CC BY
31
Pa — к. .
p:= к:.
PT — к-
p:— К.
PT — к. [M 2(0к)]. p7+— к7+. P7t— к;
Стадия 2 принадлежит трем простым циклам, образованным стадиями:
1, 2, 3; 1, 2, 7, 6; 1, 2, 7, 5, 4.
Скорость этой стадии определяется: '[р+р2+ р+ -р-р- р-](р + р+)(р- + р) +
=|+[ р+ р,+ р+ рб+ - р-р2-р7-рб-](р5- + р+ ) + [ / I ^
+ [ р+ р2+ р?+ р5+ р+ - р- р?- р7- р5- р,-]
Стадия 7 принадлежит четырем простым циклам, образованным стадиями:
3, 7, 6; 1, 2, 7, 6; 3, 7, 5, 4; 1, 2, 7, 5, 4.
/ S *
' ? ? 1 ? -1- 5 5 * ? ?
Её скорость
'[ P+P+ P- - p P; P+]( P+ + p)(P5- + P+) +
+ [ PP+ P+ P/ Рб+ - pp-P- P7- Рб](Р5- + P4+) + + [ P^ P/ P5+ P/ - P P7- P5- P4-](P2+ + P+) + + [P+ P2+ P/P/ P/- P-P2-P7-P5-P4 ]
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Евсевлеева Л.Г., Юдина Ю.А., Добрынина Н.Н. Графы для стационарных кинетических уравнений // Вестник АГТА. 2011. № 5. С. 29-32.
2. Дамаскин Б.Б., Петрий О.А., Цирлина Г.А. Электрохимия. М.: Химия, 2006. 667 с.
3. Петрухин О.М. Аналитическая химия. М.: Химия. 1987. 234 с.
УДК 551.510.41:546.26:551.583 Скворцов Валерий Александрович,
д. г.-м. н., профессор кафедры «Безопасность жизнедеятельности и экология» ИрГУПС (Иркутск)
Чудненко Константин Вадимович,
д. г.-м. н., зав. лабораторией физико-химического моделирования ИГХ СО РАН (Иркутск), тел. (3952) 427079
МОДЕЛИРОВАНИЕ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА НА ПЛАНЕТЕ
V.A. Skvortsov, K. V. Chudnenko
MODELING PHYSICOCHEMICAL CONDITIONS OF CLIMATE
CHANGING ON THE PLANET
Аннотация. Впервые с помощью программного комплекса «Селектор-С» определены физико-химические условия изменения климата на планете. При определении физико-химических условий имитировалось изменение концентрации углекислоты в атмосфере и тропосфере, оценивалось её влияние на температуру в соответствии с геологическими процессами, которые протекали на планете в периоды её длительного развития. В процессе исследования установлено, что температура на планете может возрасти на 1 °С к 2070 г. и 2,5 °С к 2100 г.
Ключевые слова: моделирование, физико-химические условия, атмосфера, тропосфера, температура, факторы, климат.
Abstract. It is the first time that physicochemi-cal conditions climate changing on the planet have been made with the help of program complex SEL-EKTOR-C. When determinating physicochemical conditions simulated the concentration of carbonic acid in the atmosphere and troposphere changed and
its influence on the temperature in accordance with geological processes which happened on planet in the long period has been estimated. It was stated that the temperature might raise by 1 oC by 2070 and by 2,5 oC by 2100.
Keywords: modeling, physicochemical conditions, atmosphere, troposphere, temperature, factors, climate.
Введение
Стабильность климата на планете определяется установившимся в природе в течение длительного развития Земли устойчивым равновесием. Оно сегодня полностью контролируется природными и антропогенными факторами. Но такие природные факторы, как изменение наклона орбиты Земли относительно Солнца, движения лито-сферных плит, крупные вулканические извержения и землетрясения, подтопления (цунами, торнадо, наводнения), а также антропогенные - площадные пожары, аварии на предприятиях атомной
Информатика, вычислительная техника и управление. Приборостроение. Метрология. Информационно-измерительные приборы и системы
и химической промышленности, гидротехнических сооружениях могут приводить к изменению установившегося в природе равновесия, недооценивать которое сегодня просто нельзя.
Ещё М.И. Будыко [1] со ссылкой на Дж. Тиндала [2] писал, что атмосферная углекислота наряду с водяным паром поглощает длинноволновое излучение в атмосфере, а изменение её концентрации может привести к колебаниям климата. С. Аррениус [3, 4] и Т.К. Чамберлин [5-7] предполагали, что определенные количества атмосферной углекислоты должны быть причиной четвертичных оледенений. Было установлено, что увеличение содержания углекислого газа в 2,5-3 раза повышает температуру воздуха на 8-9 °С, а уменьшение его на 38-45 % снижает её на 4-5 °С. Коллендер [8] высказал предположение, что потепление климата в первой половине ХХ века связано с повышением концентрации углекислоты в атмосфере, обусловленным хозяйственной деятельностью человека, и что удвоение её количества способно повышать температуру на 2 °С. Г.Н. Пласс [9] и Л.Д. Каплан [10] также оценивали изменение температуры и концентрации углекислоты, но в их расчётах получился значительный разброс. Влияние углекислоты на термический режим атмосферы, поглощение длинноволновой радиации водяным паром подчёркивалось в исследовании К.Я. Кондратьева и Х.Ю. Нийлиск [11] и в работе Ф. Меллера [12]. Более детальные исследования зависимости температуры воздуха от концентрации углекислоты в атмосфере выполнили С. Манабе и Р.Т. Везеролд [13]. Они нашли, что для средних условий облачности удвоение концентрации углекислого газа увеличивает температуру у земной поверхности на 2,4 °С, а уменьшение концентрации в 2 раза снижает температуру воздуха на 2,3 °С. Зависимость средней глобальной температуры у земной поверхности для среднегодовых условий от концентрации углекислоты установлена Л.Р. Ракиповой и О.Н. Вишняковой [14].
По обобщениям этих работ, сделанных М.И. Будыко, отмечается, что при повышении концентрации углекислоты на 30 % по сравнению с уровнем 1973 г. температура возрастёт и при содержании углекислоты более 0,05 % станет на 4-5 °С выше существующей. А при концентрации углекислоты, равной примерно половине её содержания, средняя температура у земной поверхности снизится на несколько десятков градусов, что приведёт к полному оледенению Земли. На основе математических расчётов установлено, что для безледного режима концентрация углекислого
газа в атмосфере должна составлять 0,042 %, а для полного оледенения 0,015 %.
По имеющимся данным [15], до начала роста концентрации углекислого газа, происшедшей в последние десятилетие, его значение составляло около 0,029 %. Понижение углекислоты до 0,013 % в истории Земли совпало с последним оледенением и привело к образованию материковых льдов в Северном полушарии. Не подлежит сомнению и то, что в четвертичный период неоднократно изменялось положение земной поверхности в отношении Солнца. Происходила вариация орбиты Земли [16]: она изменяла инсоляцию (количество солнечной энергии, поступающей на Землю, и её распределение по сезонам и широтам), что также оказывало непосредственное влияние на климат. Исследования радиационного режима показали, что колебания углекислоты в это время были достаточны для развития оледенения, хотя нельзя отрицать и вклада вулканической активности, сопровождавшейся выбросами в атмосферу большого количества аэрозолей, которая изменяла прозрачность атмосферы относительно длинноволнового излучения, поступающего на поверхность Земли.
Оценка концентрации атмосферной углекислоты в различные геологические периоды прошлого в процессе становления современной атмосферной углекислоты рассматривалась в работах [17-19]. Цифры, приведённые в них, требовали уточнения.
Ряд исследователей [20] утверждают, что если удвоить содержание СО2 в атмосфере, то температура на поверхности Земли повысится на 1,5-2 °С. Другой исследователь [21] ставит вопрос: «Что будет, если техногенный выброс углекислого газа в атмосферу будет удваиваться каждые 50 лет?». В работе [22] отмечается, что за 100 лет температура может увеличится на 3 °С, и глобальный уровень моря при этом поднимется на 1020 см. В соответствии с данными Г. Перри и Г.Х. Ландсберга [23], выбросы углерода в 2025 г. будут составлять около 18 Гт/год, что лежит внутри интервалов, указанных в сценариях IIASA В.А. Легасовым и А.А. Кузьминым [24]. Уровень эмиссии углерода к 2100 г. может достигнуть 30 Гт [25]. Нельзя забывать и о том, что определённое количество углекислоты поступает в атмосферу в результате площадных пожаров. Продовольственная и сельскохозяйственная Организация объединённых наций (ФАО) в режиме online отмечает, что природные пожары ежегодно поражают 350 млн га на планете, и в атмосферу дополнительно может поступать до 35 Гт углерода в год. В 2010 г. в России из-за аномальной жары, когда температура
иркутским государственный университет путей сообщения
в отдельных районах поднималась до +40 0С и ветер достигал 20 м/сек, общая площадь охваченных пожарами территорий, составляла 14 млн га.
В результате математического моделирования [26] показано, что увеличение содержания СО2 в четыре раза приводит к возрастанию температуры нижних слоёв атмосферы на Земном шаре на 4,1 0С. Изменение климата, связанное с увеличением углекислого газа, проявляется прежде всего в высоких широтах, в тропических областях термический режим меняется незначительно. На основе опубликованных данных [27] показаны изменения глобально осреднённой температуры по годам и концентрации СО2. Так, с 2000 по 2100 г. прогнозируется увеличение углекислоты с 300 до 900 ррту, а температуры на 2,5 0С. Следовательно цифры приведённые в упомянутых публикациях при обосновании постановки задач и методах их дальнейшего решения, требуют уточнения.
Постановка задачи и методы её решения
В результате анализа проведённых исследований установлено, что приводимые в них данные плохо согласуются между собой, а методика получения этих данных не раскрыта. Поэтому использовать их при прогнозировании возможности возникновения чрезвычайных ситуации в будущем без корректировки нельзя. Для того чтобы исправить положение, необходимо было провести дополнительные исследования с использованием более точных и современных методов, одним из которых в настоящее время является апробированный и широко используемый в научных и практических исследованиях метод физико-химического, или термодинамического моделирования различных систем [28-37].
Метод представляет собой основу компьютерного исследования процессов физико-химического взаимодействия и превращения веществ в природных и техногенных системах, включая частично равновесные и метастабильные процессы растворения, отложения, кристаллизации, фракционирования, ассимиляции, смешения, контаминации, испарения, конденсации, горения и взрыва. Ключевое значение в таких разработках принадлежит вычислительным алгоритмам и программам, с помощью которых рассчитываются химические равновесия с определением компонентного и фазового состава сложных поликомпонентных, многофазовых и разноагрегатных природных систем.
В термодинамическом анализе физико-химических систем направление химических реакций к установлению полного или частичного химического равновесия определяется минимизацией потенциала Гиббса (О) системы при задан-
ных параметрах Р, Т и векторе исходного химического состава. В состоянии равновесия потенциал Гиббса равен
к 1=1
где ц - химический потенциал компонента I, х, -число молей компонента I, к - количество химических компонентов системы.
Минимизация термодинамических потенциалов с помощью выпуклого программирования в науках о Земле и в геохимии в частности позволяет решать все те задачи, которые можно моделировать с помощью программ по реакциям, в том числе задачи моделирования необратимых эволюционных процессов в системах и их совокупностях, управляемых независимыми факторами состояния - температурой, давлением, составом, объёмом, теплосодержанием, энтропией, внутренней энергией, химическими потенциалами вполне подвижных компонентов. Если имеется кинетическая информация, то она включается в алгоритм и эволюционные изменения моделируются по координате времени в относительном или реальном масштабе измерения [28, 30, 38, 39].
Исходя из рассмотренного выше, главная задача нашей работы заключалась в том, чтобы, используя современные методы термодинамического моделирования (апробированные и зарекомендовавшие себя при многочисленных исследованиях), установить количественную связь между изменением СО2 и температурой на протяжении длительного времени геологического развития, принимая во внимание и другие факторы (астрономические и геологические). В соответствии с этим было принято решение о формировании физико-химической модели эмиссии углерода и сопутствующих наночастиц в атмосфере и тропосфере. Подобное моделирование до настоящего времени не проводилось, хотя отдельные сведения о поведении аэрозольных частиц в термодинамических системах и их свойствах в печати отмечались [40-46].
Формирование физико-химической
модели изменения климата
Формируя физико-химическую модель, мы хотим показать, как будет изменяться климат на земной поверхности в зависимости от концентрации углекислого газа в атмосфере (в приземном слое на высоте до 500 м и в нижней части тропосферы на высоте 2 км) в зависимости от состава аэрозолей, давления и др. природных и антропогенных факторов. Для этой цели были взяты анализы аэрозольных частиц [47] и состава воздуха (табл. 1 и 2). В соответствии с приведёнными дан-
Информатика, вычислительная техника и управление. Приборостроение. Метрология. Информационно-измерительные приборы и системы
ш
ными, независимыми компонентами матрицы физико-химической модели являются Mg-Mn-Pb-Fe-81-А1-Са-№-2п-Си-Сг-С1-8-]а-К-]]-С-Аг-Н-0. Модель будет состоять из водной, газовой и твёрдых фаз. Водная фаза представлена 535 компонентами. Это в основном катионные, анионные, оксидные, гидроксидные, сульфатные, карбонатные, галоге-нидные, нитратные, кремниевые и углеводородные комплексы, состоящие из сочетания независимых компонентов. Газовая фаза объединяет 286 компонентов, среди которых отмечаются летучие углеводороды С1-С20, С4-С12 , ароматические угле-роды С6-С10, кислород-, озон- и серосодержащие компоненты, хлоруглеводороды и галогенсодер-жащие соединения, обнаруженные в атмосфере городов, а также другие газы. Твёрдые фазы аэрозолей состоят из сверхмалых частиц минералов (в количестве 176), представленных главным образом гидрооксидами, карбонатами, сульфатами, хлоритами, гидрослюдами, смешанно-слойными минералами и группой каолинит-монтмориллонита, т. е. всеми теоретически возможными минеральными соединениями, которые могут встречаться вблизи поверхности Земли и рассматриваются нами в приземной атмосфере и нижних слоях тропосферы как наночастицы.
Нахождение равновесной температуры в системе в зависимости от изменения концентрации углекислоты в изобарных условиях, соответствующих процессам смешивания, нагревания (охлаждения), сгорания (окисления) с заданной фиксированной энтальпией, проводилось с помощью минимизации отрицательной энтропии (термодинамический потенциал Sp).
Математически задача минимизации Sp может быть выражена в форме:
T = arg min f (T) /x e M 0(Sp), T e D0 },
x = arg min {G(x) /x e X(Sp), T = T}.
Здесь fS^ (T)
|H
Hn
и M 0(SP) = n M*(Sp)
T e D
T
где Т - температура, P - давление, H0 - энтальпия реагентов, H - энтальпия продуктов химического процесса, M - множество точек определения функции fS(T), DT - интервал поиска температуры,
M*(Sp) = Arg min {G(x) / x e M1}, T0 e D0, X(Sp) = {x / x e M1, H - H0 = 0} , T = T0, P = P0 . Вычислительный алгоритм решения задачи Sp основан на подходе однокритериальной минимизацией f (T) с использованием метода золотого сечения. В качестве исходных параметров использовались: нижняя и верхняя температурные границы интервала, в рамках которого рассматривался моделируемый процесс, точность расчёта в градусах Цельсия, начальная температура и давление реагентов.
Результаты моделирования
Моделирование физико-химических условий изменения концентрации углерода в атмосфере и тропосфере началось от современного состояния атмосферы (табл. 2). В соответствии с этим были приняты следующие значения: средняя тем-
Т а б л и ц а 1
Содержания элементов в аэрозолях
Место опробования Содержания, мкг/м3
Mg Mn Pb Fe Si Al Ca Ni Zn Cu Cr Cl S Na K
Поверхностный слой 1,2 0,02 0,07 1,5 5,0 0,4 1,7 0,03 0,1 0,03 0,03 1,52 0,24 0,38 0,34
Нижняя тропосфера 0,2 0,003 0,008 0,6 1,0 0,15 0,2 0,07 0,15 0,008 0,001 0,21 0,11 0,14 0,09
Т а б л и ц а 2
Состав атмосферы___
Компонент N O Ar CO2 В том числе CO CH4
C O
Содержания, вес % 75,527 23,143 1,282 0,040 0,013 0,026 110-7 1.6 10-6
Масса, Гт 4002931 1226579 67946 2120 700 1420 0,5 8,48
пература в приземном слое атмосферы у поверхности Земли 15 0С, атмосферное давление 1013,25 гПа, содержание углекислоты на период 2010-2011 г. 0,04 %, углерода 700 гТ. В процессе моделирования имитировалось поступление углерода в атмосферу из ископаемого топлива и наземной биоты. При взаимодействии углерода с кислородом в соответствии с реакциями
2С + О2 = 2СО (неполное сгорание), СО + О2 = СО2 (полное сгорание) происходит сжигание (окисление) углерода до образования углекислоты. Концентрация СО2 при этом возрастает и температура у поверхности земли увеличивается (табл. 3). Полученные в процессе моделирования результаты сопоставлялись с данными о содержании СО2 в атмосфере, приведенными в работах предыдущих исследователей [1, 27, 48-51]. В 1650 г. содержание углекислоты оценивалось на уровне 0,027-0,029 %, в 1958 -0,0315 %, в 2003 - 0,037 %. Выявлялась корреляция изменения углекислого газа и температуры за определённое время.
В результате физико-химического моделирования установлено, что при увеличении в приповерхностном слое атмосферы (табл. 3) содержания углекислоты в 1,5 раза (до 0,06 %), температура на поверхности планеты повысится на 1 0С, при увеличении СО2 в 2 раза (до 0,08 %) температура поднимется до 17,5 0С (на 2,5 0С выше современной). Учитывая, что эмиссия СО2 в атмосферу составляет около 0,0003 % в год, а углерода 3,5 Гт в год (без учёта пожаров и вулканической деятельности), повышение температуры на 1 0С ожидается к 2070 г., а на 2,5 0С - к 2100 г. В нижней части тропосферы (табл. 4) к этому времени также произойдут изменения: доля углекислоты с 0,03 % возрастёт до 0,06 %, а температура с 3 0С увеличится до 4,6 0С. Если в процессе моделирования в приповерхностном слое атмосферы концентрацию углекислоты (относительно современного) уменьшить в 2 раза (до 0,02 %), то температура снижается до 14 0С. А в тропосфере в это время
при уменьшении концентрации углекислоты с 0,03 до 0,02 % температура снижается на 1 0С. Такие содержания СО2 в атмосфере отмечались в 1650 г., в начале промышленной революции.
Уменьшение концентрации углекислого газа в приповерхностном слое атмосферы до 0,0150,010 % приводит к снижению температуры на поверхности земли до 13,3-13,4 0С. А в тропосфере в этот период концентрация СО2 падает с 0,02 до 0,01 % и устанавливается температура 1,7 0С. При содержании углекислоты в атмосфере на уровне 0,015 %, по мнению отдельных исследователей [1, 48], возможно полное оледенение планеты. Отрезок между значениями изменения концентрации СО2 от начала промышленной революции до последнего в истории Земли оледенения (начало плейстоцена) по времени составляет около 1 млн лет.
Все аэрозольные частицы модели, приводящие к изменению климата, мы рассматриваем как ядра конденсации, которые способны изменять фазовый состав. В случае преобладания в аэрозолях жидкой фазы над газовой возникает большое число мелких капель, которые в результате гидродинамических и физико-химических процессов адвекции и конвекции переносятся в атмосфере и изменяют структуру облаков. Мелкие частицы и молекулы газов при этом быстро диффундируют к поверхности облачных капель и собираются на них. А газовые аэрозольные частицы в результате адсорбции на водяных каплях и увлажнённых поверхностях удаляются из атмосферы.
Пространственно-временные взаимодействия аэрозольных частиц с облаками нарушают основные функции последних (отражательную способность и роль фильтров), что приводит к изменению погодных условий, в частности потеплению, похолоданию и выпадению в определённый период соответствующих осадков.
Обсуждение результатов
Результаты, полученные нами в процессе моделирования физико-химических условий изменения климата (где было задействовано 997 зави-
Т а б л и ц а 3
Зависимость изменения температуры в приповерхностном слое атмосферы от концентрации СО2
СО2,% - 0,01 0,015 0,02 0,03 0,04 0,05 0,06 0,07 0,08 0,09 0,1
Т 0 С 13,1 13,3 13,4 13,9 14,2 15,0 15,6 16,0 17,2 17,5 18,0 18,8
Год 1650 1950 2010 2040 2070 2090 2100
Т а б л и ц а 4
Зависимость изменения температуры в нижней тропосфере от концентрации СО2__
СО2, % - 0,01 0,015 0,02 0,03 0,06 0,08 0,09 0,1
Т 0 С 1,6 1,7 1,9 2,1 3,0 4,6 6,1 6,6 7,5
Год 1650 1950 2010 2100
Информатика, вычислительная техника и управление. Приборостроение. Метрология. Информационно-измерительные приборы и системы
ш
симых компонентов и 20 независимых), сопоставлялись с данными предшествующих исследователей. Поэтому, чтобы провести оценку влияния углекислоты на климат, предлагается рассмотреть в геохронологической последовательности все факторы, которые в какой-то степени могли оказывать определённое влияние.
В ранние периоды становления планеты движение литосферных плит привело к изменению их конфигурации и развитию в их краевых частях зон тектономагматической активизации, оказывающих определённое влияние на изменение климата [54]. С этими зонами пространственно связаны горообразования и вулканизм. Поднятие суши выше снеговой линии приводило к увеличению осадков (снега), вызывало сползание ледников и способствовало снижению температуры. Пыль от вулканических выбросов загрязняла атмосферу и уменьшала поток солнечных лучей, поступающих на поверхность. Температура на поверхности снижалась. Колебания уровня Мирового океана в моменты его понижения приводили к увеличению площади суши и, соответственно, к потере тепла. Причем потеря тепла могла происходить и за счёт уменьшения радиоактивного распада в недрах Земли. Немаловажную роль при этом играли и потоки радиации, идущие от Солнца вследствие изменения циклов его активности, а также наклон орбиты вращения Земли относительно Солнца. Перечисленные выше факторы в совокупности приводили к снижению концентрации углекислоты в атмосфере в соответствии с реакциями:
СО2 + Н2О = СН2О + О2; СО2 + Н2О + СаСОз = Са(НС0з)2.
В первом случае СО2 поглощается растениями, во втором - интенсивно поглощается и растворяется в холодной (Т = 2 0С) океанической воде. Если отводить какому-то из перечисленных факторов роль ведущего в снижении температуры, то проявляться он должен равномерно на всей территории планеты, а такое, если взять даже вулканизм, вряд ли возможно. В соответствии со структурно-палеогеографическими картами, составленными под руководством А.М. Страхова [55], отмечаются следующие области интенсивного развития вулканизма: в раннедокембрийскую эпоху - юг Сибири и Забайкалья; в ордовикскую и позднедевонскую - Приуралье, юг Средней Азии, юго-восток Австралии; в позднекаменноугольную - Север Пиренейского полуострова, центральная часть Средней Азии, и юго-восток Австралии; в позднетриасовую и позднеюрскую - западное и юго-восточное побережья Северной Америки, юго-запад южной Америки и юго-восток Африки;
в позднемеловую - западный край ЮжноАмериканского континента, северная часть Восточной Сибири, южная часть Африки и полуострова Индостан; в палеогеновый период - юго-восток Африки, район Каспия, север полуострова Индостан, восток и северо-восток России. Выбросы в атмосферу следуют и из множества подводных вулканов. Механизм поступления СО2 в атмосферу можно представить в виде разрушения бикарбоната кальция в океанической воде за счёт подъёма горячих струй (Т = 98-100 0С), поступающих по разломам из недр Земли в момент извержения подводных вулканов по реакции:
Са(НСОз)2 = СО2Т + Н2О + СаСОз!.
Из рассмотренного видно, что площадного и равномерного проявления вулканизма не наблюдается.
Можно проанализировать и развитие оледенений в истории Земли. Наиболее крупные из них отмечались в протерозое, палеозое (позднеордо-викский - силурийский и пермско-каменаоугольный периоды) и кайнозое (палеогеновый и неогеновый периоды), в мезозое оно практически отсутствовало (если не считать незначительного в раннем триасе). Следы последнего максимального Днепровского оледенения сохранились в высоких широтах и на полюсах до наших дней. Временные промежутки между проявлениями оледенения неодинаковы, и искать какую-то связь локального очагового вулканизма с участками оледенения на планете не представляется возможным.
Изменение температуры планеты на протяжении длительного её развития в прошлом зависело от взаимного расположения материков и океанов (континентальных и океанических лито-сферных плит) и наклона орбиты Земли. Когда континентальные литосферные плиты, перемещаясь, попадали в полярные районы Земли и, обладая высоким альбедо, быстро охлаждались, температура на поверхности Земли падала. А когда покидали эти области, на их месте оставались океанические впадины. Океан - это глобальный концентратор солнечной энергии на планете, поэтому постоянная циркуляция и апвеллинг вод в нём (в направлении от тропиков к полюсам) заполняли впадины и приводили к повышению температуры на планете. В период трансгрессии океана на материковом мелководье происходило отложение карбонатов кальция и магния. Это способствовало отсасыванию углекислого газа из атмосферы в океан и последующему его растворению с образованием бикарбоната (см. реакцию). Концентрация СО2 в атмосфере при этом уменьшалась, и температура на поверхности планеты в приземной атмо-
сфере снижалась (см. расчёты). Что касается увеличения СО2 в атмосфере, то это возможно только за счёт совокупности проявления природных и техногенных факторов.
Выводы
Проведено моделирование физико-химических условий изменения климата на планете в результате эмиссии углерода в атмосфере и тропосфере в системе Mg-Mn-Pb-Fe-Si-Al-Ca-Ni-2п-Си-Сг-С1^- №-К^-С-Аг-И-О.
Устойчивость зависимых компонентов в физико-химической системе при определённых условиях контролировалась независимыми факторами состояния: температурой, давлением, составом, объёмом, теплосодержанием, энтропией и внутренней энергией.
Температура в физико-химической модели определялась в зависимости от концентрации углекислоты с помощью минимизации энтропии со знаком «минус» при фиксированном значении энтальпии в изобарических условиях.
В результате моделирования установлено, что при увеличении концентрации СО2 в атмосфере в 1,5 раза по сравнению с современным (принят 0,04 %) температура к 2070 г. увеличится на 1 0С, а к 2100 г. на 2,5 0С. В нижней части тропосферы также произойдут изменения: углекислота с 0,03 % возрастет до 0,06 %, а температура с 3 0С увеличится до 4,6 0С. Это при условии, если будет идти равномерное поступление углекислоты в атмосферу из природных и техногенных источников. При таком развитии сценария, кроме медленного потепления на планете, к которому человек и всё живое легко адаптируется, серьёзных нарушений (за исключением незначительного подтопления краевых участков континентов и отступления вечной мерзлоты на 100-200 км к северу) не произойдёт. Ускорить процесс глобального потепления в данном случае могут только природные факторы. Например, увеличение количества аэрозоля в атмосфере вследствие интенсивных вулканических выбросов, уменьшение альбедо в результате урбанизации земной поверхности приведут к повышению температуры на поверхности и могут оказать влияние на климат Земли в течение сотни лет. Что касается техногенных факторов (если даже учесть возможность развития в отдельных районах площадных пожаров и аварий на крупных объектах), то к увеличению выбросов в атмосферу углекислого газа в 1,5-2 раза за указанный срок они не приведут. В случае уменьшения СО2 в атмосфере до 0,02 % и в тропосфере до 0,0015 % на планете произойдёт снижение температуры на 1 0С. Подобная температура уже была на планете в период с 1600 по 1695 г. Одной из причин тогда
(1600 г.) явилось мощное извержение вулкана на территории нынешнего Перу в Южной Америке. В атмосферу было выброшено огромное количество пыли и сернистых газов. В начале в период выброса температура на отдельных участках поверхности Земли повысилась, а потом, когда стали проявляться другие природные факторы (о которых говорилось ранее), концентрация СО2 в атмосфере упала до 0,015 % в тропосфере до 0,01 %. Только после этого температура на поверхности начала снижаться, что привело к увеличению площади ледниковых покровов в высоких широтах, а также к развитию локальных участков оледенения на возвышенных поверхностях суши. Этот процесс был возможен только в том случае, если при движении литосферных плит большая часть континентов оказывалась в полярных областях. Обладая в данном случае высокой отражательной способностью, континенты охлаждаются, и в океане за счёт циркуляции вод температура снижается. В результате холодные воды океана начинают отсасывать СО2 из атмосферы и растворять его в океане. Температура на поверхности планеты будет постепенно снижаться, что естественно может привести к оледенению.
Проведённое физико-химическое моделирование поведения углерода и наночастиц в атмосфере и тропосфере показало, какие главные факторы оказывают существенное влияние на изменение климата на планете и что нас может ожидать в будущем (глобальное потепление или похолодание), комбинации каких факторов могут привести к ускорению и развитию соответствующих процессов.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Будыко М.В. Атмосферная углекислота и климат. Л.:Гидрометеоиздат. 1973. 33с.
2. Tyndall J. On the absorption and radiation of heat by gases and vapours and on the physical connection of radiation absorption and conduction // Philosophical Magazine. 1861. V. 22. №.144. P. 167-194, 273-285.
3. Arrhenius S. The influence of the carbonic acid in our upon the temperature of the ground // Philosophical Magazine. 1861. V. 41. P. 237-275.
4. Arrhenius S. Lehrbuch der kosmishen physic // Hirsel.Leipzig. 1903. 1026 s.
5. Chamberlin T.C. A group of hypotheses bearing on climatic changes // J. of Geology. 1897. V.5. P. 653-683.
Информатика, вычислительная техника и управление. Приборостроение. Метрология. Информационно-измерительные приборы и системы
6. Chamberlin T.C. The influence of great epochs of limestone formation upon the constitution of the atmosphere // J. of Geology. 1898. V. 6. P. 609621.
7. Chamberlin T.C. An attempt to frame a working hypothesis of the cause of glacial periods on an atmospheric basis // J. of Geology. 1899. V. 7. P. 545-584.
8. Callender G.S. The artificial production of carbon dioxide and its influence on temperature // Quarts. J.Roy. Met. Soc. 1938. V. 64. № 275. P. 223-240.
9. Plass G.N. The carbon dioxide theory on climatic change // Tellus. 1956. V. 8. №. 2. P. 140-154.
10. Kaplan L.D. The influence of carbon dioxide variations on the atmospheric heat balance // Tellus. 1960. V.12. № 2. P. 204-209.
11. Kondratev K.Ya. and Niilisk H.Y. On the question of carbon dioxide heat radiation in the atmosphere // Geophis. Pura Appl. 1960. V. 46. P. 216-231.
12. Möller F. On the influence of changes in CO2 concentration in air on the radiation balance at the Earth's surface and climate // J. of Geoph. Res. 1963. V. 68. № 13. P. 3877-3887.
13. Manabe S. and Wetherald R.T. Thermal equilibrium of the atmosphere with a given distribution of relative humidity // J. Atmosph. Sci. 1967. V 24. № 3. P. 241-259.
14. Ракипова Л.Р., Вишнякова О.Н. Влияние вариаций концентрации углекислого газа на термический режим атмосферы // Метрология и гидрология. 1973. № 5. С. 23-31.
15. Jnadverten climate modification / The MIT Press. Cambridge Massachusetts. 1971. 308 p.
16. Кови К. Орбита Земли и ледниковые эпохи // В мире науки.1984. № 4. С. 26-35.
17. Ронов А.Б. Эволюция состава пород и геохимических процессов в осадочной оболочке Земли // Геохимия. 1972. № 2. С. 137-147.
18. Будыко М.И., Ронов А.Б., Яншин А.Л. История атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат. 1985. 208 с.
19. Лосев К.С. Экологические проблемы и перспективы устойчивого развития России в XXI веке. М.: Космосинформ. 2001. 400 с.
20. Горшков В.Г., Довгалюк Ю.А., Ивлев Л.С. Физические основы экологии : Учеб. пособие. СПб: Изд-во С-Петерб. ун-та. 2005. 252 с.
21. Карнаухов А.В. Роль биосферы в формировании климата Земли. Парниковая катастрофа // Биофизика. 2001. Т. 46. вып. 6. С. 1138-1149.
22. Изменение климата. Оценки МГЭИК за 1990 и 1992 г. ВМО и ЮНЕП. 1992. 163 с.
23. Перри Г., Ландсберг Г.Х. Предполагаемое мировое потребление энергии /Энергия и климат. Л.: Гидрометеоиздат. 1981. С. 55-79.
24. Легасов В.А., Кузьмин А.А. Проблемы энергетики // Природа.1981. № 2. С. 8-23.
25. Кондратьев К.А., Крапивин В.Ф. Моделирование глобального круговорота углерода. М.: ФИЗМАТЛИТ. 2004. 336 с.
26. Кислов А.В. Теория климата. М.: Изд-во МГУ. 1989. 148 с.
27. Кислов В.А. Климат в прошлом, настоящим и будущем.М.: МАИК «Наука» Интерметодика. 2001. 351 с.
28. Карпов И.К. Физико-химическое моделирование на ЭВМ в геохимии. Новосибирск. Наука. Сиб. отд-ние. 1981. 247 с.
29. Karpov I.K., Chudnenko K.V., Kulik DA. Modelling chemical mass-transfer in geochemical processes: Thermodynamic relations, conditions of equlibria and numerical algorithms // Amer. J. Sci. 1997. V. 297. P. 767-806.
30. Борисов М.В. Геохимические и термодинамические модели жильного гидротермального рудообразования. М.: Науч. мир. 2000. 300 с.
31. Гричук Д.В. Термодинамические модели суб-маринных гидротермальных систем. М.: Науч. мир. 2000. 304 с.
32. Белов Г.В. Термодинамическое моделирование: методы, алгоритмы, программы. М.: Науч. мир. 2002. 184 с.
33. Шоба В.Н., Карпов И.К. Физико-химическое моделирование в почвоведении. Новосибирск.: Изд-во СО РАСХН. 2004.180 с.
34. Геохимическая эволюция и самоорганизация системы вода-порода: В 5 т. Т. 1. Система вода-порода в земной коре: взаимодействие, кинетика, равновесие, моделирование / Отв. ред. С.Л. Шварцев. Новосибирск : Изд-во СО РАН. 2005. 144 с.
35. Скворцов В.А. Физико-химический анализ процессов редкометалльного рудообразова-ния в докембрии Саяно-Байкальской горной области. Иркутск: Изд-во Иркут. гос. ун-та. 2008. 283 с.
36. Dolejs D., Wagner T. Thermodinamic modeling of non-ideal mineral-fluid equilibria in the system Si -Al -Fe -Mg-Ca-Na-K-H-O -Cl at elevated temperatures and pressures: Implications for hydrothermal mass transfer in granitic rocks // Geo-chim. et Cosmochim. Acta. 2008. V. 72. P. 526553.
37. Чудненко К.В. Термодинамическое моделирование в геохимии: теория, алгоритмы, программное обеспечение, приложения / Отв. ред. В.Н. Шарапов. Новосибирск: Академическое изд-во "Гео". 2010. 287 с.
38. Ghiorso M.S. Modelling Magmatic Systems: Thermodynamic relations: Reviews in Mineralogy. Thermodynamic modeling of geological materials // Mineral. Fluids and Melts. 1987. V. 17. P. 443-465.
39. Кулик Д.А., Чудненко К.В., Карпов И.К. Алгоритм физико-химического моделирования эволюции системы локально-равновесных резервуаров, связанных с потоками подвижных групп фаз // Геохимия. 1992. № 6. С. 858-879.
40. Seinfeld J.H. and Pandis S.N. Thermodynamic of aerosols // Atmospheric Chemistry and Phisics: From Air Pollution to Climate Change. J. Wiley New York. 1998. P. 491-544.
41. Clegg S.L., Brimblecome P. and Wexter A.S.: A thermodynamic model of system H-NH4- SO42-- NO3 - H2O at tropospheric temperatures // J. Phys. Chem. A 102. 1998. P. 2127 - 2154.
42. Clegg S.L., Brimblecome P. and Wexter A.S.: A thermodynamic model of system H-NH4- Na+-SO42 - NO3" - Cl - H2O at 298.15 K // J. Phys. Chem. A 102. 1998. P. 2155-2171.
43. Neens A., Pandis S.N. and Pilinis C. ISORRO-PIA: A new thermodynamic equilibrium model for multiphase multicomponent inorganic aerosol Aqua // Geochem. 1998. 4. P. 123-152.
44.
45.
46.
47.
48.
49.
50.
51.
52.
53.
54.
55.
шшт
Clegg S.L., Seinfeld J.H., Brimblecome P. Thermodynamic modeling of aqueous aerosols containing electrolytes and dissolved organic compounds // J. Aerosol Science . 2001. T. 32. № 6. P.713-738.
Clegg S.L., Seinfeld J.H., Edney E.O. Thermo-dynamic modeling of aqueous aerosols containing electrolytes and dissolved organic compounds. II. An extended Zdanovskii. Stokes -Robinson approach // J. Aerosol Science. 2001. T. 32. № 6. P. 667-690.
Clegg S.L., Kleeman M.J., Grifin R.J. and Seinfeld J.H. Effects of incertaintes in thermodynam-ic properties of aerosol components in air qulity model. Part 1. Treatment of inorganic compounds. On the conden sed phase // Atmos. Chem. Phys. 2008. 8. P. 1057-1085. Кондратьев К.Я., Поздняков Д.В. Аэрозольная модель атмосферы М.: Наука. 1981. 104 с. Будыко М.И. Изменение климата. Л.: Гидро-метеоиздат. 1974. 280 с.
Марчук Г.И. Моделирование изменения климата и проблема долгосрочного прогноза погоды // Метеорология и гидрология. 1979. № 7. С. 25-36.
Борисенков Е.П. Климат и его изменения. Л.: Знание. Сер. Физика 1976. № 6. 64 с. Борисенков Е.П., Кондратьев К.Я. Круговорот углерода и климат. Л.: Гидрометеоиздат. 1988. 320 с.
Алоян А.Е. Моделирование, динамика и кинематика газовых примесей и аэрозолей в атмосфере. М. Наука. 2008. 415 с. Марчук Г.И., Алоян А.Е. Моделирование, динамика и кинематика газовых примесей и аэрозолей в атмосфере и их значение для Биосферы // Биосфера. 2009. Т. 1. № 1. С. 48-57. Ушаков С.А., Ясаманов Н.А. Дрейф материков и климаты Земли. М.: Мысль. 1984. 206 с. Хаин В.Е., Короновский Н.В., Ясаманов Н.А. Историческая геология. М.: Изд-во Моск. унта. 1997. 448 с.
