温室効果の基本

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[グローバルな気候の変化]のページでのべたように、 「温室効果」とは、大気が赤外線を吸収・射出することによって、 地表温度が 有効放射温度 (出ていく放射の代表温度) よりも高くなるしくみである。

(1890年代～1960年代の知識の発達のなかでわかった) 温室効果を理解するのに有益な観点

• まず大気上端での放射収支 (気候システム全体のエネルギーを変化させるもの) を考える。 (地表面でのエネルギー収支はあとで考える。こちらは放射だけでは決まらない。)
• エネルギー収支のつりあった定常状態を考える。 系外からの強制がもたらす効果を知ろうとするばあいも、 まず定常状態どうしの違いを見る。(時間変化をもつ応答はあとで考える。)
• 太陽放射と地球放射 (大気をふくむ地球上の物体からの熱放射) とは波長でわけることができる。
• 現在の地球大気は、おおざっぱにいえば、太陽放射については透明、地球放射については不透明である。
• 水蒸気以外の温室効果気体の濃度は、気候システムの系外からの強制とみなして考えることができる。

知識の発達の歴史に関心がある人は、つぎのページからたどってほしい。

• [気候システムと地球温暖化についての知識の発達をふりかえる] ((大学院) 地球環境科学総論 2022年度)

大気中の何が放射吸収・射出の働きをするのか?

電磁波 [2024-04-25 授業時に話したことをあとで補足]

[(地学 II) 放射 (電磁波によるエネルギーの伝達)、恒星の出す放射] の 最初の部分、とくに「電磁波の波長と振動数 (周波数) の関係、分類」を参照。

電磁波は「光子」とよばれる粒子でもあり、エネルギーがかたまりでやってくる。 エネルギーのかたまりの大きさは振動数に比例する (つまり、波長に反比例する)。 電磁波の吸収・射出が分子のどのような変化をともなうかは、エネルギーのかたまりの大きさの桁によってちがう。 可視の波長帯ならば、原子がもつ電子軌道のあいだの電子の遷移。 地球放射の波長帯ならば、分子の振動や回転。

吸収率と射出率はひとしい

ある物質のある波長の電磁波の射出率は、 同じ物質の同じ波長の電磁波の吸収率にひとしい。 (放射に関する熱力学からみちびかれ、 「キルヒホッフ (Kirchhoff) の法則」とよばれることがある。)

• 吸収率: 面に到達する電磁波の (単位時間・単位面積あたりの) エネルギー のうち、 吸収される割合。
• 射出率: 面から射出される電磁波の (単位時間・単位面積あたりの) エネルギー の、 同じ温度の黒体放射に対する比。

同じ物質でも、吸収率・射出率は波長ごとにちがいうることに注意。

• 例: 雪は黒い (赤外線の目で見れば)。
  • ここでは、不透明な (積雪があったりなかったりする) 地表面を考えることにする。透過がないので、吸収率 + 反射率 = 1。
  • 日常語の「黒い」とは 可視の波長帯の 反射率が 0 に近いこと、 「白い」とはそれが 1 に近いことだといえる。その意味では、雪 (とくに、不純物のすくない新雪) は白い。
  • ところが、熱赤外 (地球放射) の波長帯では、雪は黒体に近い (射出率が 1に近い)。
  • また、近赤外 (太陽放射のうち長波長側) の波長帯でも、雪の反射率は大きくない (いわば灰色)。

太陽放射の波長域の放射吸収に働く物質

• オゾン(O₃)とその光化学反応に関する物質 ... 成層圏で紫外線の波長帯の大部分を吸収
• (他の気体成分の働きは比較的小さい)
• 雲
• エーロゾル (aerosols, 雲以外のさまざまな固体・液体の微粒子) [「エーロゾル」という形はドイツ語に由来。英語読みは「エアロソル」]

地球放射の波長域の放射吸収・射出に働く物質 ... 「温室効果物質」

• 気体分子
  • [*][Petty (2019)の図9.2] 大気成分の分子の構造と、静電双極子モーメントをもつかどうか。
  • [*][Petty (2019)の図9.4] 大気成分の分子の振動モード。
  • 対称な2原子分子の窒素・酸素、1原子分子のアルゴンは働かない
  • (非対称な2原子分子、たとえば一酸化炭素 (CO) は少し働く)
  • 3原子以上の分子の気体成分
    • 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 (塩素、フッ素、炭素からなる化合物、例 CCl₃F、いずれも人工物)
  • 分子間衝突(圧力)などによる吸収線の広がり [*][Petty (2019)の図9.6] 波長に対する吸収率の分布の模式図
• 雲
• エーロゾル

大気による地球放射の吸収の波長依存性

[*][Petty (2019)の図3.3] 上は黒体放射。下は雲のない大気の吸収率、あらい波長分解能で見たもの。

[*][Petty (2019)の図7.6] 雲やエーロゾルのない大気の透過率。中緯度の夏の天頂方向の大気柱。気体成分別と、全成分が共存する場合(Total)。

[*][『理科年表 2015』の「天21図」] 可視・赤外についての大気の光学的厚み。天頂方向の大気柱。

小倉『一般気象学 第2版』 図5.10 (もとは Goody の 1964年の本) 参照

大気の温室効果 (簡単化した放射平衡の場合)

0次元、定常で考える。ただし、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層の場合、それから多層の場合を考える。 0次元としているので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。)

• 空気を理想的な「仮想ガラス」板で近似 (太陽放射には透明、地球放射には不透明)
• 地表面と仮想ガラス板の各層がそれぞれ一定温度で定常状態と仮定。 したがって、それぞれのエネルギーの収支がつりあっている。
• 仮想ガラスは地球放射をすべて吸収し、同量の地球放射 (この波長帯に関する限り黒体放射と同じ) を上下均等に射出する。

(T_s: 地表面温度、T_e: 有効放射温度)

モデルの変形

ここでは、「仮想ガラス」の吸収率 (射出率に等しい) を太陽放射に対して0、地球放射に対して1と仮定したが、 違う値をとらせることもできる。

• 小倉『一般気象学(第2版)』 の5.5節では、 太陽放射に対する吸収率を0.1、地球放射に対する吸収率を1とした場合を扱っている。 (ただし5.6節の多層の場合では太陽放射に対する吸収率を 0 としている。)

用語についての注意

• ガラスの温室でもここで述べた効果が働いてはいるが、 ガラスの温室の中の空気が暖かいおもな原因は、 ガラスが空気の移動に伴う乱流熱輸送 (熱伝達論でいう「対流」) をさまたげることである。 この意味で、「温室効果」はあまり適切な用語ではないが、 慣用となってしまっているので、ここでも使う。
  • (補足) [温室効果] (2012-05-20)
• こここのさきの「放射平衡」「放射対流平衡」でいう「平衡」はエネルギー収支がつりあっている、 つまり、定常であることをさす。 熱力学用語でいう平衡 (つまり、エントロピーが発生しないこと) ではない。
  • (補足) [いろいろな平衡] (2012-03-29)

地球大気の鉛直温度構造

[(気候・気象学) 地球大気の概観、質量と圧力]の 「大気の温度の鉛直分布の概略、4つの「圏」」の図を参照

大気の鉛直温度分布の理論計算 [Manabe and Strickler 1964年]

鉛直1次元「放射対流平衡モデル」

• 水平方向は全地球平均して考える。
• 鉛直は大気を細かく分ける(地表面は1つ)。
• 時間については定常状態を考える。 (実際には勝手な初期条件から時間発展計算し、定常に落ち着いたところを見る。)
• 1964年の論文になった研究では、温度が変わっても水蒸気量は変わらないとした。 水蒸気、CO₂、オゾンなどの量は観測の長期平均に基づいて一定値で与える。
• 「対流」の効果をとりこむ。
  • ここでいう「対流」は、大気の運動によってエネルギーがはこばれ、 温度の鉛直分布 (したがって、密度の鉛直分布、これを「成層」ともいう) が変わることである。
  • 成層には、対流がおきやすい (対流に対して不安定な) 状態と、対流がおきにくい (対流に対して安定な) 状態がある。
    • [(気候・気象学) 大気の成層と対流のおこりやすさ (1) 水の相変化のないばあい]
    • [(気候・気象学) 大気の成層と対流のおこりやすさ (2) 水の相変化のあるばあい]
  • このモデルでは、 鉛直温度勾配は高いところほど温度が低いのを正とした「温度減率」という形で表現する。 温度減率が臨界値よりも大きい場合は、 成層が対流に対して不安定なので対流が起き、その結果、温度減率は臨界値に落ち着くとする。 このモデルでは、臨界値は 6.5 K/kmで一定とみなす。 (狭い意味の対流ならば、この臨界値は断熱温度減率に相当すると考えられるが、 ここでの対流は大気のすべての運動を含むので数値はそれと違う可能性もある。)

結果

• 成層圏の気温は放射平衡(放射だけのエネルギーのつりあい)で説明される。
  • 太陽放射吸収(主にオゾン) - 地球放射正味射出(主にCO₂) = 0
• 対流圏の気温は放射対流平衡(放射と対流をあわせたエネルギーのつりあい)で説明される。
  • 太陽放射吸収(主に水蒸気) - 地球放射正味射出(主に水蒸気とCO₂) + 対流加熱(水蒸気凝結を含む) = 0
  • 温度勾配は対流で決まる (このモデルでは対流圏の温度減率は 6.5 K /km)。
  • (放射平衡では実際よりも鉛直温度勾配がきつくなりすぎる。)

CO₂濃度の気温への効果 [Manabe and Wetherald 1967年]

• 水蒸気量が気温に応じて変わる変化を、相対湿度一定 (つまり、水蒸気量は飽和水蒸気量に比例して変化する) という形で入れた。
  • 湿度、飽和水蒸気量などの説明は [(気候・気象学) 水の相変化、大気中の水蒸気] 参照
• CO₂濃度は一定値としたが、それをなんとおりか変えて計算した。

• CO₂濃度が高いほど、成層圏の気温は低くなる。
• CO₂濃度が高いほど、対流圏の気温および地表面温度は高くなる。 CO₂濃度を2倍にすると、2.3 K高くなった。 (これ以前の研究では、大気を鉛直に細かく分けずに (0次元的に) 考えたため、 CO₂濃度を2倍にしたことによる地上気温の変化の見積もりは うまく定まらなかった。)
• CO₂濃度を2倍にするごとに地上気温はほぼ同じ値だけ高くなる。 つまり、地上気温(の基準値からの差)はCO₂濃度の対数にほぼ比例する。
• 相対湿度一定にすると、水蒸気量一定の場合に比べて、 CO₂濃度に対する感度は約2倍になる。 水蒸気の温室効果が、温度に対して正のフィードバックになっている。
• この研究では、雲の効果も、 なんとおりかの雲を固定して与えることによって検討した。 雲は太陽放射を反射する効果と温室効果の両方があり、 対流圏上層の薄い雲 (巻雲[けんうん]) のばあいは温室効果が勝つが、 その他の場合は太陽光反射の効果が勝つ。

放射対流平衡を前提とした温室効果の説明

真鍋 (1985) の図をもとに、段階を追って図を分けてみた。 真鍋・ブロッコリー (2022) の第1章でも、これと同じ議論をしている。

対流圏を想定し、高いところほど気温が低いとする。 大気を単純化したモデルで、出ていく地球放射は、ある高さ (「射出源」) の気温の黒体放射にひとしいとする。

温室効果物質の量が変わっても、もし、太陽からくる放射も、 大気を含む地球全体としての太陽放射反射率 (惑星アルベド) も、変わらないとすれば、 エネルギーの収入・支出のつりあいできまる有効放射温度 T_eも変わらない。

しかし、温室効果物質が多いと、外から見た地球放射の射出源は、外から近い、つまり高いところにずれる。 気温が有効放射温度に一致する位置が高くなるので、地上気温は高くなる。

【流入流出のあるシステムで直観的にわかりやすいと思われる例として、 底にあなのあいたふろおけ (出て行く流量は水位の関数だとする) との比較を追加した。 ふろおけモデルについては[別ページ]参照。】

真鍋・ブロッコリー (2022) の第1章では、これにくわえて、温室効果物質が多いと 大気からの下向き地球放射を出すところが地表面に近づくので、 (ひとまず温度分布が変わらないとすれば) 前よりも温度が高くなり、 地表に達するエネルギーの流れがふえる、というしくみもあると論じている。

[放射吸収が飽和しても温室効果は飽和しない]

• (補足) [二酸化炭素による赤外線吸収は飽和しても温室効果は飽和しない] (2018-04-29)

参考文献

入門書、入門的解説

• 渡部 雅浩, 2018: 『絵でわかる 地球温暖化』。講談社, 185 pp. ISBN 978-4-06-511946-4. [読書メモ]
• 増田 耕一, 2010: 地球温暖化の考え方。 『化学』 (化学同人), 65(6): 38-43. [原文(アクセス制限あり)]
• 小池 一之、山下 脩二、岩田 修二、漆原 和子、小泉 武栄、田瀬 則雄、松倉 公憲、松本 淳、山川 修治 編, 2017: 『自然地理学事典』。朝倉書店, 465 pp. [読書メモ]。
  • 増田が分担執筆した項目
  • (*) A2-1 惑星としての地球
  • (*) A2-2 地球の軌道要素に伴う日射量変化（ミランコビッチ・フォーシング）
  • (*) B2-5 気候の物理的モデリング
  • (*) B8-1 気候の変化の要因
  • (*) B8-3 温室効果と日傘効果
  • (*) B8-6 二酸化炭素と地球温暖化
• つぎの本は、化学のうちの物理化学の専門家によるもので、 その後半である第2部は、分子の振動・回転が赤外線の吸収・射出にきくしくみを理解するうえで有益。 しかし、第1部の議論や、第2部のうちでも大気の温度変化に関する議論は、 気象学のたちばからみておおざっぱすぎるところがあり、 地球温暖化について最初に読む本としてはすすめられない。
  • 中田 宗隆, 2024: 『(分子科学者がやさしく解説する) 地球温暖化 Q & A 181』。 丸善出版, 144 pp. [読書メモ 準備中]

教材の材料としたもの

• 真鍋 淑郎, 1985: 二酸化炭素と気候変化。 『科学』, 55: 88-92. 再録, 地球環境の危機 (内嶋 善兵衛 編, 1990, 岩波書店), 65 - 73. [原文(アクセス制限あり)]
• 真鍋 淑郎、アンソニー J. ブロッコリー (Broccoli) 著, 増田 耕一、阿部 彩子 監訳、宮本 寿代 訳, 2022: 『地球温暖化はなぜ起こるのか -- 気候モデルで探る 過去・現在・未来の地球』 (ブルーバックス B2202)。講談社, 309 pp. [英語版についての読書メモ (1)] [(2)] [(3)]。 [日本語版の読書メモ]
• Grant W. Petty, 2004; Second Edition 2006: A First Course in Atmospheric Radiation. Madison WI USA: Sundog Publishing. [読書ノート(英語)]
• [その第2版の日本語版] グラント W. ペティ[Petty] 著, 近藤 豊、茂木[もてき] 信宏 訳, 2019: 『詳解 大気放射学』。東京大学出版会。 [読書メモ]

学説史的に重要な論文

• Syukuro Manabe and Robert F. Strickler, 1964: Thermal equilibrium in the atmosphere with a convective adjustment. Journal of the Atmospheric Sciences, 21: 361-385.
• Syukuro Manabe and Richard T. Wetherald, 1967: Thermal equilibrium of the atmosphere with a given distribution of relative humidity. Journal of the Atmospheric Sciences, 24: 241-259.