[気候・気象学]

放射


放射とは? ... 電磁波 (光のなかま) によるエネルギーの伝達

[地学 II 「放射 (電磁波によるエネルギーの伝達)」のページ]


太陽放射と地球放射

(地球大気のばあいは、運よく) 太陽放射と地球放射 (地球上の物質が出す放射) は波長帯のかさなりが小さいので、 便宜上、波長でわけて考えることができる。さかいめは波長 4 μm あたりである。 太陽放射の波長帯では、地球上の物質 (大気と地表面をふくむ) による射出は無視でき、吸収と散乱を考えればよい。 地球放射の波長帯では、大気による放射の散乱は無視でき、吸収と射出を考えればよい。


いわゆる「太陽定数」 (佐藤 2019 6.1節 91ページ)


0次元・定常で考えた地球の放射収支、地球の有効放射温度 (佐藤 2019 6.1節 92-93ページ)

ひとまず、地球のエネルギーのたまりの量が時間とともに変化しない (定常) と仮定する。 エネルギー保存の法則から、地球のエネルギーの収入と支出がつりあっている (正味の収入が 0 である)。

収入は、太陽エネルギーの吸収である。 地球の半径を R とすると、 地球全体にとどく太陽エネルギーの(単位時間あたりの)流れは、「太陽定数」(I [アイの大文字] とする) に 地球の断面積 π R2 をかけたものである。 地球はこのうち αp のわりあいを反射するとする。 αp は 地球の太陽放射反射率であり、地球の「惑星アルベド」ともいわれる。 「アルベド (albedo)」は本来「白さ」のような意味のラテン語だが、太陽放射反射率の意味でつかわれている。 地球はとどいた太陽放射を反射するか吸収するかどちらかだから、 地球の単位時間あたりのエネルギー収入は、(1 - αp) π R2 I となる。 地球の表面積あたりにすると、(表面積は 4 π R2 だから) (1/4) (1 - αp) I となる。

支出は、地球が宇宙空間に射出する地球放射である。 ひとまず、これは ある温度 T の黒体放射であるとし、 T は地球表面のどこでも一様だと仮定する。 黒体放射の単位面積・単位時間あたりのエネルギーの流れは、 シュテファン・ボルツマンの定数を σB (佐藤 2019 92ページでは σ、 σはギリシャ文字のシグマの小文字) とすると、 σB T4 である。

収入と支出がつりあっているとすれば

(1/4) (1 - αp) I = σB T4

σB は 物理定数であり、理論でも実験でもきめることができる。 I と αp は 観測された変化が小さいので、ひとまず どちらも定数と仮定すると、 T についてとくことができる。 【[授業後訂正] 授業のとき見せたものに「S」と書いていましたが、佐藤先生にあわせて「I」とします。】 この T は、いわば、地球が出す放射の代表温度である。 これを「地球の有効放射温度」とよび、Te と書くことがある。 Te は、実際の地表面 (海面や地面)の温度や 地上気温 (地表面のすぐ上の大気の温度) よりも低い。 (対流圏中層の温度にあたる)。 地球から宇宙に出ていく放射は、 地表面からの放射が透過したものと、大気(雲をふくむ)から射出されたものとが まざったものだから、こうなるのは当然だといえる。 地表面温度あるいは地上気温が、有効放射温度よりも高くなる原因は、大気のはたらきによる。 このはたらきを、「大気の温室効果」ということがある。


放射と物質との相互作用

放射と物質との相互作用には、吸収、射出、散乱がある。 (いずれもおこらないとき、放射は単純に物質を透過する。)

物体が光子を吸収すると、物体はエネルギーを得て、光子は消滅する。

物体が光子を射出すると、物体は光子のぶんのエネルギーを失う。

物体が光子を散乱するとき、物体のエネルギーに変化はない。 光子のエネルギーの量にも変化がないが、光子の動く向きがかわる。

放射と物質(大気を想定)の層との相互作用

水平方向にひろがり、鉛直方向にはある一定の厚さをもった物質の層を考える。 放射による鉛直方向のエネルギーの流れが、 物質の層によってどのように変えられるかを考える。 このとき、散乱の効果は、反射と、透過とにわけてとらえられる。 層にとどいた放射は、吸収されるか、反射されるか、透過するかである。 ただしこの透過には、物質と相互作用しない透過と、散乱されながらの透過とがふくまれる。 もし物質の層が完全に不透明ならば、とどいた放射は、吸収されるか、反射されるかである。

散乱の種類 (佐藤 2019 6.2節 98ページ)

物体による電磁波の散乱には、 物体の形を球と仮定したばあいの、ミー (Mie) の理論があるが、その解は複雑である。 物体の粒径が波長にくらべてじゅうぶん小さいときは、レイリー (Rayleigh) の理論がつかえる。 【[授業後訂正] 授業のときに見せたものは Rayleigh のつづりを書きまちがえていました。訂正しました。】 物体の粒径が波長にくらべてじゅうぶん大きいときは、幾何光学の理論 (電磁波は光線としてふるまう) がつかえる。

レイリー散乱には、波長依存性があり、同じ粒子による散乱は波長が短いほど強い。 「空が青い」「朝日・夕日が赤い」のは、 太陽放射が空気の (N2、O2などの) 分子による レイリー散乱を受けた結果である。

レイリー散乱も幾何光学近似も適用できない粒径と波長のくみあわせ (粒径と波長がおおまかに同程度) の散乱をミー散乱という。 ミー散乱には波長依存性があまりない。 ミー散乱には方向選択性がある。 それは複雑だが、ともかく、 前方 (散乱前の電磁波の進行方向のつづきに近い方向) が後方よりも大きくなる。

粒子をふくむ層による放射のエネルギーの流れについて考えると、 ミー散乱では、散乱を受けた透過になるもののほうが、反射になるものよりも多い。 「雲が白い」のは、太陽放射が雲粒によるミー散乱を受けた結果である。

太陽放射が雨粒による散乱をうけるばあいは、幾何光学近似がつかえる。

地球放射の波長帯では、分子・雲粒・雨粒のいずれの大きさの粒子についても、 散乱は無視でき、吸収と射出を考えればよい。 ただし、地表面と放射の相互作用を考える際には、反射が (小さいが) 無視できないこともある。

屈折による現象

水の中をとおる光の速さは、空気中あるいは真空中と、だいぶちがう。 したがって、光は空気と水との境界で屈折する。 しかも、水の中の光の速さは、 波長によって (可視光のうちでも赤と青とで) 無視できないちがいがある。 したがって、屈折率も波長によってちがう。 虹や、色のついた日のかさ[暈 うん] などの現象は、光が水滴をとおる際の屈折によって生じる。

(水中とのちがいにくらべればわずかだが) 空気中の光の速さは、空気の密度によって、いくらかちがう。 これによる屈折の現象もある。


地球大気による太陽放射・地球放射の吸収と透過

地球大気は、太陽放射のうち紫外線の部分をほとんど吸収する。 この吸収するはたらきをしているのは、成層圏にあるオゾン (O3) である。 (オゾン分子の存在自体が、紫外線の吸収と複雑にかかわっている。) オゾンが紫外線を吸収することは、大気の成層圏にとってエネルギー収入になるが、 気候システムのエネルギー収支にとっての重みはあまり大きくない。 紫外線は地表面にはほとんどとどかない。

地球大気は、 太陽放射のうち可視と近赤外[赤外線のうち可視に近い部分をこのようにいう]の部分については、第一近似としては透明とみなせる。

地球放射は、波長10 μm前後の赤外線を主としている。 そして、地球の大気は、この波長帯の赤外線を吸収・射出する物質を含んでいる。 地球大気は、地球放射の波長帯では、近似として透明とはいえない。 地表面から出た赤外線が宇宙空間にぬけていくこともあるにはあるが、 平均すれば1回ぐらい、大気につかまってしまうのだ。


「ガラス板モデル」による温室効果の説明 (佐藤 2019 94-95ページ 図6-3)

ひとまず、大気中のどの成分が地球放射を吸収・射出しているかをたなあげにして、 「地球大気は太陽放射については透明だが、地球放射については不透明である」と 単純化してみる。 そして、有効放射温度をもとめたときよりは少しだけ複雑にするが、なお、0次元・定常で考えてみる。

鉛直方向の構造として大気と地表面を区別する。 大気はまず1層のばあいを考え、それから多層のばあいを考える。 大気層は厚さをもたず、質量が面に集中しているように考える。 大気の放射吸収の性質を理想化して、大気は太陽放射に対しては透明、 地球放射に対しては完全に不透明(この波長帯に関する限り黒体と同じ)とする。 ふつうのガラス板も、太陽放射に対してはかなり透明、地球放射に対してはかなり不透明なので、 ここでは、大気を、理想化したガラス板のようなものでおきかえたことになる。 なお、地表面(海面・地面)は黒体とみなす。

glass_plates.png
[図] 温室効果を説明する簡単なモデル

この図は、地表面の単位面積あたり・単位時間あたりのエネルギーの流れの収支を書いたものである。 太陽放射のうち地球が反射するぶんは省略して、吸収するぶんだけを黒い矢印でしめしている。 地球放射を白い矢印でしめしている。

図の(a)は大気のない場合で、地表面温度 Ts が地球の有効放射温度とひとしい。

図の (b) は大気がガラス板1枚のばあいだ。 地表面は太陽放射と大気層からの下向き地球放射を吸収し、 地表面温度の黒体放射を上向きに射出する。 大気層は地表面からの上向き地球放射を吸収し、大気層の温度の黒体放射を上下に射出する。 定常を仮定するので、地表面にも大気層にもエネルギーのたまりの変化がない。 すると、大気層の温度が地球の有効放射温度に等しくなり、 地表面温度は(絶対温度で)その「2の4乗根」倍、つまり約1.2倍になる。

図の (c) は大気がガラス板2枚のばあいだ。 地表面温度は有効放射温度の「3の4乗根」倍になる。

このモデルでは、板の数をふやすと地表面温度をいくらでも高くできる。 板が n 枚ならば、地表面温度は有効放射温度の「(n+1)の4乗根」倍なのだ。 現実には、熱力学の制約からあきらかに、太陽の表面温度より高くなることはない。 そのまえに、地表面温度が高くなると、地球放射が波長が短いほうにずれてくるので、 太陽放射と地球放射の波長帯がかさならないという仮定がくずれてしまう。 しかし、金星の地表面温度は、大気がこのガラス板 約80枚に相当するとして説明できそうだ。

このようなモデルは、気象学の教科書や、気候システムの入門書に よく出てくる。 佐藤『基礎から学ぶ気象学』では図6-3のあたり、 小倉『一般気象学』では5.5-5.6節、 安成『地球気候学』では1-3-4節、渡部『絵でわかる地球温暖化』では図2.5のあたりである。

「温室効果」という表現は、 あきらかに、ここで考えたモデルが、ガラス板でかこまれた温室ににていることからきている。 しかし、実際の農業用の温室では、地球放射吸収・射出の効果がないわけではないが、 温室内の気温にいちばん影響するのは、壁が空気のうごきをさえぎることにより、 エネルギーの乱流輸送 (こまかい規模の流れにともなう輸送) が変わることである。 (たとえば、大政ほか『農業気象・環境学 第3版』の6.1.1節 119ページに書かれている。) したがって、「温室効果」は大気の性質をさすことばであって、 現実の温室の性質をさすことばではない、ととらえるのがよい。


温室効果気体 (佐藤 2019 93ページ)

気体分子が波長 10μm 前後の赤外線を吸収・射出するしくみは、 分子の振動または回転に伴うものである (ペティ『詳解 大気放射学』; 浅野『大気放射学の基礎』 参照)。 電磁波は、振動数に比例(波長に反比例)する量のエネルギーをもつ粒子(光子)の集まりでもある。 分子は、エネルギーレベルの異なったいくつかの振動モードをもち、 そのエネルギーレベルの差に対応する光子を吸収・射出する。

窒素 (N2)、酸素 (O2) などの同じ原子からなる2原子分子や、 アルゴン (Ar)などの1原子分子は、有効な振動モードを持っていない。

地球放射の吸収・射出に効くのは、 水蒸気 (H2O)、二酸化炭素 (CO2)、 オゾン (O3)、メタン (CH4)、 一酸化二窒素(N2O)、 クロロフルオロカーボン (通称 フロン)類(CCl3Fほか)などの3原子以上の分子なのだ。 (一酸化炭素 (CO)などの非対称な2原子分子もいくらか効く)。 これらの物質を「温室効果気体」と呼ぶことがある。

分子あたりの吸収・射出の強さと分子数とのかけざんで考えて、 地球大気の温室効果にとっていちばん重要なのは、水蒸気だ。 しかし、大気中の水蒸気は海から供給され、その量は温度が高いほど多くなる。 大気中の水蒸気量と温度との因果関係は双方向であり、 水蒸気の温室効果は気候システムにとって正のフィードバックとして働く。

それについで重要なのが、二酸化炭素だ。 気候システムにとって、二酸化炭素濃度は、外部からあたえられる強制作用と とらえるのがふつうになっている。

説明の補足のための図


【[授業後の注] 5月27日の授業ではここまでをあつかいました。ここから下は6月3日にあつかう予定です。】

温室効果気体濃度の増加 (佐藤 2019 96-97ページ)

[地球温暖化]のページにうつしました。


参考文献


2021-05-27, 2021-06-02
増田 耕一 (MASUDA Kooiti)
[「気候・気象学」目次] [立正大学用教材目次] [教材目次]