Моделирование профиля электронной плотности в нижней ионосфере высоких широт

Моделирование профиля электронной плотности в нижней ионосфере высоких широт

Г.А. Петрова1, Ш. Кирквуд2

1 Полярный геофизический институт КНЦ РАН, Мурманск Институт космической физики, S-981 28, Кируна, Швеция

Аннотация. По потокам протонов с энергией 1-500 Мэв выполнены расчеты ионного состава на высотах 50-90 км для условий ночи во время события солнечных протонов 23 октября 1989 г. Исследована зависимость профиля электронной концентрации от вариации концентрации атомарного кислорода и озона. Для объяснения полученных зависимостей выполнен анализ скоростей процессов, формирующих электронный профиль. Показано, что распределение электронной плотности, полученное радаром EISCAT в ночных условиях исследуемого протонного события, удовлетворительно описывается с помощью профилей атомарного кислорода и озона, измеренных во время возмущений в D-области.

Abstract. Using the fluxes of the 1-500 Mev protons the computations of the ion composition for the night conditions in the height range 50-90 km during the solar proton event of 23 October 1989 have been carried out. The response of the electron density profile to the atomic oxygen and the ozone concentration variation has been investigated. The rates of processes responsible for the formation of the electron density profile have been investigated to interpret the obtained dependences. It has been shown that the electron density distribution observed by the EISCAT radar during the examined nighttime proton event is satisfactorily described with the help of the atomic oxygen and ozone profiles measured during the disturbances in the D-region.

1. Введение

Область D ионосферы отличается от других областей E и F присутствием отрицательных ионов и ионных связок обоих знаков. Сложная ионная химия D-области и технические трудности постановки экспериментов в ней стимулировали работы по созданию теоретических моделей, работа над которыми шла по пути создания упрощенных и детальных схем.

В работах (Fehsenfeld, Ferguson, 1969; Good et al., 1970a) была предложена система реакций, обращающих ионы O2+ и NO+ в протонные гидраты типа H+(H2O)n, зарегистрированные во время масс-спектрометрических экспериментов. Последующие эксперименты, в ходе которых были обнаружены новые типы ионов, стимулировали исследования, дополнившие предложенные ранее детальные схемы новыми реакциями (Swider, Narcisy, 1975; Reid, 1977; Chakrabarty et al., 1978; Wisemberg, Kocharts, 1980; Koshelev, 1987; Burns et al., 1991). Существующие детальные модели отличаются выбором не только системы реакций, но и значений констант скоростей для одних и тех же реакций. Например, образование ионов-связок типа NO(H2O)n может идти двумя путями: прямым - через последовательное добавление молекул воды к иону NO+ и косвенным - через образование промежуточных связок NO(H2O)nN2 и NO(H2O)nCO2. Авторы работы (Chakrabarty et al., 1978), в которой приведен наиболее полный для своего времени набор реакций, учитывают только косвенный путь, причем весьма приближенно задают константы скоростей реакций распада связок NO(H2O)nN2, а термальный распад ионов NO+(H2O)nCO2 вообще не учитывают. В работе (Reid, 1977) рассмотрение ограничено каналом обращения иона NO+ в связки H+(H2O)n, при этом, как и в работе (Burns et al., 1991), учитывается как прямой, так и косвенный путь, и выполнен корректный расчет констант скоростей реакций термального распада промежуточных связок. В работе (Koshelev, 1987) для иона NO+(H2O) оставлен только косвенный путь образования, а для ионов NO+(H2O)2 и NO (H2O)3 - только прямой. Термальный распад ионов типа NO (H2O)n либо не учитывается вообще (Reid, 1977; Burns et al., 1991), либо учитывается весьма приближенно (Chakrabarty et al., 1978). В работе (Chakrabarty et al., 1978) не учитывается различие в энергии связи ионов второго и третьего порядков гидратации: константы распада связок NO (H2O), NO (H2O)2 и NO (H2O)3 полагаются равными

410-17, 110-15 и 1 • 10-15 см3-с-1, соответственно. В работе (Koshelev, 1987) распад иона NO (H2O) не учитывается, а константы распада ионов NO (H2O)2 и NO (H2O)3, принятые равными 1.510-17 и 1.51016, соответственно, отличаются от использованных в работе (Chakrabarty et al., 1978) более, чем на порядок.

В работе (Петрова, Брюнелли, 1990) приведена наиболее полная сводка всех реакций с участием положительных и отрицательных ионов, важных для D-oблacти, которые удалось собрать авторам к моменту ее написания. Приведены результаты лабораторных измерений констант скоростей реакций. Для подавляющего числа реакций значения констант известны из измерений, выполненных при фиксированной температуре. В значительно меньшей степени известна их зависимость от температуры. Между тем такая зависимость существует и особенно сильна для реакций распада ионных связок. Важность учета температурной зависимости может быть пояснена тем, что лабораторные эксперименты по измерению констант проводятся при температуре Т = 300°К или близкой к ней, между тем как в мезосфере температура может опускаться до 200°К. Такое изменение Т может на порядок и более изменить измеренное значение константы. При разработке модели (Петрова, Брюнелли, 1990) были вычислены константы скоростей 16-ти обратных реакций и по уточненным значениям энергии связи ионов пересчитаны константы для

10-ти реакций. В качестве исходных данных для расчетов использованы значения констант скоростей прямой и обратной реакций при Т ~ 300°К и изменения термодинамических параметров реакций (энтропии и энтальпии). Наиболее существенным отличием рассматриваемой модели от моделей других авторов является учет реакций распада ионных связок типа NO+(H2O)и (п = 1,2,3), в константы скоростей которых введена температурная зависимость. Корректный учет этих реакций существенным образом меняет состав положительных ионов на высотах ниже 70 км. Модель содержит отрицательные ионные связки типа №(Н2О)И, которые измеряются в масс-спектрометрических экспериментах, но не учитываются в большинстве моделей. После опубликования цитируемой работы константы некоторых реакций были пересчитаны по уточненным термодинамическим параметрам реакций.

В настоящей работе с помощью скорректированной модели ионной химии нижней ионосферы (Петрова, Брюнелли, 1990), созданной в Полярном геофизическом институте, выполнено моделирование высотного распределения заряженных частиц в ночной нижней ионосфере во время протонного события 23 октября 1989 г., проведен анализ процессов, формирующих профиль электронной плотности. Целью работы является описание с помощью модели высоких значений электронной концентрации, измеренных радаром некогерентного рассеяния EISCAT во время исследуемого события. Основное внимание уделено исследованию влияния вариаций кислородных составляющих атмосферы на электронный профиль.

2. Модель ионной химии и входные параметры

Модель ионной химии D-oблacти ионосферы, использованная для расчетов, включает в себя порядка 130 реакций с участием 19-ти видов положительных и 17-ти отрицательных ионов, фотопроцессы (фотоотлипание электронов от отрицательных ионов и фотодиссоциацию положительных и отрицательных ионов), диссоциативную рекомбинацию электронов и положительных ионов, а также взаимную нейтрализацию ионов обоих знаков. Полный список процессов, включенных в модель, с указанием констант скоростей и ссылок на источники, из которых они заимствованы, приведен в Приложении. Со ссылками на работу (Петрова, Брюнелли, 1990) приведены реакции, для которых в этой работе выполнены расчеты констант скоростей.

2.1. Процессы, формирующие электронный профиль

Электроны, образовавшиеся в процессе ионизации основных составляющих нейтральной атмосферы энергичными протонами, рекомбинируют с положительными ионами в реакциях:

е + Ш+ ^ N + О,

е + О2+ ^ О + О,

е + Н+(И2О)и ^ Н + (Н2О)и

и прилипают к молекулам нейтральной атмосферы, образуя первичные отрицательные ионы О2" и О" в реакциях:

е + О2 + О2 ^ О2" + О2,

е + О2 + N2 ^ О2" + N2,

е + Оз ^ О" + О2.

Отрицательные ионы О2" и О" обращаются затем в более устойчивые О3", ОН", СО3", NO3~ и др. и испытывают столкновения с нейтралами, в результате которых происходит отлипание электронов от ионов. Наиболее эффективными из процессов отлипания являются:

O2" + O ^ e + O3,

O2" + O2

O" + O ^ e + O2,

O" + N2 ^ e + N2O.

2.2. Скорость ценообразования

При вторжении в атмосферу Земли энергичные частицы создают дополнительную ионизацию. Скорость ионизации Q в нижней ионосфере во время исследуемого события в результате вторжения солнечных протонов, была рассчитана из данных по потокам протонов, измеренных 23 октября 1989 г. на геостационарном спутнике в 6-ти каналах энергии: 4.2 - 8.7; 8.7 - 14.5; 15 - 44; 39 - 82; 84 - 200; 110 -500 Мэв (Solar Geoph. Data, 1989). Для расчета профиля скорости новообразования Q(h) по спектру протонов использован метод, представленный в работе (Петрова, 1977) и стандартная модель нейтральной атмосферы CIRA 1972.

2.3. Параметры нейтральной атмосферы

Высотные профили температуры и плотности основных составляющих атмосферы для октября месяца и широты 69°N, использованные в расчетах, заимствованы из модели атмосферы CIRA 1972. Концентрации H2O и CO2 принимались равными и 3-10-4-[M], соответственно, где [M] - суммарная

плотность нейтральной атмосферы. Профили концентрации атомарного кислорода O и озона O3, использованные в предварительных расчетах, взяты из модели (Rodrigo et al., 1991). Распределения концентрации молекулярного кислорода в возбужденном состоянии O2(:Ag) и атомарного водорода H взяты из модели (Moreels et al., 1977), профили концентраций NO и NO2 - из модели (Shimazaki, Laird, 1970). Высотные распределения концентрации малых составляющих нейтральной атмосферы, использованные в предварительных расчетах, представлены на рис. 1.

3. Моделирование

С помощью модели, описанной в предыдущем разделе, выполнены расчеты вертикального распределения заряженных частиц в интервале высот 50-90 км. С этой целью была составлена система из 37 уравнений непрерывности для всех типов заряженных частиц, учтенных в модели, включая электроны. Затем система решалась относительно концентрации каждой из частиц для условий квазиравновесия. Результаты расчетов электронной концентрации сопоставлены с данными измерений радаром EISCAT. Данные EISCAT

Рис. 1. Высотные распределения концентрации Рис. 2. Зависимость электронной плотности Ne от нейтральных составляющих, использованные при энергии геомагнитной отсечки Ec. Профили расчетах (ссылки см. текст): 1 - N0, 2 - N0^ 3 - Н, 4 электронной плотности ЩИ), вычисленные при - О, 5 - 03, 6 - Н20, 7 - 02(1А8) Ec = 6.5 Мэв (1), Ec = 1.0 Мэв (2), и измеренный

радаром ББСЛТ в 1700 ИТ 23 октября 1989 г.

3.1. Энергия геомагнитной отсечки

Во время вторжений в атмосферу Земли энергичных протонов (1-500 Мэв) основным источником свободных электронов на высотах, меньших 100 км, является ударная ионизация составляющих атмосферы 02 и N Скорость ионообразования Q зависит от энергии Ec, на которой низкоэнергичная часть потока протонов отсекается геомагнитным полем Земли. В настоящей работе

расчеты профиля скорости ионообразования Q(h) выполнены для ряда значений Ес, меняющихся в пределах от 1.0 Мэв до 6.5 Мэв.

На рис. 2 представлены профили электронной плотности Ые(И), вычисленные для энергии Ес = 6.5 Мэв (кривая 1) и Ес = 1.0 Мэв (кривая 2) наряду с профилем, измеренным радаром БШСЛТ в 1700 иТ 23 октября 1989 г. (кривая 3).

Видно значительное расхождение между электронным профилем Ые(И), рассчитанным для энергии отсечки Ес = 6.5 Мэв, и измеренным Ме(И): выше 80 км измеренная электронная концентрация N превышает вычисленную в 2-3 раза, ниже 80 км это различие достигает 3-9 раз. Видно также, что снижение величины Ес повышает вычисленную Ые. Влияние Ес становится заметным, начиная с 70 км, и усиливается с ростом высоты. Снижение Ес от значения 6.5 Мэв до 1 Мэв приводит к увеличению N на высотах 74, 80 и 90 км в 1.3, 1.5 и 2.2 раза, соответственно. Однако только в диапазоне 82-90 км за счет снижения пороговой энергии Ес достигается удовлетворительное согласие расчета с экспериментом. Ниже 82 км вычисленные значения N остаются меньше измеренных.

3.2. Кислородные составляющие нейтральной атмосферы О и 03

Известно, что в формировании электронного профиля в нижней ионосфере важную роль играет атомарный кислород. Влияние атомарного кислорода на высотах, где он присутствует в достаточных количествах, обусловлено столкновениями с ним ионов 02" и О" (процессы (4)-(6)). В этих процессах освобождаются электроны. Определенный вклад в потери электронов вносит процесс столкновений электронов с озоном (3). В этой работе исследуется влияние вариаций концентрации атомарного кислорода О и озона 03 на электронный профиль.

Рис. 3. Зависимость электронной плотности Ne от концентрации атомарного кислорода [О]. а) Профили [0(h)]: (1) - среднеширотная модель; (2, 3) - измерения в высоких широтах в спокойных условиях 10.02.84 и в условиях высокой авроральной активности 30.11.80, соответственно; (4) -измерение 07.02.80 на широте 57.4°; б) Профили электронной плотности Ne (1-4) вычислены по данным рис. 3а и профилю озона [03(h)], измеренному 04.11.89 на фазе спада протонного события; профиль (5) - измерение радаром EISCAT

3.2.1. Атомарный кислород

Для исследования влияния вариации атомарного кислорода на электронный профиль были проведены расчеты Ne(h) для профилей концентрации атомарного кислорода [0(h)], соответствующих различным экстремальным условиям в ионосфере. На рис. 3а представлено четыре профиля атомарного кислорода: один из них (кривая 1) взят из среднеширотной модели (Rodrigo, 1991), три других (кривые 2, 3 и 4) описывают результаты зимних ночных ракетных измерений [О] (Dickinson et al., 1987; 1985; 1980). Один из измеренных профилей (кривая 2) получен 10.02.1984 г. в спокойных условиях в северной Скандинавии (Dickinson, 1987) и отличается самыми низкими значениями концентрации О из опубликованных в литературе. Второй профиль (кривая 3) получен 30.11.1980 г. (Dickinson et al., 1985) также в высоких широтах, но в условиях высокой авроральной активности, и характеризуется значительными концентрациями О ниже 76 км. Третий из измеренных профилей (кривая 4) получен 07.02.1977 г. на широте 57.4°N (Dickinson et al., 1980) и отличается более высокими значениями концентрации атомарного кислорода О на высотах, больших 77 км, по сравнению с измеренными в высоких широтах во время возмущения (профиль 3). Измерения 30.11.1980 г. (профиль 3) и 07.02.1977

(профиль 4) выполнены на высотах, больших 60 и 72 км, соответственно. Поскольку концентрация атомарного кислорода О в эксперименте, проведенном в спокойных условиях 10.02.1984 г. (профиль 2) измерена лишь выше 77 км, на меньшие высоты профиль [0(A)] экстраполирован. Измеренные в спокойных и возмущенных условиях профили [0(A)] характеризуют возможные пределы изменения концентрации атомарного кислорода. Профиль из модели (Rodrigo, 1991) (кривая 1) на высотах, больших 78 км, занимает промежуточное положение между измеренными в спокойных (кривая 2) и возмущенных условиях (кривые 3 и 4), а ниже указанной высоты дает наименьшие концентрации О.

На рис. 36 представлены профили электронной плотности Ne(h): кривые 1 - 4 - рассчитанные с использованием профилей [0(A)], приведенных на рис. 3а, кривая 5 - измеренный радаром EISCAT. В этих расчетах использован один и тот же профиль концентрации озона, измеренный 04.11.1969 г. на спаде протонного события (Week et al., 1972), описывающий умеренно возмущенные условия в высоких широтах и представленный на рис. 4а (кривая 3). Из рис. 36 видно, что влияние атомарного кислорода на электронный профиль имеет место в диапазоне высот от 70 до 85 км. При переходе от спокойных условий к условиям интенсивного возмущения 30.11.1980 г. (кривые 2 и 3 на рис. 3а) концентрация атомарного кислорода на высоте 80 км возросла в 150 раз в то время, как электронная концентрация увеличилась только в 1.8 раза (кривые 2 и 3 на рис. 36). На 70 км существенно большее повышение [О] (на пять порядков) сопровождается меньшим ростом Ne (в 1.2 раза). Ниже 67 км электронная концентрация Ne практически не меняется в ночных условиях при изменении концентрации О на несколько порядков. Из всех модельных профилей Ne(A) более всего отличается от измеренного профиль Ne(A), рассчитанный для распределения атомарного кислорода из работы (Rodrigo et al., 1991). При выбранном профиле озона [Оз(А)] использование в расчетах профиля атомарного кислорода [0(A)], измеренного во время яркого сияния (Dickinson et al., 1985) (кривая 3 на рис. 3а), максимально приближает вычисленный профиль электронной плотности Ne(A) к измеренному радаром EISCAT.

3.2.2. Озон

Известно, что измеренные в различных условиях концентрации озона в мезосфере и нижней термосфере характеризуются значительным разбросом. Представление о том, в каких пределах может изменяться в высоких широтах в ночных и сумеречных условиях концентрация озона, дают приведенные в работах (Week et al., 1972; Noxon, 1982; Adler-Golden et al., 1990; Evans, Llewellyn, 1973; Llewellyn, Witt, 1977) результаты измерений. Из сравнения этих данных можно заключить, что концентрация озона на высотах 50-100 км в высоких широтах зависит от степени возмущенности, причем характер зависимости различен выше и ниже диапазона высот 74-80 км. Измерения озона во время протонного события (Week et al., 1972), выполненные в условиях вечерних сумерек в начальной фазе события 2.11.1969 г. в интервале высот 51-70 км и в конечной фазе 4.11.1969 г. - на высотах 51-80 км, дали самые низкие значения концентрации озона ниже 74 км. С другой стороны, измерения, проведенные в условиях повышенной авроральной активности (Noxon, 1982; Adler-Golden et al., 1990), дали наиболее высокие значения концентрации 03 выше 77-80 км. Измерения в высоких широтах в отсутствие возмущений (Evans, Llewellyn, 1973; Llewellyn, Witt, 1977) дают концентрации озона, промежуточные между

Рис. 4. Зависимость электронной плотности Ые от вариации концентрации озона [03]. а) Профили [03(А)]: (1) - среднеширотная модель; (2, 3 и 4) - измерения в высоких широтах в условиях повышенной авроральной активности, в относительно спокойную фазу протонного события 04.11.1989 и в активную фазу того же события, соответственно; б) Профили электронной

плотности N (1-4) вычислены по данным рис. 4а и профилю [О(А)], измеренному 30.11.1980. Профиль (5) - измерение EISCAT

На рис. 4а представлены высотные распределения концентрации озона, использованные в расчетах для оценки реакции электронного профиля Ne(h) на вариацию [03]. Наряду с профилем [03] из модели (Rodrigo et al., 1991) (пунктирная кривая 1), приведены данные измерений, характеризующие наибольшие (кривая 2) (Noxon, 1982) и наименьшие (кривые 3 и 4) (Week et al., 1972) концентрации озона, наблюдающиеся в возмущенных условиях. Видно, что в начальной наиболее активной фазе протонного события (кривая 4) концентрация O3 значительно ниже концентрации, измеренной на спаде события (кривая 3) на всех высотах: в 2 раза на 54 км, в 3 раза на 60 км и в 4 раза на 67 км. Профиль [03] из модели (Rodrigo et al, 1991) (кривая 1) имеет максимум на высоте около 84 км, здесь вычисленная концентрация 03 в 40 раз превышает наибольшую величину из измеренных в сумеречных условиях на высоких широтах в условиях авроральной активности (Noxon, 1982) (кривая 2).

На рис. 46 изображены профили электронной плотности Ne(h), рассчитанные с помощью четырех профилей озона, приведенных на рис. 4а. Обозначения на рис. 46 соответствуют использованным на рис. 4а. В этих расчетах использован профиль атомарного кислорода для возмущенных условий из (Dickinson et al., 1985). Для сравнения показан также профиль Ne(h), измеренный радаром EISCAT. Из представленных результатов видно, что при снижении содержания озона происходит рост концентрации электронов Ne, но только в интервале высот от 66 до 77 км. Наибольшее увеличение Ne имеет место на высоте 74 км. На этой высоте концентрация озона, измеренная в условиях повышенной авроральной активности (Noxon, 1982) (кривая 2 на рис. 4а), в ~ 40 раз превышает [03], измеренную в активную фазу протонного события 2.11.1969 (Week et al., 1972) (кривая 4 на рис. 4а). Уменьшению [03] в 40 раз соответствует возрастание Ne в 2 раза (сравнить кривые 2 и 4 на рис. 46). Из рис. 46 видно, что влияние высоких концентраций озона выше 78 км и ниже 65 км на Ne полностью отсутствует.

4. Обсуждение

Для проведения анализа полученных результатов были вычислены и сопоставлены скорости процессов образования и исчезновения свободных электронов для ночных условий события 23 октября 1989 г. Результаты расчетов, выполненных для двух случаев, представлены на рис. 5 и 6. В первом случае (рис. 5) для расчета использованы профили концентрации О и Оэ из среднеширотной модели (Rodrigo, 1991) (кривые 4 и 5 на рис. 1, соответственно), соответствующие спокойным ночным условиям. Профиль электронной плотности, вычисленный для этого случая, показан на рис. 2 (кривая 2). Во втором случае (рис. 6) использованные при расчете профили [O] и [Оэ] соответствуют возмущенным условиям в высоких широтах. Профиль атомарного кислорода задан согласно данным измерений (Dickinson et al., 1985) для условий возмущения 30.11.1980 г. (кривая 3 на рис. 3а). Профиль озона взят из (Week et al., 1972) в соответствии с измерениями, выполненными во время активной фазы события солнечных протонов 2.11.1969 г. (кривая 4 на рис. 4а). Электронный профиль для второго случая показан на рис. 46 (кривая 4). Остальные входные параметры при расчетах в обоих случаях полагались одинаковыми.

10 1 10 10 образование электронов, см с потери электронов, с

Рис. 5. Скорости основных процессов, формирующих электронный профиль, вычисленные с помощью кислородных составляющих из среднеширотной модели.

а) Скорости процессов образования электронов (см-3-с-1): 1 - к4 [0][02 ], 2 - к5 [02(1Дг)][02 ], 3 -кб [0][0~], 4 - к7-р\Г2]-[0"], 5 - б) Скорости процессов потерь (с-1): 6 - МО2ИО2], 7 -кз[0э], 8 - к50-[Ш+], 9 - к51-[02+], 10 - кб [И+(И20)2], 11 - к57  [И+(И20)з]

В первом случае обращают на себя внимание высокие скорости процессов (4) и (6) (см. раздел 2.1) отлипания электронов от отрицательных ионов 0" и 02" при их столкновении с атомарным кислородом на высотах, больших 80 км (рис. 5а). Высокая скорость отлипания электронов от иона 0" объясняется высокой концентрацией озона, принятой при расчетах (кривая 5 на рис. 1), и, как следствие этого, высокой концентрацией иона 0", образующегося в процессе (3). Высокая скорость отлипания электронов от иона 02" объясняется высокой концентрацией этого иона, образующегося из иона 0" в реакциях:

+ 02 + 02 ^ °з" + 02,

03" + 0 ^ 02"+0.

На рис. 56 представлены частоты процессов потерь электронов для первого случая. Видно, что выше 80 км преобладающим процессом потерь при выбранном профиле озона является процесс ассоциативной диссоциации (3). Однако потери в процессе (3) компенсируются высвобождением электронов в процессах (4) и (6) (рис. 5а), поэтому реакция электронного профиля на присутствие высокой концентрации озона на высотах, больших 80 км, отсутствует, что отчетливо видно из рис. 46. На этих высотах электроны теряются в рекомбинации с молекулярными ионами N0+ и 02+. Потери в процессе (3) на высотах, меньших 80 км, примерно на порядок ниже основных, каковыми являются рекомбинация электронов с протонными гидратами второго и третьего порядков И+(И20)я (п = 2, 3) и реакция тройных столкновений с молекулярным кислородом (1). При этом процесс рекомбинации на связке второго порядка И+(И20)2 играет определяющую роль в потерях электронов в диапазоне высот 74-80 км, ниже 74 км электроны быстрее всего исчезают в реакции столкновения с молекулярным кислородом (1) и в рекомбинации на протонной связке третьего порядка И+(И20)3.

Видно, что во втором случае процессы (4)-(6) вносят существенный вклад в высвобождение электронов не только выше, но и ниже 80 км (рис. 6а). Процессами потерь (рис. 66), как и в первом случае, являются: выше 80 км - рекомбинация с первичными молекулярными ионами N0+ и 02+, ниже 80 км -рекомбинация электронов с протонными гидратами И+(И20)я (п = 2, 3), а также реакция (1).

Из сравнения рисунков 5 и 6 можно видеть, что при переходе от спокойных условий к возмущенным вклад процессов (4)-(6) в высвобождение электронов ниже 80 км возрастает (рис. 5а, 6а), а потери в процессе рекомбинации с протонными гидратами И+(И20)я заметно уменьшаются (рис. 56, 66). Уменьшение потерь в рекомбинации с И+(И20)я при возрастании концентрации атомарного кислорода 0 объясняется присутствием реакции

04+ + 0 ^ 02+ + 03

в последовательности обращения первичного положительного иона 02+ в протонно-гидратные связки

И+(И20)и

02+ ^ 04+ ^ 02+№0) ^ И+

10 1 10 10 " 10

образование электронов, см

ю ю ю потери электронов,

Рис. 6. То же, что на рис. 5, для кислородных составляющих, соответствующих возмущенным условиям в высоких широтах: [О(й)] измерен 30.11.1980 во время высокой авроральной активности, [О3(й)] измерен 02.11.1969 в активную фазу протонного события

Приведенная выше реакция (8) разрушает первую связку O4+ в указанной последовательности, уменьшая тем самым концентрацию связок типа Н+(Н2О)я. Рост [О] при переходе от спокойных условий к возмущенным ведет к дальнейшему уменьшению концентрации связки H+(H2O)2 и, как следствие этого, к уменьшению потерь в процессе диссоциативной рекомбинации с этой связкой и росту электронной концентрации. Рост Ые, обусловленный ростом концентрации атомарного кислорода, отчетливо виден на рис. 36.

Отсутствие вариации электронной концентрации N ниже 67 км (рис. 36) при изменении [О] в пределах нескольких порядков (рис. 3а) объясняется низкой концентрацией атомарного кислорода на этих высотах в ночных условиях. По этой причине вклад процесса (8), как и процессов (4) и (6) отлипания электронов от отрицательных ионов, в содержание свободных электронов пренебрежимо мал (рис. 5а, 6а). Потери электронов на высотах, меньших 67 км, осуществляются через процесс (1), который как в первом (рис. 56) так и во втором (рис. 66) случаях является на этих высотах основным. Отсутствие зависимости N от концентрации [О] на высотах, больших 84 км, связано с малым содержанием на этих высотах отрицательных ионов и положительных гидратных связок типа Н+(Н2О)я, что обусловлено экспоненциальным падением с высотой плотности нейтральной атмосферы.

5. Заключение

По спутниковым данным о потоках солнечных протонов с энергией 4-500 Мэв, измеренным во время события 23 октября 1989 г., теоретически рассчитан профиль электронной плотности Ыг(И) для условий ночи на высотах 50-90 км.

1. Исследовано влияние вариации концентрации О и О3 на электронную плотность Ые. Установлено, что:

• влияние имеет место в ограниченном диапазоне высот 65-85 км;

• области влияния О и О3, перекрываясь в узком интервале (70-75 км), разнесены по высоте: прирост [О] от значений, измеренных в высоких широтах в спокойных условиях, до значений, соответствующих условиям возмущения, приводит к росту N на высотах 70-85 км, уменьшение [О3], которое имеет место во время некоторых протонных событий, сопровождается ростом N на высотах 6575 км.

2. Посредством анализа скоростей процессов, ответственных за формирование электронного профиля, дана интерпретация полученных зависимостей N от О и О3.

• Показано, что рост Ые, связанный с ростом [О], объясняется прежде всего снижением потерь электронов в рекомбинации с протонными гидратами Н+(Н2О)И, а также ускорением процессов фотоотлипания электронов от отрицательных ионов О2" и О".

• Снижение Ые, сопровождающее рост концентрации озона [О3], объясняется возрастанием потерь электронов в процессе с участием озона, в результате которого образуется ион О". Отсутствие влияния возрастания [О3] на высотах, больших ~ 77 км, которое наблюдается во время авроральных

возмущений, объясняется высвобождением электронов в столкновении 0" с атомарным кислородом, который на этих высотах ночью присутствует в достаточном количестве.

3. Показано, что высокие значения электронной плотности Ne, измеренные радаром EISCAT во время исследуемого протонного события на высотах, меньших 84 км, удовлетворительно описываются теоретически с помощью профилей [0(A)] и [03(h)], измеренных в условиях интенсивных возмущений.

Литература

Adams G.W. and Megill L.R. A two-ion D-region model for polar cap absorption events. Planet.Space Sci., v.15, p.1111, 1967.

Adams N.D., Bohme D.K. and Dunkin D.B. Flowing afterglow studies of formation and reaction of cluster

ions of 02+, 02, O. J.Chem.Phys., v.52, p.3133, 1970. Adler-Golden S.M., Matthew M.W., Smith D.R. and Ratkowski A.J. The 9- to 12-^m atmospheric ozone

emission observed in the SPIRIT 1 experiment. J.Geophys.Res., v.95, p.15243, 1990. Albritton D.L. Ion-neutral rate constants measured in flow reactors. Atomic Data and Nuclear Data Tables, v.22, p.1, 1978.

Bearly F. and Beaty E.C. Sunlight photodetachment 03". J.Geophys.Res, v.76, p.4596, 1971.

Beyer R.A. and Vanderhoff J.A. Cross section measurements for photodetachment or photodissotiation of ions

produced in gaseous mixtures of 02, C02 and H20. J.Chem.Phys., v.65, p.2313, 1976. Burns C.J., Turunen E., Matweinen H., Ranta H. and Hargrieves J.K. Chemical modeling of the guiet

summer D- and E-region using EISCAT electron density profiles. J.Atm.Terr.Phys, v.49, p.115, 1991. Chakrabarty D.K., Chakrabarty P. and Witt G. An attempt to indentify the observed paths of cluster positive

ions build in the D-region. J.Geophys.Res., v.83, p.437, 1978. Cosby P.C., Ling J.R. and Peterson J.R. Photodissotiation and photodetachment of molecular negative ions,

3, Ions formed in C02/02/H20 mixtures. J.Chem.Phys., v.65, p.5270, 1976. Dheandhanoo S. and Johensen R. Laboratory measurements of the assotiation rate coefficients of N0+, 02+, N+ and N2+ ions with N2 and C02 at temperatures between 100°K and 400°K. Planet. Space Sci., v.31, p.933, 1983.

Dickinson P.H.G., Bain W.C. and Thomas L. The determination of atomic oxygen concentration and

associated parameters in the lower atmosphere. Proc.R.Soc.Lond., v.A369, p.379, 1980. Dickinson P.H.G., von Zahn U., Baker K.D. and Jenkins D.B. Lower thermosphere densities of N2, 0 and Ar

under high latitude winter conditions. J.Atmos.Terr.Phys., v.47, p.283, 1985. Dickinson P.H.G., Witt G. and Zuber A. Measurements of odd oxygen in the polar region on 10 February

1984 during MAP/WINE. J.Atmos.Terr.Phys, v.49, p.843, 1987. Evans W.F.J. and Llewellyn E.J. Atomic hydrogen concentration in the mesosphere and the hydroxyl

emissions. J.Geophys.Res, v.78, p.323, 1973. Fehsenfeld F.C., Mosesman M. and Ferguson E.E. Ion molecule reactions in N0+(H20) system.

J.Chem.Phys., v.55, p.2120, 1971. Fehsenfeld F.D. and Ferguson E.E. 0rigin of water cluster ions in the D-region. J.Geophys.Res, v.74, p.2217, 1969. Ferguson E.E. Laboratory measurements of ionospheric ion-molecule reaction rates. Rev. of Geophys. Space Phys, v.12, p.703, 1974.

Ferguson E.E., Fehsenfeld F.G. and Colden F.D. Positive ion neutral reactions in the ionosphere.

J.Geoph.Res, v.70, p.4323, 1965.

+

French M.A., Hills L.P. and Kebarle P. 1 Kinetics and temperature dependence of hydration of N0 in the gas

phase. Can.J.Chem., v.51, p.456, 1973. Good A., Durden D.A. and Kebarle P. Ion-molecule reactions in pure nitrogen and nitrogen containting traces of water at total pressures 0.4-5 torr. Kinetic of clustering reactions forming H+(H20)n. J.Chem.Phys., v.52, p.212, 1970b.

Good A., Durden D.A. and Kebarle P. Mechanism and rate of ion-molecule reactions leading to formation of

H+(H20) in moist oxigen and air. J.Chem.Phys., v.52, p.222, 1970a. Howard C.J., Bierbaum V.W. and Rundle H.W. Kinetic and mechanism of the formation of water cluster

ions 02+ and H20*. J.Chem.Phys, v.57, p.3491, 1972. Howard C.J., Rudle H.W. and Kaufman F. Water cluster formation rates of N0+ in He, Ar, N2 and 02 at

296°K. J.Chem.Phys., v.55, p.4772, 1971. Koshelev V.V. The winter anomaly in the atmospheric D-region - some numerical calculations. J.Atm.Terr.Phys., v.49, p.81, 1987.

Lelevier R.E. and Branscomb L.M. Ion chemistry govering mesospheric electron concentrations. J.Geophys.Res, v.73, p.27, 1968.

Llewellyn E.J. and Witt G. The measurement of ozone concentrations at high latitude during the twilight. Planet. Space Sci., v.25, p.165, 1977.

Moreels G., Megie G., Vallance Jones A. and Gattinger R.L. An oxygen-hydrogen atmospheric model and its application to the OH emission problem. J.Atmos.Terr.Phys., v.39, p.551, 1977.

Noxon J.F. A global study of O2(1Ag) airglow: day and twilight. Planet. Space Sci., v.30, p.545, 1982.

Payzant J.D., Cunningham A.J. and Kebarle P. Temperature dependence of rate constants for the third order reactions: O2+ + 2O2 о O4+ + O2, O4+ + 2O2 о O6+ + O2. J.Chem.Phys., v.59, p.5615, 1973.

Reid G. The production of water cluster positive ions in the quiet day time D-region. Planet. Space Sci., v.25, p.275, 1977.

Rodrigo R., Lopez-Gonzalez M.J. and Lopez-Moreno J.J. Variability of the neutral mesospheric and lower thermospheric composition in the diurnal cycle. Planet. Space Sci., v.39, p.803, 1991.

Shimazaki T. and Laird A.R. A model calculation of the diurnal variation in minor neutral constituents in the mesosphere and lower thermosphere including transport effects. J.Geophys.Res., v.75, p.3221, 1970.

Smith D. and Church M.J. Ion-ion reaction rates in the earth's atmosphere. Planet. Space Sci., v.25, p.433, 1977.

Smith G.P., Lee L.C. and Cosby P.C. Photodissotiation and photodetachment of molecular negative ions, 5, Atmospheric ions from 7000 to 8400 A. J.Chem.Phys., v.68, p.3818, 1978.

Swider W. Aeronomic aspects of the polar D-region. Space Sci. Rev., v.20, p.69, 1977.

Swider W. and Narcisi R.S. Steady state model of D-region during the February 1979 eclipse. J.Atm.Terr.Phys., v.45, p.493, 1983.

Swider W. and Narcisy R.S. A study of the night-time D-region during a PCA event. J.Geophys.Res, v.80, p.655, 1975.

Thomas L. and Bowman M.R. Model studies of the D-region negative ion composition during day-time and night-time. JAtm.Terr.Phys, v.47, p.547, 1985.

Turco R.P. An investigation of the ionospheric D-region at sunrise, 2, Estimation of some photodetachment rates. Radio Sci., v.7, p.717, 1972.

Week L.H., CuiKay R.S. and Corbin J.R. Ozone measurements in the mesosphere during the solar proton event of 2 November 1969. Proceedings of COSPAR Symposium on solar particle event of November 1969. Special Reports, № 144, p.433, 1972.

Wisemberg J. and Kocharts G. Negative ion chemistry in the terrestrial D-region and signal flow graph theory. J.Geophys.Res, v.85, p.4642, 1980.

Бионди M.A. Процессы электронно-ионной и ионно-ионной рекомбинации в атмосфере. В сб.: Лабораторные исследования агрономических реакций. Л., Гидромет., 92 е., 1970.

Мак-Ивен Н., Филлипс. Химия атмосферы. М., Мир, 375 c., 1978.

Петрова Г.А. Ионизация в нижней ионосфере, создаваемая солнечными космическими лучами. В сб.: Энергичные частицы в авроральной магнитосфере. Апатиты, КНЦАН СССР, с.45, 1977.

Петрова Г.А., Брюнелли Б.Е. Модель ионной химии D-области ионосферы. Препринт ПГИ. № 90-09-77, Апатиты, КНЦАН СССР, 46 c., 1990.

Приложение

Таблица

Модель ионной химии D-области ионосферы

Реакции с участием положительных ионов Константы, см3-с-1 или см6-с-1

O2+ + NO ^ NO+ + O2 4.4 • 10-10 Ferguson et al., 1965

O2+ + N2 ^ NO+ + NO -17 1.0^10 Chakrabarty et al., 1978

O2+ + O2 + O2 ^ O4+ + O2 -30 3.2 2.6 • 10 • (300/T) Payzant et al, 1973

O2+ + N2 + N2 ^ O2+N2 + N2 -30 3.2 1.0 • 10 • (300/T) Dheandhanoo et al, 1983

O4+ + O2 ^ O2+ + O2 + O2 1.8 •Ю- • (300/T) . • exp(-4830/T) - настоящая работа

O4+ + O ^ O2+ + O3 -10 3.0 • 10 Fehsenfeld et al, 1971

O4+ + OA,) ^ O2+ + 2O2 -10 1.0-10 Koshelev, 1987

O4+ + H2O ^ O2+H2O + O2 1.3 • 10 Good et al, 1970a

O2+N2 + N2 ^ O2+ + n2 + n2 1.4 • 10-7 • (300/T)42 • exp(-2620/T) - настоящая работа

o2+n2 + O2 ^ O4+ + n2 5.0-10 Adams et al, 1970

o2+n2 + H2O ^ O2+H2O + n2 4.0 • 10 Howard et al, 1972

O2+H2O + H2O ^ H3O+OH + O2 10 Howard et al., 1972

O2+H2O + H2O ^ H3O+ + OH + O2 -10 2.4 • 10 Albritton, 1978

H3O+OH + H2O ^ H+(H2O)2 + OH -9 2.0 • 10 Wisemberg and Kocharts, 1980

H3O+ + H2O + N2 ^ H+(H2O)2 + n2 -27 4 3.4 • 10 •(300/T) Good et al, 1970b

H+(H2O)2 + N2 ^ H3O+ + H2O + n2 1.2 • 10-1 • (300/T)5exp(-18120/T) Петрова, Брюнелли, 1990

H+(H2O)2 + H2O + N2 ^ H+(H2O)3 + n2 -27 4 2.3 • 10 • (300/T) Good et al, 1970b

H+(H2O)3 + N2 ^ H+(H2O)2 + H2O + n2 1.3 • 10-1 • (300/T)5-exp(-11220/T) Петрова, Брюнелли, 1990

H+(H2O)3 + H2O +N2 ^ H+(H2O)4 + n2 2.4-10-27 -(3°0/T)4 Good et al, 1970b

H+(H2O)4 + N2 ^ H+(H2O)3 + H2O + n2 10-1 • (300/T)5 • exp(-8560/T) Петрова, Брюнелли, 1990

NO+ + N2 + N2 ^ NO+N2 + N2 3.0 • 10 • (300/T) Dheandhanoo et al, 1983

NO+ + CO2 + N2 ^ NO+CO2 + N2 -29 4.0 1.4 • 10 • (300/T) Dheandhanoo et al, 1983

NO+ + H2O + N2 ^ NO+(H2O) + N2 -28 4.7 1.8 • 10 • (300/T) French et al, 1973

NO+N2 + N2 ^ NO+ + N2 + N2 10-7 • (300/T)5 3 • exp(-2110/T) - настоящая работа

no+n2 + CO2 ^ no+co2 + n2 -9 10 Ferguson, 1974

no+n2 + H2O ^ no+h2o + n2 10 Reid, 1977

NO+CO2 + N2 ^ NO+ + CO2 + N2 4.8 • 10-6 • (300/T)5 0 • exp(-4530/T) - настоящая работа

no+co2 + H2O ^ NO+H2O + CO2 10 Howard et al., 1971

Таблица. Продолжение 1

NO+H2O + N2 ^ NO+ + H2O + N2 4.9 • 10-3 • (300/T)57-exp(-9310/T) Петрова, Брюнелли, 1990

NO+H2O + H2O + N2 ^ NO+(H2O)2 + n2 10 • (300/T) French et al, 1973

no+h2o + n2 + n2 ^ no+h2o n2 + n2 3.0 • 10 • (300/T) Dheandhanoo et al, 1983

NO+(H2O)2 + N2 ^ NO+ H2O + H2O + n2 2.7 • 10-2^ (300/T)57exp(-8100/T) Петрова, Брюнелли, 1990

no+h2o n2 + n2 ^ no+h2o + n2 + n2 10-7 • (300/T)5 3 • exp(-1840/T) - настоящая работа

no+h2o + CO2 + n2 ^ no+h2o co2 + n2 -29 4.0 1.4 • 10 • (300/T) Dheandhanoo et al, 1983

no+h2o co2 + n2 ^ NO+H2O + CO2 + n2 4.8 • 10-6 • (300/T)5 0 • exp(-3940/T) - настоящая работа

no+h2o n2 + CO2 ^ no+h2o co2 + n2 10 Reid, 1977

NO+H2O N2 + H2O ^ NO+(H2O)2 + n2 10 Reid, 1977

NO+H2O CO2 + H2O ^ NO+(H2O)2 + CO2 10 Reid, 1977

NO+(H2O)2 + N2 + N2 ^ NO+(H2O)2 n2+n2 3.0 • 10 • (300/T) Dheandhanoo et al, 1983

NO+(H2O)2 N2 + N2 ^ NO+(H2O)2 + n2 +n2 10- • (300/T) . • exp(-1540/T) - настоящая работа

NO+(H2O)2+CO2+N2^NO+(H2O)2 co2+n2 -29 4.0 1.4 • 10 • (300/T) Dheandhanoo et al, 1983

NO+(H2O)2 CO2+N2 ^ NO+(H2O)2+CO2+N2 4.8 •Ю- • (300/T) . • exp(-3300/T) - настоящая работа

NO+(H2O)2 + H2O + N2 ^ NO+(H2O)3 + n2 10 • (300/T) French et al, 1973

NO+(H2O)2 N2 + CO2^NO+(H2O)2 CO2+ N2 10 Reid, 1977

NO+(H2O)2CO2+ H2O ^ NO+(H2O)3 + CO2 10 Reid, 1977

NO+(H2O)2 N2 + H2O ^ NO+(H2O)3 + n2 10 Reid, 1977

NO+(H2O)3 + N2 ^ NO+(H2O)2 + H2O + n2 2.4 • 10-2^ (300/T)57exp(-6800/T) Петрова, Брюнелли, 1990

NO+(H2O)3 + H2O ^ H +(H2O)3 + hno2 7.1 • 10 Reid, 1977

Рекомбинация положительных ионов Константа, см3-с-1

с электронами

NO+ + e ^ N + O 4.0 10-7 • (300/T) Бионди, 1970

O2+ + e ^ O + O 2.0 10-7 • (300/T)07 Бионди, 1970

O4+ + e ^ O2 + O2 2.0 10-6 Бионди, 1970

O2+H2O + e ^ O2 + H2O 2.0 -6 10 Swider and Narcisi, 1975

H3+O OH + e ^ H + OH + H2O 2.0 -6 10 Swider and Narcisi, 1975

H3+O + e ^ H + H2O 10-6 Бионди, 1970

H+(H2O)2 + e ^ H + 2H2O 2.0 10-6 Бионди, 1970

H+(H2O)3 + e ^ H + 3H2O 4.0 10-6 Бионди, 1970

H+(H2O)4 + e ^ H + 4H2O 5.0 10-6 Бионди, 1970

NO+N2 + e ^ NO + N2 1.5 10-6 Петрова, Брюнелли, 1990

NO+CO2 + e ^ NO + CO2 1.5 -10 10 Swider and Narcisi, 1975

NO+H2O + e ^ NO + H2O 1.5 -6 10 Swider and Narcisi, 1975

NO+H2O N2 + e ^ NO + H2O + N2 3.0 10-6 Петрова, Брюнелли, 1990

NO+H2O CO2 + e ^ NO + H2O + CO2 3.0 10-6 Петрова, Брюнелли, 1990

NO+(H2O)2 + e ^ NO + 2H2O 3.0 -6 10 Swider and Narcisi, 1975

NO+(H2O)2 N2 + e ^ NO + 2H2O 4.5 10-6 Петрова, Брюнелли, 1990

NO+(H2O)2 CO2 + e ^ NO + 2H2O + CO2 4.5 10-6 Петрова, Брюнелли, 1990

NO+(H2O)3 + e ^ NO + 3H2O 4.5 -6 10 Swider and Narcisi, 1975

O2+N2 + e ^ O2 + N2 2.0 10-6 Петрова, Брюнелли, 1990

Фотодиссоциация положительных ионов Èîinôàiôà, n-1

O2+H2O + hv^ O2+ + H2O -1 6.0-10 Chakrabarty et al., 1978

Таблица. Продолжение 2

Реакции с участием отрицательных ионов Константы, см3-с-1 или см6-с-1

O2 + O2 ^ e + O2 + O2 -10 -0.5 3.0-10 (300/T) -exp(-5590/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2 + N2 ^ e + O2 + N2 1.9-10 (300/T) -exp(-4990/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2 + O ^ e + O3 -10 1.5-10 Albritton, 1978

O2 + O ^ O + O2 -10 1.5-10 Albritton, 1978

O2 + o2(1aî) ^ O2 + O2 + e -10 2.0-10 Howard et al, 1972

O2 + O2 + O2 ^ O4 + O2 -30 3.0 2.5 -10 - (300/T) Swider and Narcisi, 1983

O2 + O3 ^ O3 + O2 -10 3.5-10 Albritton, 1978

O2 + no2 ^ NO2 + O2 -10 8.0-10 Albritton, 1978

O2 + CO2 + O2 ^ CO4 + O2 -29 3 2.0-10 -(300/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2 + H2O + O2 ^ O2 H2O + O2 -28 3 1.6-10 -(300/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O + O2 + O2 ^ O3 + O2 -30 3 1.4-10 -(300/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O + CO2 + M ^ CO3 + M -28 2.0 -10 Thomas and Bowman, 1985

O + O ^ e + O2 -10 1.4 -10 Wisemberg and Kocharts, 1980

O + NO ^ e + NO2 -10 2.1-10 Wisemberg and Kocharts, 1980

O + N2 ^ e + N2O -13 < 5.0- 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O + CO2 ^ e + CO3 -13 < 5.0- 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O + O2(!A,) ^ e + O3 -10 3.0-10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O + O3 ^ O3 + O -10 6.0-10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O + H2O ^ OH + OH -13 6.0 -10 Thomas and Bowman, 1985

Вестник МГТУ, том 3, №1, 2000 г. cmp.115-128

O + NO2 ^ NO2 + O 1.2-10 MaK-Heen, Ounnunc, 1978

O3 + O ^ O2 + O2 -10 2.5-10 Albritton, 1978

O3 + O ^ e + 2O2 -10 10 Lelevier and Branscomb, 1968

O3" + O3 ^ e + 2O3 -10 10 Adams andMegill, 1867

O3" + CO2 ^ CO3" + O2 -10 4.0-10 Albritton, 1978

O3" + NO ^ NO3" + O -12 2.6-10 Albritton, 1978

O3" + NO2 ^ NO3" + O2 -10 2.8-10 Albritton, 1978

O3" + H ^ OH" + O2 -10 8.4-10 Thomas and Bowman, 1985

O4" + O ^ O3" + O2 -10 4.0-10 Thomas and Bowman, 1985

O4" + CO2 ^ CO4" + O2 -10 4.3-10 Thomas and Bowman, 1985

O4" + NO ^ NO3* + O2 -10 2.5-10 Thomas and Bowman, 1985

O4" + O2 ^ O2" + O2 + O2 2.0 • 10-12 (300/T)4-exp(-1390/T) Петрова, Брюнелли, 1990

O4" + H2O^ O2" (H2O) + O2 -9 1.5 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

CO3" + O ^ O2" + CO2 -10 1.1 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

CO3" + NO ^ NO2" + CO2 -11 1.1 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

CO3" + NO2 ^ NO3" + CO2 -10 2.0 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

CO3" + H2O + O2 ^ CO3 (H2O) + O2 -28 3 10 • (300/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

CO3" + O2 ^ O3" + CO2 < 6.0 10 Lelevier and Branscomb, 1968

CO4" + NO ^ NO3* + CO2 -11 4.8 • 10 Thomas and Bowman, 1985

CO4" + O ^ CO3" + O2 -10 1.5 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

CO4"+O3 ^ O3" + CO2 + O2 -10 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

NO2" + O3 ^ NO3" + O2 -10 1.2 • 10 Thomas and Bowman, 1985

Таблица. Продолжение 3

NO2" + NO2 ^ NO3" + NO -13 2.0 • 10 Albritton, 1978

NO2" + H ^ OH" + NO -10 3.0-10 Thomas and Bowman, 1985

NO2" + H2O + O2 ^ NO2" (H2O) + O2 -29 8.4 • 10 3 (300/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

NO3* + NO ^ NO2" + NO2 -11 1.5 • 10 Thomas and Bowman, 1985

NO3* + CO2 ^ CO3" + NO2 -11 10 Albritton, 1978

NO3" + NO ^ NO2" + NO2 -12 < 10 Wisemberg and Kocharts, 1980

NO3" + H2O + O2 ^ NO3" H2O + O2 -29 7.5 • 10 3 (300/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

NO3" + O ^ O2" + NO2 -14 5.0 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

NO3" + O ^ NO2" + O2 -11 < 10 Thomas and Bowman, 1985

NO3" + O3 ^ NO2" + 2O2 -13 10 Thomas and Bowman, 1985

NO3" + N2 ^ e + NO3 + N2 2.0 • 10-17 Петрова, Брюнелли, 1990

OH" + NO2 ^ NO2" + OH 1.2 • 10 Thomas and Bowman, 1985

OH" + CO2 + M ^ HCO3" + M -28 3 7.6 • (300/T) Albritton, 1978

OH" + H ^ e + H2O 1.8 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

OH" + O ^ e + HO2 -10 2.0 • 10 Thomas and Bowman, 1985

OH" + O3 ^ O3" + OH -10 9 • 10 Wisemberg and Kocharts, 1980

OH" + H2O + O2 ^ OH" H2O + O2 -28 2.5 • 10 3 (300/T) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2" H2O + O2 ^ O4" + H2O -15 2.5 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2" H2O + CO2 ^ CO4" + H2O -10 5.8 • 10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2" H2O + NO ^ NO3" + H2O -10 3.1-10 Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2" H2O + H2O + O2 ^ O2" (H2O)2 + O2 -28 3 5.4-10 -(300/Т) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

O2" (H2O)2 + O2 ^ O2" H2O + H2O + O2 3.16- 10-2-(300/Т)4ехр(-8600/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

CO3" H2O + O2 ^ CO3" + H2O + O2 7.8 • 10-4 • (300/Т)4ехр(-7100/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

CO3" H2O + H2O + O2 ^ CO3" (H2O)2 + O2 10-28 • (300/Т)3 Петрова, Брюнелли, 1990

CO3" (H2O)2 + O2 ^ CO3" H2O + H2O +O2 7.1 • 10-3- (300/Т)4 • ехр(-6840/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

NO2" H2O + O2 ^NO2" + H2O + O2 2.54 • 10-4 (300/Т)4-ехр(-7650/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

NO2" H2O + H2O + O2 ^ NO2" (H2O)2 + O2 -29 3 3.8 • 10 • (300/Т) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

NO2" (H2O)2 + O2 ^ NO2" H2O + H2O + O2 4.0 • 10-4 • (300/Т)4 • ехр(-6840/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

NO3" H2O + O2 ^ NO3" + H2O + O2 2.14 • 10-3 • (300/Т)4ехр(-7350/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

NO3" H2O + H2O + O2 ^ NO3" (H2O)2 + O2 3.4 • 10-29 • (300/Т)3 Петрова, Брюнелли, 1990

NO3" (H2O)2 + O2 ^ NO3" H2O + H2O + O2 2.6 • 10-3 • (300/Т)4-ехр(-7200/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

OH- H2O + O2 ^ OH- + H2O + O2 6.4-10-4 • (300/Т)4-ехр(-12810/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

OH" H2O + H2O + O2 ^ OH (H2O)2 + O2 -28 3 3.5 • 10 • (300/Т) Мак-Ивен, Филлипс, 1978

OH" (H2O)2 + O2 ^ OH" H2O + H2O + O2 8.6 • 10-4- (300/Т)4-ехр(-8240/Т) Петрова, Брюнелли, 1990

Фотоотлипание электронов от отрицательных ионов Константа, с-1

O2" + hv ^ O2 + e 3.8 -1 10 Swider, 1977

O" + hv ^ O + e 1.3 Thomas and Bowman, 1985

O3" + hv ^ O3 + e 2.0 -1 10 Bearly and Beaty, 1971

O4" + hv ^ O4 + e 2.0 -1 10 Bearly and Beaty, 1971

CO3" + hv ^ CO3 + e 2.2 -2 10 Thomas and Bowman, 1985

CO4" + hv ^ CO4 + e 3.1 -1 10 Swider, 1977

NO2" + hv ^ NO2 + e 4.0 -2 10 Turco, 1972

Таблица. Продолжение 4

NO3* + hv ^ NO3 + e 2.0 • 10-2 Петрова, Брюнелли, 1990

NO3" + hv ^ NO3 + e 2.0 • -3 10 Turco, 1972

OH" + hv ^ OH + e 1.8 • -1 10 Koshelev, 1987

O2" H2O + hv ^ O2 H2O + e 3.0 10-1 Петрова, Брюнелли, 1990

NO2" H2O + hv ^ NO2 H2O + e 3.0 10-2 Петрова, Брюнелли, 1990

NO3" H2O + hv ^ NO3 H2O + e 10-3 Петрова, Брюнелли, 1990

OH" H2O + hv ^ OH H2O + e 10-1 Петрова, Брюнелли, 1990

OH" (H2O)2 + hv ^ OH (H2O)2 + e 4.0 • 10-2 Петрова, Брюнелли, 1990

CO3"H2O + hv ^ CO3 H2O + e 10-3 Петрова, Брюнелли, 1990

HCO3" + hv ^ HCO3 + e 2.0 • 10-3 Петрова, Брюнелли, 1990

Фотодиссоциация отрицательных ионов Константа, с-1

O3" + hv ^ O" + O2 4.7 • 10 Beyer and Vanderhoff, 1976

CO3" + hv ^ O" + CO2 1.5 • 10 Cosby et al., 1976

CO3"H2O + hv ^ CO3" + H2O 1.2 Smith et al., 1978

Прилипание электронов к нейтралам Константа, см6-с-1 или смз-с-1

e + O2 + O2 ^ O2" + O2 -30 4.0 • 10 • (300/T) • exp(-193/T) Thomas and Bowman, 1985

e + O2 + N2 ^ O2" + N2 10 • (300/T) • exp(-600/T) Thomas and Bowman, 1985

е + Оз ^ О- + О2

5.0-10

Мак-Ивен, Филлипс, 1978

Рекомбинация положительных ионов с отрицательными Константа, см3-с-1

А+ + Б" ^ нейтралы -8 6.0 • 10 Smith and ^т^, 1977