะท้อนจากเลเยอร์ อี- โดยทั่วไปจะเป็นสถานีที่ตั้งอยู่ในระยะทาง 1,000–1500 กม. ในเวลากลางคืนในชั้น อีไอออนไนซ์ลดลงอย่างรวดเร็ว แต่แม้ในเวลานี้ยังคงมีบทบาทสำคัญในการรับสัญญาณจากสถานีในช่วง 41, 49 และ 75 ม.

สิ่งที่น่าสนใจอย่างยิ่งในการรับสัญญาณความถี่ HF ความถี่สูง 16, 13 และ 11 ม. คือสัญญาณที่เกิดขึ้นในพื้นที่ อีชั้น (เมฆ) ของการแตกตัวเป็นไอออนที่เพิ่มขึ้นอย่างมาก พื้นที่ของเมฆเหล่านี้อาจแตกต่างกันไปตั้งแต่สองสามถึงหลายร้อยตารางกิโลเมตร ชั้นไอออไนซ์ที่เพิ่มขึ้นนี้เรียกว่าชั้นประปราย อีและถูกกำหนดไว้ เอส- เมฆ Es สามารถเคลื่อนที่ในชั้นไอโอโนสเฟียร์ได้ภายใต้อิทธิพลของลมและมีความเร็วสูงสุดถึง 250 กม./ชม. ในฤดูร้อนที่ละติจูดกลางในช่วงกลางวัน ต้นกำเนิดของคลื่นวิทยุเนื่องจากเมฆ Es จะเกิดขึ้น 15-20 วันต่อเดือน ใกล้เส้นศูนย์สูตรมักปรากฏอยู่เกือบตลอดเวลา และในละติจูดสูงมักปรากฏในเวลากลางคืน บางครั้งในปีที่กิจกรรมสุริยะต่ำ เมื่อไม่มีการส่งสัญญาณบนย่านความถี่ HF ความถี่สูง สถานีระยะไกลก็ปรากฏขึ้นบนย่านความถี่ 16, 13 และ 11 ม. ด้วยระดับเสียงที่ดี โดยสัญญาณจะสะท้อนหลายครั้งจาก Es

บริเวณต่ำสุดของชั้นบรรยากาศรอบนอกคือบริเวณนั้น ดีตั้งอยู่ที่ระดับความสูงระหว่าง 50 ถึง 90 กม. มีอิเล็กตรอนอิสระค่อนข้างน้อยที่นี่ จากพื้นที่ ดีคลื่นยาวและปานกลางจะสะท้อนได้ดี และสัญญาณจากสถานี HF ความถี่ต่ำจะถูกดูดซับอย่างมาก หลังจากพระอาทิตย์ตกดิน ไอออไนซ์จะหายไปอย่างรวดเร็วและเป็นไปได้ที่จะรับสถานีระยะไกลในช่วง 41, 49 และ 75 ม. ซึ่งสัญญาณจะสะท้อนจากชั้นต่างๆ เอฟ 2 และ อี- ชั้นไอโอโนสเฟียร์แต่ละชั้นมีบทบาทสำคัญในการแพร่กระจายของสัญญาณวิทยุ HF ผลกระทบต่อคลื่นวิทยุส่วนใหญ่เกิดจากการมีอิเล็กตรอนอิสระอยู่ในชั้นไอโอโนสเฟียร์ แม้ว่ากลไกการแพร่กระจายของคลื่นวิทยุจะสัมพันธ์กับการมีอยู่ของไอออนขนาดใหญ่ก็ตาม สิ่งหลังนี้ยังเป็นที่สนใจเมื่อศึกษาคุณสมบัติทางเคมีของบรรยากาศเนื่องจากมีการใช้งานมากกว่าอะตอมและโมเลกุลที่เป็นกลาง ปฏิกิริยาเคมีที่เกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศรอบนอกมีบทบาทสำคัญในความสมดุลของพลังงานและไฟฟ้า

บรรยากาศรอบนอกปกติ การสังเกตการณ์โดยใช้จรวดและดาวเทียมธรณีฟิสิกส์ได้ให้ข้อมูลใหม่มากมายที่บ่งชี้ว่าไอออไนซ์ในชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของรังสีดวงอาทิตย์ที่หลากหลาย ส่วนหลัก (มากกว่า 90%) จะกระจุกตัวอยู่ในส่วนที่มองเห็นได้ของสเปกตรัม รังสีอัลตราไวโอเลตซึ่งมีความยาวคลื่นสั้นกว่าและพลังงานสูงกว่ารังสีแสงสีม่วงนั้นถูกปล่อยออกมาโดยไฮโดรเจนในชั้นบรรยากาศภายในของดวงอาทิตย์ (โครโมสเฟียร์) และรังสีเอกซ์ซึ่งมีพลังงานสูงกว่านั้นก็ถูกปล่อยออกมาโดยก๊าซในเปลือกนอกของดวงอาทิตย์ (โคโรนา)

สถานะปกติ (โดยเฉลี่ย) ของชั้นบรรยากาศรอบนอกนั้นเกิดจากการแผ่รังสีที่มีกำลังแรงอย่างต่อเนื่อง การเปลี่ยนแปลงปกติเกิดขึ้นในไอโอโนสเฟียร์ปกติเนื่องจากการหมุนของโลกในแต่ละวันและความแตกต่างตามฤดูกาลในมุมของการเกิดรังสีดวงอาทิตย์ตอนเที่ยง แต่การเปลี่ยนแปลงสถานะของไอโอโนสเฟียร์ที่คาดเดาไม่ได้และฉับพลันก็เกิดขึ้นเช่นกัน

การรบกวนในชั้นบรรยากาศรอบนอก

ดังที่ทราบกันดีว่าการปรากฏของกิจกรรมซ้ำซากอันทรงพลังนั้นเกิดขึ้นบนดวงอาทิตย์ซึ่งสูงสุดทุกๆ 11 ปี การสังเกตการณ์ภายใต้โครงการปีธรณีฟิสิกส์สากล (IGY) เกิดขึ้นพร้อมกับช่วงที่มีกิจกรรมสุริยะสูงสุดตลอดระยะเวลาการสังเกตการณ์ทางอุตุนิยมวิทยาอย่างเป็นระบบ กล่าวคือ ตั้งแต่ต้นศตวรรษที่ 18 ในช่วงที่มีกิจกรรมสูง ความสว่างของบางพื้นที่บนดวงอาทิตย์จะเพิ่มขึ้นหลายเท่า และพลังของรังสีอัลตราไวโอเลตและรังสีเอกซ์จะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว ปรากฏการณ์ดังกล่าวเรียกว่าเปลวสุริยะ ใช้เวลาประมาณหลายนาทีถึงหนึ่งถึงสองชั่วโมง ในระหว่างที่เกิดเปลวไฟ พลังงานแสงอาทิตย์พลาสมา (ส่วนใหญ่เป็นโปรตอนและอิเล็กตรอน) จะปะทุ และอนุภาคมูลฐานจะพุ่งออกสู่อวกาศ รังสีแม่เหล็กไฟฟ้าและรังสีจากร่างกายจากดวงอาทิตย์ระหว่างที่เกิดแสงแฟลร์ดังกล่าวมีผลกระทบอย่างมากต่อชั้นบรรยากาศของโลก

ปฏิกิริยาเริ่มต้นจะสังเกตได้ 8 นาทีหลังจากเกิดแสงแฟลร์ เมื่อรังสีอัลตราไวโอเลตและรังสีเอกซ์เข้มข้นมาถึงโลก เป็นผลให้ไอออไนซ์เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว รังสีเอกซ์ทะลุชั้นบรรยากาศไปยังขอบเขตล่างของชั้นไอโอโนสเฟียร์ จำนวนอิเล็กตรอนในชั้นเหล่านี้เพิ่มขึ้นมากจนสัญญาณวิทยุถูกดูดซับเกือบทั้งหมด (“ดับ”) การดูดซับรังสีเพิ่มเติมทำให้ก๊าซร้อนขึ้น ซึ่งมีส่วนทำให้เกิดการพัฒนาของลม ก๊าซไอออไนซ์เป็นตัวนำไฟฟ้า และเมื่อมันเคลื่อนที่ในสนามแม่เหล็กของโลก จะเกิดเอฟเฟกต์ไดนาโมและกระแสไฟฟ้าจะถูกสร้างขึ้น ในทางกลับกันกระแสดังกล่าวสามารถทำให้เกิดการรบกวนที่เห็นได้ชัดเจนในสนามแม่เหล็กและปรากฏในรูปแบบของพายุแม่เหล็ก

โครงสร้างและไดนามิกของบรรยากาศชั้นบนถูกกำหนดอย่างมีนัยสำคัญโดยกระบวนการที่ไม่สมดุลในความรู้สึกทางอุณหพลศาสตร์ที่เกี่ยวข้องกับไอออไนเซชันและการแยกตัวจากการแผ่รังสีแสงอาทิตย์ กระบวนการทางเคมี การกระตุ้นของโมเลกุลและอะตอม การหยุดทำงาน การชน และกระบวนการพื้นฐานอื่น ๆ ในกรณีนี้ ระดับความไม่สมดุลจะเพิ่มขึ้นตามความสูงเมื่อความหนาแน่นลดลง จนถึงระดับความสูง 500–1,000 กม. และมักจะสูงกว่าระดับความไม่สมดุลสำหรับลักษณะหลายประการของบรรยากาศชั้นบนนั้นค่อนข้างเล็กซึ่งทำให้สามารถใช้อุทกพลศาสตร์แบบคลาสสิกและแบบไฮโดรแมกเนติกเพื่ออธิบายโดยคำนึงถึงปฏิกิริยาทางเคมี

เอกโซสเฟียร์เป็นชั้นนอกของชั้นบรรยากาศโลก เริ่มต้นที่ระดับความสูงหลายร้อยกิโลเมตร ซึ่งอะตอมไฮโดรเจนที่เคลื่อนที่เร็วแสงสามารถหลุดออกไปนอกอวกาศได้

เอ็ดเวิร์ด โคโนโนวิช

วรรณกรรม:

ปูดอฟคิน M.I. พื้นฐานของฟิสิกส์สุริยะ- เซนต์ปีเตอร์สเบิร์ก 2544
เอริส เชสสัน, สตีฟ แม็คมิลแลน ดาราศาสตร์วันนี้- เด็กฝึกงาน-Hall, Inc. แม่น้ำแซดเดิลตอนบน, 2545
สื่อทางอินเทอร์เน็ต: http://ciencia.nasa.gov/



การก่อตัวของชั้นบรรยากาศ ปัจจุบัน ชั้นบรรยากาศของโลกประกอบด้วยก๊าซต่างๆ ได้แก่ ไนโตรเจน 78% ออกซิเจน 21% และก๊าซอื่นๆ จำนวนเล็กน้อย เช่น คาร์บอนไดออกไซด์ แต่เมื่อดาวเคราะห์ดวงนี้ปรากฏตัวครั้งแรก ไม่มีออกซิเจนในชั้นบรรยากาศ - ประกอบด้วยก๊าซที่มีอยู่ในระบบสุริยะแต่เดิม

โลกเกิดขึ้นเมื่อวัตถุหินเล็กๆ ซึ่งประกอบด้วยฝุ่นและก๊าซจากเนบิวลาสุริยะที่เรียกว่าดาวเคราะห์น้อย ชนกันและค่อยๆ กลายเป็นรูปร่างของดาวเคราะห์ เมื่อมันโตขึ้น ก๊าซที่มีอยู่ในดาวเคราะห์น้อยก็ระเบิดออกมาและห่อหุ้มโลก หลังจากนั้นไม่นาน พืชชนิดแรกเริ่มปล่อยออกซิเจน และบรรยากาศดึกดำบรรพ์ก็พัฒนาจนกลายเป็นห่อหุ้มอากาศหนาแน่นในปัจจุบัน

ที่มาของบรรยากาศ

1. ฝนดาวเคราะห์น้อยขนาดเล็กตกลงบนโลกที่เพิ่งตั้งไข่เมื่อ 4.6 พันล้านปีก่อน ก๊าซจากเนบิวลาสุริยะที่ติดอยู่ภายในดาวเคราะห์จะระเบิดออกมาระหว่างการชนกันและก่อให้เกิดชั้นบรรยากาศดั้งเดิมของโลก ซึ่งประกอบด้วยไนโตรเจน คาร์บอนไดออกไซด์ และไอน้ำ
2. ความร้อนที่ปล่อยออกมาระหว่างการก่อตัวของดาวเคราะห์จะถูกกักไว้โดยชั้นเมฆหนาทึบในชั้นบรรยากาศดึกดำบรรพ์ "ก๊าซเรือนกระจก" เช่น คาร์บอนไดออกไซด์และไอน้ำ จะหยุดการแผ่รังสีความร้อนออกสู่อวกาศ พื้นผิวโลกเต็มไปด้วยทะเลแมกมาหลอมละลาย
3. เมื่อการชนของดาวเคราะห์น้อยเกิดขึ้นน้อยลง โลกก็เริ่มเย็นลงและมหาสมุทรก็ปรากฏขึ้น ไอน้ำควบแน่นจากเมฆหนาทึบ และฝนที่กินเวลานานหลายชั่วอายุคน ค่อย ๆ ท่วมพื้นที่ราบลุ่ม ทะเลแรกจึงปรากฏเช่นนี้
4. อากาศจะบริสุทธิ์เมื่อไอน้ำควบแน่นจนกลายเป็นมหาสมุทร เมื่อเวลาผ่านไป คาร์บอนไดออกไซด์จะละลายในก๊าซเหล่านั้น และขณะนี้บรรยากาศก็ถูกครอบงำด้วยไนโตรเจน เนื่องจากขาดออกซิเจน ชั้นโอโซนป้องกันจึงไม่ก่อตัว และรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ก็มาถึงพื้นผิวโลกโดยไม่มีสิ่งกีดขวาง
5. ชีวิตปรากฏในมหาสมุทรโบราณภายในพันล้านปีแรก สาหร่ายสีน้ำเงินแกมเขียวที่ง่ายที่สุดได้รับการปกป้องจากรังสีอัลตราไวโอเลตด้วยน้ำทะเล พวกเขาใช้แสงแดดและคาร์บอนไดออกไซด์เพื่อผลิตพลังงาน โดยปล่อยออกซิเจนเป็นผลพลอยได้ ซึ่งค่อยๆ เริ่มสะสมในชั้นบรรยากาศ
6. หลายพันล้านปีต่อมา บรรยากาศที่อุดมด้วยออกซิเจนก็ก่อตัวขึ้น ปฏิกิริยาโฟโตเคมีคอลในบรรยากาศชั้นบนทำให้เกิดชั้นโอโซนบางๆ ที่จะกระจายแสงอัลตราไวโอเลตที่เป็นอันตราย ปัจจุบันชีวิตสามารถเกิดขึ้นจากมหาสมุทรสู่พื้นดินได้ ซึ่งวิวัฒนาการก่อให้เกิดสิ่งมีชีวิตที่ซับซ้อนมากมาย

เมื่อหลายพันล้านปีก่อน ชั้นสาหร่ายดึกดำบรรพ์หนาเริ่มปล่อยออกซิเจนออกสู่ชั้นบรรยากาศ พวกมันอยู่รอดมาจนถึงทุกวันนี้ในรูปของฟอสซิลที่เรียกว่าสโตรมาโตไลต์

แหล่งกำเนิดภูเขาไฟ

1. โลกโบราณที่ไม่มีอากาศถ่ายเท 2. การปะทุของก๊าซ

ตามทฤษฎีนี้ ภูเขาไฟกำลังปะทุอย่างแข็งขันบนพื้นผิวของโลกอายุน้อย บรรยากาศในยุคแรกน่าจะเกิดขึ้นเมื่อก๊าซที่ติดอยู่ในเปลือกซิลิคอนของโลกหลุดรอดผ่านภูเขาไฟ

การเพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัดของออกซิเจนอิสระในชั้นบรรยากาศโลกเมื่อ 2.4 พันล้านปีก่อนดูเหมือนจะเป็นผลมาจากการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วจากสภาวะสมดุลหนึ่งไปอีกสภาวะหนึ่ง ระดับแรกสอดคล้องกับความเข้มข้นของ O 2 ที่ต่ำมาก ซึ่งต่ำกว่าที่สังเกตได้ในปัจจุบันประมาณ 100,000 เท่า ระดับสมดุลที่สองสามารถทำได้ที่ความเข้มข้นที่สูงขึ้น ไม่น้อยกว่า 0.005 ของความเข้มข้นสมัยใหม่ ปริมาณออกซิเจนระหว่างสองระดับนี้มีลักษณะเฉพาะคือความไม่เสถียรอย่างยิ่ง การมีอยู่ของ "ความเสถียร" ดังกล่าวทำให้สามารถเข้าใจได้ว่าเหตุใดจึงมีออกซิเจนอิสระในชั้นบรรยากาศโลกเพียงเล็กน้อยเป็นเวลาอย่างน้อย 300 ล้านปีหลังจากที่ไซยาโนแบคทีเรีย ("สาหร่ายสีน้ำเงินแกมเขียว") เริ่มสร้างมันขึ้นมา

ปัจจุบัน ชั้นบรรยากาศของโลกประกอบด้วยออกซิเจนอิสระ 20% ซึ่งไม่มีอะไรมากไปกว่าผลพลอยได้จากการสังเคราะห์ด้วยแสงของไซยาโนแบคทีเรีย สาหร่าย และพืชชั้นสูง ป่าเขตร้อนปล่อยออกซิเจนจำนวนมากซึ่งมักเรียกว่าปอดของโลกในสิ่งพิมพ์ยอดนิยม อย่างไรก็ตาม ในขณะเดียวกัน ก็ยังเงียบอยู่ว่าในระหว่างปีป่าเขตร้อนจะใช้ออกซิเจนเกือบเท่าที่ผลิตได้ ใช้ในการหายใจของสิ่งมีชีวิตที่ย่อยสลายอินทรียวัตถุสำเร็จรูป ซึ่งส่วนใหญ่เป็นแบคทีเรียและเชื้อรา เพื่อสิ่งนั้น เพื่อให้ออกซิเจนเริ่มสะสมในบรรยากาศ อย่างน้อยส่วนหนึ่งของสารที่เกิดขึ้นระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสงจะต้องถูกกำจัดออกจากวงจร- ตัวอย่างเช่น เข้าไปในตะกอนด้านล่างและไม่สามารถเข้าถึงแบคทีเรียที่สลายตัวโดยใช้ออกซิเจนได้นั่นคือด้วยการใช้ออกซิเจน

ปฏิกิริยารวมของการสังเคราะห์ด้วยแสงด้วยออกซิเจน (นั่นคือ "การให้ออกซิเจน") สามารถเขียนได้เป็น:
CO 2 + H 2 O + hν→ (CH 2 O) + O 2,
ที่ไหน hνคือพลังงานของแสงอาทิตย์ และ (CH 2 O) เป็นสูตรทั่วไปของอินทรียวัตถุ การหายใจเป็นกระบวนการย้อนกลับ ซึ่งสามารถเขียนได้ดังนี้:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O
ในขณะเดียวกันพลังงานที่จำเป็นสำหรับสิ่งมีชีวิตก็จะถูกปล่อยออกมา อย่างไรก็ตาม การหายใจแบบใช้ออกซิเจนสามารถทำได้ที่ความเข้มข้นของ O 2 ไม่น้อยกว่า 0.01 ของระดับสมัยใหม่เท่านั้น (ที่เรียกว่าจุดปาสเตอร์) ภายใต้สภาวะไร้ออกซิเจน สารอินทรีย์จะสลายตัวผ่านการหมัก และขั้นตอนสุดท้ายของกระบวนการนี้มักจะผลิตมีเทน ตัวอย่างเช่น สมการทั่วไปสำหรับการสร้างเมทาโนเจเนซิสผ่านการสร้างอะซิเตตจะเป็นดังนี้:
2(CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2
หากเรารวมกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสงเข้ากับการสลายตัวของอินทรียวัตถุในเวลาต่อมาภายใต้สภาวะไร้ออกซิเจน สมการโดยรวมจะมีลักษณะดังนี้:
CO 2 + H 2 O + hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2
มันเป็นเส้นทางการสลายตัวของอินทรียวัตถุอย่างชัดเจนซึ่งดูเหมือนจะเป็นเส้นทางหลักในชีวมณฑลโบราณ

รายละเอียดที่สำคัญหลายประการเกี่ยวกับความสมดุลสมัยใหม่ระหว่างการจัดหาออกซิเจนและการกำจัดออกจากบรรยากาศยังไม่ชัดเจน ท้ายที่สุดแล้ว ปริมาณออกซิเจนที่เพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัด ที่เรียกว่า "การเกิดออกซิเดชันครั้งใหญ่ของบรรยากาศ" เกิดขึ้นเมื่อ 2.4 พันล้านปีก่อน แม้ว่าจะทราบแน่ชัดว่าไซยาโนแบคทีเรียที่ทำการสังเคราะห์ด้วยแสงนั้นมีอยู่มากมายและใช้งานอยู่ 2.7 พันล้านปี ที่แล้วและเกิดขึ้นเร็วกว่านั้นอีก - อาจจะ 3 พันล้านปีก่อน ดังนั้นภายใน เป็นเวลาอย่างน้อย 300 ล้านปี ที่กิจกรรมของไซยาโนแบคทีเรียไม่ได้ทำให้ปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศเพิ่มขึ้น.

ด้วยเหตุผลบางประการ จู่ๆ ก็มีการผลิตขั้นต้นสุทธิเพิ่มขึ้นอย่างมาก (นั่นคือ การเพิ่มขึ้นของอินทรียวัตถุที่เกิดขึ้นระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสงของไซยาโนแบคทีเรีย) ไม่สามารถต้านทานการวิพากษ์วิจารณ์ได้ ความจริงก็คือในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสงไอโซโทปแสงของคาร์บอน 12 C ถูกใช้ไปเป็นส่วนใหญ่และในสภาพแวดล้อมปริมาณไอโซโทปที่หนักกว่า 13 C จะเพิ่มขึ้น ดังนั้นตะกอนด้านล่างที่มีอินทรียวัตถุจะต้องหมดลงในไอโซโทป 13 C ซึ่ง จะสะสมอยู่ในน้ำและเกิดเป็นคาร์บอเนต อย่างไรก็ตาม อัตราส่วน 12 C ถึง 13 C ในคาร์บอเนตและอินทรียวัตถุของตะกอนยังคงไม่เปลี่ยนแปลง แม้ว่าความเข้มข้นของออกซิเจนในบรรยากาศจะเปลี่ยนแปลงไปอย่างรุนแรงก็ตาม ซึ่งหมายความว่าจุดทั้งหมดไม่ได้อยู่ในแหล่งกำเนิดของ O 2 แต่ตามที่นักธรณีเคมีกล่าวไว้คือ "จม" (การกำจัดออกจากบรรยากาศ) ซึ่งลดลงอย่างมีนัยสำคัญในทันทีซึ่งนำไปสู่ปริมาณออกซิเจนเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ ในบรรยากาศ

โดยปกติเชื่อกันว่าก่อนเกิด "การเกิดออกซิเดชันครั้งใหญ่ในบรรยากาศ" ออกซิเจนทั้งหมดที่เกิดขึ้นนั้นจะถูกใช้ในการออกซิเดชันของสารประกอบเหล็กรีดิวซ์ (และตามด้วยกำมะถัน) ซึ่งมีอยู่ค่อนข้างมากบนพื้นผิวโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งสิ่งที่เรียกว่า "แร่เหล็กสี" ได้ถูกสร้างขึ้นในตอนนั้น แต่เมื่อไม่นานมานี้ Colin Goldblatt นักศึกษาระดับบัณฑิตศึกษาจาก School of Environmental Sciences ที่ University of East Anglia (Norwich, UK) ร่วมกับเพื่อนร่วมงานอีกสองคนจากมหาวิทยาลัยเดียวกัน ได้ข้อสรุปว่าปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศของโลกสามารถอยู่ใน หนึ่งในสองสถานะสมดุล: อาจมีขนาดเล็กมาก - น้อยกว่าตอนนี้ประมาณ 100,000 เท่าหรือค่อนข้างมากแล้ว (แม้ว่าจากตำแหน่งของผู้สังเกตการณ์สมัยใหม่จะมีขนาดเล็กก็ตาม) - ไม่น้อยกว่า 0.005 ของระดับสมัยใหม่

ในแบบจำลองที่นำเสนอ พวกเขาคำนึงถึงการเข้าสู่ชั้นบรรยากาศของทั้งออกซิเจนและสารประกอบรีดิวซ์ โดยเฉพาะอย่างยิ่งการให้ความสนใจกับอัตราส่วนของออกซิเจนอิสระและมีเทน พวกเขาตั้งข้อสังเกตว่าหากความเข้มข้นของออกซิเจนเกิน 0.0002 ของระดับปัจจุบัน มีเทนบางส่วนสามารถถูกออกซิไดซ์โดยแบคทีเรียมีเทนโทรฟตามปฏิกิริยา:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
แต่ก๊าซมีเทนที่เหลือ (และมีค่อนข้างมาก โดยเฉพาะที่ความเข้มข้นของออกซิเจนต่ำ) จะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ

ระบบทั้งหมดอยู่ในสถานะไม่สมดุลจากมุมมองของอุณหพลศาสตร์ กลไกหลักในการฟื้นฟูสมดุลที่ถูกรบกวนคือการออกซิเดชันของมีเทนในชั้นบนของบรรยากาศโดยไฮดรอกซิลอนุมูล (ดู ความผันผวนของมีเทนในบรรยากาศ: มนุษย์หรือธรรมชาติ ใครจะชนะ?, “องค์ประกอบ”, 10/06/2549) เป็นที่รู้กันว่าอนุมูลไฮดรอกซิลก่อตัวในบรรยากาศภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลต แต่หากมีออกซิเจนจำนวนมากในบรรยากาศ (อย่างน้อย 0.005 ของระดับปัจจุบัน) หน้าจอโอโซนจะถูกสร้างขึ้นในชั้นบนซึ่งช่วยปกป้องโลกจากรังสีอัลตราไวโอเลตอย่างหนักและในขณะเดียวกันก็รบกวนเคมีกายภาพ ออกซิเดชันของมีเทน

ผู้เขียนได้ข้อสรุปที่ค่อนข้างขัดแย้งกันว่าการมีอยู่ของการสังเคราะห์ด้วยแสงด้วยออกซิเจนนั้นไม่เพียงพอสำหรับการก่อตัวของบรรยากาศที่อุดมด้วยออกซิเจนหรือการเกิดขึ้นของฉากกั้นโอโซน ควรคำนึงถึงเหตุการณ์นี้ในกรณีที่เราพยายามค้นหาสัญญาณของการมีอยู่ของสิ่งมีชีวิตบนดาวเคราะห์ดวงอื่นโดยอาศัยผลการสำรวจบรรยากาศของพวกมัน

การสะสมของ O 2 ในชั้นบรรยากาศโลก:
1 - (3.85-2.45 พันล้านปีก่อน) - ไม่มีการผลิต O 2
2 - (2.45-1.85 พันล้านปีก่อน) O 2 ถูกผลิตขึ้นแต่ถูกดูดซับโดยหินในมหาสมุทรและพื้นทะเล
3 - (1.85-0.85 พันล้านปีก่อน) O 2 ออกจากมหาสมุทร แต่ถูกใช้ไปในระหว่างการออกซิเดชันของหินบนบกและระหว่างการก่อตัวของชั้นโอโซน
4 - (0.85-0.54 พันล้านปีก่อน) หินทั้งหมดบนบกถูกออกซิไดซ์ เริ่มมีการสะสม O 2 ในชั้นบรรยากาศ
5 - (0.54 พันล้านปีก่อน-ปัจจุบัน) ยุคใหม่ ปริมาณ O 2 ในบรรยากาศมีเสถียรภาพ

ภัยพิบัติจากออกซิเจน(การปฏิวัติออกซิเจน) - การเปลี่ยนแปลงระดับโลกในองค์ประกอบของชั้นบรรยากาศโลกที่เกิดขึ้นที่จุดเริ่มต้นของ Proterozoic เมื่อประมาณ 2.4 พันล้านปีก่อน (ยุค Siderian) ผลจากภัยพิบัติออกซิเจนคือการปรากฏตัวของออกซิเจนอิสระในชั้นบรรยากาศ และการเปลี่ยนแปลงในลักษณะทั่วไปของบรรยากาศจากการลดไปเป็นการออกซิไดซ์ ข้อสันนิษฐานของภัยพิบัติจากออกซิเจนนั้นเกิดขึ้นจากการศึกษาการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วในลักษณะของการตกตะกอน

องค์ประกอบเบื้องต้นของชั้นบรรยากาศ

ปัจจุบัน ยังไม่ทราบองค์ประกอบที่แน่นอนของชั้นบรรยากาศปฐมภูมิของโลก แต่เป็นที่ยอมรับกันโดยทั่วไปว่ามันก่อตัวขึ้นจากการสลายก๊าซในเนื้อโลกและมีลักษณะลดลง ขึ้นอยู่กับคาร์บอนไดออกไซด์ ไฮโดรเจนซัลไฟด์ แอมโมเนีย และมีเทน สิ่งนี้ได้รับการสนับสนุนโดย:

• ตะกอนที่ไม่ถูกออกซิไดซ์ก่อตัวขึ้นอย่างชัดเจนบนพื้นผิว (ตัวอย่างเช่น ก้อนกรวดในแม่น้ำจากไพไรต์ที่ไม่มีส่วนผสมของออกซิเจน)
• ไม่มีแหล่งออกซิเจนและสารออกซิไดซ์อื่น ๆ ที่เป็นที่รู้จัก
• การศึกษาแหล่งที่มาที่เป็นไปได้ของชั้นบรรยากาศปฐมภูมิ (ก๊าซภูเขาไฟ องค์ประกอบของเทห์ฟากฟ้าอื่นๆ)

สาเหตุของภัยพิบัติออกซิเจน

แหล่งออกซิเจนโมเลกุลที่สำคัญเพียงแห่งเดียวคือชีวมณฑลหรือสิ่งมีชีวิตสังเคราะห์แสงอย่างแม่นยำยิ่งขึ้น เมื่อปรากฏตัวในช่วงเริ่มต้นของการดำรงอยู่ของชีวมณฑล แบคทีเรียที่สังเคราะห์ด้วยแสงได้ผลิตออกซิเจนซึ่งถูกใช้ไปเกือบจะในทันทีกับการเกิดออกซิเดชันของหิน สารประกอบที่ละลายและก๊าซในชั้นบรรยากาศ ความเข้มข้นสูงเกิดขึ้นเฉพาะในพื้นที่ภายในแผ่นแบคทีเรีย (เรียกว่า "ช่องออกซิเจน") หลังจากที่หินและก๊าซที่พื้นผิวถูกออกซิไดซ์ ออกซิเจนก็เริ่มสะสมในบรรยากาศในรูปแบบอิสระ

ปัจจัยหนึ่งที่น่าจะมีอิทธิพลต่อการเปลี่ยนแปลงในชุมชนจุลินทรีย์คือการเปลี่ยนแปลงองค์ประกอบทางเคมีของมหาสมุทรที่เกิดจากการสูญพันธุ์ของภูเขาไฟ

ผลที่ตามมาของภัยพิบัติออกซิเจน

ชีวมณฑล

เนื่องจากสิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่ในยุคนั้นส่วนใหญ่เป็นแบบไม่ใช้ออกซิเจน ไม่สามารถดำรงอยู่ในความเข้มข้นของออกซิเจนที่มีนัยสำคัญได้ จึงเกิดการเปลี่ยนแปลงในชุมชนทั่วโลก: ชุมชนแบบไม่ใช้ออกซิเจนถูกแทนที่ด้วยชุมชนแบบแอโรบิก ซึ่งก่อนหน้านี้จำกัดอยู่เพียง "ถุงออกซิเจน" เท่านั้น ในทางกลับกัน ชุมชนแอนแอโรบิกถูกผลักเข้าไปใน "กระเป๋าแอนแอโรบิก" (พูดเป็นรูปเป็นร่างว่า "ชีวมณฑลกลับด้านในออก") ต่อจากนั้น การมีอยู่ของโมเลกุลออกซิเจนในชั้นบรรยากาศทำให้เกิดชั้นกรองโอโซน ซึ่งขยายขอบเขตของชีวมณฑลอย่างมีนัยสำคัญ และนำไปสู่การแพร่กระจายของการหายใจด้วยออกซิเจนที่มีพลังมากขึ้น (เมื่อเทียบกับแบบไม่ใช้ออกซิเจน)

เปลือกโลก

ผลจากภัยพิบัติออกซิเจน หินแปรและตะกอนเกือบทั้งหมดที่ประกอบเป็นเปลือกโลกส่วนใหญ่จะถูกออกซิไดซ์