大気環境汚染と地球温暖化 近藤豊先端科学技術研究センター @ 駒場キャンパス 2008 年 5 月 1 日 講義の slide は http://www.rcast.u-tokyo.ac.jp 連絡先は y.kondo@atmos.rcast.u-tokyo.ac.jp 参考図書 1) 大気化学入門 (D. Jacob 著 ; 近藤豊訳 ): 東京大学出版会 2) Atmospheric Science, Wallace and Hobbs, Academic Press, 2006. 3) Fundamentals of atmospheric radiation, C. F. Bohren and E. E. Clothiaux, Wiley-VCH, 2006.
大気の自然の 温室効果 太陽放射 343 W m -2 正味入射する太陽放射 240 Wm -2 反射される太陽放射 103 Wm -2 正味の外向き放射 240 W m -2 大気 -18 o C 吸収 再放出 15 o C 太陽放射の吸収 地球 地表面からの赤外放射
人工衛星から見た地球表面の反射率 雲や雪 氷は太陽光を効率的に反射する 海面は反射率が低い またエアロゾルも太陽光を散乱 反射する
光の基本的特性 波動周波数 ν [s -1 ] 角周波数 ω = 2πν 波長 λ= c/ν 光子 photon E = hν h = 6.625 10-34 Js: Planck constant
物質と平衡にある放射 自然に射出される放射のスペクトル分布ある波長範囲にどの程度の放射があるか?
閉じた箱の中の光子のエネルギー分布 光を通過しない箱の中にある光子のエネルギー分布一定の温度 T で 光子のエネルギーは一定ではない Probability distribution function B(λ) B(λ)dλ : λ と λ + d λ の範囲にある光子エネルギーの分布関数黒体放射 (blackbody radiation)
黒体放射 平衡状態では放射は等方的任意の方向を向いた平面を単位時間に通過するエネルギーの分布関数は B(λ) = 2hc 2 λ -5 /[exp(hc/ktλ) 1] [W m -2 μm -1 ] B(λ) は温度 T だけの関数である Planck function 点線は太陽 - 地球距離での irradiance
Wien の変位則と問題 ウィーンの変位則 B λ (T)/ λ = 0 5(e x -1) = xe x x = hc/λkt λmax = 2902/T (μ m) 太陽放射の最大エネルギーは 0.475 μ m Color temperature T = 2897/0.475 = 6100 K 波数 ν で Planck 関数を表現し ν で微分し νmax を求め対応する λmax を求めると λmax = 5107/T (μ m)
Stefan-Bolzmann の法則 Planck 関数 B λ (T) を波長で積分 (radiance) B λ (T) = 2hc 2 λ -5 /[exp (hc/ktλ) 1] [W m -2 sr -1 μm -1 ] B(T) = B λ (T) dλ = bt 4 b = 2π 4 k 4 /15c 2 h 3 黒体放射は等方的なので黒体の flux density は F = πb(t) = σt 4 [W m -2 μm -1 ] σ = 5.67 10-8 W m -2 K -4 Stefan-Bolzmann の法則 Fの測定から等価黒体温度を求める F s = 1368 W m -2 から 太陽の光球面の温度を求める F phototosphere = F s (R s /d) 2 = 6.28 10 7 W m -2. σt E4 = F phototosphere からT E = 5770 K: 色温度 6100 Kより低い 太陽放射はプランク関数より多少ずれる
非黒体放射 (Grey body radiation) ε λ = I λ (emitted)/b λ ε λ : 放出率 射出率 (emisivity) α λ = I λ (absorbed)/i λ (incident) Kirchhoff の法則一定の温度に保たれた空洞中にある物体が 黒体放射を受けているとする この物体が熱平衡にあるためには α λ B λ dλ = ε λ B λ dλ ε λ = α λ は十分条件 Principle of detailed balance( 詳細釣り合いの原理 ) から必要条件でもあることが導かれる
地球に到達する太陽放射のスペクトル
宇宙から見た地球放射
地球の放射平衡温度 エネルギーバランス ( 収支 ): 地球が太陽から受け取る放射と宇宙空間へ逃げていく放射が釣り合う 単位時間に地球に吸収される太陽放射 = F S πr E2 (1 A) R E = 地球の半径, A = 0.28 (planetary albedo) 地球の単位表面積当たり吸収される平均太陽放射エネルギー = F S πr E2 ( 1 A)/4πR E2 = F S (1 A)/4 F S /4 = 1368 W m -2 /4 = 343 W m -2 地球からのエネルギー放射 = σt E 4
地球についてのエネルギー平衡の式 F ( 1 A) 4 = σt 4 E. (7.10) T E = F S ( 1 A) 4σ T T E = 255 K( 18 C) となる 1 4. (7.11)
簡単な温室効果モデル
簡単な温室効果モデルによる定式化 大気層は太陽放射 ( 可視光 ) に対して透明だが 温室効果気体により地球放射 ( 赤外線 ) を吸収率 fで吸収する 地表面温度 = T 0 大気層の温度 = T 1 大気層で吸収される地球放射のフラックス = fσt 4 0 大気層は両面からfσT 14 の放射フラックスを放射する ( キルヒホッフの法則 ) 地球外からの観測者からみた放射収支 F S ( 1 A) 4 4 = ( 1 f ) σ T0 + fσt1 (7.12) 4 大気層内での放射収支 4 fσ T = 2 fσt 0 1 4 0 T T = 2 1. 1 4, (7.13) (7.14)
(7.13) を (7.12) に代入 これより f = 0.77 とすると T 0 = 288 K(15 C) になる T 1 = 241 K( スケールハイト H = 7 km の高度の気温 ) 地表面温度を決める重要な要素は, Fs, アルベド (A), と温室効果 (f) ( ) ( ), T f T f T f A F S 4 0 4 0 4 0 2 1 2 1 4 1 σ σ σ = + = ( ). f A F T S 4 1 0 2 1 4 1 = σ
放射強制力 温室効果気体 X の大気中での質量変化 Δm のみを変化させ 他の全ての要素を一定に保つ この時 大気上端から逃げていく地球フラックス ( 赤外放射 ) は ΔF 変化する この ΔF を放射強制力と定義する Outgoing flux = 1 f 2 σ 4 T 0, だから その変化は ΔF = 1 f 2 4 f + Δf 4 σ T 1 σt = 0 0 2 Δf 2 σt 0 4. [ 大気上端から逃げていく地球フラックスの減少分はどこに行ったのか?]
気候感度パラメーター f の変化後の放射平衡の式 ( 1 A) F S f + Δf = 1 σ + 4 2 ( T T ) 4 0 Δ 0 4 4 3 ( + Δ T ) T + 4T T. T Δ 0 0 0 0 0 (7.19) f の変化前の放射平衡の式 F S ( A) 1 σ T 4 0 4 = 1 f 2,
ΔT 0 = T 0 Δf 8 1 f 2. (7.21) Δf を ΔF で置き換える Δ 0 T = λδf, (7.22) λ = 4 1 1 f 2 σt λ ( 気候感度パラメータ )= 0.3 K m 2 W -1 [ これを計算せよ ] 1850 年からの温室効果気体の増加による全放射強制力は 2.5 W m -2 ΔT 0 = 0.8 K >0.6 K( 観測値 ) 気候感度パラメータ ( 温度変化 ) が簡略化モデルからでも推定できる水蒸気の変化という正のフィードバックも重要 0 3 (7.23)
John Tyndall ( イギリス ;1820-1893) Svante August Arrhenius ( スウェーデン ;1859-1927) 水蒸気が乾燥空気に比べ熱赤外放射をより強く吸収することを発見 (1865 年 ) 石炭の燃焼で CO 2 濃度が 2 倍になれば気温が 5ºC 上昇すると予測 (1896 年 )
二酸化炭素の増加 ( 化石年燃料の消費による ) IPCC 4 th assessment report WG1 SPM CO 2 は 100 年近く大気中に存在し 地球規模でほぼ一様の濃度近年濃度が急増 (+ 100 ppmv)
観測された気温の変化 過去 140 年 ( 全球 ; 温度計による測定 ) 0.8 C 増加 1980-2005: 急激な上昇
放射強制力の要因 推定
エアロゾル大気中の微粒子 一次放出 二次生成 すす : 一次放出 ( ディーゼル車など ) SO 2-4 : SO 2 の酸化による二次生成 NO 3- : NO x の酸化による二次生成 Organics: 一次放出 (POA) と二次生成 (SOA) ブラックカーボン ( 黒色 ) (20 nm 程度のナノ粒子が凝集 ) 電子顕微鏡写真 [Li et al., 2003]
エアロゾルの直接効果 太陽放射 太陽放射 非吸収性エアロゾル 光吸収性エアロゾル 大気を加熱 地表を冷却 非吸収性エアロゾルは負の放射強制力 ~ - 0.5 W/m2 ブラックカーボン (BC) は正の放射強制力 ~ +0.4 W/m 2 両方とも地面を冷却 大気の安定度を増すことにより 雲の発達の抑制 大陸規模での雲 降水に大きな影響
エアロゾルから雲が出来るしくみ 雲粒になる さらに上昇 粒子が水を吸って成長 空気が上昇すると気温下がる ( 湿度上がる ) 水蒸気が冷却され過飽和になり 液体の粒子として凝結したものが雲粒子 エアロゾルは凝結に必要な過飽和度を低下させる エアロゾル粒子 ( 凝結核 ) 硫酸塩など 水溶性のエアロゾルは雲凝結核として作用
エアロゾル間接効果 清浄 / 海洋性 汚染 / 大陸性 Ramanathan et al. (2001)
エアロゾル間接効果 ( 雲生成 ) 3 雲頂での雲の有効半径 Kawamoto et al., 2001 衛星観測 (AVHRR)
エアロゾルの分布と放射効果 エアロゾルの寿命は 1 週間程度 発生源付近で高濃度中国 インドなどの大気汚染アフリカ 南米などの森林火災アフリカ 中国などのダスト ( 黄砂 )
気候モデルによる 100 年間の地表気温の再現 観測 全ての強制力 太陽活動 + 火山 20 世紀半ばからの温暖化のほとんどは人為起源の温室効果気体の増加によることが極めて確からしい
大気汚染改善の気候影響 (K) (%) 青 : 温室効果気体の濃度を 2000 年レベルで固定赤 : 温室効果気体同じ 人為起源硫酸エアロゾルを 2000 年以降除去 気温 降水量増加 ( 間接効果 )
ブラックカーボンの放射強制力 アジアの多様な発生源 自動車 森林火災 石炭かまど 現状のインベントリは不確定性が大きい
ブラックカーボンの気候影響 観測データ 少雨 モデル 1960-79 1980-99 年の 降水量変化 (%) ( 松本, 2005) 多雨 ブラックカーボンの効果を入れたモデルは中国北部の干ばつ 中国南部の洪水の増加傾向を再現 (Menon et al., 2002)
北極の温度上昇と雪氷圏の後退 2007 年 9 月海氷域最小
BC やダストの沈着による地表面温度への効果 陸域へ大きな影響 北半球で大きな効果 Tanaka et al.[2007]
北極のエアロゾル (NASA 航空機観測 ) 世界各地からのエアロゾルが北極に輸送されることを初めて実証
一人当たり放出する BC はどの国も同様 kg/capita/year (Bond et al. (2007),ERL)
まとめ 1) 20 世紀の温暖化は温室効果気体の増加による可能性が極めて高い ( 第 4 次 IPCC 報告書 ) 2) エアロゾルは温室効果気体の増加による地球温暖化を一部マスクしてきた 3) 今後 アジアを中心に大気汚染対策が進めば 地球温暖化が一時的に加速される懸念がある 4) BC の削減は直接的温暖化効果を押さえるために有効である