Syukuro Manabe [真鍋 淑郎] & Anthony J. Broccoli (2020) Beyond Global Warming [メモ その3]

読書メモ[その1]で概略と目次をしめし、[その2]で第1章から第5章までの要点(とわたしが思うこと)を紹介した。今回は第6章から終わりまでの要点を紹介する。

第6章。気候感度。話題は第5章からつづいている。二酸化炭素倍増への定常応答は、気候システムの感度の指標のひとつである。正のフィードバックがあれば感度がつよまり、負のフィードバックがあればよわまるという議論は簡単にできるが、どの効果が感度にどれだけきいているかを論じようとすると道具だてが必要だ。Wetherald & Manabe (1988 JAS)は、Hansen ほか (1984 Geophys. Monogr.)の方法にならい、gain factor という量を導入して、3次元の気候モデルでのフィードバックの効果を見積もった。

ただし、1988年の論文のときは、対象とするシステムは大気全層と地表面をあわせたものだった。(定常応答を考え、地表面がそこから下を代表していると考えられるならば、地表面から下にあるものの熱容量をあつかう必要はない。) しかし、成層圏と対流圏の応答のむすびつきは弱く、成層圏はほぼ放射平衡にある。そこで、ちかごろこの主題をあつかう研究では、対象とするシステムを対流圏および地表面とし、あたえられた放射強制に対してまず成層圏が放射平衡におちつくと考えて、その状態での対流圏上端での放射収支の変化を対象システムに対する強制と考えるようになってきた。

気候システムのフィードバックのうち、温度が高いほどStefan-Boltzmannの法則にしたがって出ていく地球放射が大きくなることによる負のフィードバック(本書ではPlanck feedbackとよんでいる)は当然のものとする。それにくわわるものとして、水蒸気の温室効果、地表面(おもに雪氷)アルベド、気温減率の変化の効果、雲の効果がある。気温減率の変化の効果というのは、地表の温暖化とともに気温減率が大きくなり、地表面温度のわりに出ていく地球放射が弱くなるので、気候感度が大きくなるというものだ。

その後、Colman (2003, Clim. Dyn.) が20世紀末までの10種類のモデル、Soden & Held (2006 JClim) がIPCC AR4でつかわれた19種類のモデルについて、gain factor を見積もっている。くらべてみると、水蒸気と地表面アルベドの効果の見積もりは落ち着いてきた。雲の効果と気温減率の効果は、モデル間のちがいがまだ大きい。

雲については、Wetherald & Manabe 1988では雲量を相対湿度できめたが、その分布の概略はCALIPSO衛星のライダー観測で得られたものとにている。このGFDLモデルで、二酸化炭素濃度の高い気候では、低緯度の自由大気の広い範囲で雲量が減る(境界層ではふえるが)。太陽放射反射は全体としては減り、正のフィードバックになる。また、低緯度・中緯度の上層雲が上にシフトする。出ていく地球放射が減り、これも正のフィードバックになる。

雲の放射特性の変化もありうるが、Soden & Vecchi (2011 GRL)によれば、(そのときまでの)モデル間の気候感度のちがいにきいているのはおもに下層雲量である。

気温減率については、Fu ほか (2011 GRL)、Po-Chedley & Fu (2012 ERL)によれば、マイクロ波観測のある最近数十年、低緯度の対流圏上層の成層は安定にむかう変化傾向があるが、AR4でつかわれたモデルはその変化を過大評価している。したがって、AR4のモデルの気温減率のフィードバックの評価は(負の方向に)過大評価されているだろう。

第7章。氷期と間氷期の気候のちがい。
CLIMAP (1976, 1981)による最終氷期極大期(LGM、約2万年前)の海面水温の復元推定がおこなわれてから、その海面水温を気候モデルにあたえたシミュレーションもおこなわれてきた。

Manabe & Broccoli (1985, JAS), Broccoli & Manabe (1987, Clim. Dyn.)は、境界条件としての大陸氷床と、二酸化炭素濃度と、氷のない地表面のアルベドについて、LGMの条件を与え、海洋は混合層の熱容量で表現して、海面水温はモデル内の変数として得られるような実験をした。(なお、Broccoli (2000, JClim)は、水平分解能を高くして、やりなおした。)

あたえた条件を変えた実験の結果、LGMと現在の気候のちがいをつくるおもな要因は、北半球の気候については氷床、南半球の気候についてはCO2であることがわかった。

海面水温については、モデルの結果とCLIMAPの復元推定とのあいだにちがいがある。とくに、熱帯の海面水温は、CLIMAP では現在との差が小さく、モデルのほうが差が大きい。これは、CLIMAPで採用された、プランクトンの種類別組成から推定した海面水温に疑問がある。他の方法ではもっと大きな差があるとしたものもある。MARGO (Multiproxy Approach for the Reconstruction of the Glacial Ocean, 論文は 2009 Nature Geosci.)の復元推定は熱帯の海面水温のLGMと現在の差 1.7℃となって、モデルとだいぶ近くなった。

氷期の温度の推定と、気候感度の推定とは、一方の精度が高まれば他方の精度も高まるような相互関係になっている。

第8章。気候変化にとっての海洋の役わり。
Manabe & Bryan (1969)は、大気海洋結合大循環モデルによる気候のシミュレーションを最初におこなった。

Bryan ほか (1982 Science, 1988 JPO)は、大気海洋結合大循環モデルで二酸化炭素濃度を変えた実験をおこなった。海陸分布は単純化されていたが、南大洋は東西通じるようになっていた。CO2濃度を突然倍増してから数十年のうちに、北半球は温暖化するが、南半球高緯度の温度はほとんどかわらない。(Hansen ほか 1988 JGR では、南北とも高緯度で大きな温暖化が見られたが、そのモデルでは海洋深層を拡散で表現していた。現実の南大洋の運動が単純な拡散で近似できないはたらきをしているにちがいない。)

現実的海陸分布の大気海洋結合大循環モデルで、二酸化炭素濃度を漸増させる(年1%の複利とした)実験をした (Stouffer ほか 1989 Nature, Manabe ほか 1991, 1992 JClim)。

初期条件は、大気は海面水温をあたえ、海洋も表層の水温を観測にもとづく値にむかって緩和(relax)させる方法でそれぞれつくったが、結合させるとその状態からずれていってしまった。そこで、海面での熱・水フラックスを、大気・海洋別々の計算でえられた値の差だけ修正する「flux adjustment」を導入した。修正量は場所と季節によるが、年々変動はない。その後、モデルの改良とともに flux adjustment の必要性は減ってきたが、本書の著者は今後もparameter tuning とともに flux adjustment もつかわれるだろうと考えている。

70年後にCO2濃度は当初の2倍になる。全球平均地上気温は、定常応答が +3.9℃であるのに対して、+2.5℃まであがっている。温度の上昇は定常応答よりも約30年おくれる。地理的分布をみると、世界の多くのところで定常応答と似た形の上昇がみられるが、南大洋では温度上昇分はゼロにちかく、Weddell海の北には負のところもある。

南大洋で地表の応答が小さいのは、海洋の力学的なしくみによって、深層まで影響が分配されるからである。

北太平洋のように東西に壁のある海盆では、表面の風に応じて、亜熱帯循環や亜寒帯循環という水平の循環が、地衡流のつりあいをたもって存在しうる。ところが、南大洋では壁がないので、西風がふくと、表層では、北向きの、地衡流のつりあいにしたがわない drift current ができ、その帰りの南向きの流れは深層にできる(こちらは地衡流になる)。このような循環は、Deacon (1937年) が存在を示唆したので、Deacon cellとよばれている。これによって、表面の熱的強制の影響は深層までおよぶので、表面温度の変化としては小さくなるのだ。物質の観測、たとえば Dixon ほか (1995 GRL)がしめしたクロロフルオロカーボンの濃度でも、南大洋では深層まで混合がすすんでいることが見られている。

深層循環の重要な部分として大西洋の南北鉛直循環がある。Manabeほか(1991)の実験では、70年間で北大西洋の南北鉛直循環はよわまった。そのおもな原因は北大西洋高緯度の表面海水密度低下であり、それは、大気中の気温の増加、比湿の増加、温帯の極向き水蒸気輸送の増加、高緯度の降水の増加、高緯度の海面塩分低下、という因果連鎖による。ただし、観測からは、近代的観測開始以来の南北鉛直循環の変化ははっきりしない。現実にもモデルにも数十年・数百年規模変動があり、温室効果強化の影響と分離して認識するのはむずかしい。

温室効果強化への応答は、陸上のほうが海上よりも大きい。そのうちには陸のほうが熱容量が小さいことによる過渡応答のちがいもあるが、定常応答にもちがいがある。それは、つぎのように説明できる(Manabe ほか 1992)。中緯度の冬は、アルベドフィードバックが陸のほうがおおきくきく。夏は、陸は蒸発がおこりにくいので温度が高めになる。

第9章。寒い気候のもとでの海洋深層水形成。
Stouffer & Manabe (2003, Clim. Dyn.)は、大気海洋モデルで、二酸化炭素を標準の値の 1/2倍、1倍、2倍、4倍と変えて、定常応答をみる実験をおこなった。地上気温は二酸化炭素濃度が高いほど高く、地上気温の南北温度勾配は、寒い気候ほど大きい (これは雪氷アルベドフィードバックで説明できる)。

二酸化炭素濃度 1/2倍の海洋は、1倍以上の海洋とだいぶちがう。深層と同じ、海水の氷点に近い水温の水が、両半球高緯度にひろくあらわれている。深層の塩分は濃い。深層水はおもに南大洋の海氷がつくられるところでの深い対流でできている。南半球の海氷域のひろがりの季節変化は小さく、多年氷が多い。

LGMと現在とのCO2濃度のちがいは1/2ほどではないが、LGMでも、南極のまわりでは氷点にちかい高塩分水がつくられていた証拠がある。厚い海氷があって、海洋と大気と交換をさまたげていただろう。そして、湧昇があったので、生物生産はさかんだっただろう。
それで、南大洋へのCO2の吸収が多く、大気中のCO2が少なかったのかもしれない。

Broccoli (2000) のLGMのシミュレーションは南大洋では復元推定とあまりよく合っていないが、そのモデルには深層循環の変化がふくまれていない(現在の気候で値をきめたflux adjustmentで近似してしまっている)からだろう。

第10章。水循環と水資源賦存量の変化。
温暖化すると、水循環は、降水量・蒸発量などの水の質量の単位時間あたりの流量がふえるという意味では、「加速する」。【わたしからの補足だが、大気中の水蒸気の「回転」が速まるという意味で加速するわけではない。わたしの見たかぎりのシミュレーション結果ではいずれも、温暖化とともに水蒸気の平均滞在時間は長くなる。】

Manabe & Wetherald (1975 JAS) の二酸化炭素倍増に対する定常応答では、世界平均降水量は7.4%の増加となった。地表面熱収支の各項を見ると、正味放射はその3.5%の増加(おもに地球放射の変化)、蒸発はその7.4%の増加、顕熱輸送はその7.7%の減少となった。温度と飽和水蒸気圧とのClausius-Clapeyronの関係式は指数関数型をしているので、温度あたりの飽和水蒸気圧の増加は、温度が高いほど大きくなる。それで、地表面がしめっているかぎりは、温度が高いほうが、乱流エネルギー輸送の潜熱と顕熱への分配が潜熱のほうにかたむくのだ。

しかし、水循環の変化は空間的に一様ではない。

Wetherald & Manabe (2002, JGR)は、格子間隔 約250 kmの大気海洋結合大循環モデルで、二酸化炭素を1990年から2090年まで年1%複利でふやすシナリオでアンサンブル実験をおこない、2050年を中心とした30年間のアンサンブル平均を、二酸化炭素濃度を固定したcontrol runの100年平均と比較した。Manabe ほか (2004, Clim. Change) では、そのつづきで、二酸化炭素濃度を controlの4倍にたもった実験をした。陸面水文はバケツモデルで表現されている。蒸発量は、地表面がしめっているとして計算した可能蒸発量と、土壌(バケツ)水分量からもとめる。

CO2濃度4倍の気候の降水量・蒸発量の変化量の分布は、これまでの研究でのCO2濃度2倍のばあいと同様で、大きさは約2倍だった。変化量の緯度に対する分布をみると、蒸発量はどの緯度でもふえるが、降水量は、赤道付近の降水帯と、温帯低気圧帯の高緯度側で、集中してふえ、亜熱帯ではふえない。降水量と蒸発量の差の変化には、”rich get richer” (Chou ほか 2009 JClim) の傾向がある。河川流出量や土壌水分は、熱帯と温帯低気圧帯ではふえるが、亜熱帯ではへるだろう。

Manabe ほか (2004 Hydrol. Sci. J.)は同じ実験での河川流量の変化を見た。温暖な気候では、河川流量は、高緯度では大きくふえる。赤道帯でもふえる。中緯度のうちヨーロッパやColumbia川などでもふえる。亜熱帯ではふえず、へるところもある。IPCC AR5 図12.24の multimodel average の結果もこれとにている。ただし、Amazon川の流量は、multimodel ではへるのだが、Manabeほかの結果ではふえている。multimodel average ではAmazon の雨量が観測よりも過小になっているので、本書の著者は、Amazonの流量はふえると予想する。

土壌水分は現実が複雑なので、観測との直接比較ができない。バケツモデルの土壌水分量は、control run で北アメリカの乾燥域が(南部で)東にひろがりすぎという難点はあるが、大陸規模の乾湿の指標としてはよいだろうと考えている。

Manabe ほか (2004, Clim. Change) の実験で、温暖な気候では、オーストラリア西・南部、アフリカ南部、ヨーロッパ南部、中国東北部、北アメリカ南西部で土壌水分が減った (北アメリカ南東部でも減っているが、バイアスのせいかもしれない)。季節別に見ると、乾燥・半乾燥地域の乾季の減少が大きい。IPCC AR5 図12.23の multimodel average の結果もこれとにている。ただしAmazon川流域の状況はちがう。こうなるしくみは、地表面に達する下向き地球放射がふえて、蒸発に利用可能なエネルギーはふえるが、亜熱帯陸上では降水量がふえないので実際の蒸発量はふえることができず、土壌水分がへってつりあう、と考えられる。さらに、大気中で水蒸気が水平発散しているところでは、温度があがれば、水蒸気発散もふえるだろう。

土壌水分には年々変動や十年規模変動もある。たとえば、北アメリカ南西部では、温暖化が進行すると、土壌水分が異常に低い値をとる年の頻度がふえる。かんばつがふえると予想される。

北アメリカやユーラシアの内陸部では、夏に土壌水分がへる(冬にはふえる)。このことは、Manabe & Stouffer (1980, JGR)で論じた【わたしが聞いた1983年の講義では強調された論点のひとつだった】。Manabe & Wetherald (1987, JAS)で、 大気+海洋混合層のモデルによって、さらに検討した。
北緯60度付近のシベリアやカナダのばあいは、融雪時期の早まりがきいている。
中緯度のばあいは、冬は温帯低気圧帯の高緯度側に位置するので降水量がふえる(蒸発量は冬なので少ない)が、夏は温帯低気圧帯の低緯度側に位置するので、降水量がふえず、蒸発量はふえる。
なお、亜熱帯では、通年で土壌水分がへるが、とくに降水量のすくない冬から春にへる。

まとめると、温暖化が進行すると、乾燥・半乾燥地域では土壌水分も河川流量もへり、かんばつの頻度がふえるだろう。他方、水の多い高緯度と熱帯でますます水がふえ、洪水の頻度がふえるだろう。これは水資源需給をむずかしくする。(Milly ほか 2002 Nature 数値実験の論文、Milly ほか 2008 Science 評論)。

あとがき
大循環モデルは、物理法則による部分と、parameterization とをふくむ。かつて、計算機の能力がかぎられていたので、parameterization は単純だった。それでも、気候の平均状態や、気候の変化の特徴を、かなりよく再現できた(Stouffer & Manabe 2017 Nature Climate Change)。簡単な parameterization と 低い分解能ならば、たくさんのシミュレーションができ、結果の診断もしやすい virtual laboratory にできる。簡単な parameterization による気候モデルは、今後も、現在だけでなく過去の地質時代の気候をexploreするためのpowerful toolsであるだろう。【Shackley 2001 ([別ブログ 2013-07-05の記事])が “Scientist C” の意見として伝えたのと同じ主張。】

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