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| ミランコヴィッチメニューへ戻る Проблема изменения климата Земли (ロ シア語版) PDF On the Global Climate Change (英語版) PDF 地球の気候変動問題 第６章 Екабс Барканс, Диана Жалостиба Jekabs Barkans, Diana Jalostiba ジェカブス・バルカンズ、ダイアナ・ジャロスティバ RTUプレス、リガ、2010年。1 - 93 p. 全編 概要・目次 第１章 第2章 第3章 第4章 第5章 第6章 第7章 参照  第6章 気候に対する炭素ガスの影響 6.1 地球のガス交換における炭素の構造 915010トンの炭素が異なるサイクルで世界中を移動することが知られている。その蓄積と額を図6.1に示する。ご覧のとおり、数十億トン単位の炭素の質量は次のとおりである。 海の中間層 38100 海の上下の層 150; 表面層 1020; 海洋動物 3; 海の有機遺物 700; プラント610内 土壌の腐敗物 1580; 大気中の二酸化炭素 750 年間（数十億トン）：海に吸収92 土壌酸化102 海に吸収90 光合成100 燃料を燃やしてセメントを製造すると、年間95.5 10トンの二酸化炭素が放出されるが、自然吸収はない。大気中に残る。   図6.1 炭素サイクル  図6.1 炭素サイクル （英語版） 適度な温度では、二酸化炭素の平均98％が海に溶け、全体の2％が大気中に溶けます。 6.2 二酸化炭素の動的平衡 海洋と大気の間の二酸化炭素の動的平衡は、図6.2に示す特性によって判断できる。これは、水に溶解した二酸化炭素の量の温度（0 50/ｌ mg C）への依存性を示している。  図6.2。 0.1MPaの圧力で水に溶解した二酸化炭素の温度依存性 自然界の動的平衡の実際の関係は、図6.3に示すように南極大陸の深井戸から4氷期にわたって得られた42万年のデータによって明らかにされている[19]。  図6.3。 氷河期の大気中の温度とCO2の依存性（42万年のデータ） 大気中の二酸化炭素量が変化した理由は、主な要因が温度であり、その結果、海洋から放出された大気中の二酸化炭素量であった。温度が上昇すると、水に溶けている二酸化炭素の一部が大気中に放出されるため、平均して、温度が1℃上昇すると、大気中の二酸化炭素の量が12.5増加した。 100 ppmで（図6.3）。気温が下がると、大気中の過剰な二酸化炭素は時間の経過とともに海に戻り、大気中の二酸化炭素の量は200ppmに減少する。 氷河期における大気中の二酸化炭素の比重の変化は、200〜300 ppmの範囲であった（図6.3）。大気中の二酸化炭素の比重が高いほど、その最小値は200ppmを超える。 6.3 フィードバックの影響 300年以上の現象から判断すると、地球の温度変化の外的原因は、太陽に対して起こっているプロセスの影響に関連していることが上に示されました。平衡は、地球による宇宙空間への熱の反射によって確立される。ある程度の温度変化プロセスの性質は、発生するフィードバックのタイプによって異なる。 正のフィードバックは温度の平衡状態からの偏差の増加に寄与し、負のフィードバックはその安定化に寄与する。 6.3.1 ポジティブフィードバック可視光の反射 正のフィードバックを持つ要因は、地球の極面からの光の直接反射です。自然の原因による温度の上昇は、それらの面積の減少を伴い、したがって、熱反射の減少を伴う。その結果、温度はさらに上昇する。 CO2吸収ゾーンの透明度。氷河期に現れる2番目の正のフィードバック要因は、温度の低下に伴う大気中の二酸化炭素の比重の減少である。 図6.3からわかるように、二酸化炭素の一部が海洋の水によって大気から吸収された結果、大気中の比重は200ppmに減少する。同時に、ゾーン（14'16）μmで透明度が増加し、追加の熱伝達と温度の低下につながった。 CO2の比重は、温度低下中に100ppm減少しした。 ppm（図6.3）。 一方、CO2の比重の増加に伴い、将来的には最小値も増加し（例えば、最大300 ppm）、同時に吸収帯の透明度とこの正のフィードバックの役割が低下する。おそらく、これは温度降下の深さをある程度制限する。 6.3.2 負のフィードバック可視光の反射。 外的要因の影響下での温度上昇は、海洋からの蒸発の激化と雲の被覆の増加に寄与する。これにより、明るい雲の表面による可視光の反射が増加し、負のフィードバックの形で温度が低下し、安定する。温度の変化に伴い、極性領域と蒸発に関連する現象は、ある程度、相互に補償する。温度上昇に対する反応。透明ゾーンでの放射と赤外線放射の全範囲内の対流は、地表の温度の上昇に反応して、熱の放出を増加させ、その変化を防ぐ。これは負のフィードバックとして現れ、温度を安定させるのに役立つ。 6.4 気候変動が海洋に与える影響 短期的には、千年ごとに発生し、自然の原因により温度が上昇し、一時的に第6章極氷河が激しく溶けることを伴う。過去の氷河期の出来事は、湾岸流を含む海流に生じた重要な変化についての仮定の根拠を与えていない。 したがって、過去は、予見可能な将来のヨーロッパ大陸の気候状態に関するそのような懸念の根拠を与えていない。南緯度の海の表面温度の結果としての一時的な上昇は、植物プランクトンの激化した開花を伴い、それは成長期の終わりの後、深部に沈むことが知られている。その分解は、水に溶解した酸素の消費に関連しており、水が垂直に混合することの悪化と相まって、海洋の動植物の生活に必要な酸素含有量を枯渇させる。 これは、いくつかのサンゴや他のオラニズムの死と、水が酸素に富む極地の方向への移動性の海洋動物の移動によるものである。どうやら、短期間の極端な温度の終わりの後、海洋の重要な活動は回復する時間がある。 重要な問題は、海洋による二酸化炭素の吸収である。海洋の量は温度のみに依存すると想定されている。 その結果、有機燃料の燃焼生成物はそれによって吸収されず、大気中に残りそれらの量が増加する。問題は、これらの排出物の一部が、大気中の濃度の増加に加えて、海洋によって吸収されないのかということである。この場合、これは海水の上層の酸性度の増加につながる可能性があり、これは注目に値する。 第5章 対流による陸熱供給 5.1 対流による熱伝達の規則性 対流による熱伝達は、加熱された空気の塊によって形成され、垂直方向の流れを形成し、その後、冷却された密度の高い空気に置き換えられる。 このような垂直ストリームの速度は20〜30 m / sに達する。一般循環の構成要素として、それらは大気全体をカバーし、大気中の熱と湿度の交換とその外部への移動に重要な役割を果たす。対流による熱の移動は、ニュートンの法則に従って発生することが知られている。 解説：ニュートンの法則  熱の対流部分は吸収ゾーンをバイパスする。大気の高層に到達すると、空気塊の温度は–55ºСに低下する（図4.7）。ここでは、水蒸気分子が存在せず、希薄化による対流の停止により、熱が二次放射の形で空間に放出される。 8.6〜14μmの範囲で行われる放射による熱の放出とは異なり、対流による熱の戻りは、赤外線放射範囲の幅全体で均一に発生する（図5.1）。たとえば、太陽の強度の変化によって温度が上昇すると（前世紀に注目されている）、対流チャネルの容量は温度変化に比例して増加し、減少する。  図5.1 放射(1)と対流(2)による伝熱帯。 縦軸：放射照度  図5.1. 地球規模の熱除去のゾーン. (1)放射によるもの, (2)対流によるもの 縦軸：放射照度 英語版 5.2。対流気流空気 塊の動きとしての対流は、さまざまな循環流の一部として表すことがでる[23]。簡略化された表現を使用すると、状況は次のように表現できる（図5.2）。最初の循環サークルでは、熱帯圏を通る垂直方向の空気流を使用して、暖かい赤道と冷たい極の間で熱が交換される。 これらのストリームは、地球の表面に対して移動可能であり、他の空気塊のストリームに従って移動する。熱を放ち、空気は下から赤道に向かって流れます。これが最初の循環リングである。地球の回転により、北半球のこの流れは東になり、南から西に流れます。  図5.2 大気の流れ図 他の空気の塊が北東に急いでいる。赤道から30度の距離で、それらは緯度で東に進み、圧力が増加した帯を形成する（ヨーロッパでは、これは地中海地帯である）。このベルトから、空気の塊は両方向に広がり、冷却しながら、北東方向に赤道に向かって流れる。 これらは貿易の風です。 3番目のリングは空気塊の別の部分を形成し、それは北に行き、カリオリスの力の影響下で東に偏向し、南西の風を形成する。 ポールで冷えると、それらは下降し、南に広がり、東風を形成する。彼らが温暖な緯度の空気に出会うと、彼らは上昇し、この循環リングを閉じる。赤道と北極の空気が貿易風帯を反対方向に突破し、それぞれ南と北の緯度で異常な状況を作り出すことがある。 5.3。対流が地球の温度に及ぼす影響の過程の特徴 対流が地球の温度に及ぼす影響の過程の特徴を図5.3に示す。ここで、1はいくつかの温度特性であり、それぞれが特定の温度レベルに対応し、2はすべてに共通の対流特性である。ニュートンの法則によれば、温度が上昇すると、対流チャネルのスループットが増加し、それが地表の温度の低下につながる。  図5.3 対流チャネル（2）の特性と、依存性 T＝ f Eに従って、さまざまな温度レベル（1）での作用の結果としての温度変化 5.4 対流 慣性対流による熱の伝達は、放射と比較して慣性プロセスである。地球上の気候条件の長期的なプロセスが、太陽上のプロセスと比較して、時間的にどの程度シフトしているかを知ることは興味深いことである。これは、プロセスの位相シフトに基づいて判断できる。 川の流れの変化は、海の水の蒸発、この場所からかなりの距離での沈殿物の流出、地下水の流出などに関連して、かなりの時間が経過した後に発生する。上記では、1910年に地磁気特性が位相回転し、その後自然に消滅する現象について説明した。川の水路にも同様の現象があったのか、面白そうだった。それは1930年に水路にあったことがわかる（図5.4）。  図5.4。 ウェーブレット変換を使用して得られた、太陽のプロセスの対応する周波数と比較した、ダウガバ水路曲線の位相回転。 1-積分水路曲線; 2-太陽活動曲線  図5.4. 河川水流の位相変化. 1 - Daugava川の水流の積分値; 2 - 太陽活動の値 英語版 したがって、タイムオフセットは20年です。 i.e. 20 years after the event of 1910 5.5 放射線の機能と対流チャネルの関係 地球の熱を反射するチャネルとしての放射線は、温室効果ガスの影響を受けます。この影響は、3つの状況に要約される。最初に、放射の流れが遮断される。放射のこれらの波長範囲は不透明です。したがって、水分子は、赤外線放射の全範囲（2'70）μmから（5～8）および（20～70）μmの範囲の放射フラックスをブロックする（図4.4）。 2番目の状況は、部分的に透明なゾーンに対応する。これは、温室効果ガス分子の濃度が低く、赤外線に対する反応の性質に関連している。したがって、水分子の部分的な透明度は、小さな放射線が透過するゾーン（17～20μm）に現れます。範囲（8.6～14）μmは放射線に対して透過的であり、その範囲内では水分子の吸収が低いように見える。水分子の濃度は、背景温度に関連する海洋からの蒸発条件に依存する。 それにもかかわらず、それは定常的な現象と見なすことができる。対照的に、二酸化炭素分子の濃度は1950年代から着実に増加している。したがって、（14～6）μmの範囲の二酸化炭素の吸収ゾーンの透明度の問題は重要です。地球の温度を維持するシステムの構造を図5.5に示す。ここで、パラメータYは、地球の温度に影響を与える太陽活動係数である。 地球は、放射と対流の2つのチャネルを通じて熱の一部を放出する。それらの最初のものは、赤外線の透明度の比較的狭い領域で電磁放射の助けを借りて約30％の熱を放出する放射チャネルである。 2つ目は、温室効果ガスに関連しない対流チャネルである。  図5.5 .地球規模の放熱チャンネルの動作構造 放射による熱伝達と対流の関係を図5.6に示す。 ここで、1と2は、それぞれ対流と放射の特性である。 この場合、1 tの温度では、対流による熱伝達は放射による熱伝達よりもわずかに高くなる。  図5.6.対流(1)と放射(2)の特徴 5.6 他の温室効果ガスの吸収ゾーン 赤外線波長スケールでの他の温室効果ガスの吸収ゾーンの位置は注目に値する（図4.4）。それらの場所が透明ゾーン内にある場合、後者はさらに狭くなります。オゾン吸収の狭いゾーンと衝突時の変形過程における酸素原子の動的状態は、最初は透明ゾーンの中央に位置し、一次放射による熱伝達をいくらか制限する。メタン吸収ゾーンは、その外側の透明ゾーンの高周波エッジに現れる。窒素酸化物の吸収帯は、水分子や二酸化炭素の吸収帯と一致する。この領域が重なっている場合は、透明領域の外側にも表示される。 |