|
|
| 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 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  概要 地球規模の気候変動に関連したプロセスの解析を行っている。これまでの世界の河川の研究では、太陽過程が河川に与える影響を明らかにしてきた。本研究では、太陽温度の関係を明らかにするための研究を継続した。千年に一度の極端な太陽活動の増加は、太陽からの熱の受け取りと反射のバランスによって維持されている地球の温度の変化に関係していることがわかった。 熱は放射と対流によってほぼ等しく反射されることがわかっている。放射による熱伝達は温室効果ガスの影響で制限され、対流による熱伝達はこれらの制限を回避して大気上層部に熱を放出する。大気中の二酸化炭素の影響は、その吸収帯の透明度に関係している。人工衛星からの放射線(注：主に赤外線)測定とドイツの研究室での模型実験により、二酸化炭素の吸収帯がすでに放射線に対してほとんど透過していないことが実証されている。その結果、大気中の二酸化炭素は気候変動にほとんど影響を与えない。何千年にもわたる変化のダイナミクスは、将来の冷却を示唆している。 著者経歴 AUTHORS@Ecabs Barkansについて バーカンズは、名誉教授であり、工学博士（科学）でもあります。1963年に工学博士号を取得。1975年、モスクワのソ連科学アカデミーの電力工学研究所で博士号を取得。1960年から1979年まで、ラトビアのエネルギーシステムのチーフ・ディスパッチャーを務めるとともに、リガ工科大学（RPI）の准教授を兼任した。1980年よりリガ工科大学エネルギー・電気工学部教授、1970年共和国国家賞受賞、2004年科学貢献年次賞受賞。 エネルギーシステムの運転、制御、自動化、エネルギーシステムの故障からの保護、自己修復のためのプロセスの構築、エネルギーの合理的利用、長期的な水の流れのパターンの研究などの分野で科学的な研究を行っている。RTUでは、エネルギーシステムの故障防止の分野で主任研究員を務め、太陽のプロセスが河川の水路に与える影響を明らかにする研究に参加したことがきっかけで、気候変動問題の研究に参加する機会を得る。 2005年シーメンス賞受賞、2010年ラトビア科学アカデミーおよびラトヴェネルゴ年次賞受賞、26の科学論文と6つの特許を発表。 目次 はじめに 地球の気候変動は現在、国際的に注目されている。これは、今後起こりうる変化が懸念されることによるものである。気候変動の推進要因としての気温上昇の原因はまだ十分に解明されておらず、今後も綿密な研究が必要とされている。 この問題に対する国民の関心を考慮して、著者らはモノグラフ「地球規模の気候変動について」1 (Riga: RTU Publishing House, 2010. - 82p.)を出版した。この版はロシア語2の改訂版である。ラトビア国家エネルギー委員会は、世界エネルギー評議会のメンバーとして、英語によるモノグラフの出版と普及に携わった。   本研究は、2000年に河川の水流特性を調査することから開始された[1]。 解析の過程で、多くの河川の水路には、周期的な現象として一定の規則性があることが判明した。このようなサイクルは、周波数のグループを区別することができるスペクトル分析を受けている。そして、これらの周波数を太陽サイクルなどの自然現象と比較したところ、同じ現象であることがわかった。これは、気象条件に影響を与えることで、太陽のイベントが気候のイベントを決定していることを示唆している。第二段階では、地球の温度と太陽の現象との間に似たような関係が確立された。 この目的のために、スペクトル解析として離散ウェーブレット変換を適用し、処理すべきプロセスを視覚的に表現した。1700年以降の太陽活動データをもとに分析している。ウェーブレット変換の結果、11年周期に加えて、30年周期、84年周期、200年周期があり、これは対応する温度周期と一致していることが確認された。 ミレニアルサイクルとそれより長いサイクルがあることが知られている。このような太陽上のプロセスの長い観測はない。 しかし、太陽のプロセスと長年の観測による温度変化の関係が確立されていることを考えると、太陽の変化は地球の温度データから長期的に判断できるという逆の関係を利用することができる。この目的のために、グリーンランドと南極大陸の氷河から岩盤までの3.5kmのボーリング孔から採取した氷試料（コア）の分析データを用いた。第3段階では、太陽からの熱と地球からの反射熱の比率から、地球の全球熱収支を考えた。 宇宙空間の真空を通して太陽から受けた熱は、可視光、赤外線、紫外線の形をしている。反射熱は、光としての反射を差し引いて、赤外線と対流によって大気中に放出される。赤外線放射の帯域幅は、温室効果ガス、主に水と二酸化炭素の分子によって制限されている。したがって、大気中では、放射に加えて対流が重要な役割を果たしており、温室効果ガスの影響(吸収)を回避して、鉛直気流を介して成層圏に熱を届けている。 希薄大気領域では高度に水分子が存在せず、希薄媒体の対流の役割が小さいため、媒体温度に対応した長さの長い放射波によって、さらに熱が宇宙空間に放出される。さらに、放射熱伝達のための透明性の問題を考察し、二酸化炭素分子による吸収の特徴を明らかにした。 第1章 気候変動の原因 1.1. 河川水系の研究 周期的なプロセスを分析する目的は、その原因となる要因を見つけることである。作業は、気候の特殊性に伴う河川水の流れの調査から始まった。この目的のために、複数年の平均値からの河道偏差の積分値を用いた [1]。  ここで，i q は河川の値； av q はその平均多年値； i n 1,2 - 順序数； n - オブザベーションの数 積分値を使用することで、年間の変動を平滑化し、可視性を得ることができる。最初の段階では、フーリエ解析に基づくデジタルフィルタを用いて水路の調査を行い、その結果をもとに主要な成分を識別して自然の性質を明らかにした[1]。 図1.1(1)に123年間の観測(1881年〜2003年)のダウガヴァ(西ドヴィーナ)の画像積分値を示す[1]。河川の積分値では、11年周期に加えて、84年周期（3）と30年周期（4）の規則性が見られることは明らかである。  図1.1. ダウガヴァ水路の積分(1)関数と近似(2)関数とその構成要素。84四年・30年・11年のサイクル さらなる解析には、不均質過程の構造を研究するのに適したウェーブレット変換を使用した [2], [3]。 1.2. 周期過程のウェーブレット解析 ウェーブレットは、積分値がゼロで、独立変数の軸に沿って局在する短波の形をした特殊な関数で、この軸に沿ってシフトし、スケーリング（伸張または圧縮）することができます [2], [3]。 プロセスを分析する場合、ウェーブレットは、異なるスケールでのプロセス特性の違いを検出することができ、シフトすることで、調査区間全体の異なる点でのプロセス特性を分析することができる。 本論文では、連続ウェーブレット変換と高速離散ウェーブレット変換の利点を利用して、異なるタイプのウェーブレット変換(WT)を選択した。連続ウェーブレット解析の時系列解析に連続ウェーブレット変換（CWT - Continuous Wavelet Transformation）を適用するには、基本的な積分関数を和に変換する必要がある[4]。  ここで a, b, t は "親 "関数 t に関連するウェーブレットであり，そのシフトされたコピーである; a - scale, ウェーブレットのサイズを決定する; b - shift, ウェーブレットの局在化を決定する; * - 複素共役の手続き; 時系列は，関数値 k k q f f t , 以下の間隔 t , によって与えられる。 関数 n a b , は、異なるスケールの係数データ a を計算するための平衡を可能にする。モーレット・ウェーブレット 2 B の場合、パラメータはその波を変調するガウシアンの幅を定義する。局所的なエネルギースペクトルまたはいわゆるスカログラムは、スケール上のエネルギー分布を推定するために使用される。  (1.3)に基づいて、全球のエネルギースペクトルを推定することができる。  ここで、* N は平均化を行うポイント数です。関数(1.4)はウェーブレット分散とも呼ばれている[3]。 離散ウェーブレット解析 解析では、ピラミッド型Mallatのアルゴリズムに基づく、いわゆる高速離散ウェーブレット変換（Discrete Wavelet Transform - DWT）が最も鮮やかで、各ステップでプロセスが2つのコンポーネントに分割される。 Di - 厳密とAi - 粗い（図1.2）[1]、[4]は、異なる周波数（時間帯）に関連している。これにより、すべてのスペクトル成分を視覚的に分析することができ、周期的なプロセスの性質を知ることができる。  図1.2 信号変換構造 順番に、すべてのコンポーネントを合計すると、元の関数が再構築される。 1.3. 河川水路のウェーブレット解析例 ダウガヴァ水路の連続ウェーブレット変換結果を図1.3に示す。 使用するウェーブレットの種類によって、異なる処理の詳細を得ることができる。このように（図1.3）、第1のもの（1）は低周波領域ではより詳細を達成し、第2のもの（2）は高周波領域ではより詳細を達成している。  図1.3. ダウガヴァ河口の連続EW：1-ウェーブレット「Mhat」を用いたもの、2-ウェーブレット「Morlet」を用いたもの 得られた結果を分析すると、10, 29, 40, N>84-yearsの周期を持つ主要な成分を特定することができる。観測期間が十分でないため、最終サイクルの期間をより正確に決定することは困難である。(1.4)を用いて、グローバルスペクトルGを求めた（図1.4）。  図1.4 ダウガバの全球スペクトル 図1.5にダウガヴァ河口の離散ウェーブレット解析結果を示す。ここでの低周波も、観測期間が十分でないため、精度が低いと判断される。この問題は、類似プロセスのより長い観測を用いることで解決できる。第１レベルおよび第２レベル（ｄ１およびｄ２）は、ランダムな水路要素に対応している。最も興味深いのは、レベルd3- d6である。第3レベルのd3(9-13年)は、既知の11年間の太陽活動の変動に対応している。 第1章 変化の原因  図1.5 ダウガヴァ河口の離散ウェーブレット解析 d4（28-30年）とd5（39-41年）のレベルでは、高山の氷河のダイナミクスを研究し、その発展の周期的な性質を確立したドイツの科学者Brücknerのいわゆるサイクル[5]。その後、ロシアのヴォルガ川の水路を調査した。 注）Brückner、ブルクナーE.「気候変動」、W-オルムッツ（1890年）。 順番に、世俗的なサイクルは、80〜84年の期間を持つ成分d6に対応している。最後のレベルa6は、このサイクルの半分以下の周期の断片を表している。さらに、これらのサイクルの原因であるかもしれない他の周期的な現象と最高の比重のレベルを比較することは合理的である。 1.4. 太陽活動のサイクル 太陽活動とは、太陽の表面に強い磁場が出現することを特徴とする太陽上の活動領域の出現と発展の周期的なプロセスである。太陽活動の最も明白な現れは、黒点の渦の形で形成されたよく知られている11年周期の太陽活動に関連している。 これらの場所の表面温度は、太陽の残りの表面の温度よりも1500～2000度低いことが知られており、色で区別することができる [6]。黒点は比較的短期間、1ヶ月単位で存在する。 19世紀半ば、スイスの天文学者R.ウルフ（ヨハン・ルドルフ・ウルフ）は、太陽活動の状態を黒点の相対的な数で表すことを提案した。オオカミの数は、月ごとの24時間の平均的な観測によって、式[7]によって決定される。  ここで，gは太陽の円盤上に見える黒点群の数，fは個々の黒点の数，kは観測結果を一つの系にまとめるための係数である．太陽のプロセスの観測は1700年から行われている。300年間のウルフ数の太陽活動のデータを図1.6に示す [8]。  図1.6.ウルフ数での太陽活動 いわゆる11年サイクルには、最小期、成長期、最大期、衰退期の4つの段階がある。最小の年には太陽表面に黒点が全くないことがあり、最大の年には黒点の数が数十個単位で測定される。活動の成長は4～5年続き、6～7年で衰退する。平均的な周期は約11年だが、9年から14年の周期がある。太陽活動の全球スペクトルを図1.7に示す。  図1.7.世界の太陽活動スペクトル Периоды：期間  図1.8 .太陽活動の離散ウェーブレット解析 当然のことながら、最大の比重は11年周期に相当する。52年、102年、≒188年の周期を持つサイクルも波の形で区別されている。 太陽活動の離散ウェーブレット解析の結果を図1.8に示す。 ここでは、プロセスのすべての構成要素が別々に強調されている。特に関心があるのは、コンポーネント8 a . 半周期[9]-[11]に似た断片である。 このようなサイクルが存在する場合、その期間は1000年から1200年のオーダーになる可能性がある。これだけ長い観察ができないので、直接判断することはできない。しかし、間接的なデータを使って「縁」の先を見ることはまだ可能である。 1.5 太陽の地磁気指数 太陽活動を特徴づけるために使用できる他の太陽活動のパラメータとして、1870 年以降に使用されている地磁気指数がある（図 1.9, [7]）。  図1.9.太陽活動の地磁気指数 指数Raaは太陽、Iaaは地球近傍空間を参照する地磁気成分である。地球近傍の宇宙空間Iaaの地磁気過程は、太陽Raa過程に対して4-5年相対的にシフトしている。 衛星活動と連動して地磁気現象を予測する必要がある場合があるため、NASAでは、後続観測データに基づいて、n番目の太陽活動最大値Wmaxの観測に基づいて、n番目の太陽活動最大値を予測する方法を開発してきた。 この目的のために回帰式を提案した [7]： max max W n DD n W n 19.8 0.452 1 1 1 16.8 (1.6) ここで DD n は n 1 周期の地磁気乱れ日数；W n , W n 1 対応する周期のウルフ数；DD 25. 予測値と実績値の平均相関係数は R 0.97 である。 地磁気の曲線を太陽のものよりも遅れている時間だけ前にずらすことによって、2つの依存性を比較すると、対応するスケールの曲線が実質的に一致していることがわかる。 地磁気曲線が時々位相が反転することがあり, プロセスの相互関係の特徴に影響を与えることは, 1.8節でさらに議論する. 地球の気温の変化 解析の材料としたのは、過去 1 世紀の地球の平均気温の変化（図 1.10） [12] である。 1.6 地球の気温の変化 解析の材料としたのは、過去 100 年間の地球の平均気温の変化（図 1.10） [12] である。気温の上昇が始まったのは1910年。1940年から1980年までは気温の低下があった。その後も気温の上昇は続き、1998年には最高気温に達した。  図1.10。 地球の温度の相対的な変化の平均値に関連する1850年から2007年の期間 1961年から1990年の期間 太陽で発生する現象に対する地球上のプロセスの確立された依存性を考慮に入れると、後者は気候変動の考えられる原因と見なされた。  図1.11 他の要因を背景とした大気中のCO2含有量と世界平均気温を示したものである。 ここでは、人口(109人)、2-CO2排出量(‰)、3-エネルギー生産量(109人)、4-世界平均気温(1961-1990年)を示している。 これらのデータを分析すると、詳細な調査が必要な質問が発生した[10]、[11]。このように、気温は1910年に上昇し始めたが、大気中の二酸化炭素の比重は目立って変化していない。温度上昇の主な理由が太陽のプロセスであると信じる理由があるかどうかを調べる必要がある。また、1940〜80年代に一時的に気温が下がった理由を調べる必要がある。 半周期の半分と同様に、長時間の太陽のサイクルの断片（曲線a8）が300年間の観測（図1.8）にとって何を意味するかを理解する必要がある。おそらくこれは研究の重要な要素である。地磁気の位相の変化が気候変動にどのように影響するかを知ることは重要である。 1.7。太陽活動と温度の離散IPの成分の比較 現象が周期的な性質を持っていることを考慮して、離散ウェーブレット変換が適用された。 得られた地球の温度変化の成分を、太陽の活動のウェーブレット変換の結果と比較し、図1.12に示す。太陽の活動の周期的な変化と温度の変化を比較すると、地球の温度の調和的な変動が太陽の活動の同様の変化に対応し、それらに迅速に反応することがわかる。  図1.12。 太陽活動の成分（灰色の線）と地球の温度の変化（黒い線）の比較 1.8。地磁気過程の位相回転の影響 図1.9（6d）のデータから、1910年に太陽活動曲線の一定位相で地磁気曲線の位相回転があったことがわかる。これにより、84年周期を含む低周波数の温度曲線に位相変化が生じた（図1.12）。 より長いサイクルに関しては、それらは変化なかった。フェーズは、50年以上かけて徐々に、または次のフェーズローテーションの結果として元の状態に戻る。地磁気過程の位相を反対に反転させると、変化した相が存在する間の温度変化の過程が、太陽活動曲線のサイクルの変化していない位相に対して逆位相になるという事実につながった。 1940年から1980年の期間の太陽の活動については、84年周期が正の半期間に対応することは容易に理解できる。逆位相の方向を考えると、一時的に温度が低下する。これが、発生した現象の説明である。これはさらに、太陽のプロセスに対する温度の依存性を確認する。位相回転は反対の磁場の変化に関連しているが、それに関連する物理的側面には明確な説明がなく、おそらく地質物理学および天体物理学の分野の専門家にとって興味深いものである。 第2章 地球の気候の世紀の変化 2.1。太陽活動の1000年周期 （1.7）で提起された質問に答えるだけでなく、300年の半期に類似するフラグメント8a（図1.8）の値を見つけるには、より長い期間にわたって状況を評価する必要がある。完全なサイクルが1000年に相当する可能性があることを考えると、そのようないくつかの期間、たとえば5000年のデータが必要である。太陽の活動のそのような観察が利用できないという事実のために、反対の問題を解決する必要がある： 歴史的および考古学的情報によって補足された地球の気候に関する既知の地質学的データによってこれを判断すること、知られているように、古気候の基本的な理解は、グリーンランドの氷河（ステーションGISP-1とGISP-2）、および南極大陸（ステーション「Vostok」）に掘削された井戸からの氷柱（コア）の研究によって提供される[13]。 氷河は圧縮された雪であることが知られている。気候学者にとっての主な価値は、古大気の化学組成に関する情報を運ぶ、雪片の間に保存された氷の中で凍った気泡である。主なガスに加えて、それらは同位体18Oと2Hを含んでいる。古代の空気中の酸素同位体16Oと18Oの比率を使用して、対応するエポックの平均（氷河期）温度を決定できる[14]、[16]。この手法は、より軽い同位体16Oを含む分子が、温度に応じて海面から大気中に蒸発しやすくなるという事実に基づいている。 その結果、時間の経過とともに、大気中の同位体の比率が変化し、対応する層でのそれらの比重が古温度のアイデアを与える同位体18Oの比重（ppm、‰）に関するグリーンランドのGISP-2井戸のデータに基づいて、50年間の平均温度のグラフが得られた。 図2.1 [17]、[18]に示すように、特定のパターンの変化が顕著である。温度変化の中には、千年規模で比較的短期間の急激な上昇があり、その後温度が低下し、千年ごとに繰り返される。以前のデータに基づくと、これらの変更が太陽のプロセスの影響を受けていることは明らかである。 図2.1の温度偏差の線形スケールを取得するには、図1.10に従って2点でその偏差をマークするだけで十分である。温度変化の範囲は0.8℃に達する。  図2.1。 酸素同位体18Oの分布。同様に50の対応する温度偏差-夏の平均（右） 最後の氷河期の一部である5000年は4つの期間に分けることができます。紀元前3000年から1600年の最初の期間、気温は著しく上昇しました。 2番目の間に-紀元前1600年から200年の間。温度が最大レベルに達しったた。 3番目の間に-紀元前200年の間。そして900年で温度が著しく低下し、最後に、サイクルの最後の900年から2000年の間に、温度はさらに低下し、「リトルアイスエイジ」の名前が付けられた。温度上昇は約100〜150年続く。 これに続いて温度が低下し、200〜300年の間に2段階で発生する。方法論の観点から、5000年間のデータのウェーブレット変換では、標準のスペクトルフィルターの使用に問題が発生する。従来のフィルターは、急激な変化を高周波現象と呼んでいる。規則的な急激な極端な温度上昇の形でプロセスを「識別する」ためには（図2.2）、それらが実際には低周波の性質を持っていることを考慮する必要がある。  図2.2。 ミレニアルサイクル内の強調された特徴的な極端な温度変化 さらに、位相変位を正しく考慮する必要がある。これを行うには、フィルターに、繰り返しと呼ばれるそのような機能を考慮した要素を追加する必要がある。 図2.1に示したデータのウェーブレット分析を図2.3に示する。特に興味深いのは、将来何が期待されるかについてのアイデアを与える大規模な期間の分析である。曲線d4は、急激な極端な温度上昇を示している。これは、200〜500年周期での同時の温度変化によって「サポート」されている。現在の氷河間期間の長期的な温度変化がd6曲線に表示される。 最高温度は紀元前1300年の間に達した。その後、温度が下がり、「小さな氷の時代」のレベルに達する。変化の負のダイナミクスから判断すると、次の千年紀ではおそらく気温はさらに低くなるであろう。氷河期の極端な温度上昇のピークでは、温度は最初に上昇し、次に下降してから別の氷河に突入することは明らかである。曲線a6は、長期間にわたって冷却する傾向を示している。  図2.3 5000年間のウェーブレット分析 2.2 ミレニアル温度変化の歴史的および考古学的証拠 古温度に関連するイベントは、既知の歴史的事実および考古学的データによって確認されている[10]、[11]、[17]。したがって、たとえば、XIV-XIX世紀の期間は、「リトルアイスエイジ」と呼ばれる厳しい寒さの時期として知られている。 この時、スペインの川は冬に凍りつき、ヨーロッパでは飢饉があった。寒さのために、ネズミは彼らの住居に固執し、その結果、14世紀と17世紀に疫病が発生し、ヨーロッパのほとんどに影響を及ぼした。 IIおよびV-VII世紀には、特に低温もあった。 10世紀の最高気温の間に、バイキングの遠征隊がグリーンランドに到着し、故郷にはなかった豊かな牧草地を見つけて、それを「グリーンランド」と呼び、そこに恒久的に定住したことが知られている。 その結果、氷河はこの時までに溶けていた。同時に、別の遠征隊がニューファウンドランドに到着し、それを「ヴィンランド」（ヴィンランド）と呼んだ。 XIV世紀に、祖先を訪ねることを決心したバイキングの繰り返しの遠征は、グリーンランドに氷河を発見し、入植地の痕跡がなかった。エスキモスとは異なり、ノルウェー人は冷たいスナップに耐えることができなかった。最高気温は紀元前2世紀であった。ローマ共和国の間と紀元前13世紀に。ファラオ・ラムセス・ザ・グレートの治世中。紀元前XIII-II世紀の間。気温は中程度であった。 古代エジプトでは、ファラオの墓の壁に歴史的な出来事が記録されていた。紀元前2800年、国の統一者であるファラオメネスの治世後、「初期の王国」に関するデータは200年間消えていた。温度グラフは、この時点で長くて非常に低い温度があることを示している。自然の水路でナイル川につながっているファイウム湖の考古学的研究によると、この時期に対応する深さでは、いつものように沈泥ではなく、サハラからの風によってもたらされた砂の層があった。 気温の低下が長引いたため、降水はなく、ナイル川の水路は大幅に減少したため、農業に必要な流出は止まった。その結果、国は人道的な大惨事に見舞われ、人口のかなりの部分が飢餓で亡くなり、儀式の葬式を行う時間がなかった。この気候現象は、当時アフリカの緯度に到達した氷山によってもたらされた大西洋の底にあるスタラクタイトと堆積物の研究によって確認されている。住居の考古学的発掘中に、埋葬する人がいない人々の遺骨が発見された。 2.3。プロセスの相互関係を説明するために使用される仮説気候変動に関連するプロセスの影響の物理的特徴が完全に明確ではないという事実のために、仮説の余地がある。 太陽活動が地球の大気に与える影響を説明する2つの仮説があります。最初のものによれば、地球の磁場の変化に対する太陽の活動の影響は非常に重要である。ウィルソンチャンバーのように、水蒸気の凝縮の核として機能する宇宙粒子の軌道の変化につながると考えられている。これは順番に温度に影響する。 2番目の仮説[14]によれば、太陽の活動の増加は、その半径のわずかな増加につながる可能性がある。 これにより、現在衛星機器によって監視されている極端な温度変化に十分なエネルギーの流れが増加する。両方の要因が機能している可能性がある。プロセスの中間段階を理解するために仮説に頼る必要があるにもかかわらず、全体として、地球の温度の変化が太陽のプロセスに因果的に依存していることは疑いの余地がない。 2.4。長期的な気候変動 ボストーク極地で採取された氷床コアの研究では、42万年の温度に関するデータが得られた。これを図2.4（1行目）[6]、[19]に示す。  図2.4 氷河期の相対温度偏差 氷河作用は、海底堆積物中の重酸素同位体18Oの相対含有量の別の独立して推定された値によって判断することもできる。この方法は、土地の大部分が氷で覆われている期間中、水分子が蒸発して大陸に運ばれるため、海への水の戻りが減少し、残りの水が18Oに富むという事実に基づいている。 まず、水分子は通常の軽い酸素同位体である16Oを含む。次に、海水の同位体組成は、小さな浮遊性生物（コッコリトフォリドおよびフォラミニフェラ）の石灰質の殻の組成に反映され、それらは死滅して底部堆積物の形成に関与する（図2.4の2行目）[6]、[19]。 氷河期に関連する短期的であるが規則的な現象を認識する特別なフィルターの前述の必要性もここに関連している。約5万〜9万年の間に、氷河期とは対照的に、気温は（7'9）ºС低下し、氷の時代につながる。図2.4から、60万年の間6つの氷河期があったことがわかる。 低温を背景に、個々の短期的（千年規模）の追加の温度低下が顕著である。これらは、特に大規模な火山噴火の結果として大気の光透過率が低下するため、コールドスナップになる可能性がある。 氷河期の間に、約15〜2万年の極端な温度が発生する。 これらは氷河期であり、その1つが現在も続いている。 図2.5および図2.6では、これらの増加はUカーブとして示されている。  図2.5。 氷河期の間の古温度の極端な変化 ミルティン・ミランコビッチ（セルビア）のよく知られた仮説は、氷河期の発生の理由として現れるす。それによれば、氷河期の発生は、地球の軌道の偏心（楕円形）、楕円形に対する地球の軸（後退）の傾き、および太陽に最も近い軌道点の緯度（ペリ）によって説明される。  図2.6。 氷河期の滑らかな温度変化 しかし、このように多数の太陽サイクルが重なっているため、別の説明、つまり氷河期に対応するサイクルの存在を排除することは困難である。期間が1000年を超えるサイクルの検討は、10万年のサイクルの間、プロセスが§2.2で検討された氷河期の小規模なプロセスと形式が類似しているという事実のために興味深いものである。氷河期のウェーブレット分析を図2.7に示す。 これには、420kyr期間のデータが含まれている。最小期間の線はd7である。主に14,000年周期と氷河期が特徴である。d8曲線は、24000年周期と、氷河期の要素を示している。  図2.7 氷河期のウェーブレット分析 極端な温度変化は主にd7、d8曲線に集中している。 d8とd9の曲線は、100 kyのサイクルの一部を示しているが、d10とa10の曲線はさらに長いサイクルを示している。 サマリーカーブとa10カーブの性質から、42万年の初めに、地球の温度は単調に低下し、最後の氷河期に上昇したことがわかる。 第3章 地球の温度平衡条件 3.1 地球が太陽から受け取った熱の反射 地球は、紫外線、可視光、短波赤外線放射の範囲で太陽から熱を受け取る（図3.1）[21]。  図3.1 太陽放射の強度（左）と地表の赤外線放射（右） オゾン層は紫外線をトラップする。太陽から受け取った熱の一部から光の反射を差し引いたものが地球から周囲の空間に戻るのは、赤外線の助けを借りて起こり、対流も大気中のプロセスに関与する。地球の熱は、2〜70μmの長さの赤外線（IR）波の範囲で放射される（図3.1）。地球の熱は、中緯度で8〜10 km、赤道帯で16kmの高さの熱帯圏で反射される。熱帯圏では、分子が対称である窒素と酸素に加えて、温室効果ガスがある： 水、オゾン、二酸化炭素、メタン、窒素酸化物の分子。これらの分子の構造は双極子であり、赤外線に反応する。熱帯圏の上層と成層圏の下部に存在する-55℃のオーダーの温度では、ウィンの変位法則に従った最大放射波長の位置は、より長い領域にシフトし（図3.2）、次のように決定できます：max b T /、（3.1 ）ここで、3 b 2.8978 10mK。対流による上層大気への熱伝達は、大気全体の空気分子が関与している。  図3.2。 低温での赤外線放射 3.2。 地球の温度のバランス 地球の温度は、ステファン・ボルツマンの法則に従って太陽熱フラックスによって決定される。4E T、（3.2）ここで、Tは加熱された物体の温度Kです。 Stefan-Boltzmann定数、4 2 4 5.67 10 / WmK。 太陽の表面温度はTK 5778、半径は5 R 6.955 10kmであることが知られている。 地球の半径は3r 6.378 10 kmで、太陽と地球の間の平均距離は8 1.496 10kmです。 地球の温度をtで表する。 地球に到達する放射フラックスは、太陽の半径と2乗の距離の積に比例する。   現在+ 15℃である地球の平均温度と比較して、これは氷河期に典型的な10°Cの低下に相当する。地球の大気はほとんどの紫外線を透過せず（図3.1）、熱の一部を可視光の形で反射する（図3.1）。アルベド）。 月は地球から反射された光によって特定の段階で照らされることが知られている。その明るさの研究に基づいて、可視光の反射が太陽から受ける熱の30％を占めることがわかった。その結果、太陽熱フラックス1k 0.7の70％が地球上で検出される。大気2k 1に熱を吸収する温室効果ガスがないと仮定すると、地球の温度は次のようになる。  さらに、現在の形の生命は存在できなかった。 放射線は太陽から地表に来る熱の30％を反射することが知られている。 熱が表面からの一次放射によってのみ反射されると仮定すると、2 k 0.3での温室効果により、地球の平均温度は次のようになる。  これは、気候の大惨事が元々あったことを示している可能性がある。 ただし、平均温度が288 K（+15ºС）の場合、地球から反射される熱は次のようになる。  地球の表面に到達することから、放射線だけでは提供できない。地表（一次）からの放射は温室効果ガスによって制限される。赤外線範囲の多くは、大気中の水と二酸化炭素分子によって遮断される。その結果、2'70μmの全範囲の赤外線放射のうち、8.6'14μmだけが透明であることがわかる。これは、表面からの一次放射による熱の62％の戻りには十分ではない。 熱の2番目の部分は、放射を制限する温室効果ガスの吸収をバイパスする空気塊の垂直方向の流れの助けを借りて、32％の量の対流によって、大気を介して熱帯圏の上層と成層圏の下層に伝達される。冷却された媒体に対応する波長での放射（二次）の助けを借りて、空間へのさらなる熱の移動が再び起こる。 第4章 熱放出チャネルとしての放射線 4.1 放射の規則性連続スペクトル 全体にわたる放射エネルギーの分布と放出体の温度への依存性は、プランクの法則によって確立される。25 2、1 hc T k hc u T e（4.1）ここで、hはプランクの定数である。 cは真空中の光の速度である。 -波長; Tは放射体の温度である。 kはボルツマンの定数である。 Planckの法則と密接に関連しているのはStefan-Boltzmannの法則（3.2）である。これは、ソースの温度と、放射面の1平方センチメートルを通過するエネルギー量との関係を総放射フラックスとして決定する。 4.2。吸収プロセス熱吸収 プロセスの本質は、ソーラーコレクターの例で説明できる（図4.1）[20]。コレクターは、水循環システムを備えたガラスで覆われたボックスである。ガラスは可視光に対して透明であるが、部分的にしない  図4.1 ソーラーコレクター回路  図4.2 双極子分子のスペクトル線 大気中では、赤外線は大気中の温室効果ガスに吸収される。放射線プロセスは分光法によって研究され、特定のスペクトル線は双極子分子の特性に対応する。その例を図4.2に示する。吸収の現象に対応する量子力学の現象は、共鳴現象に似ている。 水蒸気と二酸化炭素の分子を図4.3に模式的に示す。 4.3。水分子による熱吸収赤外線 放射中の水蒸気分子は、3つのエネルギーレベルで動きを獲得する（図4.3）。  図4.3 .赤外線照射による水蒸気分子と二酸化炭素分子の原子間結合の変形 最初の2つは、水素原子と酸素原子の間の結合の対称および非対称振動である。 3つ目は、結合間の角度の変化（静止時は104.5°）であり、分子の回転につながる。分子の相互衝突では、スペクトル線が合流して吸収ゾーンを形成する。この場合、分子はエネルギーを吸収し、それが大気の加熱と反射熱の一部の吸収につながる。 水分子による吸収によって重なるゾーンはセクション4.2～4.8にある。 5～8および22～70μm（図4.4）、放射に対して不透明なゾーンを形成し、赤外線放射のかなりの部分をカバーする。 水分子による吸収は、放射線に対して透明な領域が形成される8.6～14μmおよび17～20μmの領域で減少する[21]。これらの領域を通してのみ、地球によって蓄積された熱が反射される（図4.4（1）の暗い表面）。この領域のディップは、電子シェルの変形によるオゾンと部分的に酸素の分子によって作成され、相互の衝突で一時的に双極子の特性を獲得する。 大気中の水分子の含有量は、海洋からの蒸発によって決定される。水蒸気分子は、温室効果の決定要因です。放射線の分野でのそれらのシェアは、吸収の70％、雲の20％、その他すべての温室効果ガスの残りの10％を占めている。  図4.4。 赤外線範囲での地球の大気の透明度：1）地球の表面からのIR放射の強度。 2）波長に応じた大気中の全吸収と散乱。 3）さまざまな温室効果ガスの吸収スペクトル  図4.5. a - 全球赤外放射の強度; b - 異なる波長での全吸収と散乱; c - 主要な温室効果ガスの吸収バンド （英語版） 水分子は不安定である。コールドスナップを使用すると、大気からの水が凍結し、吸収が低下し、氷の老化の発生を含むコールドスナップに寄与する。 4.4。二酸化炭素分子による熱吸収 二酸化炭素分子は、水分子とは異なり、安定している。赤外線放射では、振動-回転変形、対称および非対称振動の3つの摂動が発生する（図4.3）。 大気中の現在の二酸化炭素量（357 ppm）に対する14'16μmバンドの吸収プロファイルを図4.5 [22]に示する。これは、図4.2に示すスペクトル線に対応する。 吸収の主要部分は、スペクトル線の最高密度で15μmに対応する狭いQ領域に集中している（図4.5）。 PウィングとRウィングでは、スペクトル線の頻度が低く、吸収が弱くなる。右翼は水分子の吸収が減少するゾーンをカバーしている。化石燃料の集中燃焼の結果として、大気中の二酸化炭素の量が増加することは不可欠である  図4.5 357 ppmにおけるCO2吸収プロファイル 図4.5. a - 全球赤外放射の強度; b - 異なる波長での全吸収と散乱; c - 主要な温室効果ガスの吸収バンド （英語版） 図4.4は、このゾーンの左側で放射線が重要であり、水分子の弱い吸収の領域で右側に放射線の痕跡があることを示している。 二酸化炭素自体の吸収ゾーンについては、ほとんどの赤外線範囲をカバーする水分子と同様に、このゾーンがCO2分子でカバーされていないかどうかを調べる必要がある。 線形スケールの放射スペクトルに対する赤外線の吸収ゾーンを図4.6に示する。  図4.6 線形スケールでの赤外線の吸収と透明度のゾーン。 1-CO2吸収ゾーン; 2-赤外線透過ゾーン 4.5。赤外線の透明ゾーン 地球からの熱伝達の最も重要な特性を理解するには、地球に近い空間の温度分布を知る必要がある。 これのアイデアは図4.7に示されている。これは、温度の高さへの既知の依存性を示している。熱帯圏では、気温は高さとともに低下し、成層圏との境界で–55ºCに達する。成層圏と中球（高度50～85 kmの大気の中間層）の境界では、温度は徐々に0ºCに上昇し、その後-90'-100ºCに低下する。サーモスフィア（高度80～300 km）では、温度が徐々に上昇し、日中は最大2500ºCに達する。  図4.7. 大気温度の高度依存性 放出される熱は、地表の温度、吸収帯、高度によって異なる。 大気のさまざまな層の温度に関するデータと組み合わせて、状況は図4.8によって明確になる。図4.8は、線を背景にサハラ（a）と北極圏（b）の地球衛星の機器を使用して1970年5月5日に取得されたさまざまな波長での温度記録を示している。 Planckの式[22]による温度に対応する。  図4.8 衛星機器によって測定された、地球によって反射された温度、a）サハラ上。 b）極地 図4.8. 地球からの反射放射（衛星によるサハラ上空(a)と極域(b)の測定値（英語版） 矢印は、14～16μmゾーンでの二酸化炭素の吸収を示している。一次放射の温度は、280～330K（ 40℃温度に対応する必要がある。この地域にはそのような放射線はない。これは、放射線の二酸化炭素吸収ゾーンの透明度が低いことを示している。確かに、218K（ -55℃）Cの温度で放射があり、これはその二次的な性質を示している。この放射は上部熱帯圏から来ている。北極圏の218Kでのこのゾーンからの放射の増加（c）は、北の緯度に熱を供給する対流によって説明される。 4.6。温度変化に対する放射チャネルの反応 外的要因の作用の結果として温度が変化すると、ステファン-ボルツマンの法則に従って透明ゾーン内で作用する放射チャネルが熱伝達を増加させる。このプロセスに対応する特性は、図4.9に曲線1の形で示されている4次パラボラです。  図4.9 外部条件による温度変化に対する放射チャネルの作用の構造 この場合、地表の温度はパラボラ2に従って低下する。パラボラ2は、最初のパラボラに比べて鏡のようである。定常状態は、特性の交点に対応する。外的要因によるtによる温度変化は特性3に対応する。状況は対称領域abcによって説明される。ライン交点は角度の二等分線である。したがって、ベースbcを半分に分割する。その結果、t t / 2、つまり外的要因の影響下で発生する温度変化に対する放射チャネルの反応は、その変化を半分に減らす。 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。 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 50/1 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7章 大気圏の炭素直接ガス量の増加に伴う温度の変化 7.1 二酸化炭素の量が温度に及ぼす影響 二酸化炭素の比重が低い場合、その吸収ゾーン（14'16μm）を通る放射は、主にステファン-ボルツマンの法則に従って浸透した。比重が大きくなると、このゾーンの透明度が低下するため、熱伝達が低下する。 熱出力の低下は顕著であったが、これには温度の上昇が伴った。放射と対流のチャネルはこれに反応し、その変化を半分にした。次に、二酸化炭素の比重の増加に伴い、吸収帯の飽和が続き、二酸化炭素の比重の大きな変化は熱流束の小さな変化に対応し、その結果、その流束は実質的に停止するはずである（図7.1）。  図7.1 熱伝達の二酸化炭素の比重への依存性 大気中の二酸化炭素の量が温度変化に及ぼす影響の問題は、一次放射の吸収ゾーンの不透明度を決定することに還元される。 二酸化炭素分子（G）の比重がどの程度になるかを知ることは、実際にはまだ起こっていない場合に重要である。飽和領域の温度変化は、対数関数t G logにほぼ対応することが知られている（図7.2）。 飽和領域に線形近似を適用すると、温度変化はt Gに等しくなる。ここで、比例係数C ppm /です。次に、Gの増加に伴う係数は減少し、限界でゼロになる傾向がある。したがって、tはゼロに等しくなる。これにより、二酸化炭素の比重がさらに増加するため、温度変化が停止する。  図7.2。 10進対数関数プロット 衛星を用いた1970年の測定データ（図4.8）から判断すると、300ppmの二酸化炭素では吸収帯に一次放射はほとんどない。その結果、このゾーンはすでに実質的に不透明になっていた。確かに、その制限内には、218K（55°C）の温度で放射がある。 これは、熱が地球の表面からではなく、対流によって供給される熱帯圏の上層から来ることを示している。Heinz Hug博士（ドイツ、ヴィースバーデン Wiesbaden、Germany）[22]は、実験室の設定で物理モデルを適用することによって問題に対処した。 Heinz Hug博士らに基づいて行われた実験と計算から、大気中の二酸化炭素の量が357から714 ppmに2倍に増加すると、吸収ゾーンの端に部分的な透明度のまだ利用可能な要素が充填されるため、一次放射による温度が0.17％上昇することがわかった。図7.3のスポット[22]。この場合、放射線の不透明度は99.83％に相当する。  図7.3。 二酸化炭素の量が357から714ppmに2倍になったときの二酸化炭素の吸収ゾーン。 大気中の二酸化炭素の比重の初期値の対数座標でのP-R吸収翼セクション（図4.5）の熱流束は、370分の1の透明度の低下に対応する。比重が714ppmの場合、透明度は1000分の1に減少する（図7.3）。これは実質的に不透明度と同じである。 どうやら、放射と対流の比率に関連して、得られた結果を修正する必要があります。最初の要素は、係数rcr k kkの形で放射によって放出される熱の割合を考慮に入れている。 2つ目は、温度の上昇に対する放射と対流の反応であり、その変化は結果として、半分になる。  ここで、r c k; kはそれぞれ、放射と対流によって反射されるエネルギー分率です。その結果、一次放射の不透明度は99.96％に達する可能性が高く、大気中の現在の比重での二酸化炭素は、実際には温度変化に影響を与えることはできない。 この点に関して、別の問題が関係している。二酸化炭素の比重は、特にメタン水和物の生産の開発に関連して、化石燃料の主な埋蔵量を燃焼した後に大気中に存在する。地球の気候の現在の変化については、考察されたデータに基づいて、それは一時的な性質であり、約千年の間隔で発生する次の定期的な短期間の極端な太陽活動の増加に直接関連していると主張することができる。 7.2。起こりうる温度変化の予測 太陽活動の増加とそれに伴う温度上昇の規則的な千年周期は、温度の低下が続きます。予想される未来のプロセスのアナロジーとして、図2.1に示すように、過去に記録された5つの極端な温度上昇を利用することができる。 温度の低下は、2世紀の間に1-2行（図7.4）の間に発生する。過去の出来事から判断すると、冷却の第一段階は２１世紀に起こるだろう。 その後、気温の低下は２２世紀に続くが、その後の気温の低下は、太陽活動の200～300年周期の性質に依存する。気候変動評価の分析的アプローチは、エネルギー使用の合理化、発電源の効率化、再生可能な分散型エネルギー源の導入、有害な排出物による大気汚染の除去などの対策の必要性を減らすものではない[24]。  図7.4. XXI-XXII世紀の気温低下の予測  図7.4. ２１～２２世紀に予想される寒冷化。 図2.3（d 6）に示すダイナミクスから判断すると、次の千年紀の気温は「リトルアイスエイジ」の時よりも低くなると考えられます。 結論 1. 気候変動の原因を研究するために、離散ウェーブレット変換を使用して、温度と太陽活動の変化に基づくスペクトル分析を適用した。この場合、プロセスは周波数（周期）で分割され、ペア（太陽-温度）で相互に比較でき、それらの間の類似性を確立して、プロセスの原因を特定できる。 すべての周波数（期間）で、プロセスの性質の相互接続が確立され、気候変動が太陽で発生するプロセスに依存していることが確認された。 2 地球の.≈+15ºСのレベルでの平均温度は、太陽から受け取った熱の62％の反射によって提供される。この熱の半分は、ステファン・ボルツマンの法則に従って、放射チャネルによって放出される。 そのスループットは、主に熱帯圏の水分子による熱の吸収のために、透明ゾーンによって制限される。ニュートンの法則に従って、熱の後半は、温室効果ガスの吸収ゾーンをバイパスする水の垂直流の助けを借りて、対流によって大気の周辺に運ばれる。ここから、対応する波長の放射の助けを借りて、熱が再び宇宙に放出される。 3. 大気中の二酸化炭素の比重の増加に伴う温度変化は、実際には温度変化に影響を与えない。これは、14'16μmの吸収ゾーンがすでに放射に対して実質的に不透明であることが判明しているためである。 4. 上記のすべては、エネルギー生産の効率を高める便宜性、その合理的な使用、再生可能なエネルギー源の導入、および環境への有害な排出を排除することを目的とした措置を損なうものではない。 参考図書文献 1. Barkans J.、Zicmane I.「世界の河川の年間流量の特性」（D.Zalostibaの参加（8.3.Ch.））、世界エネルギー評議会、ラトビア国立委員会。リガ：RTU、210p。 （2005）。 2. Vityazev V.V. 「時系列のウェーブレット分析」。教科書、サンクトペテルブルク大学、58ページ。 （2001）。 3.アスタフィエバN.M. 「ウェーブレット分析：理論の基礎とその応用例」、Uspekhi fiz科学、第166巻、第11号、p。 1145-1170（1996）。 4. Polikar R.「ウェーブレット変換の概要」、アイオワ州立大学、50ページ。 （2003）。 5. Brukner E.「Klimaschwankungen」、W-Olmutz（1890） 6。Burroughs W.J. 「気象サイクル：実在または架空？」、ケンブリッジ：ケンブリッジ大学出版局、317ページ。 （2003） 7。Hathaway D.H.、Wilson R.M.、Reichmann E.J. 「太陽周期予測技術の統合」、Journal of geophysical research、vol。104、No。A10、p。 22,375-388（1999） 8。サンスポットデータ。 ftp：//ftp.ngdcが利用可能です。ノア。 Gov / STP / SOLAR_ DATA / SUNSPOT_ NUMBERS / YEARLY.PLT 9. Barkans J. Climate change and energy‖、Journal“ Energy and World”、vol。3（2007）（in Latvian） 10。Barkans J.、Zalostiba D.「太陽強度のウェーブレット分析に基づく気候変動の見方」、ラトビアの物理学および技術科学ジャーナル、第1巻、p。 3-11（2008） 11。Barkans J.、Zalostiba D.「地球の熱反射の結果としての気候」、ラトビアの物理学および技術科学ジャーナル、第2巻、p。 29-39（2009） 12。温度異常に関するデータ。入手可能http://www.cru.uea.ac.uk/cru/data/temperature/hadcrut3gl.txt 13. Kotlyakov V.「氷河予測」、「仮説と予測」、International Yearbook、Ed。 「知識」p。 224-242（1988） 14。Abdusamatov Kh.N. 「21世紀半ばの太陽放射フラックスの減少と地球の地球温度の深冷状態への低下について」、Izvestiya KrAO、vol。103、no。4、pp。292-298（2007）。 14(ロシア語). Абдусаматов Х.Н. «Об уменьшении потока солнечного излучения и понижении глобальной температуры Земли до состояния глубокого похолодания в середине ХХ1 века», Известия КрАО, том 103, №4, с.292-298 (2007). 15. Dansgaard W.「沈殿中の安定した同位体」、Tellus、vol。16、No.4、p。 436-468（1964） 16。エプスタインS.「淡水と氷の18O / 16O比の変動」、国立科学アカデミー。 Nuclear Science Ser。、Report 19、p。 20-25（1956）。 17. Chumichev S.A. 「ホロセン気候」、温度研究所、札幌、日本（2002）。 18. Grootes、P.M。およびStuiver、M。「グリーンランドの雪と氷における酸素18/16の変動性、10 ^ 3から10 ^ 5年の時間分解能」、Journal of Geophysical Research、p。 102：26455-26470（1997）。 19. Petit、J。R.、etal。 「42万年間のVostokIceCoreデータ」IGBPページ/ World Data Center Paleoclimatology Data Contribution Series＃2001-076。 NOAA / NGDC古気候学プログラム、ボルダーCO、米国（2001）。 20.トンコフM.V. 「温室効果の分光法」、Soros Educational Journal、第7巻、第10号、（2001）。 21. C.B.ファーマー、R。H。ノートン。 「太陽と地球の大気のIRスペクトル」、惑星と宇宙科学、vol。 40、iss。4、p。 570-570（1989）。 22.博士ハインツハグ。 「気候の大惨事-分光学的アーティファクト」;利用可能http://www.johndaly.com（1998）23。Fedotova V.D. 「大気の一般的な循環」、http：//www.primpogoda.ru/articles/24で入手可能。BarkansE。「エネルギーの合理的な使用」、出版社RTS、285ページ。 （2003） （ラトビア語） 1。 Barkans J.、Zicmane I.「世界の河川の年間流量の特性」（D.Zalostiba参加（8.3.Ch.））、世界エネルギー評議会、ラトビア国立委員会。リガ：RTU、210p。 （2005）。 2. Vityazev V.V. 「時系列のウェーブレット分析」。教科書、サンクトペテルブルク大学、58ページ。 （2001）。 3.アスタフィエバN.M. 「ウェーブレット分析：理論の基礎とその応用例」、Uspekhi fiz科学、第166巻、第11号、p。 1145-1170（1996）。 4. Polikar R.「ウェーブレット変換の概要」、アイオワ州立大学、50ページ。 （2003）。 5. Brukner E.「Klimaschwankungen」、W-Olmutz（1890） 6。Burroughs W.J. 「気象サイクル：実在または架空？」、ケンブリッジ：ケンブリッジ大学出版局、317ページ。 （2003） 7。Hathaway D.H.、Wilson R.M.、Reichmann E.J. 「太陽周期予測技術の統合」、Journal of geophysical research、vol。104、No。A10、p。 22,375-388（1999） 8。サンスポットデータ。 ftp：//ftp.ngdcが利用可能です。ノア。 Gov / STP / SOLAR_ DATA / SUNSPOT_ NUMBERS / YEARLY.PLT 9. Barkans J. Climate change and energy‖、Journal“ Energy and World”、vol。3（2007）（in Latvian） 10。Barkans J.、Zalostiba D 。「太陽強度のウェーブレット分析に基づく気候変動の見方」、ラトビアの物理学および技術科学ジャーナル、第1巻、p。 3-11（2008） 11。Barkans J.、Zalostiba D.「地球の熱反射の結果としての気候」、ラトビアの物理学および技術科学ジャーナル、第2巻、p。 29-39（2009） 12。温度異常に関するデータ。入手可能http://www.cru.uea.ac.uk/cru/data/temperature/hadcrut3gl.txt 13. Kotlyakov V.「氷河予測」、「仮説と予測」、International Yearbook、Ed。 「知識」p。 224-242（1988） 14。Abdusamatov Kh.N. 「21世紀半ばの太陽放射のフラックスの減少と地球の地球温度の深冷状態への低下について」、Izvestia KrAO、vol。103、no。4、pp。292-298（2007）。 15. Dansgaard W. ―安定した同位体 БИБЛИОГРАФИЯ （ロシア語におる参考文献ｇ表示） 1. Barkans J., Zicmane I. ―Peculiarities of annual flows of World`s rivers‖ (with D.Zalostiba participation (8.3.Ch.)), World Energy Council, Nacional Committee of Latvia. Riga: RTU, 210p. (2005). 2. Витязев В.В. «Вейвлет-анализ временных рядов». Учебное пособие, Университет С.Петербурга, 58 с(2001). 3. Астафьева Н.М. «Вейвлет анализ : основы теории и примеры его применения», Успехи физ. Наук, том 166, №11, с. 1145-1170 (1996). 4. Polikar R. ―Introduction in the wavelet transformation‖, Iowa State University, 50 p. (2003). 5. Brukner E. ―Klimaschwankungen‖, W-Olmutz (1890) 6. Burroughs W.J. ―Weather cycles: real or imaginary?‖, Cambridge: Cambridge University Press, 317 p. (2003) 7. Hathaway D.H., Wilson R.M., Reichmann E.J. ―A synthesis of solar cycle prediction techniques‖, Journal of geophysical research, vol.104, No.A10, p. 22,375-388 (1999) 8. Данные о солнечных пятнах; доступно ftp://ftp.ngdc. noaa. Gov /STP /SOLAR_ DATA /SUNSPOT_ NUMBERS/YEARLY.PLT 9. Barkans J. ―Climate change and energy‖, Journal „Energy and World”, vol.3 (2007) (in Latvian) Библиография 92 10. Barkans J., Zalostiba D. ―View of climate changes based on the wavelet analysis of Solar intens ity‖, Latvian journal of physics and tehnical sciences, vol.1, p. 3-11 (2008) 11. Barkans J., Zalostiba D. ―Climate as a result of the Earth heat reflection‖, Latvian journal of physics and tehnical sciences, vol.2, p. 29-39 (2009) 12. Данные о температурных аномалиях; доступно http://www.cru.uea.ac.uk/cru/data/temperature/hadcrut3 gl.txt 13. Котляков В. «Гляциологический прогноз», «Гипотезы и прогнозы», Международный ежегодник, Изд. «Знание» с. 224-242 (1988) 14. Абдусаматов Х.Н. «Об уменьшении потока солнечного излучения и понижении глобальной температуры Земли до состояния глубокого похолодания в середине ХХ1 века», Известия КрАО, том 103, №4, с.292-298 (2007). 15. Dansgaard W. ―Stable isotopes in precipitation‖, Tellus, vol.16, No.4, p. 436-468 (1964) 16. Epstein S. ―Variations of the 18O/16O ratios of fresh water and ice‖, National Academy of Sciences. Nuclear science Ser., Report 19, p. 20-25 (1956). 17. Чумичев С.А. «Климат голоцена», Исследовательский институт о температуре, Саппоро, Япония (2002). К проблеме изменения климата Земли 93 18. Grootes, P.M., and Stuiver, M. ―Oxygen 18/16 variability in Greenland snow and ice with 10^3 to 10^5- year time resolution‖, Journal of Geophysical Research, p. 102:26455-26470 (1997). 19. Petit, J.R., et al. ―Vostok Ice Core Data for 420,000 years‖ IGBP PAGES/World Data Center Paleoclimatology Data Contribution Series #2001-076. NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, Boulder CO, USA (2001). 20. Toнков М.В. «Спектроскопия парникового эффекта», Соросовский образовательный журнал, том 7, №10, (2001). 21. C.B.Farmer, R.H.Norton. ―IR Spectrum of Sun and Earth Atmosphere‖, Planetary and Space Science, vol. 40, iss.4, p. 570-570 (1989). 22. Dr. Heinz Hug. ―The climate catastrophe - A Spectroscopic Artifact‖; доступно http://www.johndaly. com (1998) 23. Федотова В.Д. «Общая циркуляция атмосферы», доступно http://www.primpogoda.ru /articles/ 24. Барканс Е. «Рациональное использование энергии», Изд.РТУ, 285 с. (2003) (на латышском |