CC BY
34
2009
НАУЧНЫЙ ВЕСТНИК МГТУ ГА серия Математика и физика
№140
УДК 551.510.534
МОДЕЛИРОВАНИЕ РЕАКЦИИ АТМОСФЕРЫ ВЫСОКИХ ШИРОТ НА СОЛНЕЧНУЮ ПРОТОННУЮ ВСПЫШКУ 14 ИЮЛЯ 2000 г. ДЛЯ ДНЕВНЫХ И НОЧНЫХ УСЛОВИЙ СРАВНЕНИЕ С ДАННЫМИ НАБЛЮДЕНИЙ
А.А.КУКОЛЕВА, А.А.КРИВОЛУЦКИЙ, А.ОНДРАШКОВА
Статья представлена доктором технических наук, профессором Камзоловым С.К.
По данным о потоках солнечных протонов спутников GOES-10 для периода солнечной протонной вспышки (СПВ) 14 июля 2000 г. были рассчитаны высотно-временные разрезы значений скоростей ионизации q(z,t) атмосферы солнечными протонами над полярными областями. Значения q(z,t) были использованы далее в расчетах изменений химического состава атмосферы в период вспышки в северном и южном полярных регионах (700 с.ш. и 700 ю.ш) по двум различным 1D фотохимическим моделям атмосферы (нейтральных и заряженных компонент). Результаты расчетов показали значительное изменение содержания озона после СПВ: уменьшение [O3] составило около 80% на высотах 65-75 км над северной и 25% в слое 55-65 км над южной полярной областью. Такое уменьшение содержания озона является результатом реакций с [NO] и [OH], концентрации которых значительно выросли в период СПВ. Согласно расчетам увеличение концентрации электронов в период СПВ достигло 3-4 порядка на высотах 50-80 км. Сравнение результатов расчетов с данными наблюдений [NO], [NO2] и [O3] со спутников UARS, HALOE для 700 с.ш. показали хорошее качественное соответствие, однако для изменений окислов азота имеются количественные расхождения.
Ключевые слова: протонные солнечные вспышки, моделирование атмосферы, сопоставление с экспериментом.
Введение
Наличие атмосферного озона - трехатомного кислорода О3 - в атмосфере очень важно, поскольку большая часть губительной для биосферы ультрафиолетовой (УФ) радиации (около 1,1 % солнечной энергии) поглощается озоном. Поглощение озоном УФ радиации Солнца начинается при Х=360 нм, причем коэффициент поглощения растет с уменьшением длины волны.
Содержание атмосферного озона испытывает значительные изменения на фоне известного годового хода. На высотах менее 30-35 км основной фактор, влияющий на концентрацию [О3] -динамика атмосферы. Выше 35 км действие фотохимических факторов возрастает. На высотах h > 45 км они становятся основными процессами, определяющими содержание О3. Среди разрушающих озон процессов главную роль играют водородный (на высотах выше 50 км) и азотный (40-50 км) циклы [1]:
NO + O3 —— NO2 + O2 (1)
NO2 + O — NO + O2 (2)
Net: O3 + O —— O2 + O2 ,
OH + O — H + O2 (3)
H + O3 — OH + O2 (4)
Net: O + O3 —— 2O2 .
Одним из источников радикалов ОН и НО2 (обозначим их НОх) и окислов азота NO и NO2
(далее - КОх) в мезосфере (~50-80 км) являются галактические и солнечные космические лучи,
8 20
состоящие из протонов, ядер элементов и электронов с энергиями примерно от 10 до 10 эВ. В частности, эти соединения образуются при диссоциации N и Н2О под воздействием солнечной радиации и энергичных корпускул. Образовавшиеся молекулы КОх и НОх переносятся в нижние слои атмосферы, оказывая влияние на баланс О3 верхней стратосферы и мезосферы.
Это, в свою очередь, приводит к изменению скорости каталитических химических циклов, разрушающих озон.
Уменьшение концентрации озона в высоких широтах на высотах верхней стратосферы и мезосферы в период СПВ подтверждается данными наблюдений [6-9].
В невозмущенных дневных условиях наблюдается также суточный ход плотности электронов, образующихся под действием ионизирующего солнечного излучения, с максимумом днем. На высотах выше 75 км в период СПВ концентрация электронов и ионов резко возрастает.
Цель настоящей работы - исследовать различия реакции [О3] на СПВ в условиях полярной ночи (700 ю.ш.) и полярного дня (700 с.ш.). Для реализации поставленной задачи были использованы численные фотохимические модели (нейтрального состава и ионной химии области Б), краткое описание которых приводится ниже.
Для изучения отклика состава атмосферы на СПВ были использованы 2 одномерные фотохимические модели атмосферы - для нейтральных и ионизированных компонент.
Для расчетов изменений озона и других нейтральных малых газовых компонент в период вспышки 14.07.2000 над полярными областями была использована 1-0 нестационарная фотохимическая модель, описанная в [2], однако, в представляемых расчетах константы химических реакций были обновлены в соответствии с [10]. В основе модели лежит уравнение:
где Р;, Ь; - химические (и фотохимические) источники и стоки соответственно; И; - числовая плотность (концентрация) соответствующей компоненты; Т(ъ)- температура; К(ъ) - коэффициент турбулентной диффузии; Н - высота однородной атмосферы; ъ - высота над поверхностью Земли; w - вертикальная компонента скорости ветра (в расчетах полагалась равной нулю). Профили турбулентной диффузии и профиль температуры, используемые в расчетах, соответствовали климатологическим значениям [1] и не менялись в процессе интегрирования. В модели учитывался суточный и годовой ход зенитного угла Солнца. Скорости фотодиссоциации пересчитывались через каждый час модельного времени, а в условиях отсутствия солнечной радиации полагались равными нулю. Шаг интегрирования по времени составлял 100 с.
Фотохимический блок модели нейтрального состава описывает взаимодействие между 45 химическими составляющими, участвующими в 136 фотохимических реакциях на высотах 0-88 км.
Значения скоростей ионизации атмосферы, а также рассчитанные по первой модели изменения концентраций нейтральных химических компонент в период СПВ были использованы при расчетах изменений ионного состава атмосферы на высотах 50-100 км по фотохимической модели ионной химии [5]. Эта одномерная стационарная (используется условие фотохимического равновесия для всех компонент) модель ионного состава области Б ионосферы описывает взаимодействие между 13 положительными и 11 отрицательными ионами в ходе 56 фотохимических реакций и 9 реакций ионного обмена (диссоциативной рекомбинации). В основе модели лежит уравнение ионного баланса
ионов. Далее итерационным методом решается система алгебраических уравнений для определения ионного состава области Б ионосферы по задаваемым источникам ионизации.
Описание моделей
І І
где [е], [ У. ], [ У+ ] соответственно концентрации электронов, отрицательных и положительных
Результаты расчетов Ионизация атмосферы
Предварительно по данным спутника ООББ-Ю о потоках солнечных протонов в энергетических каналах (>5, >10, >30, >50,>100, >370. >480, >640 МэВ) были рассчитаны соответствующие скорости ионизации атмосферы полярных областей в период вспышки 14.07.2000 на высотах 0-120 км по методике [9]. Рассчитанные с шагом 5 минут профили скоростей ионизации атмосферы были использованы при расчетах реакции атмосферы на СПВ.
Высотно-временной разрез рассчитанных значений скорости ионизации в период вспышки в высоких широтах обоих полушарий представлен на рис. 1. Вертикальные профили ионизации имеют некоторые особенности, обусловленные различиями распределения плотности атмосферы в ночных и дневных условиях. Максимум скорости ионизации над северной полярной областью составил около 1.5-10 пар ионов м" -с" и располагался в слое 65-75 км. Над южной полярной областью максимум ионизации располагался несколько ниже - на высотах 55-65 км. Соответствующее максимальное значение скорости ионизации по расчетам равнялось 1.4-1010 пар ионов м-3 с-1. Полное количество произведенных за период СПВ ионов над каждым поляр-
15 2
ным регионом - около 2.8-10 м "
пары ионов (м -с)
1E+010
8E+009
4E+009
0E+000
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
км 110 1 00
90
80
70
60
50
40
30
20
10
пары ионов (м -с)
70 ю.ш.
1E+010
8E+009
4E+009
0E+000
б
1 2 24 36
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
3
Рис. 1. Скорость ионизации атмосферы (пары ионов/(м -с)) в период СПВ 14.07.2000: а - 70 с.ш.; б - 700 ю.ш. (результаты расчетов по данным спутника GOES 10)
а
Изменения нейтрального состава атмосферы
Фотохимическое моделирование нейтрального состава атмосферы было проведено по двум сценариям: для возмущенных в результате СПВ (при этом были учтены дополнительные источники окислов азота, водорода и атомарного кислорода, обусловленные ионизацией атмосферы солнечными протонами) и невозмущенных условий. Моделирование проведено для северных и южных полярных регионов.
Согласно расчетам изменения [03] над северным полушарием больше по величине, но менее продолжительны, чем над южным. Так, на 700 с.ш. разрушение достигло 50-80% на высотах 60-75 км и длилось 2 дня. В южных полярных широтах (700 ю.ш.) уменьшение составило 10-25% на уровне 60 км и длилось, по крайней мере, более 4 дней.
«Реакцию» атмосферы на вспышку иллюстрирует разность рассчитанных концентраций отдельных атмосферных компонент для одного и другого сценария. Интегральные в отдельных атмосферных слоях изменения содержания нейтральных компонент атмосферы N0^ Н0Х и 03 после СПВ (мол/см2) приведены на рис. 2 (700 с.ш.) и рис.3 (700 ю.ш.). Результаты демонстрируют значительное увеличение содержания [N0^ и [НОх] в период вспышки над обоими полярными регионами: в слое 60-80 км - над 700 с.ш. и 40-60 км - над 700 ю.ш..
Из рис. 1 видно, что «пик» изменений озона над северным полярным регионом совпадает по времени с изменениями короткоживущими [НОХ] - примерно через 24 ч после начала СПВ (рис. 2б, в). Именно на это время приходится и максимум скорости ионизации атмосферы согласно рис. 1. В период после 48 ч, когда скорость ионизации атмосферы уже невелика, вклад в убыль озона в слое 40-60 км дают наработанные в период СПВ и имеющие большее время жизни в мезосфере окислы азота.
Над южным полушарием изменения озона происходят согласованно с изменениями [N0^: минимум озона по времени совпадает с максимумом концентраций окислов азота, время жизни которых в ночной мезосфере может значительно превосходить рассмотренный здесь временной интервал. Отмеченные особенности реакции атмосферы на возмущение в ночных и дневных условиях связаны с различной скоростью протекания фотохимических процессов в зависимости от освещенности.
Ввиду ограничений, связанных с одномерным характером модели, расчеты для большего период времени не проводились.
Модельные расчеты изменений содержания озона, мол/см2, демонстрируют еще один интересный эффект: в условиях полярной ночи (70 ю.ш.) разрушение О3 охватывает все слои атмосферы 30-88 км (рис. 3с). В условиях полярного дня разрушение озона происходило выше 40 км, а ниже содержание О3 возрастало (рис. 2с). Отмеченный рост [О3] можно объяснить увеличением количества УФ радиации, проникающей в нижние слои атмосферы вследствие разрушения озона в вышележащих слоях, что приводит к образованию озона ниже 40 км.
а часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
Рис. 2. Интегральные по атмосферным слоям изменения концентрации: а - [N0x1
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
4Е+010 —
0 —
-4Е+010
-8Е+010
-1 2Е+011
А03,
мол/см2
/
30-40 км 60-80 км
' "V
40-60 км
\
70 с.ш.
1 I 1 I 1 I 1 I г
0 24 48 72 96
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
120
Продолжение рис. 2. б - [Н0Х]; в - [03], мол/см2, в полярном регионе 700 с.ш., вызванные СПВ 14.07.2000
(полярный день). Результаты моделирования
а часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
Рис. 3. Интегральные по атмосферным слоям изменения концентрации: а - [N0x1
б
в
в
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
Продолжение рис. 3. б - [Н0Х]; в - [03], мол/см2, в полярном регионе 700 ю.ш., вызванные СПВ 14.07.2000 (полярная ночь). Результаты моделирования.
Изменения электронной концентрации в области Б ионосферы
Представленные выше изменения нейтральных составляющих, а также рассчитанные значения скоростей ионизации были использованы в численной фотохимической модели ионной химии области Б.
Результаты расчетов вертикального распределения концентрации электронов (пе) в слое атмосферы 50-100 км над обоими полярными регионами приведены на рис. 4. На рис. 4 представлены профили пе для возмущенных (результат воздействия СПВ) и невозмущенных условий. Напомним, что в отсутствие СПВ источником электронов в ночной ионосфере являются галактические космические лучи. В период вспышки концентрация электронов достигает 1010 м-3 на высотах 70-100 км. При этом содержание свободных электронов ниже 60 км в период СПВ возрастает в 105 раз. Увеличение концентрации электронов в слое 50-80 км оказалось больше по величине над северным полушарием, чем над южным. Этот эффект, очевидно, связан с различием вертикального распределения плотности воздуха в дневных (700 с.ш.) и ночных условиях (700 ю.ш).
Таким образом, модельные расчеты показали чувствительность озоносферы Земли к воздействию солнечных космических лучей, что приводит к сильным изменениям многих химических компонент. Некоторые из них (N0 и ОН) в ночных условиях образуются только под действием СПВ.
концентрация электронов (м-3)
Рис. 4. Изменения концентрации электронов до и после СПС 14.07.2000: над северными и над южными полярными широтами (результаты расчетов)
Сравнение с данными наблюдений
В период СПВ 14.07.2000 с помощью нескольких различных приборов проводились наблюдения химического состава средней атмосферы со спутника UARS над высокими широтами северного полушария (около 680 с.ш.). Из базы данных наблюдений были выбраны и проанализированы профили содержания озона О3, NO и NO2 для периода СПВ (14.07-18.07 2000) и невозмущенных условий (13.07.2000). Были использованы спутниковые данные в секторе около северного магнитного полюса Земли: 90-130 з.д.. Спутниковые данные также показывают значительное увеличение NO, NO2 и уменьшение О3 в период вспышки.
Сравнение результатов модельных расчетов и данных наблюдений [О3] и [NO], [NO2 ] со спутников UARS в целом показывает хорошее качественное соответствие (рис. 5-7). Пространственно-временная структура, знак и величина изменений хорошо соответствует модельным расчетам.
На рис. 5 приводится высотно-временной разрез измеренного прибором HALOE изменений содержания молекул окиси азота. Период перед вспышкой характеризуется очень большим вертикальным градиентом концентрации NO, что выражается в исходных данных большими плотностями молекул окиси азота на высотах нижней термосферы и малыми величинами ниже ме-зопаузы. Резкое увеличение содержания NO, по данным HALOE, началось в конце гринвичских суток 14 июля и достигло максимума во второй половине 15 июля, то есть после прихода в атмосферу самых мощных потоков солнечных протонов. Эти максимальные значения продержались почти до конца 16 июля, после чего началось уменьшение содержания NO, не закончившееся на момент 18 июля. При хорошем качественном соответствии модельные расчеты дают вдвое большие, чем наблюдаемые, изменения [NO] на высотах 60-80 км.
Сравнение результатов расчетов и наблюдений для [NO2] в период СПВ (рис. 6) затруднено ограниченным диапазоном высот, на которых доступны данные наблюдений со спутника UARS. Погрешностью измерения - около 30-50%. Естественная изменчивость примеси на этих высотах также велика, около 50-100%. Суточный ход, хорошо заметный на рис. 6б отсутствует
у спутниковых данных, поскольку измерения со спутника производятся только на восходе Солнца. Тем не менее, можно говорить о том, что рассчитанные изменения [N02] на высотах 40-50 км ниже наблюдаемых примерно в 3-4 раза.
мол/см3
5E+008
3E+008
1E+008
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
б
часы от 00-00 14.07.2000 по Г ринвичу
Рис. 5. Изменения [NO], мол/см3 в период СПВ 14.07.2000 над северным полярным регионом (700 с.ш.): а - по спутниковым данным UARS; б - по результатам моделирования
а
Отмеченные количественные расхождения модельных и наблюдаемых изменений могут отчасти быть вызваны переоценкой используемой в модели эффективности выхода N0 (то есть число образовавшихся молекул на одну пару ионов [4]).
Как по модельным расчетам, так и по данным наблюдений со спутника в высокоширотной области средней атмосферы (в данном случае в основном в мезосфере) происходит сильное (до 70%) уменьшение содержания озона (рис. 7), подтверждающее теоретические представления о каталитическом разрушении озона дополнительно образовавшимися после вспышки окислами азота и водорода. Из рис. 7 видно, что уменьшение содержания озона наблюдается почти сразу после прихода в атмосферу первых, самых энергичных солнечных протонов - в середине гринвичских суток 14 июля. Максимум потерь молекул 03 имел место, согласно наблюдениям, в се-
редине суток 15 июля, после чего началось восстановление исходного уровня, который к концу суток 16 июля был практически завершен на высотах мезосферы. В максимальной фазе возмущения содержание озона в нижней мезосфере уменьшилось, по данным HALOE, в четыре раза. Эффект, уменьшаясь по величине, прослеживается до высот ниже стратопаузы.
Данные UARS показывают значительный рост [O3] выше 80 км в период СПВ. В модельных результатах этот рост отсутствует. Возможно, это связано с тем, что, во-первых, в модели не было учтено уменьшение эффективности образования ОН выше 80 км высоты [15] - в расчетах она полагалась постоянной и, во-вторых, это может быть следствием влияния верхних граничных условий, которые задавались для высоты 88 км. В дальнейшем этот эффект предполагается исследовать более детально.
Полученное хорошее в целом соответствие для периода СПВ 14 июля 2000 г. говорит о том, что развитая в 70-х годах ХХ века теория удовлетворительно описывает фотохимические процессы при ионизации атмосферы частицами высоких энергий космического происхождения. Это дает основу для моделирования явлений, связанных с взаимодействием космических частиц высоких энергий и атмосферой Земли, прогноза последствий СПВ.
мол/см3
У
1E+008
8E+007
4E+007
0E+000
мол/см
1.6E+007
8.0E+006
0.0E+000
-8.0E+006
б
Рис. 6. Изменения [NO2], мол/см3 в период СПВ 14.07.2000 над северным полярным регионом (700 с.ш.): а - по спутниковым данным UARS; б - по результатам моделирования
%
24 48
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
а
20
10
0
-10
-20
-30
-40
-50
-60
-70
-80
%
20
10
-10
-20
-30
-40
-50
-60
-70
-80
часы от 00-00 14.07.2000 по Гринвичу
б
Рис.7. Изменения [O3 ], % в период СПВ 14.07.2000 над северным полярным регионом (700 с.ш.): а - по спутниковым данным UARS; б - по результатам моделирования
Выводы
Представленные результаты численного фотохимического моделирования отклика южной и северной полярной озоносферы на СПВ 14 июля 2000 года позволяют сделать следующие выводы:
1. Максимум значений скорости ионизации атмосферы солнечными протонами в период СПВ составил по расчетам 1010 (м -3 с-1) на высоте 65-75 км над северными полярными широтами (70 с.ш.) и 55-65 км - над южными (700 ю.ш.).
2. Концентрация электронов резко возросла на высотах 50-100 км над обоими полярными регионами (достигла максимальных значений 10 10 эл/м3 выше 80 км). В то же время наибольшие изменения концентрации электронов произошли в слое 50-60 км: 104-10 5 раз.
3. Над обоими полярными регионами СПВ вызвала значительное увеличение содержания [NOx], [НОх]: на высотах 65-75 км над северным и 50-60 км - над южным полушариями.
4. Продолжительность существования изменений (время восстановления концентраций до нормальных равновесных значений) [NO] и [NO2] различна в дневных (700 с.ш.) и ночных (700 ю.ш.) условиях.
5 Содержание атомарного кислорода в период СПВ уменьшилось в дневных (700 с.ш.) и выросло в ночных условиях (700 ю.ш.).
6. Убыль озона достигла 50-80 % в слое 60-75 км над северными полярными широтами и 10-25% в слое 55-65 км над южными.
7. Вследствие быстрого фотохимического восстановления озона в условиях полярного дня и отсутствием этого восстановления полярной ночью продолжительность существования изменений О3 составила около 2 суток над северной полярной областью и более 4 суток - над южной.
8. Убыль концентрации О3 в ночной атмосфере происходила в слое 30-88 км и вызвана, главным образом, ростом [NO^ в период СПВ.
9. В освещенной Солнцем атмосфере (700 с.ш.) разрушение [O3] имело место выше 40 км и связано, в основном, с увеличением содержания [HOx].
10. В слое 30-40 км (верхняя стратосфера) вследствие увеличения количества проникающей в нижние слои УФ радиации Солнца, расчеты показывают рост [O3].
11. Результаты расчетов изменений О3 и NO, NO2 для периода 14.07-18.07 2000 г. над 700 с. ш. находятся в хорошем качественном соответствии с данными наблюдений со спутника UARS. Однако модельные расчеты дают вдвое большие, чем наблюдаемые изменения NO на высотах 60-70 км и примерно в 3 раза меньшие изменения NO2 на высотах 40-50 км, что может быть связано с завышенными значениями эффективности образования ОН и NO, использованными в модели.
ЛИТЕРАТУРА
1. Брасье Г., Соломон С. Аэрономия средней атмосферы. - Л.: Гидрометеоиздат, 1987.
2. Криволуцкий А.А., Куминов А.А., Репнев А.И., Переяслова Н.К., Назарова М.Н., Базилевская Г.А.
Моделирование реакции озоносферы на солнечную протонную вспышку в ноябре 1997 г. // Геомагнетизм и аэрономия, 2001, №2, т. 41, с. 243-252.
3. Jackman C. et al. Effect of solar proton events on the middle atmosphere during the past two solar cycles as computed using a two-dimensional model // J. Geophys. Res. 1990. №95, 7417-7428.
4. Jackman, C.H. McPeters, R.D., Labow, G.J. Fleming E.L. Northern Hemisphere atmospheric effects due to the July 2000 solar proton event. // Geophys. Res. Lett. 2001. v. 28. N15, р. 2883-2886.
5. Ondraskova A., A numerical model of ion concentration profiles in the lower ionosphere.- Studia geoph. et geod., 37, 1993, р. 189-208.
6. Randall, C.E., V.L.Harvey, G.L.Manney, et al. Stratospheric effects of the energetic particle precipitation in 2003-2004 (DOI 10.1029/2004GL022003).- Geophys. Res. Lett. 2005. v.32. №5, L05802.
7. Seppala, A., P.T. Verronen, E. Kyrola et al. Solar proton events of October-November 2003: Ozone depletion in the Northern Hemisphere polar winter as seen by GOMOS/Envisat (DOI 10.1029/2004GL021042) // Geophys. Res. Lett. 2004., v.31. №19, L19107.
8. Thomas R.J. et al. Mesospheric ozone depletion during the solar proton event of July 13, 1982 // Geophys. Res. Lett. 1983, №10, р. 253-255.
9. Vitt F.M., C.H. Jackman, A comparison of sources of odd nitrogen production from 1974 through 1993 in the Earth’s middle atmosphere as calculated using a two-dimensional model. // J. Geophys. Res. 1996, №101, р. 6729-6739.
10. Chemical Kinetics and Photochemical Data for Use in Atmospheric Studies. Evaluation Number 14. JPL Publication 02-25. February 1, 2003. (http://jpldataeval.jpl.nasa.gov).
SIMULATION OF POLAR ATMOSPHERE RESPONSE TO SOLAR PROTON EVENT 14 JULY 2000 IN DAY AND NIGHT CONDITIONS. COMPARISION WITH OBSERVATION DATA
Kukoleva A.A., Krivolutsky, A.A. Ondraskova A.
The neutral and ionized atmospheric composition response differences caused by SPE of July 2000 over both Polar Regions were studied using the photochemical simulation. Two 1D models (for neutral and ionized species) were used for this study. Simulations were realized for 700 N and 700 S latitude. It was assumed that ionization rates caused by solar protons lead to additional [NOx] and [HOx] production. Solar proton fluxes measured from G0ES-10 satellite were used for ionization rate computations. Calculated ozone changes are mostly driven by [H0x] increase at 70N and by [N0x] enhancement during SPE at 70 S. The computed results showed that ozone content was reduced: up to 80% at 65-75 km over N.P. and up to 25% at 55-65 km over S.P. It was also found the electron density was increased about 3-4 orders of magnitude over N.P. and S.P at 50-80 km. In contrast to the neutral compounds response the differences in electron density response are small and mostly depend on ionization rates. Possible reasons of day-night response differences are discussed in the paper. The comparison between simulations and observation data for 70 N (UARS, HALOE for N.P.) are also presented.
Сведения об авторах
Куколева Анна Александровна, окончила МГУ им. М.В. Ломоносова (1989), кандидат физикоматематических наук, доцент, заведующая кафедрой физики МГТУ ГА, автор более 30 научных работ, область научных интересов - атмосферный озон, численное моделирование атмосферных процессов.
Криволуцкий Алексей Александрович, 1946 г.р., окончил МГУ им. М.В. Ломоносова (1970), кандидат физико-математических наук, доцент, заведующий лабораторией химии и динамики атмосферы Центральной аэрологической обсерватории, автор более 40 научных работ, область научных интересов -атмосферный озон, численное моделирование атмосферных процессов, солнечные космические лучи.
Ондрашкова Адриена - Faculty of Mathematics and Physics, Comenius University, Mlynska dolina, Bratislava, Slovakia; photochemical simulation of ionized atmospherical composition.
