地学

海陸分布がもたらす気候の特徴

2018年度春学期「地学 II」(6月4日、11日)の教材ページをもとにしています。 秋学期の授業で使いながら改訂します。ただし、全部を使うとはかぎりません。

リンク先の大部分は、 [気候システム論教材]、 「用語補足」は [個人ブログ]に置いている カテゴリー「気象むらの方言」または「バベルの塔の職人長屋」または「季節について」の記事です。

地球上の水循環 (1)

地球上の水循環の基本 (既出)

地球上では、 三相をふくめた水(H2O)と他の物質とのあいだの化学変化は、 水の移動に比べて相対的に小さいので、 近似的に、水にかぎった質量保存を考えることができる。 「水収支」はこの考えにもとづいたものである。

水収支に関する量はふつう、地表面の単位面積あたり (m2あたり) で考える。

また、本来は質量収支なのだが、 液体の水の代表的な密度(キログラムの構想段階での意味) 1 kg/L = 1 g / cm3 = 1000 kg / m3 を使って、 体積の収支であるかのように表現することが多い。

「降水量 何ミリ」の「ミリ」は mm で、 雨が地中にしみこまずに積もったと仮定した場合にどれだけの高さになるかをさす。 1 mm は 千分の1 m / m3で、水の代表密度を仮定すると 1 kg/m2に相当する。

降水量は、対象となる時間区間を指定してはじめて意味がある。 年降水量、月降水量、日降水量、時間降水量。 「年降水量 1000 mm」は、「1000 kg/(m2 年)」と考えたうえで、 必要に応じて「年」を時間のSI単位である「秒」に換算できるようにしておこう。

世界全体の平均の年降水量は 約 1000 mm である (900 mmよりは大きいというぐらいの精度)。 大気中の鉛直に全層積算した水蒸気量は、液体の水に換算して、約 25 mm に相当する。 大気中の水蒸気総量は、準定常状態にあるので、 世界全体の平均の年蒸発量も 約 1000 mm である。

大気・流域水収支

(「大陸の大河川流域の水収支各項の季節変化」のページの図を参照)

大気のうちで仮想的な鉛直の「壁」でかこまれた「箱」の中にある H2O (近似として全部水蒸気)の単位面積あたりの質量を W とする (単位は kg/m2)。 「壁」をとおる空気の流れ(風)に伴う水蒸気の 正味の出入りを入るほうを正としてまとめ、 地表面の単位面積あたり・単位時間あたりの質量で、C (「水蒸気収束量」)とする。 地表面からの蒸発量を E 、降水量を P とすると、
dW/dt = -P +E +C
のように書ける。

地表面から下の陸または海について、同様に考え、 「箱」の中にあるH2O (液体の水と氷)の単位面積あたりの質量を S とする。 「壁」をとおる(地表面を流れるものを含む)水の出入りを 正味の出入りを出るほうを正としてまとめ、 地表面の単位面積あたり・単位時間あたりの質量で、R (「流出量」)とする。
dS/dt = +P -E -R
のように書ける。

陸上では、「箱」として川の流域をとることが多い。 もし、河口で河川流量を測定でき、それと比べて地下水の流れが無視できれば、 R は河口での河川流量を流域面積で割ったものにあたる。 (現実には仮定が厳密には成り立たないが、近似としては有効なことが多い。)

水収支の南北分布と大気の大循環の関係 (既出)

水収支各項の緯度に対する分布を、海陸別に見る。 準定常状態なので、C = R と考えてよい。

降水量は、赤道付近(ハドレー循環の上昇域)に極大、 中緯度(温帯低気圧の出現しやすいところ)にそれにつぐ極大、 亜熱帯(ハドレー循環の下降域)は相対的な極小になっている。

蒸発量は、大きくみれば、低緯度ほど大きい。これは温度にともなうと考えてよい。 しかし、亜熱帯の状況が陸と海とでちがう。 陸では、蒸発量は降水量にほぼ等しい。 土壌が乾燥していて、河川流出がわずかしかないのだ。 海では、蒸発量は赤道付近よりも大きい。 雲量(雲におおわれた面積比)が少なくて海面に達する太陽放射が多いことや、 海面をほぼ常に東風(貿易風)がふいて赤道付近よりも平均的に風が強いことによる。

大気中の水蒸気の水平輸送は、亜熱帯の海上から赤道付近と温帯の両方に向かっている。 したがって、C は亜熱帯の海上で負、赤道付近と温帯で正となっている。

地表面エネルギー収支

地表面エネルギー収支のとらえかたとしては、 陸または海の層のエネルギーのたまりの変化を考える場合もある。 しかし、その層の厚さを無限小にした極限で、 エネルギーのたまりは無限小なので上側と下側のエネルギーの流れが等しくなければならないと 考える場合もある。 ここでは後者の表現を採用する。

ここで示す式や図に出てくる物理量の次元は、 単位面積・単位時間あたりのエネルギーの流れ、 SI単位は、W/m2である。

上側のエネルギーの流れとしては、まず放射がある。 次の4成分を、下向きを正、上向きを負としてあわせたものを、「正味放射」Rnetという。

次に、陸・海からの水の蒸発がある。 便宜上、液体の水に伴うエネルギーを基準にとり、 水蒸気に伴うエネルギーのそれからの差に注目する。 蒸発量が、単位面積・単位時間あたりの質量の動きとして E だとすれば、 これに伴って、L E だけの上向きのエネルギーの流れがある。 ただし L は水の単位質量あたりの気体と液体のエンタルピーの差で、 ふつう「蒸発の潜熱」といい、数値は 2.50 × 106 J/kg (厳密には温度によって変化するが、近似として定数とみなす)。

もうひとつ、陸・海と大気とが接触したところで、高温側から低温側への熱の流れがある。 これを「顕熱輸送」H という。 接触したところを mm から cm の規模で見れば熱伝導だが、 m から km の規模では、こまかく変動する流れ (乱流) による輸送がおこっている。

下側のエネルギーの流れ G は、陸では熱伝導である。海では対流による輸送もある。 符号の約束は下向きを正、つまり陸や海がエネルギーをためこむとき正、放出するとき負。

になるような符号をとる。

以上まとめて、Rnet = H + L E + G 。

海陸のエネルギー収支のちがい、陸の乾湿によるエネルギー収支のちがい

大気循環にとってどこの熱容量がどのようにきくか

(地表と対流圏の温度の季節変化にきく) 海と陸の熱容量

海と陸では熱容量がちがう。 水と土や岩石との比熱容量(単位質量あたりの熱容量)のちがいもあることはあるが、 けたちがいではない。 海と陸のちがいは基本的に、 流体では(熱伝達論用語としての)対流が可能だが、固体では伝導だけになることからきている。 海の表面付近の対流のおきやすさは表面が冷える場合とあたたまる場合で大きくちがうが、 大まかに、季節変化を考える場合は、 深さ 100 m くらいまでの「混合層」が、だいたい海面と同じ水温をもつと考えておく。 陸の実質的熱容量は想定する時間規模によってちがい、 周期現象に対する熱伝導の応答ならば、実効深さは周期の平方根に比例する。 大まかに、1年ならば1 m、100年ならば10 m、1万年ならば100 m程度の層を考えればよい。

陸と海の地表面のエネルギー収支の季節変化

温帯のいくつかの地点で、地表面エネルギー収支各項の季節変化を見る。

Rnetの季節変化は、下向き太陽放射の季節変化で決められ、夏至ごろに極大がある。

G はだいたい夏半年に正、冬半年に負だが、海と陸ではその量がけたちがいにちがう。 海ではGの季節変化のほうがRnetの季節変化よりも大きく、 L E と H (上向きが正)は冬のほうが大きくなっている。 (冬にこれだけ大きいのは日本付近の海の特殊性もあるが。)

陸では G は Rnetより1桁小さく、 それぞれの月ごとに、H + L E がだいたい Rnet とつりあっている。

陸のうちで、砂漠のような乾燥したところでは、H + L E の大部分が H であり、 森林あるいは水田が成立するような湿潤なところでは、L E のほうが大きい。

海陸の熱容量のちがいの影響を受けた気候の特徴

気温の年変化の振幅と位相

熱容量がちがうので、(理屈で考えると)、 地表面温度の年変化の振幅は、陸で大きく、海で小さくなる。 夏至で極大になるような太陽放射を与えられたときの地表面温度の年変化の極大は、 陸では夏至からわずかな遅れであらわれ、 海では夏半年のあいだエネルギーをためこむので秋分ごろにあらわれる。

地上気温のデータを見ると、年変化の振幅は、まず高緯度で大きく低緯度で小さい。 これは太陽放射の年周期の振幅を反映している。 つぎに、大陸の中心部で大きく海に近いところで小さい。 これは、海陸の熱容量のちがいと、海に近いほど海の影響を受けやすいことで説明できる。 なお、ユーラシア大陸では、年周期の極大が、シベリアの東のほうに偏っている。 これはあまり簡単に説明できない。

地上気温の年変化の1年周期成分が極大になる日付を見ると、 中国の西安(唐の長安)あたりでは、大暑(夏至から30日遅れ)ごろだが、 日本の大部分の地点では、立秋(夏至から45日遅れ)ごろになる。 中国古典の季節感が日本の現実にあわない理由のうちには、 自然現象としての季節進行のずれもあるのだ。

日本の「四季」

季節をどのようにかぞえるかは、一定していない。 気候自体の特徴よりもむしろ、農業やそのほかの人間活動にとって、 寒さ、暑さ、雨などが制約をもたらす時期を区別して認識することが多いと思う。

温度・降水とまったく独立ではないが別のわくぐみとして、 天気の変化の特徴の季節によるちがいがある。 日本の天気の季節ごとの特徴は、日本にすむ人が知っておくべき教養の項目だと思うが、 この授業ではくわしく論じる時間がとれない。 図録 140-143ページ「日本の天気」などを見てほしい。 わたしが要点と思うことは、次の補足記事を見てほしい。

海陸分布の影響を受けた気圧、風、降水の特徴

海と陸の実効熱容量のちがいによる大気の循環としては、 まず、日変化による海陸風がある。 昼には陸面の温度が海面よりも高くなる。 ひとまず地表気圧は海陸で同じ、したがって単位面積あたりの大気の質量も海陸で同じとする。 地表よりいくらか高いところで、同じ高さどうしで陸のほうが気圧が高くなり、 陸から海に向かう気圧傾度力が働く。 これによっていくらか陸から海に空気が移動すると、 地表気圧は海上のほうが高くなるので、地表で海から陸に向かう気圧傾度力が働く。 これによっていくらか海から陸に空気が動く。これが「海風」である。 夜には逆に、陸面の温度が海面よりも低くなるので、... 「陸風」がふく。 地球の自転のききかたは時間規模によってちがい、 日変化による海陸風にとっては、第一近似では、地球の自転は考えなくてよい。

年変化によっても、原理的には海陸風と同じしくみの循環が生じうる。 夏には陸面の温度が海面よりも高くなる。 したがって ... 地表付近では陸に低気圧ができ、海から陸に向かう風がふく。 ただし、年変化の場合は、地球の自転の影響を強く受けるので、 低気圧のまわりの風は、北半球では上から見て反時計まわりに等圧線にほぼ平行にまわり、 少しだけ内側に吹きこむ形になる。 冬には陸面の温度が海面より低くなる。 したがって ... 地表付近では陸に高気圧ができ、 北半球では上から見て時計まわりにまわりながら、少しだけ海のほうへ吹き出す形になる。

東西平均してみると、緯度に対する気圧の分布は、 赤道付近(ハドレー循環の上昇域)で低気圧、 亜熱帯(ハドレー循環の下降域)で高気圧、 温帯(温帯低気圧が多くとおるところ)のとくに高緯度側で低気圧である。

実際の海面気圧の地理的分布はだいたいそうなっているが、 北半球の冬には、(東西平均では低気圧である温帯の高緯度側なのに) ユーラシア大陸のシベリアからモンゴルにかけて高気圧がある。 ここから吹き出す風が、日本付近では北西、南シナ海付近では北東の季節風である。 北半球の夏には、(東西平均では高気圧である亜熱帯なのに) インド亜大陸を中心に低気圧がある。 ここに吹きこむ風が、インドの夏の南西モンスーンである。

ただし、熱帯モンスーンは、雲・降水との関係も重要である。 熱帯モンスーン地帯の大部分で、 夏のモンスーン季(北半球では6・7・8月ごろ)が雨季であり、背の高い雲が発達して雨がふる。 陸面温度や地上気温が最高になるのは、雨季にはいる前の乾季の終わりごろ (北半球では4・5月ごろ)である。 (「モンスーンの前」という意味で「プレモンスーン」という)。 上に述べた、陸面と海面の温度差によってつくられる循環の理屈があてはまるのは、 プレモンスーン季の循環のほうである。 雨季がはじまると、地面が湿り、水の蒸発によって地面温度が下がるので、 地表面温度の海陸差は小さくなる。 モンスーンの上昇域は、雲の中で水蒸気の凝結がおこることによって自己維持されるが、 場所がずれていくこともある。 モンスーン本番がはじまってしまうと、海陸の温度差は主原因でなくなるが、 モンスーンの始まりには、海陸の温度差が重要なのだ。

南半球でも、インドネシアからオーストラリア北部にかけて、 夏のモンスーンが雨をもたらす地域がある。雨季は1・2月ごろである。

熱帯モンスーン地域のうち、狭い面積だが、 おもに冬のモンスーンが雨をもたらす地域もある。 日本の北陸と同様、海をわたってくるあいだに水蒸気を多くもった空気が 陸にぶつかって雨をふらせる。 フィリピン東海岸、ベトナム東海岸、マレー半島東海岸(タイ南部・マレーシア本土)、 ボルネオ島北海岸、スリランカ東海岸などである。

11月26日の授業ではだいたいここまで。ただし省略したところがある。 12月3日は その補足からはじめて、次にすすむ予定。

地球上の水循環 (2)

世界の地域別の大気・流域水収支の特徴

世界の大陸の大河川流域で、水収支各項の季節変化を見てみる。 とくに、直接測定できない、「陸水貯留量」(流域の陸にたまっている水の量。 積雪、土壌水分、湖の水、河川水、地下水などの合計)に注目する。

熱帯モンスーン地域の河川では、 陸水貯留量は、乾季の終わりに最小、雨季の終わりに最大になる。

寒冷地域では、冬には積雪の形で水が動かなくなるから、 陸水貯留量は、雪どけの時期に最大、秋に最小になる。

温帯のうち、東アジアでは、降水も蒸発も極大は夏だが、降水の季節変化のほうが大きく、 陸水貯留量は、春に最小、秋に最大となる。 ここでは、夏は陸がしだいに湿っていく時期である。

温帯のうち、北アメリカでは、 降水も蒸発も極大は夏だが、蒸発の季節変化のほうが大きく、 陸水貯留量は、春に最大、秋に最小となる。 ここでは、夏は陸がしだいにかわいていく時期である。

人間社会にとっての資源としての水

飲み水の欠乏は人権の立場から重要だが、 水資源の不足はかならずしも飲み水の欠乏といっしょにおこるわけではない。 人間社会の水資源利用は、農業(灌漑)用水、工業用水、生活(都市)用水にわけられる。 このうちでは、農業用水の割合が多い。 (なお、その場に降る雨に頼る天水農業は、農業用水の需給の勘定に入れないのがふつうである。)

水資源としては、地下水も使われるが、 地下水が自然に補充されるよりも速く使うことは、持続可能でない。 持続可能な利用ができる水資源は、循環する水の利用である。 持続可能な利用ができる水資源の量の上限は、およそ、降水量と蒸発量の差である。 それは、年平均では、河川流出量とほぼ同じである。

陸上植生分布および光合成純生産と気候要因の関係

陸上生態系を、主要な植物の生活形 (木か草か、常緑か落葉か、など)によって分類し、 仮に「植生型」と呼んでおく。 【生態学用語では「生物群系」「バイオーム (biome)」にあたるようだが、わたしの理解がじゅうぶんでない。】 植生型の地理的分布は、気候に制約されている。(気候以外の制約要因もあるが。)

また、植物の光合成による有機物生産量のうち、植物自体が呼吸・分解によって消費するぶんを除いたものを「純一次生産量」(英語 net primary production)という。 【「net」をわたしはふつう「正味」とするが、ここは植物生態学の習慣にしたがっておく。】 これも、気候に制約されている。

植生型や純一次生産量を制約する気候要因については、 20世紀はじめのケッペン以来、多くの人が研究してきた。 それをわたしなりにまとめると、次のようになる。

陸上植物の純一次生産量は、陸面からの蒸発量との対応がよい。 蒸発には、土壌水分があることと、エネルギーが供給されることが必要である。 エネルギー要因は、「可能蒸発量」 (気温が同じで土壌がよく湿っている場合の蒸発量、くわしい定義は研究者によってまちまち)、 または、生育期間の温度の積算値で表現できる。 水分要因は、降水量と可能蒸発量の比で表現できる。

植生型を制約する要因としても、この蒸発量のエネルギー要因と水分要因が重要である。 それに加えて、植物にとっては体内の水が凍結することが致命的なので、 冬の気温(最低気温)がもうひとつの要因となる。

光合成なので、光も重要な要因のはずだが、 野外の分布からは、光の役割と、蒸発のエネルギー要因の役割とが、区別できない。 ただし、今後、二酸化炭素濃度の増大が進めば、光合成に有効な光はふえないが、 下向き地球放射はふえるので、両要因の区別が重要になってくるだろう。

二酸化炭素濃度も重要な要因のはずだが、野外の分布からは、評価できない。

(下の資料ページ群の内容は整理しなおそうと思っていますが、いつできるか未定です。)


(2018-06-15) 2018-12-03
増田 耕一 (MASUDA Kooiti)
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