Аерозолі геоінженерії

Размещено на http://www.allbest.ru/

Київський національний університет імені Тараса Шевченка

Аерозолі геоінженерії

Р. Олійник, канд. фіз.-мат. наук, доц.

Київ, Україна

Анотація

Однозначні показники зміни клімату, які викликані індустріалізацією суспільства, стають усе більш очевидними. Необхідні термінові короткострокові перетворення в енергетичних і транспортних системах усього світу, щоб суттєво скоротити викиди вуглекислого газу. Масштаби трансформації, відсутність ефективної реакції суспільства й інертність до змін в енергетичній інфраструктурі спонукають до вивчення інших стратегій задля пом'якшення деяких наслідків планетарного потепління. Якщо планетарне нагрівання продовжуватиме зростати, то це може призвести до серйозних ризиків великомасштабного незворотного збою у кліматичній системі.

Проєкції таких рівнів потепління перебувають у межах ХХІ ст. Оскільки намагання досягти амбітних цілей через скорочення викидів виявилися поки що невдалими, тому останнім часом серйозно розглядаються варіанти пом'якшення кліматичних змін або адаптації до зміни клімату. Обмеження глобального потепління на 2 °C вище доіндустріального рівня у ХХІ ст. дозволяє уникнути небезпечного втручання людини у кліматичну систему. Якщо позначка у 2 °C буде перевищена, наслідки зміни клімату вже не можна буде контролювати. Наразі, підвищення середньої глобальної температури поверхні уже становить близько 1,0 °C вище доіндустріального значення.

Передбачається, що вже 0,5 °C перебуває у кліматичній системі, особливо в океанах, і поки ще не вплинуло на планетарну приземну температуру повітря. Однак на сьогодні немає жодних ознак будь-якого радикального стримування глобального потепління. Навпаки, концентрація вуглекислого газу, безперечно найважливішого антропогенного парникового газу в атмосфері, продовжує неухильно зростати. З огляду на це, не лише науковою спільнотою активно обговорюються штучні втручання у кліматичну систему з метою обмеження глобального потепління, які відомі як кліматична геоінженерія.

Ключові слова: глобальне потепління, аерозолі, геоінженерія.

Abstract

R. Oliynyk, PhD Physics and Mathematics, Associate Professor Taras Shevchenko National University of Kyiv, Kyiv, Ukraine

GEOSENGINEERING AEROSOLS

The unambiguous indicators of climate change caused by the industrialization of society are becoming increasingly apparent. Urgent shortterm transformations in energy and transport systems around the world are needed to significantly reduce carbon emissions. The scale of the transformation, the lack of effective public response, and the inertia of changes in energy infrastructure are prompting other strategies to mitigate some of the effects of global warming. If global warming continues to rise, it could lead to serious risks of large-scale irreversible failure in the climate system. Projections of such levels of warming are within the XXI century. As efforts to achieve ambitious emission reduction targets have so far failed, options for mitigating climate change or adapting to climate change have recently been seriously considered. Limiting global warming by 2 ° C above pre-industrial levels in the 21st century. avoids dangerous human interference in the climate system. If the 2 ° C mark is exceeded, the effects of climate change can no longer be controlled. Currently, the increase in average global surface temperature is already about 1.0 ° C above pre-industrial values. It is estimated that 0.5 ° C is already in the climate system, especially in the oceans, and has not yet affected the planet's surface air temperature. However, there are currently no signs of any radical containment of global warming. On the contrary, the concentration of carbon dioxide, arguably the most important anthropogenic greenhouse gas in the atmosphere, continues to rise steadily. Given this situation, it is not only the scientific community that is actively discussing artificial interventions in the climate system to limit global warming, which is known as climate geoengineering.

Keywords: global warming, aerosols, geoengineering.

Вступ. Один із основних висновків доповіді Міжурядової групи експертів зі зміни клімату (IPCC_Sixth_Assessment_Report Working Group 1, 2021; Solomon, 2007) - це "підвищення глобальних середніх температур завдяки збільшенню антропогенної концентрації парникових газів...". Основним джерелом парникових газів в індустріальну епоху є антропогенні викиди, спричинені попитом на викопне паливо в енергетиці, виробництво цементу та зміни в землекористуванні. Атмосферний CO2 є найважливішим антропогенним парниковим газом, оскільки він має тривалий час життя в атмосфері (~ 100 років). Концентрація CO2 на сьогодні майже на 100 ppm вище його доіндустріального рівня -280 ppm. Поточні річні викиди CO2 від спалювання викопного палива та зміни землекористування оцінюються приблизно у 8 Гт C і 2Гт C відповідно (Keith, 2000), що разом з океанами й наземними екосистемами становить приблизно 40-50 % річних викидів; поточне середньорічне зростання СО2 в атмосфері - приблизно 2,5-3 ppm на кожну людину (1 ppmCO2 “ 2Гт C). Стосовно доіндустріального періоду - середня температура планети (Global-mean Surface Temperature, GST) зросла приблизно на 1,0 °C (рис. 1) (Andreaeet.al., 2005).Очікується, що це потепління триватиме і в найближчому майбутньому. Хоча у проєкціях є велика невизначеність величини майбутнього глобального потепління, найкращі оцінки (Augustineet.al., 2019) припускають подальше потепління в діапазоні 1,8-4,0 °C у ХХІ ст. Невизначеність передусім виникає через слабку прогнозованість світового економічного зростання та реакції кліматичної системи на викиди. Проєкції викидів CO2 на 2300 р., від горіння всіх викопних ресурсів, указують, що глобальне середнє потепління становитиме близько 8 °C (Keith, 2000;Kim Do-Hyunet.al, 2020; Kravitzet.al, 2009).

Рис. 1. Відхилення від середньої річної температури поверхні ХХ ст. за період 1880-2020 рр.

Потепління глобального клімату має тяжкі наслідки для людства, як для наземних, так і для морських екосистем. Частішають хвилі спеки, посухи та повені, більш інтенсивними стають тропічні циклони, збільшується рівень моря, звужується сніговий покрив і площі морського льоду. Підкислення Світового океану є одним із прямих наслідків зміни клімату, викликаний зростанням умісту СО2 та інших парникових газів в атмосфері. Ці зміни вже стали очевидними із систематичних спостережень за підвищенням глобальних середніх температур повітря й океану, неперервним скороченням полярного льоду та зниженням лужності океанічної води (Bengtsson, 2001; Bengtsson, 2006; Budyko, 1977). Зростання попиту на енергію в майбутньому, імовірно, призведе ще до збільшення викидів СО2 та інших парникових газів в атмосферу. Швидке зростання викидів парникових газів насправді спостерігається в останнє десятиліття і, як очікується, призведе до швидких темпів потепління вже в цьому столітті. Річні викиди СО2 від спалювання викопного палива й виробництва цементу (Kravitzet.al., 2011) зросли із середнього значення 23,5 Гт СО2 рік'1 у 1990-х роках до 36 Гт СО2 рік-1 протягом 2010-2020 рр. Спроби уповільнити викиди виявилися невдалими. Середня глобальна концентрація CO2 в атмосфері зросла приблизно із 277 ppm у 1750 р. до 414 ppm у 2020р. (зростання на 49 %). Безпрецедентне падіння глобальних викидів CO2 від викопного палива у 2020 р., що обумовлене пандемією (COVID-19), становило 34,8 Гт , що на 5,4% менше, ніж у 2019 (36,7 Гт CO2). Проте 2021 р. глобальні викиди CO2 від викопного палива знову зросли на 4,9 % (36,4 Гт CO2), що приблизно на 0,8 % нижче рівня 2019 р. Зростання у 2021 р. на 1,6 Гт CO2 подібне до зростання, яке спостерігалося 2010 р. після світової фінансової кризи 2008-2009 рр. Очікується, що на кінець 2022 р. викиди від використання вугілля та газу зростуть більше, ніж у 2020, але викиди від використання нафти залишаться на рівні 2019 р. Обмеження потепління, що на 2° C вище доіндустріального рівня (Gilfillan&Marland, 2021; IpCc_Sixth_Assessment_Report Working Group 1, 2021), вимагає еквівалентної концентрації CO2 на рівні, що нижче 400 ppm. І навпаки, якщо концентрації зростуть до 550 ppm CO2 еквіваленту, тоді малоймовірно, що глобальне підвищення GST залишиться нижче 2 °C. Наприклад, регіональне зростання, яке вище нинішнього рівня 2,7 °C, може бути тригером, який запустить плавлення Ґренландського льодовикового щита, у той час як підвищення GST приблизно на 1°C, скоріше за все, призведе до інтенсивного відбілювання коралів(Robock, 2008; Mittiga, 2019).

Основна частина. Схемамгеоінженерії, як можливим заходам охолодження планети, наразі приділяється велика увага (Augustineet.al., 2019; Bala et.al., 2008; Bala, 2009; Ban-Weiss&Caldeira, 2010; Kravitz&Robock, 2017; Montzkaet.al., 2007; Robock, 2008; Robocket.al., 2013). Проте парадигма геоінженерії не позбавлена власних ризиків (Robocket.al., 2013; Bala, 2009; Ban-Weiss&Caldeira, 2010;Mittiga, 2019; Robocket.al., 2009). Деякі з невизначеностей і наслідки від геоінженерії активно обговорюються науковцями (Bengtsson, 2006; Bengtssonet.al., 2006; Gundersonet.al., 2018; Gundersonet.al, 2019; Keith, 2019; Kim Do-Hyun, 2020; Mittiga, 2019; Robocket.al.,2009), які доходять єдиної думки, що схеми геоінженерії не "лікують" від усіх наслідків зростаючої концентрації CO2 (напр., підкислення Світового океану). Є також правові, моральні, етичні, фінансові й міжнародно-політичні питання, пов'язані з маніпуляцією нашого природного середовища. Пол Крутцен, Нобелівський лауреат, активний прихильник геоінженерії, запропонував концепцію активного втручання у природу з метою зміни властивостей клімату, які спроможні уповільнити або запобігти згубним його перемінам. Зокрема, він підтримував ідею інжекції аерозольних частинок (насамперед, двоокису сірки) у земну стратосферу для штучного підвищення планетарного альбедо Землі з метою протидії парниковому потеплінню (Crutzen, 2006; Cvijanovicet.al., 2015). Пропозиція такого експерименту ґрунтується на спостереженнях за охолодженням атмосфери після великого виверження стратовулканів, зокрема Ель-Чічон (1984) та гори Пінатубо (1991) (Crutzen, 2006). Проте одразу виникають важливі застереження щодо загальної доцільності такого експерименту та слушне питання: чи потрібна будь-яка геоінжене- рія клімату взагалі? Адже очевидні такі проблеми:

недостатня точність прогнозу клімату;

суттєва різниця часового масштабу між впливом парникових газів та аерозолів;

екологічні наслідки, що можуть бути спричинені високими концентраціями вуглекислого газу незалежно від потепління клімату.

Потепління від збільшення парникових газів і охолодження від сульфатних аерозолів у цілому можуть контролювати клімат (Crutzen, 2006; Kravitzet.al., 2009; Robock, 2014), однак це можливо у відносно короткому часовому масштабі. Збільшення кількості аерозолів у 50-60-х рр. ХХ ст. унаслідок ядерних випробувань ват- мосфері призвели до незначного похолодання в 70-х роках (Robock, 2015). Нинішнє скорочення аерозольних викидів інтерпретується як потенційна причина прискореного глобального потепління в останні роки (Andreaeet.al., 2005; Crutzen, 2006). Проте модельні експерименти показують, що кліматична система землі піддається впливу значним внутрішнім варіаціям, які по суті мають хаотичний характер (Bengtsson, 2001; Bengtssonet.al., 2004; Bengtssonet.al., 2006), хоча деякі явища передбачувані на період від кількох місяців до року. Внутрішні режими системи атмосфера - океан фактично домінують у кліматі Європи (Horowitz Hannahet. al., 2020) та Арктиці (Caldeira&Wood, 2008). Існують свідчення про те, що зміни клімату протягом останнього століття були спричинені внутрішніми коливаннями, накладеними на тенденцію все більшого потепління, викликаного форсуваннями антропогенного характеру (Delworth&Knutson, 2000).Другий момент, який слід зазначити, полягає в тому, що наше розуміння впливу аерозолів на клімат є менш зрозумілим, ніж парникових газів. Змішування аерозолів та їхня взаємодія із хмарами недостатньо досліджені на сьогодні. Є ще багато відкритих питань, оскільки не вистачає детальних емпіричних даних (Righiet.al., 2020). Крім того, роль хмар у регулюванні клімату й мінливість умов форсування поки не відома до подробиць; не відомо також точно, наскільки оцінено ефект зворотного зв'язку від парникових газів, тому в моделі залучають аерозолі як компенсацію в недооцінюванні ролі парникових газів. Прискорені темпи зростання концентрації СО2 в атмосфері останніми роками відродили ідею стабілізації глобального клімату за допомогою схем геоінженерії. На початку ХХІ ст. спостерігається активність у проведенні досліджень моделювання клімату. Це сприяє можливості надання точного кількісного оцінювання геоінженерії, зокрема сульфатних аерозолів і установлення наслідків від їхнього застосування до кліматичної системи (Gaspariniet.al., 2017; Gilfillan&Marland, 2021; Raschet.al., 2007; Rasch, 2008; Raschet.al., 2008; Robock, 2008; Robock, 2014; Tilmeset.al., 2010). Більшість запропонованих схем геоі- нженерії налаштовані зменшити кількість сонячної радіації, що поглинається планетою (McClellan et.al., 2012; McCusker et.al., 2014; Rasch et.al., 2008; Schmidt et.al., 2012). Дослідження кліматичного моделювання цих, так званих "схем геоінженерії сонця", показують глобальне потепління від збільшення концентрації CO2, яке можна пом'якшити шляхом штучного маніпулювання потоком сонячного випромінювання, що поглинається кліматичною системою. При цьому спостерігається, що залишкові зміни можуть бути великими в регіональних масштабах, тому зміна планетарного клімату не може бути пом'якшена скрізь. Останні дослідження моделювання показали (Kravitzet.al., 2011; Liet.al., 2007; Luntet.al., 2008; Matthews&Caldeira, 2007; McClellanet.al., 2011; McCuskeret.al., 2014; Mittiga, 2019; Montzkaet.al., 2007; Niemeieret.al, 2013; Raschet.al., 2008; Tilmeset.al., 2013), що схеми геоінженерії можуть призвести до уповільнення глобального гідрологічного циклу. Інші проблеми, такі, як зміни земного циклу вуглецю й підкислення океану, також залишаються невирішеними за допомогою схем геоінженерії сонця.

Чи є геоінженерія найкращим варіантом боротьби зі зміною клімату? Питання поки що залишається відкритим.

Сульфатні аерозолі є важливим компонентом тропосфери та стратосфери кліматичної системи Зе- мліЮєіїєпєг et.al., 1996;Matthews &Caldeira, 2007; McClellan et.al., 2012; Wigley, 2006). Пропозиції щодо зміни альбедо, засновані на підвищенні вмісту в нижній стратосфері сульфатних аерозольних частинок з відповідними оптичними характеристиками для модифікації клімату, почали активно з'являтися на початку ХХІ ст. у зв'язку із прискореним глобальним потеплінням. Безпосередня інжекція аерозолю можлива, наприклад, за рахунок збільшення вмісту сірки в реактивному паливі. Основне занепокоєння стосовно негативного впливу сульфату - це його вплив на вміст озону в стратосфері (Heckendornet.al., 2009). Окрім того, велика кількість польотів у стратосфері також може призвести до зміни стратосферних кліматичних умов, зокрема циркуляційних процесів. Уведення сірки у тропосферу безперспективне (HorowitzHannahet.al., 2020), оскільки:

час життя аерозолю у тропосфері становить декілька тижнів, а у стратосфері - 1-2 роки. Отже, для тропосферної інжекції знадобиться на два порядки більше сірки, ніж для стратосферної;

наявність хмар у тропосфері вплине на ефективність уведених аерозолів (унаслідок вологого осадження);

забруднення тропосфери негативно вплине на приземні екосистеми;

поглинання тропосферними аерозолями короткохвильового випромінювання частково компенсує ефект охолодження від розсіювання; цей самий ефект від стратосферних аерозолів має локальний характер і не нагріває підстильну поверхню.

Сульфатні аерозолі завжди розміщувалися у стратосфері, створюючи певний природний аерозольний фон. Низька фонова концентрація виникає внаслідок перенесення із тропосфери природної та антропогенної сірковмісної сполуки. Іноді значно вищі концентрації виникають через вулканічне виверження, що призводить до ефекту тимчасового охолодження кліматичної системи (Crutzen, 2006; Govindasamy&Caldeira, 2000;

Govindasamyet.al., 2003; Robock, 2000; Wigley, 2006), який зникає з вимиванням аерозолю з атмосфери. Отже, вулканічна інжекція сульфатного аерозолю служить як природний аналог геоінженерного аерозолю. Аналогія не ідеальна, тому що вулканічний аерозоль вимивається протягом кількох років і кліматична система не реагує так само, немов би частинки існували постійно внаслідок поповнення, під час геоінженерних зусиль. Збурення системи, яке виникає при постійному примусі, припиняється, очевидно, зі зникненням примусу. Сульфатні аерозолі відіграють важливу роль у хімії нижньої стратосфери, а після вулканічного виверження - і в радіаційному бюджеті Землі за рахунок зменшення надходження сонячної променевої енергії, що досягає поверхні Землі. Процеси, що керують стратосферним циклом сірки, пов'язують зі стратосферними аерозолями (Govindasamy, 2003; Kravitzet.al., 2011; Righiet.al., 2020; Robocket.al., 2009; Robocket.al., 2013). Сульфатні аерозолі відіграють важливу роль і у тропосфері (Daiet.al., 2018; Delworth&Knutson, 2003; Healdet.al., 2005; Pitariet.al., 2016): вони є розсіювачами сонячного випромінювання ("прямий аерозольний ефект"), але також діють і як ядра конденсації хмар (CCN), впливаючи на розмір крапель хмари та стійкість або тривалість життя хмар ("непрямий аерозольний ефект"), а отже - на відбивну здатність хмар (хмарне альбедо). Хоча аерозольна геоінженерія зосереджується на стратосферних аерозолях, не можна ігнорувати тропосферу, тому необхідно включати в обговорення і деякі аспекти тропосферного циклу сірки, оскільки джерела, стоки та навантаження на види сірки набагато більші у тропосфері, ніж у стратосфері. Джерелами аерозольних прекурсорів є природні й антропогенні відновлені гази, що містять сірку (DMS; SO2; H2S; COS). Ці гази-прекурсори поступово окислюються (за допомогою як газоподібних, так і водних реакцій) до кінцевих продуктів із залученням сульфат-аніону (SO42“) у поєднанні з різними іншими катіонами. У тропосфері, де є достатня кількість аміаку, більшість аерозолів існує у формі сумішей сульфату амонію ((NH4)2SO4) і бісульфату ((NH4)HSO4). Гази, що містять сірку в стратосфері, окислюються (в основному через реакції з радикалом OH) до SO2, який потім окислюється до газоподібної H2SO4. Стратосферні сульфатні аерозолі існують у вигляді сумішей конденсованої сірчаної кислоти (H2SO4) і води, за деяких обставин, утворюються тверді гідрати азотної кислоти - моногідрат (HNO3-H2O) та тригідрат (HNO3-3H2O). У стратосфері сульфат зв'язується з водою у співвідношенні 75/25 H2SO4/ H2O з утворенням частинок (3 Тг SO = 2Тг SO2 = 1 Тг S = 4 Тг аерозольних частинок). Хоча джерело COS відносно невелике порівняно з іншими видами, через свою відносну стабільність він є домінуючим сірковмісним видом в атмосфері. Окислення COS є відносно невеликим внеском у радіаційно активний сульфат аерозолю тропосфери, але він відіграє більшу роль у стратосфері, де вносить, можливо, половину сірки в умовах вулканічного спокою. Також сірка надходить до стратосфери у вигляді SO2 та сульфатних аерозольних частинок. Відновлені види сірки окислюються й утворюють сірчанокислий газ. Парціальний тиск пари H2SO4 у стратосфері майже завжди визначають фотохімічні реакції. Загалом пара H2SO4 перенасичена і, як правило, дуже перенасичена, над бінарними краплями розчину H2O-H2SO4. Частинки утворюються і ростуть шляхом осадження з парової фази залежно від температури навколишнього середовища й концентрації H2O та H2SO4. Ці аерозольні частинки потім транспортуються вітром (як і їхні попередники). Над нижньою стратосферою частинки можуть випаровуватися, утворюючи газоподібну сірчану кислоту, яка внаслідок фотолізу може трансформуватися в газоподібний SO2, а також знову окислюватися і конденсуватися в інших частинах стратосфери. Осадження з пари (сублімація) є основним механізмом збільшення аерозолю у стратосфері та вулканічних хмарах. Оскільки джерела та стоки аерозолів набагато сильніші у тропосфері, то час життя частинок сульфатного аерозолю у тропосфері - близько кількох діб, тоді як для стратосферного аерозолю він становить близько року. Цим пояснюється відносно рівномірне просторове розповсюдження сульфатного аерозолю у стратосфері та набагато менші просторові масштаби, пов'язані із тропосферним аерозолем. Уважається, що чисте джерело сірки у стратосфері має порядок 0,1 Тг S рік-1 за умови вулканічного спокою. Виверження вулкану повністю змінює баланс умов у стратосфері. Наприклад, виверження гори Пінатубо (1991) ввело в атмосферу приблизно 10 Тг S (у вигляді SO2) протягом кількох днів. Ця кількість інжекції приблизно у 100 разів більше, ніж з усіх інших джерел за рік. Парціальний тиск сірчаної кислоти при цьому досягає набагато вищих рівнів, ніж у фонових умовах. клімат планетарний потепління стратегія

Після виверження нові частинки зароджуються лише в найбільш щільних частинах хмари. Вони швидко коагулюють і розсіюються до рівнів концентрації, за яких немає значної агрегації частинок, що контролюється броунівською коагуляцією (за винятком, можливо, дуже високих навантажень сірки). Коагуляція, в основному, обмежує кількісну концентрацію частинок, а не їхній спектральний розмір, який залежить більше від інтенсивності джерела сірки. Отже, на ріст аерозольних частинок впливає як сублімація, так і коагуляція з іншими частинками. Уважається, що основний механізм утрати видів сірки зі стратосфери пов'язаний із седиментацією аерозольних частинок. Необхідно також ураховувати той факт, що у верхній стратосфері середній вільний пробіг між молекулами повітря може значно перевищувати розмір частинок, тому частинки випадають швидше, ніж у тропосфері. Седиментація стратосферного аерозолю у тропосферу (більші частинки осідають швидше) пришвидшить його вимивання з атмосфери внаслідок вологих і сухих процесів осадження. Швидкість розбавлення введеного SO2 є критичною через дуже нелінійну реакцію росту частинок і швидкості осідання у шлейфах, що розширюються; частинки мають бути лише 10 мкм або менше, щоб швидко не випадати зі стратосфери, що значно обмежує загальну масу зваженої речовини, оптичну товщину й інфрачервоний ефект. На це обмеження маси вказує 10-кратна масова інжекція гори Пінатубо, яка привела до незначного зростання видимої оптичної товщини лише через кілька місяців.Як бачимо, життєвий цикл цих частинок контролюється складною взаємодією між метеорологічними полями (напр., вітер, вологість і температура), місцевою концентрацією газоподібних видів сірки, концентрацією аерозольних частинок та їхнім розподілом за розмірами. В умовах вулканічного спокою, який часто називають фоновою умовою, парціальні тиски сірчаних газів залишаються відносно низькими, а виявлені аерозольні частки є доволі малими (Arnoldet.al., 2000;Baumanet.al., 2003; Yu&Turco, 2001) з типовим розподілом розмірів, що добре описуються логарифмічно- нормальним законом розподілу з радіусом сухого режиму, стандартним відхиленням і ефективним радіусом 0,05/2,03/0,17 мкм відповідно. Після вулканічного виверження, коли концентрація сірки стає набагато вищою, частинки виростають до значно більших розмірів (Collinset.al., 2006; Raschet.al., 2008). Через 6-12 місяців після виверження стратовулканів розподіл відповідно змінюється 0,376/1,25/0,43 мкм.

В оцінюваннях цих розподілів за розміром існує невизначеність. Було встановлено, що стандартне відхилення розподілу вулканічного аерозолю перебуває в діапазоні від 1,3-2 мкм і більше (Steele&Turco, 1997). Коли частинки малі, вони в основному розсіюють короткохвильовий енергетичний спектр і не відіграють ролі у впливі на інфрачервону частину енергетичного сонячного спектра. Більші частинки, які спостерігаються після виверження, розсіюються й поглинаються як короткохвильове, так і довгохвильове (інфрачервоне) випромінювання. Отже, маленькі частинки мають тенденцію до зворотного розсіювання сонячної енергії, назад у космос. Великі частинки розсіюють менш ефективно, але також затримують частину витоку енергії в інфрачервоному діапазоні. Тому розмір аерозолю суттєво впливає на радіаційний баланс.

Щоб збільшити масу й кількість сульфатних аерозолів у стратосфері, необхідно ввести нове джерело. Використовуючи Пінатубо як аналог (Crutzen, 2006;Wigley, 2006), джерело 5 Тг S рік-1 оцінено як достатнє, щоб збалансувати потепління, що обумовлене внаслідок подвоєння CO2. Ці дослідження передбачали, що довгострокова реакція кліматичної системи на поступову інжекцію буде подібна до швидкоплинної інжекції Пінатубо. Більш реалістичне оцінювання(Rasch, et.al., 2008) було отримано при моделюванні кліматичної системи, де використовувалися дані щодо кількості аерозолю, необхідного для збалансованого нагрівання, чутливого до розміру частинок. Запропонована модель передбачає інжекцію 1,5 Тг S рік'1 як достатню, щоб збалансувати потепління, обумовлене парниковими газами, якщо частинки мають такий вигляд, як у фонових умовах і, можливо, удвічі більшу, якщо частинки більші за вулканічні аерозолі. В аналогічному дослідженні (Robock, 2014; Robock, 2015) пропонується інжекція 1,5-5 Тг S рік- 1, припускаючи більші розміри аерозольних частинок, оскільки в полярних регіонах аерозолі швидше вимиваються зі стратосфери. Усі ці дослідження свідчать про те, що для балансування потепління знадобиться джерело в 15-30 разів інтенсивніше, ніж нинішні невулканічні джерела сірки у стратосфері з метою компенсування потепління, яке обумовлене подвоєнням CO2 в атмосфері. Зауважимо, що незважаючи на це, дуже велике збурення стратосферного сірчаного бюджету виявляється доволі невеликим збуренням загального сірчаного бюджету атмосфери. Існують конкуруючі проблеми у визначенні оптимального способу продукування геоінже- нерного сульфатного аерозолю. Оскільки фоновий аерозоль може бути основним стоком новоутворених частинок і парів, сама їхня наявність обмежує утворення нових сульфатних частинок. Коли стратосфера відносно чиста (вулканічний спокій), може відбутися накопичування перенасичення H2SO4 і зародження нових частинок. Тому сам сконструйований сульфатний шар стає обмежувальним фактором до постійної інжекції нових оптично ефективних аерозолів. Альтернативою може бути використання газу-прекурсору, який має тривалий час життя у тропосфері, використовуючи природні транспортні механізми доставляння його до стратосфери. COS може служити природним аналогом такого газу (Montzkaet.al., 2007), хоча він є канцерогенним і парниковим.

Сучасні джерела COS оцінюються в 1-2 Тг S рік-1, із яких близько 15% мають антропогенне походження. Приблизно 0,03-0,05 Тг S рік-1 досягає тропопаузи та потрапляє у стратосферу (Smith, 2020; Tilmeset.al., 2018). Час життя у тропосфері, за оцінками, становить приблизно 1-3 роки, а у стратосфері - набагато довше (3-10 років). У такий спосіб збільшення антропогенних джерел COS може привести до істотного збільшення кількості сульфатних аерозолів у стратосфері. Наприклад, зростання концентрації COS у 50 разів еквівалентне новому джерелу 1 Тг S рік1 (Quagliaet.al., 2021). Модифікація стратосферного аерозолю - це методологія введення аерозолів або їхніх прекурсорів для створення бажаного світловідбивного екрану.

Для моделювання клімату аерозолями на сьогодні необхідно використовувати параметри аерозолю, які часто залишаються незмінними у просторі та часі (ефективний розмір, розподіл за розміром, морфологія, хімічний склад). Існує багато фізичних обмежень до таких схем інжекції парів і аерозолів, включаючи дуже високу чутливість до швидкості зародження (гомогенна нуклеація), яку важко визначити кількісно у шлейфах інжекції. Найбільш оптично ефективними для зміни клімату є аерозольні частинки радіусом 0,1 мкм, у припущенні їхньої сферичності й однорідності. Частинки такого розміру мають близький до максимального переріз зворотного розсіювання на одиницю маси; вони є малі, щоб залишатися завислими у розрідженому стратосферному повітрі щонайменше рік. Отже, їх можна вводити на достатньо низьких рівнях для підтримання бажаної концентрації аерозолю проти коагуляції (можливо, протягом декількох місяців). Тривала коагуляція призводить до зростання аерозольних частинок і, зрештою, погіршує оптичну ефективність аерозолю. Якщо розмір частинок збільшується, тоді маса аерозолю, необхідного для підтримування фіксованої оптичної товщини, збільшується приблизно як ~ R, а локальний масовий потік осадження - як ~ R4, при цьому інфрачервоне поглинання частинок зростає як ~R3(Lee, Joonsuket.al., 2009; Liet.al., 2007; Zaveriet.al., 2010). Відповідно, для досягнення та стабілізації певного чистого радіаційного впливу більші за розміром частинки означають більші масові інжекції, які, у свою чергу, прискорюють ріст частинок, а це ще більше ускладнює обслуговування геоінженерного шару. Аерозолі верхньої тропосфери та стратосфери, зазвичай, мають близький до логарифмічно-нормального розподіл розмірів частинок із дисперсією 1,6-2,0 мкм. Такий розподіл вимагає більшої загальної маси частинок на цільову оптичну товщину, ніж майже монодисперсний аерозоль того самого середнього розміру й кількісної концентрації частинок. Відповідно, масові інжекції мають бути збільшені приблизно у два рази за інших рівних умов. Вузьким місцем при диспергуванні оптично ефективного аерозолю - за умови ідеальної деагрега- ції у форсунках інжектора - є коагуляція в ранній еволюції аерозольного шлейфу. Початкова концентрація частинок шлейфу масштабується обернено до площі поперечного перерізу шлейфу й довжини шлейфу; куб радіуса частинки масштабується з питомою густиною частинок, а також з масою корисного аерозольного навантаження. Оскільки властивості аерозолю (концентрація, розмір) зазвичай різняться в межах поперечного перерізу шлейфу (Yu&Turco, 1998; Yu&Turco, 1998), то для моделювання припускається рівномірне змішування, і розглядаються лише середні показники.

Для інжекції базового масового потоку приблизно 2,5 Тг S рік-1, або аерозольного навантаження 10 Тг, потрібні частинки з ефективним радіусом близько 0,1 мкм і кількісною концентрацією частинок 1 х 109 см'3. Для цього необхідно:

введення первинного сульфатного аерозолю за допомогою інжекторів, установлених на аероплатфор- мах у нижній стратосфері;

паливо з високим умістом сірки, для виділення прекурсорів аерозолів у потоці відпрацьованих газів реактивного двигуна.

Передбачається, що кожен процес інжекції має відбуватися рівномірно в шарі 15-25 км, при цьому початкові шлейфи необхідно розподілити по всьому регіону з метою уникнення перенасичення. Локалізація аерозольних частинок на менших висотах, у більш тонких шарах або регіонально - наприклад, у високих широтах - може призвести до загострення проблеми стосовно підтримування сконструйованого аерозольного шару за рахунок збільшення щільності частинок і, таким чином, збільшення коагуляції. Вплив висотної авіації на верхню тропосферу і нижню стратосферу широко вивчений, починаючи з надзвукової транспортної програми 1970-х років; він поширюється на новітні дозвукові літаки у США та Європі (Jordanet.al., 2018; Tilmeset.al., 2010). Ці проє- кти досліджували викиди від реактивних літаків, динаміку шлейфу, мікрофізичні й динамічні процеси. Збагачення авіаційного палива сполуками сірки (H2S, Sn) може збільшити масу сульфатних частинок у сліду струменя літака (Jordanet.al., 2018; Yu, &Turco, 1998; Yu&Turco, 1997). Частинки сірчаної кислоти утворюються шляхом радикальних реакцій у процесі згоряння палива в реактивних двигунах. Сірчана кислота - це побічний продукт залишків сірки в паливі (як правило, менше 1 % мас. S); більша частина сірки виділяється у вигляді SO2. Частка, що виділяється як H2SO4, зменшується зі збільшенням умісту сірки в паливі та становить приблизно 2 % мас. від загальної сірки в міру наближення вмісту сірки в паливі приблизно до 1 % (Arnoldet.al., 2000). Прямі вимірювання частинок у слідах реактивного струменя (Broc k Charleset.al., 2000) показали, що нуклеація частинок тонкої моди, які не містять сажу, узгоджується з відносною постійністю процесу інжекції. Сліди пари, що утворюються у струмені інжекції, можуть суттєво модифікувати властивості частинки (Yu&Turco, 1998).

Сліди конденсації надзвичайно рідкісні, оскільки у стратосфері зазвичай сухі умови. Якщо уявно підвищити вміст сірки в реактивному паливі до 5 % мас. для цілей геоінженерії, то під час стратосферних польотів щорічні витрати становитимуть приблизно 50 Тг палива (половина від кількості польотів, що використовується наразі комерційною авіацією), з якого імітується до 2,5 Тг S, що в кінцевому підсумку утворить приблизно 10 Тг сульфатного аерозолю. Загальна кількість імітованих частинок становитиме приблизно 5 х 1027 Якщо аерозоль рівномірно розподілити у стратосферному шарі товщиною 10 км на висоті 15-25 км, то це дасть середню концентрацію 1 х 103 см'3 з радіусом частинок приблизно 0,06 мкм; іншими словами, ідеальний геоінженерний сонячний екран.

Наведені оцінки припускають:

відсутність несподіваної хімії чи мікрофізики на ранній стадії інжекції, які могли б суттєво змінити коефіцієнт викиду;

ідеальний розподіл сульфатної маси у стратосферному шарі;

відсутність механізму коагуляції.

Висновки. Основна перевага сульфатних аерозолів, як засобу для модифікації альбедо Землі, полягає в тому, що природа вже виконала відповідні експерименти у вигляді вулканічних нагнітань сірки (гора Пінатубо, 1991). Гора Пінатубо інжектувала близько 9 Мт S у стратосферу, утворивши сульфатний аерозольний шар, що охолодив Землю на ~ 0,5оС протягом року. Як інструмент кліматичної інженерії, сульфати, однак, є примітивним інструментом. До їхніх недоліків можна віднести таке:

продукувати сульфатний аерозоль оптимального спектрального розміру важко;

розсіювання сульфатного аерозолю сильно залежить від розміру його частинок, максимум ефективності досягається за діаметра частинки ~ 0,3 мкм і швидко зменшується за більших або менших розмірів частинок;

аерозолі, що утворюються шляхом безперервної інжекції SO2, мають розподіл розмірів, який значно перевищує оптимальний, оскільки більша частина доданої сірки осідає на вже існуючих частинках, що істотно обмежує радіаційний вплив унаслідок утворення грубих частинок;

створення радіаційного впливу, достатнього для компенсації радіаційного ефекту, викликаного подвоєнням концентрації CO2, вимагає великих інжекцій сірки;

проблема посилюється, якщо сульфатні аерозолі досягають більш теплих шарів у верхній стратосфері, де тиск пари H2SO4 є достатньо високим, щоб забезпечити перенесення маси в паровій фазі від менших частинок до більших, що ускладнює підтримання відповідного розміру аерозолю, який розповсюджується;

сульфатні аерозолі значно збільшують співвідношення дифузної до прямої інсоляції на поверхні (напр., виверження Пінатубо збільшило кількість розсіяного сонячного світла ясного неба, що досягає земної поверхні більш ніж у два рази; це викликало, у свою чергу, різноманітні побічні ефекти від зміни продуктивності екосистем до зниження ефективності сонячних енергетичних систем);

сульфати в нижній стратосфері забезпечують реакційну здатність поверхні, які можуть прискорити каталітичне видалення озону внаслідок перетворення хлору із пластових видів до CIO. Цей ефект може бути більш серйозним, якщо концентрація водяної пари в нижній стратосфері збільшується зі збільшенням глобальної температури.

Ураховуючи недоліки сульфатних аерозолівяк схеми геоінженерії кліматичної системи, варто досконало вивчити можливості проєктування розсіювання сонячного випромінювання з метою досягнення бажаного радіаційного ефекту з меншими витратами та важкими побічними ефектами.

References

1. Andreae, M., Jones, C. & Cox, P. (2005). Strong present-day aerosol cooling implies a hot future. Nature 435, p.1187-1190.

2. Arnold, F., A. Kiendler, V. Wiedemer, S. Aberle, T. Stilp, andR. Busen (2000). Chemiion concentration measurements in jet engine exhaust at the ground: Implications for ion chemistry and aerosol formation in the wake of a jet aircraft, Geophys. Res. Lett., 27, p. 1723-1726, 2000.

3. Augustine, G., Soderstrom, S., Milner, D., & Weber, K. (2019). Constructing a distant future: Imaginaries in geoengineering. Academy of Management Journal, 62(6), p. 1930-1960. 2019.

4. Bala G., Duffy P. B., Taylor K. E. (2008). Impact of geoengineering schemes on the global hydrological cycle. pNaS 2008, vol. 105, no. 22, p. 7664-7669. 2008.

5. Bala G.(2009) Problems with geoengineering schemes to combat climate change. CURRENT SCIENCE, Vol. 96, No. 1, 10, 2009.

6. Ban-Weiss G. A . and Caldeira K. (2010). Geoengineering as an optimization problem. - Environ. Res. Lett., 5 034009, 2010.

7. Bauman J. J., Russell P. B., Geller M. A., Patrick Hamill. (2003). A stratospheric aerosol climatology from SAGE II and CLAES measurements: 2. Results and comparisons, 1984-1999. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, v. 108,2003.

8. Bengtsson, I. (2001). Uncertainties of global climate predictions', in Schulze, E.-D., et al. (eds.), Global Biochemical Cycles in the Climate System, Academic Press, pp. 15-30. ISBN 0-12-631260-5.

9. Bengtsson, L., Semenov, V. and Johannessen, O. M. (2004). The early 20th century warming in the Arctic - A possible mechanism', Journal of Climate, 17 (20). pp. 4045-4057. 2004. ISSN 0894-8755.

10. Bengtsson, L. (2006) Geo-Engineering to Confine Climate Change: Is it at all Feasible? Climatic Change, 77 (3-4). pp. 229-234. 2006. ISSN 0165-0009.

11. Bengtsson, L., Hodges, K. I., Roeckner, E., and Brokopf, R. (2006). On the naturalvariability of thepre-industrial European Climate', Climate Dyn. 1-18, 2006.

12. Brock Charles A., Schroder F. Kfircher B., Petzold A., Busen A., Fiebig M. (2000). Ultrafine particle size distributions measured in aircraft exhaust plumes. Journal of geophysical research, Vol. 105, No. D21, p. 26555-26,567. 2000.

13. Budyko, M. I. (1977). Climatic Changes. American Geophysical Union, 1977.

14. Collins, W. D., Hack J. J., Rasch P. J., (2006). The Formulation and Atmospheric Simulation of the Community Atmosphere Model: CAM3. Article in Journal of Climate. June 2006.

15. Crutzen, P. J. (2006). Albedo enhancement by stratospheric sulfur injections: A contribution to resolve a policy dilemma? Climatic Change, this issue.

16. Cvijanovic I., Caldeira K., MacMartin D. G. (2015). Impacts of ocean albedo alteration on АгсЬс sea ice restoration and Northern Hemisphere climate. - Environ. Res. Lett., vol. 10, 044020.

17. Dai, Z, Weisenstein, D. K, & Keith, D. W. (2018). Tailoring meridional and seasonal radiative forcing by sulfate aerosol solar geoengineering. Geophysical Research Letters, 45(2), 1030-1039.

18. Delworth, T. L, & Knutson, T. R. (2000). Simulation of early 20th century global warming. Science, 287(5461), p. 2246-2250.

19. Dentener, F. J., Carmichael, G. R., Zhang, Y, Lelieveld, J., & Crutzen, P. J. (1996). Role of mineral aerosol as a reactive surface in the global troposphere. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 101(D17), 22869-22889.

20. Driscoll S., Bozzo A., Gray L. J., Robock A., and Stenchikov G. (2012). Coupled Model Intercomparison Project 5 (CMIP5) simulations of climate following volcanic eruptions. - J. Geophys. Res., vol. 117, D17105,

21. Gasparini B., Munch S., Poncet L., Feldmann M., Lohmann U. (2017). Is increasing ice crystal sedimentation velocity in geoengineering simulations a good proxy for cirrus cloud seeding? Atmos. Chem. Phys., 17, p. 4871-4885.

22. Gilfillan D., Marland G. (2021). CDIAC-FF: global and national CO2 emissions from fossil fuel combustion and cement manufacture: 1751-2017. Earth Syst. Sci. Data, 13, p. 1667-1680, 2021.

23. Govindasamy, B. and Caldeira, K. (2000). Geoengineering Earth's radiation balance to mitigate CO2-induced climate change. Geophys. Res. Lett.,2000, 27, p. 2141-2144.

24. Govindasamy, B., Caldeira, K, Duffy, P. B. (2003). Geoengineering Earth's radiation balance to mitigate climate change from a quadrupling of CO2. Global Planet. Change, 2003, 37, p. 157-168.

25. Gunderson R., Petersen B., Stuart D. (2018). A Critical Examination of Geoengineering: Economic and Technological Rationality in Social Context. Sustainability 2018, 10, 269, p. 1-21.

26. Gunderson, R., Stuart, D., & Petersen, B. (2019). The political economy of geoengineering as plan B: Technological rationality, moral hazard, and new technology. New Political Economy, 24(5), p. 696-22.7.15. New Political Economy 2019, Vol. 24, No. 5, 696-715.

27. Heald, C. L., Jacob, D. J., Park, R. J., Russell, L. M., Huebert, B. J., Seinfeld, J. H, Weber, R. J. (2005). A large organic aerosol source in the free troposphere missing from current models. Geophysical Research Letters, 32(18).

28. Heckendorn P., Weisenstein D, Fueglistaler S, Luo B.P., Rozanov E., SchranerM., Thomason L. W., Peter T. (2009). The impact of geoengineering aerosols on stratospheric temperature and ozone. Environ. Res. Lett. 4 (2009) 045108 (12pp)

29. Horowitz Hannah M., Holmes C., Wright A., Sherwen T, Wang X., Evans M., Jiayue Huang J., Jaegle L., Chen Q., Shuting Zhai S., Alexander B. (2020). Effects of Sea Salt Aerosol Emissions for Marine Cloud Brightening on Atmospheric Chemistry: Implications for Radiative Forcing. Geophys Res Lett. 2020 Feb 28; 47(4).

30. IPCC_Sixth_Assessment_Report Working Group 1, 9/8/21

31. Jordan P. Smith, John A. Dykema, and David W. Keith. (2018). Production of Sulfates Onboard an Aircraft: Implications for the Cost and Feasibility of Stratospheric Solar Geoengineering. Earth and Space Science, 2018, vol. 5, p. 75-174.

32. Keith, D. W. (2000). Geoengineering the climate: History and prospect. Annual review of energy and the environment, 25(1), p. 245-284.

33. Kim Do-Hyun, Shin Ho-Jeong, Chung Il-Ung. (2020). Geoengineering: Impact of Marine Cloud Brightening Control on the Extreme Temperature Change Over East Asia. Atmosphere 2020, 11, 1345.

34. Kravitz, Ben, Alan Robock, Luke Oman, Georgiy Stenchikov, and Allison B. Marquardt. (2009). Sulfuric acid deposition from stratospheric geoengineering with sulfate aerosols. J. Geophys. Res., 114, D14109.

35. Kravitz, B., Robock, A., Boucher, O., Schmidt, H., Taylor, K. E., Stenchikov, G., and Schulz, M. (2011). The Geoengineering Model Intercomparison Project (GeoMIP). Atmospheric Science Letters, 12, 162- 167

36. Kravitz, Ben, and Alan Robock. (2017). Vetting new models of climate responses to geoengineering: The Seventh Meeting of the Geoengineering Model Intercomparison Project; Newry, Maine, 26 July 2017, Eos, 98.

37. Kravitz, Ben, Alan Robock, Olivier Boucher, Mark Lawrence, John C. Moore, Ulrike Niemeier, Trude Storelvmo, Simone Tilmes, and Robert Wood. (2018). The Geoengineering Model Intercomparison Project - introduction to the second special issue. Atmos. Chem. Phys., 18, 9 pp.

38. Lee, Joonsuk; Yang, Ping; Dessler, Andrew E.; Gao, Bo-Cai; Platnick, Steven. (2009). Distribution and Radiative Forcing of Tropical Thin Cirrus Clouds. Journal of the Atmospheric Sciences. 66 (12): 3721-3731. Bibcode:2009JAtS...66.3721L.

39. Li, Z, Xia, X., Cribb, M., Mi, W, Holben, B, Wang, P, ... & Dickerson, R. E. (2007). Aerosol optical properties and their radiative effects in northern China. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, vol. 112(D22).

40. Lunt, D. J., Ridgwell, A., Valdes, P. J., Seale, A. (2008). Sunshade World: A fully coupled GCM evaluation of the climatic impacts of geoengineering. Geophys. Res. Lett., 2008, 35, L12710.

41. Matthews H. D., Caldeira K. (2007). Transient climate-carbon simulations of planetary geoengineering. PNAS 2007, vol. 104, no. 24, p. 9949-9953.

42. McClellan, J., D. W. Keith, and J. Apt (2012) Cost analysis of stratospheric albedo modification delivery systems, Environmental Research Letters.

43. McCusker, K. E., K. C. Armour, C. M. Bitz, and D. S. Battisti. (2014). Rapid and extensive warming following cessation of solar radiation management, Environmental Research Letter.

44. Mittiga, R. (2019). What's the Problem with Geo-engineering? Social Theory and Practice. Vol. 45, No. 3, p. 471-499.

45. Montzka S., Calvert, B. D. Hall, J. W. Elkins, T. J. Conway, P. P. Tans, C. Sweeney (2007). On the global distribution, seasonality, and budget of atmospheric carbonyl sulfide (COS) and some similarities to CO2.

46. Montzka S., Calvert P, Hall B. D, Elkins J. W, Conway T. J., Tans P. P, Sweeny C.(2007) On the global distribution, seasonality, and budget of atmospheric carbonyl sulfide (COS) and some similarities to CO2. Journal of Geophysical Research 112, p. 1-15.2007.

47. Niemeier U, Schmidt H., Alterskj&r K, Kristjansson J. E. (2013). Solar irradiance reduction via climate engineering: Impact of different techniques on the energy balance and the hydrological cycle. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, Vol. 118, P. 11905-11917

48. Pitari G., Daniele Visioni D, Mancini E, Cionni I., Glauco Di GenovaG., Gandolfi I. (2016). Sulfate Aerosols from Non-Explosive Volcanoes: Chemical-Radiative Effects in the Troposphere and Lower Stratosphere. Atmosphere 2016, 7, 85, p. 2-24.

49. Quaglia I., Daniele VisioniD., Pitari G. and Ben Kravitz B.(2021) A novel approach to sulfate geoengineering with surface emissions of carbonyl sulfide. Atmospheric Chemistry and Physics. Preprint. Discussion started: 11 October 2021.

50. Rasch, Philip J., Simone Tilmes, Richard P. Turco, Alan Robock, Luke Oman, Chih-Chieh (Jack) Chen, Georgiy L. Stenchikov, and Rolando R. Garcia. (2008). An overview of geoengineering of climate using stratospheric sulfate aerosols. Phil. Trans. Royal Soc. A., 366, 4007-4037

51. Rasch, P. J., Crutzen, P. J., Coleman, D. B. (2008). Exploring the geoengineering of climate using stratospheric sulfate aerosols: The role of particle size. Geophysical Research Letters, vol. 35, 2, L02809,

52. Rasch, P. J., Tilmes, S., Turco, R. P., Robock, A., Oman, L., Chen, C. C., ... & Garcia, R. R. (2008). An overview of geoengineering of climate using stratospheric sulphate aerosols. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 366(1882), p. 4007-4037.

53. Righi M., Hendricks J., Ulrike Lohmann U., Beer C. G., Valerian Hahn V., Heinold B., Romy Heller R., Kramer M., Ponater M., Christian Rolf C., Ina Tegen I., Voigt C. (2020). Coupling aerosols to (cirrus) clouds in the global EMAC-MADE3 aerosol-climatemodel. Geosci. Model Dev., 13, p. 1635- 1661,2020.

54. Robock A. (2000). Volcanic Eruptions and climate. Reviews of Geophysics, 38, 2 p. 191 219.

55. Robock, A., (2008). Whither geoengineering? Science, 320, p. 11661167.

56. Robock, A., Allison B. Marquardt, Ben Kravitz, and Georgiy Stenchikov. (2009). The benefits, risks, and costs of stratospheric geoengineering. Geophys. Res. Lett., 36, L19703

57. Robock, A., Douglas G. MacMartin, Riley Duren, and Matthew W. Christensen. (2013). Studying geoengineering with natural and anthropogenic analogs. Climatic Change, 121, p. 445-458

58. Robock, Alan. (2014). Stratospheric aerosol geoengineering, Issues Env. Sci. Tech. (special issue "Geoengineering of the Climate System"), 38, p. 162-185.

59. Robock, Alan. (2015). Cloud control: Climatologist Alan Robock on the effects of geoengineering and nuclear war. Bull. Atomic Sci.,

60. Robock, Alan. (2016). Albedo enhancement by stratospheric sulfur injection: More research needed. Earth's Future, 4

61. Robock, Alan. (2014). Stratospheric aerosol geoengineering, Issues Env. Sci. Tech. (special issue "Geoengineering of the Climate System"), 38, p. 162-185.

62. Schmidt, H, K. Alterskj&r, D. Bou Karam, O. Boucher, A. Jones, J. E. Kristjansson, U. Niemeier, M. Schulz, A. Aaheim, F. Benduhn, M. Lawrence, and C. Timmreck. (2012). Solar irridiance reduction to counteract radiative forcing from a quadrupling of CO2: Climate responses simulated by four Earth system models. Earth Syst. Dynam., Eart Syst. Dynam., 3, p. 63-78.

63. Smith W. The cost of stratospheric aerosol injection through 2100 (2020). Environ. Res. Lett. 15 (2020),114004.

64. Solomon S. IPCC (2007): Climate change the physical science basis. Agufall meeting abstracts. Vol. 2007, p. U43D-01.

65. Steele, H. M., Turco, R. P. (1997). Separation of aerosol and gas components in the Halogen Occultation Experiment and the Stratospheric Aerosol and Gas Experiment (SAGE) II extinction measurements' Implications for SAGE II ozone concentrations and trends. Journal of Geophysical Research, Vol. 102, No. D16, p. 19,665-19,681,1997.

66. Tilmes S., Pan L. L.,Hoor P., Atlas E., Avery M. A. Campos T. Christensen L. E., Diskin G. S., GaoR.-S., Herman R. L., Hintsa E.J., Loewenstein M., Lopez J., Paige M. E, Pittman J. V., Podolske J. R., et.al. (2010). An aircraft-based upper troposphere lower stratosphere O3, CO, and H2O climatology for the Northern Hemisphere. Journal of Geophysical Research, Vol. 115, D14303

67. Tilmes S., Fasullo J., Lamarque J-F, Marsh D. R., Mills M, Kari Al- terskj&r K., MuriH., Kristjansson J. E., Boucher O., Schulz M., ColeJ. N. S, Curry C. L., Jones A., Haywood J., Irvine P. J., Moor J. C., KaramD. B., Kravitz B, RaschP. J., Singh B., Yoon J.-H., Niemeier U., Hauke Schmidt H., Robock A., Yang S., and Shingo Watanabe S. (2013). The hydrological impact of geoengineering in the Geoengineering Model Intercomparison Project (GeoMIP). J. Geophys. Res. Atmos., 118, 11,036-11,058.

68. Tilmes S., Richter J. H., Mills M. J., Kravitz B., Macmartin D. G., Garcia R. R., Kinnison D. E., Lamarque J.-F., Tribbia J. and Vitt F. (2018). Effects of different stratospheric SO2 injection altitudes on stratospheric chemistry and dynamics J.Geophys. Res. 2018,.123, p. 4654-4673.

69. Wigley T. M. L. (2006). A combined mitigation/geoengineering approach to climate stabilization. Science vol. 314, p. 452-454.

70. Yu, F., and R. P. Turco. (1998). The formation and evolution of aerosols in stratospheric aircraft plumes: Numerical simulations and comparisons with observations, J. Geophys. Res., 103, p. 25915-25934.

71. Yu, F., and R. P. Turco. (1998). Contrail formation and impacts on aerosol properties in aircraft plumes: Effects of fuel sulfur conten.Geophysical Research Letters, vol. 25, no. 3, p. 313-316.

72. Yu F., Turco R. P. (1997) The role of ions in the formation and evolution of particles in aircraft plumes. J. Geophysical Research Letters. v. 24, № 15, p. 1927-1930, 1997.