(2006年度につくった教材ページで、その後は細部の修正だけです。)
リンク先のうち、[*]という記号がついているものは、 暫定かつ学内限定のページです。
参考文献は授業全体の文献リスト参照。 ここでは「著者・発行年」あるいは「編者・発行年・著者」だけの形で示してある。 なお、図は直接引用された文献の著者のオリジナルではなく他の文献からの 引用のこともあるが、ここでは間接的な出典は省略した。
太陽系は46億年前にできた (その過程の概念図: [*]図3[東大地球惑星2004:阿部豊:図1a])。
太陽系の惑星のうち、水星・金星・地球・火星を地球型惑星、 木星・土星・天王星・海王星を木星型惑星ということがある。 元素組成についてみると、木星型惑星は太陽と同様にH, Heが主要成分だが、 地球型惑星はH, Heが少なく、主要成分はO, Si, Feなどである。 (なお冥王星はどちらの型とも違い、むしろ彗星に近く、水やメタンの氷、 元素でいえばH, O, Cなどからなっていると考えられている。)
地球型惑星の中で、地球には海(液体の水)があるという特徴がある。 液体の水が存在する温度・圧力範囲は限られている ([*]図4[東大地球惑星2004:阿部:図2])。 圧力条件はおもに惑星にどれだけの質量が集積するかにより、 温度条件はエネルギー収支によるがそのうち太陽からくる放射エネルギーは (惑星間の吸収を無視すれば)太陽からの距離の2乗に反比例する ([*]図1[内嶋2005:図1.2]「相対太陽定数」)、 現実の各惑星の温度(図1)は、 太陽放射反射率(アルベド)も大気の温室効果も違うので 必ずしも太陽に近いほど高いとは限らないが、 海ができる条件に対して、金星は太陽に近すぎる可能性があり、 火星は遠すぎる。
大気の組成を比べると([*]図2[内嶋2005:図2.1])、 金星・火星の大気はいずれも二酸化炭素が主成分であり、次に窒素が多いのに 対して、地球大気の特徴は、二酸化炭素が少ないことと、酸素(O2)が あることである。 酸素の存在は、明らかに光合成をする植物の働きによる。 光合成によって作られた有機物の一部が、石炭をはじめとする炭素の比率の高い物質 として固体地球に固定され、そのぶんだけ、CO2に代わって O2が大気中に残った。 (それを前提としてO2を消費する生物も進化した。) 大気中の二酸化炭素が少ないのは、光合成も多少は効いているが、 むしろ大きいのは炭酸カルシウム(CaCO3)などの炭酸塩として (たとえば炭酸カルシウムを主成分とする岩石である石灰岩として) 固体地球に固定されたことである。 これには海があることが前提となるが、 さらに、カルシウムイオンの供給のためには陸(固体地球が大気に接している部分)も あって岩石が風化することも前提となる。 炭酸塩をつくる反応は生物がいなくても起こるが、少なくとも古生代以後はほとんどが 炭酸カルシウムの殻をつくる生物(植物・動物の両方を含む)が関与している。
このように、地球の大気の二酸化炭素と酸素の量の変化が、 植物の光合成能力の進化と関連して起こったことはまちがいない。 ([*]図9[東大地球惑星2004:田近英一「地球大気の進化」:図1]、 [*]図8[熊澤ほか2002:山本啓之:図6.3.4])。 もう少し広げて言えば、地球の状態の変化は生物の進化のきっかけとなり、 また生物の影響を受けて起こってきたといえる (たとえば[*]図7[熊澤ほか2002:丸山茂徳:図1.2.4])。 この相互依存関係を「生命と地球の共進化」と表現することがある (和田(2002)は「自然と生命の二重ラセン」と表現している)。 ここで「生命の進化」はDarwin型の突然変異・自然選択(適者生存)による進化と 考えられるが、「地球の進化」の意味は必ずしも明確ではない。 大気圏と水圏が分かれ、さらに生物圏が分かれるといった「分化」のことだと 考える人もいるが、それだけとみるのも適切ではなさそうだ。
海は、地球史の初期1億年以内にできて、その後全部蒸発して水蒸気になった ことはなかったと考えられている。 一方、全部凍結したことはあったという説が最近(1990年代以後)有力になってきた。 これを英語ではsnowball earthと表現することがある。 日本語では「雪だるま地球」と言ってもよいのだが「全球凍結」のほうがふつうのようだ。 複数回あったかもしれないが、それぞれの持続時間は百万年の桁だったと考えられている。
最近の約3千万年間は、南極氷床が持続して存在し、 全球凍結に比べれば少ないが、地球史のなかでは氷の多い時代である。 このように大陸氷床があった時代を「氷河時代」、 なかった時代を「無氷河時代」と表現することがある (小さい氷河までなかったかどうかは不確実なのでこの表現はあまりうまくないが)。 [*]図10[東大地球惑星2004:田近(5章):図3]に黒く示されたところや [*]図16[熊澤ほか2002:田近:図4.4.2]の下の帯の黒い部分が「氷河時代」を示す。
最近の氷河時代(図10の表現では「新生代氷河期」)のうちには、 氷がひろがったり縮小したりの変化が起きている。 第四紀と呼ばれる最近約二百万年間には、 北アメリカやヨーロッパに大陸氷床のひろがった「氷期」と それらの氷床が消滅した(しかし南極とグリーンランドには氷床がある) 「間氷期」との間で振動的な変化がみられる。 2万年前は氷期のひとつの極大期であり、 現在は、「後氷期」ともいわれるが、 今後も周期的な変動が起こるだろうという立場ではひとつの間氷期である。 氷期・間氷期サイクルの時間スケールでは、地球の水の総質量はほぼ一定なので、 氷床がふえればそのぶんだけ海水の量が減る。 したがって氷期・間氷期は、海水準の低い時期・高い時期でもある。 ひとつ前の氷河時代(図10では「ゴンドワナ氷河期」)である石炭紀は、 北アメリカやイギリスの主要な石炭層が堆積した時代であり、 石炭(陸の植物の化石)を含む層は海成層と交互に堆積していることが多いそうだ。 この時代にも氷期・間氷期サイクルの海水準変動があったらしい。
地球環境の状態の変数として、地表面付近の温度または雪氷の量に注目する。 雪氷の多いことは、地表面付近の気温の低いことの指標でもあり、 また、雪氷は土壌や水面よりも太陽放射反射率(アルベド)が大きいので、 気温を低くする要因のひとつでもある。 同じ物体・同じ相(固体・液体・気体)では、温度が高い状態は低い状態よりも エネルギーが大きい。 また、相変化に注目すると、氷がもつエネルギーは同じ温度の液体の水よりも少ない。 したがって、温度と雪氷の量とは相互に制約しあっており、 両方あわせて、地球のエネルギー収支の結果として決まっていると考えられる。
地球のエネルギー収支を0次元(空間変化を無視)、定常(時間変化を無視)の
つりあいの問題として考えると
[「地球の放射収支」の節参照]、
(1/4) S ( 1 - α ) = σ Te4 ... (1)
のようになる。
ここでSは地球の位置の太陽に正面を向けた面に達する面積あたり・時間あたりの
太陽放射エネルギー、αは地球の太陽放射反射率、
σはStefan-Boltzmannの定数、Teは地球の有効放射温度。
大気の温室効果を、
Ts = g Te ... (2)
のように表現しておく。Tsは地上気温、gは温室効果の強さをあらわす
係数。
たとえば、大気を
[「温室効果の基本」の節で説明した]「1枚の理想的なガラス」で近似した場合には、
g = 2(1/4) ≒ 1.2である。
エネルギー収支を変動させる要因を列挙してみる。 記号(a)..(f)は、町田ほか(2003)の増田による4.2節の記述に合わせておいた。 まず、Sを変える要因として
[*]図5[東大地球惑星2004:阿部:図3b]の横軸はここでいう(1/4)Sである。 縦軸は二酸化炭素量で、これが多いほど温室効果が強い((f))。 水蒸気自体も温室効果物質であり、温度に対して正のフィードバックとして働く。 Sがある程度以上大きい場合にはこのフィードバックが 「暴走」して海は全部水蒸気になってしまう。 地球ではこれは起こらなかったと考えられる。 金星では、もし過去にH2Oがあって液体の海ができようとしたとしても、 暴走温室状態になって海は消滅した可能性が高い。 (その後水蒸気は分解して水素は宇宙空間に逃げ、酸素は岩石に化合したと考えられる。)
地球が雪氷に覆われた状態はそうでない状態よりもαが大きいので(要因(d))、 仮にS、gが同じだとすると、Tsが低くなる。 一方、雪氷の存在はTsがある値より低い場合にだけ可能になるだろう。 gを固定していろいろなSの値について考えると、 定常状態は、 Sがある値S1より小さい場合は地球が雪氷に覆われた状態だけ、 ある値S2より大きい場合は雪氷のない状態だけ、 S1とS2の間の場合は両方が存在しうることになるだろう。
太陽がエネルギーを出すことができるのは、 水素からヘリウムへの核融合反応が起こっているからである。 これの反応の結果、太陽を構成する物質の密度が変わり、太陽の体積が変わり、 太陽が出す時間あたりのエネルギー量も変わる(上の要因(a))。 地球ができた初期には、Sは現在の約70%だったと考えられている。 これをもとに、α、gを現在と同じとして計算すると、 Tsは現在よりかなり低くなり、 温度からみて、地球は雪氷に覆われた状態になるはずである ([*]図6[熊澤ほか2002:田近:図4.5.3])。 そしてSが現在の値までふえても、 雪氷に覆われた状態はもうひとつの安定な状態なので、維持されるのではないか? しかし地質的証拠からは、地球が長期間(数千万年以上)にわたって雪氷に覆われたとは考えにくい。
過去の大気には二酸化炭素が多くgが大きかった(要因(f))とすれば 矛盾は生じない。 図9の大気中二酸化炭素量は、このことも考慮して推定したものである。
大気中の二酸化炭素濃度を変化させる要因のうち、 とくに百万年以上の時間スケールで重要となってくるのは、 固体地球と大気・水圏の間の炭素循環である。 炭酸塩や有機物として固体地球に移った炭素の一部が、 火山ガスとして大気中にもどってくる ([*]図14-B[東大地球惑星2004:田近:図1])。 仮に炭酸塩や有機物の蓄積速度が一定とすれば、 火山活動が活発なほど大気中の二酸化炭素がふえることになる。
一方、炭素が炭酸塩の形で固体地球に移る速度を決める要因のひとつは、 炭酸塩ではないがカルシウムなどの元素を含む岩石の風化であり、 それは気候が温暖なほど速い傾向がある ([*]図14-A[東大地球惑星2004:田近:図2])。 この効果は、温度が高いほど大気から二酸化炭素が奪われ、温室効果を弱めるので、 負のフィードバックであり、温度と二酸化炭素濃度の変化を安定化させるように 働く。
【火山ガスにはCO2のほかにSO2(二酸化イオウ)も 含まれている。 酸素と水蒸気を含む大気中ではこれは硫酸(H2SO4)液滴に変わり、エーロゾルとして大気中に漂う。 エーロゾルは温室効果と太陽放射を反射する効果があるが(要因(e))、 硫酸液滴の場合は反射効果が強く、地表面温度を下げるように働く。 しかし硫酸エーロゾルが大気中にとどまる時間スケールは1年の桁(たとえば2年程度)である。 火山が気候に及ぼす効果は、1年の桁では硫酸エーロゾルの反射効果が主であり、 1万年以上の桁ではCO2の温室効果が主である。】
全球凍結は25億年前から6億年前までに何度か起こった可能性があるが、 数百万年の時間スケールで解消したらしい。 全球凍結を解消させる要因としていちばん有力なのは、 火山ガス起源の二酸化炭素による温室効果である ([*]図11[東大地球惑星2004:田近:図4]、 [*]図12[熊澤ほか2002:田近:図4.5.1]、 [*]図13[東大地球惑星2004:田近:図5])。 全球凍結の時代に、とくに火山活動が活発だったとは考えにくいが、 風化反応や生物活動が非常に弱いので (結果からみて生物活動は完全には止まらなかったようだが)、 二酸化炭素は固体地球にもどらず、大気中に蓄積を続けたと考えられる。
いちばん確実な全球凍結は約6億年前であり、 それに続く時代の生物の爆発的進化(古生代の始まり)のきっかけとなったと 考えられる。
古生代・中生代・新生代をまとめて顕生代ともいう。
顕生代の中の時代区分は、化石が残っている生物の種類の違いにもとづいている。 時代の境は、たくさんの生物種が絶滅した時期である。 なかでも古生代と中生代の境界(ペルム紀と三畳[トリアス]紀の境界でもあるのでP-Tと 示される)には大部分の生物種が絶滅した ([*]図15[熊澤ほか2002:磯崎行雄:図6.4.2])。
顕生代の大気中CO2濃度の変動と氷の変動はだいたい対応している ([*]図16[熊澤ほか2002:田近:図4.4.2])。 約4.5億年前(オルドビス紀)にCO2濃度が高かったにもかかわらず 氷床があったことは説明しにくい。 氷床の存在を制約する条件として気温のほかに海陸配置も考慮した研究が 行なわれているが、 わたしは最近の研究動向を追いかけていないのでここでは省略した。
CO2を変動させた要因のひとつは火山ガス供給量の変化である。 [*]図17[熊澤ほか2002:田近:図4.4.1]に示されたのは海洋底拡大速度だが、 海底での火山活動の強さの指標とみることができる。 もうひとつは生物の活動であり、とくに約4億年前に光合成をする植物が陸上に 進出して大気中のCO2の消費を速めた。
最近の6千5百万年を新生代という。 この期間の地球の気候の大きな傾向は寒冷化といえる ([*]図18[多田 1991:図1])。
【 気候の指標として、海底堆積物中の、有孔虫という小動物の殻の炭酸カルシウムの 酸素同位体比(酸素原子のうちで中性子数の多い「酸素18」が含まれる相対比)が よく使われる。 この量は、海水の酸素同位体比が同じでも、有孔虫が殻をつくったその場の水温に よっていくらか変わるが、 少なくとも新生代後半の状況では、 主として海水の酸素同位体比の変化を表わしていると考えられる。 それは、海水の一部が蒸発して雪として降り氷床に蓄積されていることに伴うもので、 重い酸素18は蒸発しにくいので、氷床の量が多いほど残された海水の酸素同位体比は 大きい。 つまり酸素同位体比は世界の氷の総量の指標とみることができる。 】
南極氷床は約3千5百万年から持続しており、約1千5百万年前に大きくなった。 北半球の大陸氷床は約3百万年前から発達した。 約3百万年前以後の氷の量は、単に多くなったのではなく、 大きな振動的変化をしている (図19[住ほか1996:増田耕一・阿部彩子:図4.6])。
新生代のうち最近約2百万年間を第四紀という。 この時期には氷床の拡大・縮小がくりかえされた (図24[住ほか1996:増田・阿部:図4.10])。 氷の総量の指標(図24(b)、その周期解析の結果が(d))には、 第四紀のうちでも新しい時期(図24の0.6〜0百万年前)には約10万年周期が、 少し古い時期(図24の1.6〜1.2百万年前)には約4万年周期がみられる。 変動の振幅も10万年周期のみられる時期のほうが大きくなっている。
この時期は全体として広い意味の氷河時代であるが、 そのうち氷が拡大した時期を氷期、相対的に縮小した時期を間氷期という。 氷期には、北アメリカ・ヨーロッパに大きな氷床が発達した。 その証拠は、とくにいちばん新しい氷期のものは、地形などによく残っている。 (NHKビデオ「地球大紀行・氷河期襲来」 [読書ノート]参照)
最近約1万年は完新世または後氷期と呼ばれるが、 氷期・間氷期サイクルのうちのひとつの間氷期であると考えられる。 (人為的温室効果気体の増加で氷期サイクルから脱出した可能性もあるが)。 ひとつ前の間氷期は、約13万年前であり、 国際的には「海洋酸素同位体比ステージ5e」という番号で示されるのがふつうだが、 ヨーロッパではエーム(Eem)、 日本では下末吉(横浜市鶴見区の地名)という名前で呼ばれることが多い。
【[2006年度慶応大学湘南藤沢キャンパスでの授業の際の注] 慶応大学湘南藤沢キャンパスのいちばん高い部分は、 この下末吉期にはごく浅い海であり、 その後陸となって、箱根・富士などの火山噴出物がのったものである [湘南藤沢キャンパスの地形: 増田の慶応大学向け教材ページ]】。
【[2019年度東京農工大学府中キャンパスでの授業の際の注] 武蔵野台地は、下末吉期のあと、いくらか海水面が低くなったときに形成された河成段丘である。 東京農工大学府中キャンパスがのっている立川面は、 武蔵野面よりもさらに海水面が低くなったときに形成された河成段丘である。 武蔵野面と立川面の境には国分寺崖線がある。
約11万年前から約1万年前が、「最終氷期」と呼ばれる。 (この用語は今のところいちばん新しい氷期という意味にすぎず、 今後氷期はないという含みはない。) 図25[住ほか1996:増田・阿部:図4.7]に、 約13万年前の間氷期から現在までのいくつかの環境指標の変遷を示す。 海水準は氷期の最盛期(約2万年前)には現在よりも100 m以上低かった。 また、南極およびグリーンランドの氷床の氷のサンプル(コアという)の分析から、 氷期には、大気中のCO2やメタンの濃度は低く、 風成塵は多かったことがわかっている。
数万年の時間スケールの気候変動を起こす要因として注目されるのは、 太陽と地球の位置関係の変化が地球に達する緯度別・季節別の太陽放射エネルギー (以下「日射量」と表現する)におよぼす影響(前に述べた要因(b)の一種)である。 この変化は、 木星・土星などの惑星の重力によって地球の公転軌道が変形されることと、 大きさをもつ地球に月や太陽の重力が働くことによって地球の自転軸が動くことによって起こる。
ひとつは、地球の公転軌道が楕円なので、近日点のある季節の日射量は (その季節についての長期平均よりも)大きく、遠日点のある季節の日射量は小さい ことである (図20[町田ほか2003:増田:図4.2.3](a))。 近日点の季節は約2万年周期で変わる。 ただしそれが日射量におよぼす効果は、軌道の離心率(楕円が円からはずれる度あいの 尺度)が大きいほど大きい (図21[町田ほか2003:増田:図4.2.2](b)。(a)に離心率の変化を示す)。
もうひとつは、地軸の傾き(自転軸と公転軌道の軸のなす角)の効果である。 地軸の傾きが大きいと、極地方の夏の日射量は大きくなり、 極地方の冬と低緯度の日射量は小さくなる (図20(b))。 これは約4万年周期で変動する (図21(c))。
各緯度・各季節の日射量はこの両方の効果の組み合わさったものである。 とくに、夏至の回帰線では近日点の効果が、冬の極地方では地軸の傾きの効果だけが 現われる (図22[町田ほか2003:増田:図4.2.4])。
緯度別・季節別の日射量の計算値 (氷床の融解にきくという期待から、北半球高緯度の夏のものをとることが多い)と 氷の総量の指標である酸素同位体比の測定値の両方の時系列を 周期帯別に分けてみると、 約4万年周期帯、約2万年周期帯の変動はそれぞれ対応しているようであり、 日射量変動が氷床の変動の原因になっていることが示唆される (図23[住ほか1996:増田・阿部:図4.9])。 しかし、最近約40万年間の氷の変動では約10万年周期帯の振幅が大きいが、 日射量のこの周期帯の振幅は大きくない。
10万年周期帯の変動に、雪が積もることによってゆっくりと成長する氷床自体と、 氷床の重みによって変形する固体地球(上部マントルと呼ばれる部分)とが それぞれもつ千年から万年の桁の応答時間が重要であることは確かである。 日射量が一定であっても氷床は振動をおこしうるのか、 2万年あるいは4万年周期帯の日射量変動が与えられることが重要なのかは、 両方のモデルが考えられ、 (わたしは最近の研究動向を専門的に追いかけていないが) まだ確定していないと思う。
グリーンランドの氷のサンプル(アイス・コア)の分析から、 最終氷期と呼ばれる約11万年前〜約1万年前の間に、 少なくともこの地域では激しい寒暖の変動があったことがわかった。 主要な研究者の名前をとってDansgaard (ダンスガー)・Oeschger (エシガー)振動と呼ばれる。 準周期現象とみれば周期は数千年であるが、なめらかな振動ではなく、 数十年の時間スケールで温度が大きく変わっている。 また、大西洋の海底堆積物には、氷山が運んだと考えられる礫が見られることが ときどきあり、Heinrich (ハインリッヒ)事件と呼ばれる。 Bond (ボンド)などの研究により、 Heinrich事件は、Dansgaard-Oeschger振動の寒冷期のうち強いものと重なることがわかってきた。([*]図26[住ほか1996:増田・阿部:図4.14])。 この種類の変動のうちいちばん新しい寒冷期は、約1万2千年前で、 新ドリアス(Younger Dryas)事件と呼ばれる。 これよりも弱いが、約8200年前にも少し似た現象があった。 このような急激な変化の原因としては、 海洋の熱塩循環(深層循環)の大きな変化が関与していることは確からしく、 氷床の部分的崩壊も関与していると思われるが、 まだよくわかったとは言えない。 したがって、現在のような間氷期の状態 (大陸氷床が南極とグリーンランドにしかない状態)でも同様な変化が起こりうるか どうかについて確実なことは言えないが、 わたしの主観では、類似のことは起こりはするが氷期中よりは振幅が小さいだろうと思う。