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| ミランコヴィッチメニューへ戻る ミランコヴィッチ理論と気候-5 MILANKOVITCH THEORY AND CLIMATE A. Berger Berger, Institut d'Astronomie et de Geophysique G. Lema•tre, Universit• Catholique de Louvain Louvain-la-Neuve, Belgium pdf 原文 ミランコヴィッチ理論と気候2 ミランコヴィッチ理論と気候3 ミランコヴィッチ理論と気候4 ミランコヴィッチ理論と気候5 ミランコヴィッチ理論と気候6 ミランコヴィッチ理論と気候7 ミランコヴィッチ理論と気候8 ミランコヴィッチ理論と気候9 ミランコヴィッチ理論と気候10 ミランコヴィッチ理論と気候11 ミランコヴィッチ理論と気候12 その他の2. 日射量と地質学的曲線の間の他の、よりコヒーレンシー性を説明するために、有意な相関関係と位相因子が必要な場合がありますか？ 地質学的(g5 + -) ' ' [ I [308 043 ] I I I I 25 694 ]に見られる詳細な気候変動。I I ! 102 535 [ 76 929 308 043 図 10. (a) 気象先行度 e sin m, (b)斜行度, (c)偏心度の分岐図 [Berger et al., 1987] [日本版] [日本版] [日本版] [日本版] [日本版] [日本版]. この手順は、家系図のように、-と9については表4に、gとsについてはBerger [1976a]の表1に記載されている度数の直線的な組み合わせによって、それぞれの期間を元の期間まで遡ることを可能にしている。 636 Berger. Milankovitch Theory and Climate I I I I - I - I - --- post : future ECCENTRICITY & 1,1.1.1 E z 24.00 23.,50 22.00 22.50 I I I, I 250 200 150 IOO 50 O -50 -IOO THUSANDS OF YEARS AGO 図11. 紀元前25万年から紀元前10万年までの偏心・偏角・傾斜の長期的な変化 [Berger, 1978c]。 軌道変動が支配的な強制関数であると仮定している。5. 5. 地質記録のスペクトル 1976 年、Hays, Imbrie, Shackleton は、私が完全に独立した方法で計算した天文周波数が古気候データに有意に存在することを実証した [Berger, 1977] [Hays et al., 1976]。100年、41年、23年、19年の期間は、一般的な赤色ノイズのスペクトルに有意に重畳しています（図13）。 これは、ミランコビッチ理論のテストの中でも最も繊細で印象的な最初のテストの一つであり、天文学的な計算で本物であることが確認された、年輪のピークのこの二分割の地質学的な観測である。 1976年以降、過去80万年ほどの気候記録のスペクトル分析により、中期日射量6月60Nスペクトルミランコビッチ理論の実質的な検証が行われてきた。4つの異なる期間：0-800、800-1600、1600-2400、2400-3200 kyr B.P.。縦軸は相対単位で、各周波数帯によって説明される分散の量に比例している（期間は数千年単位で与えられる）。Berger [1984]とBerger and Pestiaux [1984]によって記述されているように、7つの異なる天文学的解が使用されている。 Berger. ミランコビッチ理論と気候 63? --I00,000 年 - y-45,000 年 I I I I I I I I 00 30 15 I0 7.5 6 サイクルの長さ（数千年） 図 13. 過去 50 万年間の気候変動のスペクトル。このグラフは、2つのインド洋コアの同位体記録の中で、異なる気候周期の相対的な重要度を示しており、ミランコビッチ理論の多くの予測を裏付けています。データはHays et al. 少なくとも斜度と偏移の変動の頻度の近くでは、気候変動のかなりの部分が、地球の軌道の変化に伴う日射量の変化によって何らかの形で駆動されているという証拠がある[Imbrie and Imbrie, 1980; Berger, 1987]。 いくつかの長い深海コアを使用し、地質学的時間スケールとスペクトル分析の不確実性を考慮した場合、Berger and Pestiaux [1987]は、以下のピークが天文学的バンドに有意に存在することを示している。(1)標準偏差24000の103000、(2)標準偏差8000の42000、(3)標準偏差4000の23000である。また、Pestiauxら[1988]は、沈降速度が高く、最後の氷期-間氷期サイクルをカバーするコアを用いて、スペクトルの高周波数部分を解決した。 19 kyr の年差ピークの他に、他の 3 つの期間が実際に有意に検出された。(1)標準偏差2200の10300年、(2)標準偏差800の4700年、(3)標準偏差500の2500年である。このように、直接の軌道強制帯以外の気候変動の優先的な周波数帯は、物理的な説明を明確にするにはまだ幅が広すぎる。しかし、大気圏上部の日射量の変動に対する気候系の非線形応答の観点から、暫定的な解釈が与えられるかもしれない。 10.3-, 4.7-, 2.5-km 近傍周期の第一の特徴は, 日射パラメータに見られる41-, 23-, 19-km のピークのおおよその組み合わせであるということである. さらに、Pestiaux ら [1988] は、これらの短い周期を予測するために Ghil-Le Treut-Ka[len 非線形振動子気候モデル [Ghil and Le Treut, 1981; Le Treut and Ghil, 1983] を用いた。このサイクルの例外的な強さは、海洋深層循環、二酸化炭素、氷床自体、そして氷のアルベドフィードバック、弾性岩盤、粘性マントル、海氷相互作用などの関連メカニズムによる非線形増幅を必要とするが、ほとんどの気候記録を支配している100年周期付近を中心とした分散成分は、偏心サイクルと同調しているように思われる ......。 -仝'o VAR/f ETP VAR/f - ; : t COHERENCY 1,0 I00 41 23 -*- f ━━ .-- j",', I ,- 0 I "- - , ' Z - I -,'-',. - ' ,' - - - BANDWIDTH ' I- - - --- ' I '-. O Z Z - ß [- -5- ø sig' 'evel' - '-' - 0,9 O ' oh) o 0.8 - . o. 3j 0.1; i o.o, o.b o.b o. P I-. 50.0 35.3 25.0 20.0 16.7 14.3 12.5 II. I 0.0 図１４．過去78万年の気候変動と軌道変動の記録から計算されたコヒーラシーと分散スペクトル。2つの信号が処理されている。(1) ETP（偏心、斜行、偏位の変動を-rmalizingして加算した信号）と、(2) ---0（平滑化されていない積層された同位体記録）の2つの信号を処理した。上）2つの信号の分散スペクトルを任意の対数スケールでプロットしたもの。(下) コヒーレンスペクトルは双曲アークタンジェントスケールにプロットされ、5%の有意水準で提供されています。頻度は千年あたりの周期である。(Imbrie et al. [1984]から著者とD. Reidelの許可を得て転載) 638 Berger. 638 Berger: Milankovitch Theory and Climate 20.0 -- 160 95K z - -2.0 54K z :' ' bJ 19.0 ,,. 4.0 O0 I 0.000 0.020 -05-0 Ma - 0.7-02 Ma ....... 0.9 - 0.4 Ma ß .I.I -0.6 Ma 0 040 0 060 0.080 0.100 FREQUENCY (cycle$/k yr) 図 15. 深海コア K708-7/サイト 552A の冬期海面水温記録のスペクトル解析の面積/分散合成。(Ruddiman et al. [1986, p. 162]より著者及び米国地質学会の許可を得て転載) この偏心の変化は、地球に降り注ぐ全太陽光の量をせいぜい0.2%程度しか変化させないことを覚えておいてください）。100年周期の気候サイクルは, セレストゥアル力学における100年周期の偏心周期の場合と同様に, (1) 2つの主要な年差成分の間のビート(Wigley [1976] が非線形気候理論でこの点を実証している)によっても説明できる. 周波数1, 3, 4, 5, 6は, 2-1, 3-2, 4-1, 4-2の組み合わせから得られており, Nicolis [1980, 1982] や Benzi et al. Imbrieら[1984]は, 地質記録が斜度帯と偏移帯に正確に調整されている場合に, 10万年帯の軌道と気候変数のコヒーレンシー性が大幅に向上することを明らかにしている. いわゆるオーブ[tally tuned S PECMAP時間スケール（Martinsonら[1987]が過去30万年のために開発した）を用いて、彼らは確かに99%以上の信頼度で有意な天文学的バンドのコヒーレンシーを発見しました（図14）（別の方法については、例えば、Herterich and Sarnthein [1984]を参照）。  図14. 過去78万年の気候変動と軌道変動の記録から計算されたコヒーラシーと分散スペクトル。2つの信号が処理されている。(1) ETP（偏心、斜行、偏位の変動を-rmalizingして加算した信号）と、(2) ---0（平滑化されていない積層型同位体記録）である。上）2つの信号の分散スペクトルを任意の対数スケールでプロットしたもの。下）双曲アークタンジェントスケールにプロットされたコヒーレンスペクトルで、5%の有意水準で示されている。周波数は千年あたりの周期である。 日射量と氷の体積の間には、例えば、かなり首尾一貫した位相関係がよく定義されている。Kominz and Pisias [1979]は、斜度が一貫して約10,000年分0年の記録をリードしていることを示したFT-STであり、その一方で予後は23年の地質学的シグナルと同位相であるように思われた。しかし、最近のPECMAPの結果では、これらのリードとラグがより複雑になっていることがわかりました。最後に、Ruddimanら[1986]は、私が1976年に発見した第二次天文周期の一つである54年周期を発見することに成功しました（図15）。 これらの結果から、少なくとも統計的分析に基づいて、過去数百万年の周期のうち、1周期あたり10〜100万年の範囲にある同位体分散の60〜10％が直線的に変化していると結論づけられました。Myrの周期性範囲における同位体変動の60m-10%は、軌道上のフォースチンMに対する線形反応であることが明らかになった[Imbrie et al., 1984]。しかし，この結果の解釈は必ずしも明確ではありません．後期更新世の記録で支配的な特徴である100 kyr周期は、深海コアV28-2-9の3次元時間進化スペクトルに示されているように、過去2-3百万年の間に一定の振幅を示していない（図16-.  図16. 全記録 V28-239 [Pestiaux and Berger, 1984] の進化的最大エントロピースペクトル解析. この周期性は、10年前までは、地球上で氷床が発達していなかったことから、主要な氷床がこの100年周期を調節する役割を果たしていた可能性があるという考えを補強するものである。また、SPbiCMAPでは、気候応答の位相遅れが、それぞれ軌道上での位相遅れと3-4の位相遅れであることが示されている[Berger et al. (2) 偏心信号を直接、パラメータ自体とその地理的な条件によ って、気候の性質に依存している(2000KYR ME POWER SPECTRAL DENSITY O O O 1670 KYR 1370 KYR 1080 KYR 6- KYR I O O 1 50 2. 全記録 V28-239 の進化的最大エントロピースペクトル解析 [Pestiaux and Berger, 1984]. Berger. Milankovitch Theory and Climate 639 - I00,000 RCII-120 INDIAN OCEAN 44øS T = 468K At - w (,- - "0 (~-ce volume) Z - ... //- I00,000 RCII-120 INDIAN OCEAN 44ØS T=468K 推定夏期see -surf(3℃) o j 41,000 23,000 19,000 k I I I / F I00 000 ATLANTIC 41ØN -- I/ ATLANTIC 41eN I///-- ' T=246K ! II T=246K -,OOOOOO ,,- IH II Esttmated - )' - 温度 (- - $'eO (-氷点下) Ill I- 夏期海面- 41,000 I -.../...--- 41,000 図 17. 2つの異なるs-tesで測定された同位体と海面温度の変化のスペクトル。図17aと17bのスペクトルはHays et al. 図17cと17dのスペクトルはRuddiman and Mcintyre [1981]から引用した。 同位体スペクトルは全球氷量の変化を反映していますが、バンド幅（BW）の違いによる違いを除けば、ほぼ同じです。しかし、温度スペクトルは非常に異なっている。南半球のs-teは主に10万年近くの期間に反応するのに対し、この緯度の北大西洋は主に2万3000年近くの期間に反応している。(Imbrie [1982]から著者とAcademic Pressの許可を得て転載。)の位置を示している。例えば、南半球の海面水温は北半球の氷床の応答をlylyで 導いているようであり、夏の月中高緯度の日射量は斜行帯よりも偏向帯の方が強いシグナルを示す（図18b） [Berger and Pestiaux, 1984]。6. 天体日射量 Milankovitch [1941]、Bernard [1962]、Sharaf and Budnikova [1969]、Vernekar [1972]、Berger [1978f]が用いた半年ごとの日射量ではなく、月ごとの日射量を考慮することのもう一つの重要な利点は、他の方法ではマスクされていた変動が容易に認識できるようになることである。  図17. 2つの異なるs-tesで測定された同位体組成と海面水温の変化のスペクトル。図17a, 17bのスペクトルは Hays et al. 図17cと17dのスペクトルはRuddiman and Mcintyre [1981]から引用した。同位体スペクトルは全球氷量の変化を反映しており、バンド幅（BW）の違いによる違いを除けば、ほぼ同じである。しかし、温度スペクトルは非常に異なっている。南半球のs-teは主に10万年付近で反応し、この緯度の北大西洋は主に2万3千年付近で反応している。(Imbrie [1982]から著者とAcademic Pressの許可を得て転載。)の位置を示している。例えば、海  図18a. 北半球熱量夏(NHCS)と北半球熱量冬(NHCW)の7緯度の熱量日射の分光分析. 緯度が高いほど日射量が多くなります。垂直スケールは相対的な単位であり，各周波数帯域で説明される分散の量に比例する（期間は数千年単位で与えられる） [Berger and Pestiaux, 1984].  図18b. 月中旬の日射量については、図18aと同様である。3 月、6 月、9 月、12 月 [Berger and Pestiaux, 1984]。 ミランコヴィッチ理論と気候6につづく |