温室効果
半保護ページ

エネルギーは太陽から下向きに流れ、地球と大気から上向きに流れます。温室効果ガスが地球の表面から放出される放射線を吸収すると、その放射線が宇宙に逃げるのを防ぎ、地表温度が約33℃（59℉）上昇します

温室効果は、惑星の大気中の熱を閉じ込めるガスが惑星の熱を宇宙空間に逃がすことを妨げ、表面温度を上昇させることで発生します。表面の加熱は、木星のように内部の熱源から発生する場合もあれば、主星などの外部熱源から発生する場合もあります。地球の場合、太陽は短波放射（太陽光）を放射し、これが温室効果ガスを通過して地表を加熱します。これに対して、地表は長波放射を放射しますが、そのほとんどは温室効果ガスに吸収されるため、地球の冷却速度が低下します。

温室効果がなければ、地球の平均表面温度は−18℃（−0.4℉）まで下がるでしょう。[ 1 ] [ 2 ]これはもちろん、20世紀の平均である約14℃（57℉）よりはるかに低い値です。[ 3 ] [ 4 ]自然に存在する温室効果ガスに加えて、化石燃料の燃焼によって大気中の二酸化炭素とメタンの量が増加しています。 [ 5 ] [ 6 ]その結果、産業革命以降、約1.2℃（2.2℉）の地球温暖化が発生しており、[ 7 ] 1981年以降、地球の平均表面温度は10年ごとに0.18℃（0.32℉）の割合で上昇しています。[ 8 ]

絶対零度以上の温度にあるすべての物体は熱放射を放射します。太陽と地球から放射される熱放射の波長が異なるのは、表面温度が異なるためです。太陽の表面温度は 5,500 °C (9,900 °F) であるため、そのエネルギーのほとんどを近赤外線および可視光線の波長 (太陽光) の短波放射として放射します。対照的に、地球の表面温度ははるかに低いため、中赤外線および遠赤外線の波長の長波放射を放射します。[ 6 ]長波放射を吸収するガスは温室効果ガスです。地球の大気は入射する短波放射の 23% のみを吸収しますが、地表から放射される長波放射の 90% を吸収します。[ 9 ]そのためエネルギーが蓄積され、地球の表面が温まります。

温室効果（そのように呼ばれてはいなかったが）の存在は、早くも1824年にジョゼフ・フーリエによって提唱された。[ 10 ]この議論と証拠は、 1827年と1838年にクロード・プイエによってさらに強化された。1856年にユーニス・ニュートン・フットは、太陽の温暖化効果は乾燥した空気よりも水蒸気を含む空気の方が大きく、二酸化炭素の場合はその効果はさらに大きいことを実証した。[ 11 ] [ 12 ]この現象に「温室効果」という用語が初めて使用されたのは、1901年のニルス・グスタフ・エクホルムによる。 [ 13 ] [ 14 ]

定義

地球における温室効果は、「大気中のすべての赤外線吸収成分による赤外線放射効果。温室効果ガス（GHG）、雲、および一部のエアロゾルは、地球の表面および大気の他の場所から放出される地表放射を吸収する。」と定義されています。 [ 15 ]：2232

増大温室効果とは、大気中の温室効果ガスの濃度が（人間の活動によって）増加することで、自然の温室効果が増大するという事実を指します。[ 15 ]：2232

用語

温室効果という用語は、温室との類似性から来ています。温室と温室効果はどちらも太陽光からの熱を保持することで機能しますが、熱を保持する方法は異なります。温室は主に対流（空気の動き）を遮断することで熱を保持します。[ 16 ] [ 17 ]一方、温室効果は空気中の放射伝達を制限し、熱放射が宇宙に放出される速度を低下させることで熱を保持します。[ 5 ]

発見と調査の歴史

ユーニス・ニュートン・フットは1856年に二酸化炭素の熱捕捉効果を認識し、それが地球に与える影響を評価した。[ 18 ]
温室効果とそれが気候に与える影響は、1912 年に一般の人が読める『ポピュラーメカニクス』誌の記事で簡潔に説明されています。

温室効果の存在は、その名前こそ付けられていなかったものの、1824年にはジョセフ・フーリエによって提唱されていました。[ 10 ]この議論と証拠は、 1827年と1838年にクロード・プイエによってさらに強化されました。 1856年、ユーニス・ニュートン・フットは、太陽熱による温暖化効果は、乾燥した空気よりも水蒸気を含む空気の方が大きく、二酸化炭素を含む空気の方がさらに大きいことを実証しました。彼女は「そのガスの大気は地球に高温をもたらすだろう…」と結論付けました。[ 11 ] [ 12 ]

ジョン・ティンダルは、様々な気体や蒸気の赤外線吸収と放射を初めて測定した人物です。1859年以降、彼は、この影響は大気中のごくわずかな成分によるものであり、主要な気体は影響を与えず、主に水蒸気によるものであることを示しました。ただし、少量の炭化水素と二酸化炭素は有意な影響を与えました。[ 19 ]この影響は1896年にスヴァンテ・アレニウスによってより完全に定量化され、彼は大気中の二酸化炭素が仮説的に倍増した場合の地球温暖化を初めて定量的に予測しました。[ 20 ]この現象に「温室効果」という用語が初めて使用されたのは、1901年のニルス・グスタフ・エクホルムです。 [ 13 ] [ 14 ]

1896年、スヴァンテ・アレニウスは、ラングレーによる月光が低い角度で大気圏を通過する際に二酸化炭素（CO2 ）に多く触れる場所で赤外線吸収が増加するという観測結果を利用し、将来のCO2減少による大気冷却効果を推定した。アレニウスは、大気が冷えると水蒸気（別の温室効果ガス）が少なくなることに着目し、さらなる冷却効果を計算した。また、アレニウスは、冷却によって高緯度で雪と氷の覆いが増え、地球がより多くの太陽光を反射してさらに寒冷化することを認識した。これはジェームズ・クロールが仮説していた通りである。アレニウスは全体として、CO2を半分に削減すれば氷河期を引き起こすのに十分であると計算した。さらに、大気中のCO2が倍増すると、合計で摂氏5～6度の温暖化をもたらすと計算した。[ 21 ]

測定

CO2がどのように温室効果を引き起こすか

物質は、その温度の4乗に正比例する速度で熱放射を放出します。地球表面から放出される放射の一部は、温室効果ガスや雲によって吸収されます。この吸収がなければ、地球表面の平均気温は-18℃（-0.4℉）になります。しかし、放射の一部が吸収されるため、地球の平均表面気温は約15℃（59℉）になります。したがって、地球の温室効果は、33℃（59℉）の 温度変化として測定されます。

熱放射は運ぶエネルギー量で特徴付けられ、通常はワット毎平方メートル（W/m 2）で表されます。科学者たちはまた、地球表面から放射される長波熱放射が宇宙に到達する量よりどれだけ多いかに基づいて温室効果を測定します。[ 22 ] : 968 [ 22 ] : 934 [ 23 ] [ 24 ] [ 25 ]現在、長波放射は平均 398 W/m 2の割合で地表から放射されますが、宇宙に到達するのは 239 W/m 2のみです。したがって、地球の温室効果は159 W/m 2のエネルギーフローの変化として測定することもできます。[ 22 ] : 968 [ 22 ] : 934 温室効果は、地球表面から放射されるが宇宙に到達しない長波熱放射の割合（0.40）またはパーセンテージ（40%）として表すことができます。[ 22 ] : 968 [ 23 ] [ 26 ]

温室効果が温度の変化として表現されるか、長波熱放射の変化として表現されるかにかかわらず、同じ効果が測定されています。[ 23 ]

気候変動における役割

地球の温暖化率（グラフ）は、温室効果の増大などの要因の結果です。[ 27 ]

人間の活動による追加の温室効果ガスによって温室効果が強化されることは、増大温室効果として知られています。[ 15 ]：223221 世紀を通してARGO、CERESなどの機器による測定から推測されるだけでなく、 [ 28 ]：7–17 人間の活動による放射強制力の増加は直接観測されており、[ 29 ] [ 30 ]主に大気中の二酸化炭素レベルの上昇に起因しています。[ 31 ]

大気中のCO2濃度のキーリング曲線。

CO2は化石燃料の燃焼やセメント製造、熱帯林の伐採などの活動によって生成されます。[ 32 ]マウナロア天文台のCO2 測定によると、濃度は1960年の約313 ppmから増加しており、 [ 33 ] 2013年には400 ppmの節目を超えました。[ 34 ]現在観測されているCO2 の量は、氷床コアデータによる地質学的記録の最大値（≈300 ppm）を超えています。[ 35 ]

過去80万年間[ 36 ] 、氷床コアデータによると、二酸化炭素濃度は180ppmという低い値から産業革命以前の270ppmまで変動してきたことが示されています。[ 37 ]古気候学者は、二酸化炭素濃度の変動がこの時間スケールでの気候変動に影響を与える基本的な要因であると考えています。[ 38 ] [ 39 ]

エネルギーバランスと温度

入射短波放射

地球の大気圏上層と海面における直射光の太陽放射スペクトル

物質の温度が高いほど、より短い波長の放射線を放出します。その結果、太陽は太陽光として短波の放射線を放出し、地球とその大気は長波の放射線を放出します。太陽光には、紫外線、可視光線、近赤外線が含まれます。[ 15 ]：2251

太陽光は地球とその大気によって反射・吸収されます。大気と雲は約23%を反射し、23%を吸収します。地表は7%を反射し、48%を吸収します。[ 9 ]地球は入射する太陽光の約30%を反射し、[ 40 ] [ 41 ]残りの240 W/m2を吸収します。 [ 22 ] : 934

外向きの長波放射

温室効果とは、放射される長波放射のフラックスの減少であり、地球の放射バランスに影響を与えます。放射される長波放射のスペクトルは、さまざまな温室効果ガスの影響を示しています

地球とその大気は、熱赤外線または地表放射とも呼ばれる長波放射を放射しています。[ 15 ] : 2251 非公式には、長波放射は熱放射と呼ばれることもあります。外向き長波放射（OLR）は、地球とその大気から大気圏を通過して宇宙空間に放射される放射です。

温室効果は、地球から放射される長波放射を周波数（または波長）の関数としてグラフに表すことで直接的に確認できます。地球表面から放射される長波放射の曲線と放射される長波放射の曲線の間の面積が、温室効果の大きさを示しています。[ 25 ]

異なる周波数では、宇宙に到達する放射線エネルギーを低下させる役割を担う物質が異なり、周波数によっては複数の物質が役割を果たします。[ 24 ]二酸化炭素は、約667cm -1 （波長15ミクロンに相当）で放射出力の低下（およびそれに伴う温室効果の上昇）の原因であると考えられています。[ 42 ]

温室効果ガスを含む大気の各層は、下層から上向きに放射される長波放射の一部を吸収します。また、吸収した量と平衡状態を保ちながら、上方および下方の全方向に長波放射を放射します。これにより、放射による熱損失が減少し、下層の温度が上昇します。温室効果ガスの濃度が上昇すると、吸収と放射の量が増加し、地表および下層に保持される熱が増加します。[ 2 ]

有効温度

一定量の熱放射を放出するために必要な温度

惑星から放射される長波放射の強さは、その惑星の有効温度に対応します。有効温度とは、均一な温度で放射する惑星（黒体）が同量のエネルギーを放射するために必要な温度です。

この概念は、宇宙に放射される長波放射の量と地表から放射される長波放射の量を比較するために使用できます。

  • 宇宙への放射：宇宙への長波放射に基づくと、地球全体の実効気温は-18℃（0℉）となる。[ 43 ] [ 2 ]
  • 地表からの放射：地表からの熱放射に基づくと、地球の有効表面温度は約16℃（61℉）であり、[ 22 ]：934 これは地球全体の有効温度よりも34℃（61℉）高い。

地球の表面温度は、しばしば地表付近の平均気温で報告されます。これは約15℃（59℉）で、[ 4 ] [ 44 ]実効地表温度よりもわずかに低く、地球全体の実効温度よりも33℃（59℉）高くなります。

エネルギーフラックス

エネルギーフラックスとは、単位面積あたりのエネルギーの流れの速度です。エネルギーフラックスはW/m²の単位で表され、これは1平方メートルを毎秒通過するジュールのエネルギー数です。気候に関する高度な議論で引用されるフラックスのほとんどは地球全体の値であり、地球全体のエネルギーの総流量を地球の表面積5.1 × 10 14  m² （5.1 × 10 8  km² 、2.0 × 10 8 mi²  ）で割ったものです。[ 45 ]

地球に到達し、地球から放出される放射線の量は重要です。なぜなら、放射伝達は地球と宇宙の他の部分との間でエネルギーを交換できる唯一のプロセスだからです。[ 46 ]：145

放射バランス

地球のエネルギー不均衡は21世紀に増加し、IPCCによる以前の推定値の2倍に達しました。[ 47 ]衛星の退役により、この不均衡を観測する能力は低下しています。[ 47 ]

惑星の温度は、入射放射と放射放出のバランスによって決まります。入射放射が放射放出を上回る場合、惑星は温暖化します。放射放出が入射放射を上回る場合、惑星は冷え込みます。惑星は放射平衡状態、つまり放射放出のエネルギーが吸収される入射放射のエネルギーと等しくなる状態に向かう傾向があります。[ 48 ]

地球のエネルギー不均衡とは、地球の表面または大気によって吸収される太陽光の量が、宇宙に放射される長波放射の量をどれだけ上回っているかを指します。エネルギー不均衡は、地表温度を左右する基本的な指標です。[ 49 ]国連の発表では、「EEIは、地球温暖化と気候変動の継続の見通しを決定づける最も重要な数値です」と述べられています。[ 50 ]ある研究では、「EEIの絶対値は、地球規模の気候変動の状況を決定づける最も基本的な指標です」と主張されています。[ 51 ]

地球のエネルギー不均衡（EEI）は2015年に約0.7 W/m 2で、地球全体が熱エネルギーを蓄積しており、温暖化の過程にあることを示しています。[ 22 ] : 934 2024年までに、長期的な傾向はその約2倍の割合にまで成長しました。[ 47 ]

保持されたエネルギーの90％以上は海洋を温めるために使われ、はるかに少ない量が陸地、大気、氷を温めるために使われます。[ 52 ]

地球の長波放射の上向きの流れを、現実と、温室効果ガスと雲が除去されるか長波放射の吸収能力を失う（地球のアルベド（太陽光の反射・吸収）は変化しない）という仮想シナリオとの比較。上段は、大気圏上端（TOA）で測定された地球の加熱と冷却のバランスを示している。パネル（a）は、温室効果が活発な実際の状況を示している。[ 53 ]パネル（b）は、吸収が停止した直後の状況を示している。地表から放射された長波放射はすべて宇宙に到達し、（宇宙に放射された長波放射による）冷却が（太陽光による）温暖化よりも多くなる。この不均衡により、急激な気温低下が生じる。パネル（c）は、地表が十分に冷却され、吸収された太陽光からのエネルギーフローに見合うだけの長波放射のみが放射されるようになった後の、最終的な安定した定常状態を示している。[ 53 ]

昼と夜のサイクル

単純な図では定常状態を想定していますが、現実の世界では、昼夜（日周）サイクルに加え、季節サイクルや気象変動が状況を複雑化させます。太陽熱は日中のみ作用します。夜間は大気がいくらか冷えますが、気候システムの熱慣性により昼夜を問わず、また長期間にわたって変化が抑えられるため、それほど大きな変化にはなりません。[ 54 ]日周気温の変化は、大気の高度とともに減少します。

減率の影響

減率

大気の下層、対流圏では、高度が上昇するにつれて気温が下がります（または「減」します）。高度に伴う気温の変化率を減率と呼びます。[ 55 ]

地球上では、気温は平均して約6.5℃/km（1000フィートあたり3.6°F）低下しますが、これは変動します。[ 55 ]

温度低下は対流によって引き起こされます。地表で温められた空気は上昇します。上昇するにつれて、空気は膨張して冷えます。同時に、他の空気は下降し、圧縮されて暖まります。このプロセスにより、大気中に垂直方向の温度勾配が形成されます。[ 55 ]

この垂直方向の温度勾配は温室効果にとって不可欠です。もし減率がゼロ（つまり、大気温度が高度によって変化せず、地表温度と同じ）であれば、温室効果は発生しません（つまり、その値はゼロになります）。[ 56 ]

排出温度と高度

熱放射が放射された温度は、特定の波数における強度を黒体放射曲線の強度と比較することで決定できます。図では、放射温度はT minからT sの範囲にあります。「波数」とは、周波数を光速で割った値です。

温室効果ガスは、地表付近の大気を長波放射に対してほぼ不透明にします。大気が長波放射に対して透明になるのは、空気の密度が低く、水蒸気量が少なく、気圧の低下による吸収線の広がりによって気体分子が吸収できる波長が制限される、高高度においてのみです。[ 57 ] [ 46 ]

任意の波長において、宇宙に到達する長波放射は、大気の特定の放射層から放射されます。放射される放射の強度は、その層内の加重平均気温によって決まります。したがって、宇宙に放射される任意の波長の放射には、それに対応する実効放射温度（または輝度温度）が存在します。[ 58 ] [ 46 ]

特定の波長の放射には、放射層内の高度の加重平均である 有効放射高度があると言われることもあります。

実効放射温度と高度は波長（または周波数）によって異なります。この現象は、宇宙に放射される放射のグラフを調べることで確認できます。[ 58 ]

温室効果ガスと減率

地表近くの密度の高い空気中の温室効果ガス（GHG）は、暖かい地表から放出される長波放射の大部分を吸収します。一方、環境減率によって温度が低い高高度の希薄な空気中のGHGは、地表からの放出よりも低い速度で宇宙空間へ長波放射を放出します。

地球の表面は4～100ミクロンの波長の長波放射を放射している。[ 59 ]太陽放射に対してはほぼ透明だった温室効果ガスは、この範囲のいくつかの波長に対しては吸収性が高くなる。[ 59 ]

地表付近の大気は長波放射に対してほぼ不透明であり、地表からの熱損失の大部分は蒸発と対流によって生じます。しかし、大気圏上層では、重要な温室効果ガスである水蒸気濃度の低下が主な原因となり、放射によるエネルギー損失がますます重要になります。

宇宙に向かう長波放射を地表自体から来るものと考えるよりも、この放射は中層対流圏の層から放射されるものと考える方が現実的である。中層対流圏は地表と減衰率によって実質的に結合している。この2つの場所の温度差は、地表からの放射と宇宙への放射の違い、すなわち温室効果を説明する。[ 60 ] [ 61 ]

大気中の赤外線吸収成分

温室効果ガス

温室効果ガス（GHG）は、惑星の大気からの長波放射の流れを妨げることで熱を閉じ込める役割を果たすガスです。温室効果ガスは、地球のエネルギー収支における温室効果の大部分を占めています。[ 15 ]

赤外線活性ガス

長波放射を吸収・放出できるガスは赤外線活性ガス[ 62 ]と言われ、温室効果ガスとして作用します

分子中に2つの異なる原子を持つほとんどの気体（一酸化炭素、COなど）と、3つ以上の原子を持つすべての気体（H 2 OやCO 2を含む）は赤外線活性であり、温室効果ガスとして作用します。（技術的には、これらの分子が振動すると、その振動によって分子の双極子モーメント、つまり電荷分布の非対称性が変化するためです。赤外線分光法を参照してください。）[ 15 ]

原子が1つだけの気体（アルゴン、Arなど）または同じ原子が2つある気体（窒素、Nなど）2、そして酸素O2）は赤外線活性ではありません。これらは長波放射に対して透明であり、実用上は長波放射を吸収したり放出したりしません。（これは、分子が対称であるため双極子モーメントを持たないためです。）このような気体は、乾燥大気の99%以上を占めています。[ 15 ]

吸収と放出

水蒸気と二酸化炭素の長波吸収係数。地球の表面が強く放射する15ミクロン（上段の目盛りでは15μm）付近の波長では、二酸化炭素は水蒸気よりもはるかに強い吸収体です

温室効果ガスは特定の波長範囲（スペクトル線またはバンドとして構成されている）内の長波放射を吸収および放出します。[ 15 ]

温室効果ガスが放射線を吸収すると、そのエネルギーは熱エネルギー（すなわち、気体分子の運動エネルギー）として周囲の空気に放出されます。温室効果ガス分子から他の分子へのエネルギー伝達は、分子衝突を介して行われます。[ 63 ]

時々言われることとは反対に、温室効果ガスは吸収された光子を「再放出」しません。各分子は毎秒数十億回の衝突を経験するため、温室効果ガス分子が光子を吸収することで得たエネルギーは、新たな光子が放出される前に他の分子に再分配されます。[ 63 ]

別のプロセスとして、温室効果ガスは気温によって決まる速度で長波放射を放出します。この熱エネルギーは、他の温室効果ガス分子に吸収されるか、大気から放出されて冷却されます。[ 63 ]

放射効果

空気への影響：空気は潜熱（浮力のある水蒸気が水滴に凝縮して熱を放出すること）、サーマル（下から上昇する暖かい空気）、そして大気中で吸収される太陽光によって温められます。[ 6 ]空気は、温室効果ガスと雲が長波熱放射を放出することによって放射冷却されます。対流圏内では、温室効果ガスは通常、空気に対して正味の冷却効果を持ち、吸収するよりも多くの熱放射を放出します。空気の温暖化と冷却は平均的によくバランスが取れているため、大気はほぼ安定した平均気温を維持しています。[ 46 ] : 139 [ 64 ]

表面冷却への影響：長波放射は、大気中の吸収と放出により、上向きと下向きの両方に流れます。これらのエネルギー流が相殺し合うことで、放射による表面冷却（正味の上向き放射エネルギー流）が減少します。潜熱輸送と熱伝達によって非放射による表面冷却がもたらされ、この減少を部分的に補いますが、それでも一定の表面温度に対して、表面冷却は正味で減少します。[ 46 ] : 139 [ 64 ]

TOAエネルギー収支への影響：温室効果ガスは、与えられた地表温度において、宇宙空間に放出される長波放射のフラックスを減少させることで、大気上端（TOA）のエネルギー収支に影響を与える。したがって、温室効果ガスはTOAにおけるエネルギー収支を変化させる。これは、宇宙空間に放出されるエネルギーが太陽光からの入射エネルギーと均衡するためには、地表温度が（惑星の実効温度、すなわち宇宙空間への放射に関連する温度よりも）高くなければならないことを意味する。[ 46 ]：139 [ 64 ]温室効果ガスの温暖化効果について考える際には、地表エネルギー収支ではなく、大気上端（TOA）のエネルギー収支に焦点を当てることが重要だ。[ 65 ]：414

地球の大気中の熱の流れ。(a) 上向きの放射熱流と上下の放射フラックス、(b) 上向きの非放射熱流（潜熱とサーマル）、(c) 各高度における大気の加熱と冷却のバランス、および (d) 大気の温度プロファイルを示しています。

雲とエアロゾル

雲とエアロゾルは、太陽光を宇宙に反射することによる冷却効果と、熱放射を閉じ込めることによる温暖化効果の両方を持っています

平均的には、雲は強い正味の冷却効果を持っています。しかし、冷却効果と温暖化効果の混合は、個々の雲の詳細な特性（種類、高度、光学的特性など）によって異なります。[ 66 ]薄い巻雲は正味の温暖化効果を持つことがあります。雲は赤外線を吸収・放出するため、大気の放射特性に影響を与えます。[ 67 ]

大気エアロゾルは、地球システムに保持される太陽放射 量と地表からの長波放射量を変化させることで、地球の気候に影響を与えます。これは、直接的、間接的[ 68 ] [ 69 ]、そして半直接的なエアロゾル効果に分類される、いくつかの異なるメカニズムによって発生します。エアロゾル気候効果は、将来の気候予測における最大の不確実性要因です[ 70 ] 。気候変動に関する政府間パネル（ IPCC ）は2001年に次のように述べています。[ 71 ]

温室効果ガスによる放射強制力はかなり高い精度で測定できる可能性があるが、エアロゾル放射強制力に関する不確実性は依然として大きく、現時点では検証が困難な地球規模のモデリング研究による推定に大きく依存している。

基本式

有効温度

与えられた熱放射フラックスには、有効放射温度または有効温度が関連付けられています。有効温度とは、黒体（完全な吸収体/放射体）がその量の熱放射を放射するために必要な温度です。[ 72 ]したがって、惑星全体の有効温度は次のように表されます。

Teff＝（OLR/σ)1/4{\displaystyle T_{\mathrm {eff} }=(\mathrm {OLR} /\sigma )^{1/4}}

ここで、OLRは宇宙に放射される長波放射の平均フラックス（単位面積あたりの出力）であり、はシュテファン・ボルツマン定数である。同様に、地表の有効温度は次のように与えられる。 σ{\displaystyle \sigma }

Tsurface、eff＝（SLR/σ)1/4{\displaystyle T_{\mathrm {surface,eff} }=(\mathrm {SLR} /\sigma )^{1/4}}

ここで、SLRは地表から放射される長波放射の平均フラックスである。（OLRは慣例的な略語である。SLRはここでは地表から放射される長波放射のフラックスを表すために使用されているが、これには標準的な略語がない。）[ 73 ]

温室効果の指標

NASA CERES 衛星データに基づく地球の温室効果の増加 (2000 ～ 2022 年)。

IPCCは温室効果Gを159 W m -2と報告している。ここでGは地表から放射される長波熱放射のフラックスから宇宙に到達する長波放射のフラックスを引いたものである：[ 22 ] : 968 [ 23 ] [ 25 ] [ 24 ]

G＝SLR−OLR。{\displaystyle G=\mathrm {SLR} -\mathrm {OLR} \;.}

あるいは、温室効果は、次のように定義される 正規化された温室効果g̃を使用して記述することができる。

g~＝G/SLR＝1−OLR/SLR。{\displaystyle {\チルダ {g}}=G/\mathrm {SLR} =1-\mathrm {OLR} /\mathrm {SLR} \;.}

正規化温室効果とは、地表から放射される熱放射のうち宇宙に到達しない量の割合です。IPCCの数値に基づくと、g̃ = 0.40となります。言い換えれば、地表から放射される熱放射よりも宇宙に到達する熱放射は40%少ないということです。[ 22 ] : 968 [ 23 ] [ 26 ]

温室効果は温度差として定量化されることがあります。この温度差は上記の量と密接に関連しています。

温室効果が温度差として表される場合、これは地表からの熱放射放出に関連する有効温度から宇宙への放出に関連する有効温度を引いたものを指します。 ΔTGHE{\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }}

ΔTGHE＝Tsurface、eff−Teff{\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }=T_{\mathrm {面,eff} }-T_{\mathrm {eff} }}
ΔTGHE＝（SLR/σ)1/4−（OLR/σ)1/4{\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }=\left(\mathrm {SLR} /\sigma \right)^{1/4}-\left(\mathrm {OLR} /\sigma \right)^{1/4}}

温室効果に関する非公式な議論では、実際の地表温度と、温室効果ガスが存在しなかった場合の地球の気温とを比較することがよくあります。しかし、正式な技術的な議論では、温室効果の大きさを温度として定量化する場合、一般的に上記の式が用いられます。この式は、実際の地表温度ではなく有効地表温度を参照し、現実と仮定の状況を比較するのではなく、地表と大気圏上層を比較します。[ 73 ]

温度差は、惑星の表面温度が惑星全体の実効温度よりどれだけ高いかを示します。 ΔTGHE{\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }}

放射バランス

温室効果は、惑星の冷却効率の低下として理解できます。温室効果は、地表から放出される放射フラックスのうち宇宙に到達しない放射フラックスの割合、つまり40%または159 W/m²として定量化されます。放出された放射の一部は、下降放射によって実質的に打ち消されるため、熱は伝達されません。蒸発と対流は、この地表冷却の低下を部分的に補います。高高度の低温は、宇宙への熱放射率を制限します

地球の大気圏上端（TOA）エネルギー不均衡（EEI）は、入射する放射線の強度が放射する放射線の強度を上回る量である。[ 50 ]

EE私＝ASR−OLR{\displaystyle \mathrm {EEI} =\mathrm {ASR} -\mathrm {OLR} }

ここで、ASRは吸収される太陽放射の平均フラックスである。ASRは次のように展開される。

ASR＝（1−A)MS私{\displaystyle \mathrm {ASR} =(1-A)\,\mathrm {MSI} }

ここで、は惑星のアルベド（反射率）であり、 MSI は大気圏上部に入射する 平均太陽放射照度です。A{\displaystyle A}

惑星の放射平衡温度は次のように表さ れる。

Tradeq＝（ASR/σ)1/4＝[（1−A)MS私/σ]1/4。{\displaystyle T_{\mathrm {radeq} }=(\mathrm {ASR} /\sigma )^{1/4}=\left[(1-A)\,\mathrm {MSI} /\sigma \right]^{1/4}\;.}

惑星の温度は放射平衡状態、すなわちTOAエネルギー不均衡がゼロとなる状態へと移行する傾向がある。惑星が放射平衡状態にあるとき、惑星全体の有効温度は次のように表される。 EE私＝0{\displaystyle \mathrm {EEI} =0}

Teff＝Tradeq。{\displaystyle T_{\mathrm {eff} }=T_{\mathrm {radeq} }\;.}

このように、放射平衡の概念は、惑星がどのような実効温度に向かう傾向があるかを示すため重要である。[ 74 ] [ 53 ]

有効温度に加えて、温室効果の値がわかれば、地球の平均表面温度がわかります。 Teff{\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}

これが、温室効果として知られる量が重要である理由です。温室効果は、地球の平均表面温度を決定する数少ない量のうちの 1 つです。

温室効果と気温

通常、惑星は放射平衡に近く、入射エネルギーと放出エネルギーのバランスが取れています。このような条件下では、惑星の平衡温度は平均太陽放射照度と惑星アルベド（太陽光が吸収されるのではなく宇宙に反射される量）によって決まります。

温室効果は、地球全体の有効表面温度よりも地表温度がどれだけ高いかを示す指標です。したがって、有効表面温度 は、 の定義を用いると、 Tsurface、eff{\displaystyle T_{\mathrm {表面,効率} }}ΔTGHE{\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }}

Tsurface、eff＝Teff＋ΔTGHE。{\displaystyle T_{\mathrm {surface,eff} }=T_{\mathrm {eff} }+\Delta T_{\mathrm {GHE} }\;.}

Gまたはg̃を使用して、と の関係を表現することもできます。 Tsurface、eff{\displaystyle T_{\mathrm {表面,効率} }}Teff{\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}

したがって、他のすべて（つまり、決定要因）が一定であれば、温室効果が大きいほど地表温度が高くなるという原理は、定義上は真実です。 Teff{\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}

温室効果は、地球が放射平衡に向かう傾向と連動して、地球全体の温度に影響を与えることに注意してください。[ 75 ]

誤解

地球全体の熱の流れ。熱（正味エネルギー）は常に温かい方から冷たい方へ流れ、熱力学の第二法則に従います。[ 76 ] （この熱流図はNASAの地球エネルギー収支図と同等です。データは2009年のものです。）

温室効果がどのように機能し、気温を上昇させるかについては誤解されることがあります。

地表収支の誤謬は、よくある思考の誤りである。[ 65 ] : 413 これは、二酸化炭素濃度の上昇は、大気の放射体としての機能を向上し、その結果、地表への下向きの熱放射を増加させることによってのみ温暖化を引き起こすと考えることである。地表付近の大気が既に熱放射に対してほぼ不透明であれば、二酸化炭素濃度の増加は気温上昇につながらないことになる。しかし、大気上端のエネルギー収支ではなく、地表のエネルギー収支に焦点を当てるのは誤りである。地表で何が起こるかに関わらず、二酸化炭素濃度の上昇は宇宙に到達する熱放射（OLR）を減少させる傾向があり、その結果、温暖化につながる大気上端のエネルギー不均衡が生じる。カレンダー（1938年）やプラス（1959年）といった初期の研究者は地表収支に焦点を当てていたが、 1960年代の真鍋の研究によって、大気上端のエネルギー収支の重要性が明らかになった。[ 65 ] : 414

温室効果を信じない人々の中には、温室効果とは温室ガスが冷たい大気から地球の暖かい地表に熱を送ることであり、熱力学の第二法則に違反しているという誤った考えがある。[ 76 ] [ 77 ]しかし、この考えは誤解を反映している。放射熱流は、両方向の放射の流れを考慮した後の正味のエネルギー流である。 [ 75 ]放射熱流は地表から大気や宇宙空間への方向に発生する。[ 6 ]地表が大気や宇宙空間よりも暖かいことを考えれば当然のことである。温室効果ガスは地表に向かって下向きに熱放射を放出するが、これは放射熱伝達の通常のプロセスの一部である。[ 78 ]下向きの熱放射は上向きの熱放射の正味のエネルギー流（放射熱流）を単に減らす、すなわち冷却を減らす。[ 63 ]

簡略化されたモデル

エネルギーは宇宙、大気、地球表面の間を流れ、大気中の温室効果ガスは放射熱を吸収・放出し、地球のエネルギーバランスに影響を与えます。2007年時点のデータ

温室効果がどのように発生し、それが地表温度にどのように影響するかを理解するために、簡略化されたモデルが使用されることがあります。

大気層モデル

温室効果は、空気が単一の均一な層として扱われ、地面や宇宙空間と放射を交換する単純化されたモデルで発生することがわかります。 [ 79 ]もう少し複雑なモデルでは、追加の層が追加されたり、対流が導入されたりします。[ 80 ]

等価放射高度

一つの単純化は、すべての放射される長波放射を、気温が惑星全体の放射の有効温度に等しい高度から放射されていると扱うことです。[ 81 ]一部の著者はこの高度を有効放射高度（ERL）と呼び、二酸化炭素濃度が増加すると、その高度より上の二酸化炭素の質量を同じに保つためにERLを上昇させる必要があると示唆しています。[ 82 ]Teff{\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}

このアプローチは、放射高度による放射波長の変化を考慮するよりも正確性に欠けます。しかし、温室効果の理解を簡略化するのに役立ちます。[ 81 ]例えば、温室効果ガスの濃度が増加すると温室効果がどのように増加するかを説明するのに役立ちます。[ 83 ] [ 82 ] [ 61 ]

地球全体の等価排出高度は10年ごとに23メートル（75フィート）の割合で増加しており、これは1979年から2011年にかけての10年ごとの地球平均表面温暖化0.12℃（0.22°F）と一致していると言われている。[ 81 ]

負の温室効果

科学者たちは、南極の一部で時折、負の温室効果があることを観測しています。[ 84 ] [ 85 ]強い温度逆転があり、空気が地表よりも暖かい場所では、温室効果が逆転し、温室効果ガスの存在によって宇宙への放射冷却率が上昇する可能性があります。この場合、宇宙への熱放射の放出率は、地表からの熱放射の放出率よりも大きくなります。したがって、温室効果の局所的な値は負になります

暴走温室効果

ほとんどの科学者は、太陽が徐々に明るくなり、地球上のすべての生命の終焉を意味するため、長期的には暴走温室効果は避けられないと考えています。今から約10億年後、太陽の明るさが10%増加すると、地球の表面温度は47℃（117℉）に達します（アルベドが十分に増加しない限り）。これにより、地球の気温は急激に上昇し、海は沸騰して、現在の金星のような温室惑星になります

地球以外の天体

さまざまな天体に対する温室効果[ 86 ] [ 87 ] [ 88 ]
金星地球火星タイタン
表面温度Tobserved{\displaystyle T_{\mathrm {観測値} }}735 K (462 °C; 863 °F)288 K (15 °C; 59 °F)215 K (-58 °C; -73 °F)94 K (-179 °C; -290 °F)
温室効果ΔTGHE{\displaystyle \Delta T}_{\mathrm {GHE} }503 K (905 °F)33 K (59 °F)6 K (11 °F)21 K (38 °F) GHE; 12 K (22 °F) GHE+ AGHE
圧力92気圧1気圧0.0063気圧1.5気圧
一次ガスCO₂ （0.965）N₂（0.035）N 2 (0.78) O 2 (0.21) Ar (0.009)CO 2 (0.95) N 2 (0.03) Ar (0.02)N 2 (0.95) CH 4 (≈0.05)
微量ガスSO2、ArH 2 O、 CO 2O 2、COH2
惑星有効温度Teff{\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}232 K (-41 °C; -42 ° 255 K (-18 °C; -1 °F)209 K (-64 °C; -83 °F)対流圏界面73 K 、成層圏界面82 K
温室効果G{\displaystyle G}16000 W/m² 150 W/ m²13 W/m 22.8 W/m 2 GHE; 1.9 W/m 2 GHE+AGHE
標準化された温室効果、g~{\displaystyle {\tilde {g}}}0.990.390.110.63 GHE; 0.42 GHE+AGHE

太陽系では、地球以外にも少なくとも 2 つの惑星と 1 つの衛星が温室効果を持っています。

金星

金星の温室効果は特に大きく、表面温度は735 K（462 °C、863 °F）にも達します。これは、約97%の二酸化炭素で構成される非常に密度の高い大気によるものです。[ 87 ]

金星は太陽に約30%近いにもかかわらず、地球よりも太陽光の吸収量（および温暖化量）が少ない。これは、金星が入射太陽光の77%を反射するのに対し、地球は約30%を反射するためである。温室効果がない場合、金星の表面温度は232 K（-41 °C、-42 °F）になると予想される。したがって、一般に考えられているのとは反対に、太陽に近いことが金星が地球よりも暖かい理由ではない。[ 89 ] [ 90 ] [ 91 ]

金星の大気中のCO2は高圧のため連続吸収（広い波長範囲にわたる吸収）を示し、地球での吸収に関連する帯域内の吸収に限定されません。[ 58 ]

二酸化炭素と水蒸気による暴走温室効果が金星で発生したという仮説が長年提唱されてきた。[ 92 ]この説は今でも広く受け入れられている。[ 93 ]金星は暴走温室効果を経験し、大気の96%が二酸化炭素となり、地表の大気圧は地球の水深900メートル（3,000フィート）とほぼ同じになった。金星にはかつて水の海があったかもしれないが、地表平均温度が現在の735 K（462 °C; 863 °F）まで上昇したため、蒸発してしまったと考えられる。[ 94 ] [ 95 ] [ 96 ]

火星

火星には地球の約70倍の二酸化炭素が含まれていますが[ 97 ]、温室効果は約6 K（11 °F）と小さいです[ 86 ] 。温室効果が小さいのは、水蒸気が少なく、大気全体が薄いためです[ 98 ]。

地球の温暖化を予測するのと同じ放射伝達計算は、火星の大気の組成を考慮すると、火星の気温を正確に説明する。[ 99 ] [ 100 ] [ 73 ]

タイタン

土星の衛星タイタンは温室効果と反温室効果の両方を持っています。大気中の窒素（N₂ ）、メタン（CH₄）、水素（H₂）の存在は温室効果に寄与し、これらのガスがない場合の予想される体温よりも表面温度を21 K（38 °F）上昇させます。[ 87 ] [ 101 ]

N2とH2のガスは通常赤外線を吸収しないが、これらのガスは圧力による衝突、大気の大きな質量と厚さ、そして冷たい表面からの熱放射の長波長のためにタイタン上の熱放射を吸収する。[ 58 ] [ 87 ] [ 101 ]

太陽放射の波長を吸収するが赤外線は透過する高高度の煙霧の存在は、約9 K（16 °F）の反温室効果に寄与している。[ 87 ] [ 101 ]

これら2つの効果の最終的な結果は、21 K − 9 K = 12 K（22 °F）の温暖化であり、タイタンの表面温度94 K（-179 °C、-290 °F）は、大気がない場合よりも12 K高くなります。[ 87 ] [ 101 ]

圧力の影響

異なる物体に対する温室効果の相対的な大きさは、大気中の温室効果ガスの量を比較するだけでは予測できません。これは、温室効果の大きさを決定する際に、これらのガスの量以外の要因も影響するためです

大気圧は、温室効果ガスの各分子が吸収できる熱放射量に影響します。大気圧が高いほど吸収量は多くなり、大気圧が低いほど吸収量は少なくなります。[ 58 ]

これはスペクトル線の「圧力広がり」によるものです。大気圧全体が高くなると、分子間の衝突頻度が高まります。衝突によって吸収線の幅が広がり、温室効果ガスはより広い波長範囲にわたって熱放射を吸収できるようになります。[ 65 ]：226

地球表面付近の空気中の分子は、1秒間に約70億回の衝突を経験します。この衝突率は、気圧と気温の両方が低い高高度では低下します。[ 102 ]これは、温室効果ガスが上層大気よりも下層大気でより多くの波長を吸収できることを意味します。[ 57 ] [ 46 ]

他の惑星では、圧力広がりは、大気圧が高い場合（金星のように）温室効果ガスの各分子が熱放射を閉じ込める効率が高くなり、大気圧が低い場合（火星のように）熱放射を閉じ込める効率が低くなることを意味します。[ 58 ]

参照

参考文献

  1. ^ 「太陽放射と地球のエネルギーバランス」。気候システム - EESC 2100 2007年春。コロンビア大学。2004年11月4日時点のオリジナルからアーカイブ。2010年10月15日閲覧
  2. ^ a b c Le Treut H, Somerville R, Cubasch U, Ding Y, Mauritzen C , Mokssit A, Peterson T, Prather M (2007). 「気候変動科学の歴史的概観」(PDF) . Solomon S, Qin D, Manning M, Chen Z, Marquis M, Averyt KB, Tignor M, Miller HL (編). 「気候変動2007：物理科学的根拠」気候変動に関する政府間パネル第4次評価報告書への第1作業部会の貢献. ケンブリッジ大学出版局. 97ページ. 2018年11月26日時点のオリジナル(PDF)からアーカイブ。 2014年3月25日閲覧。
  3. ^ 「とらえどころのない絶対地表気温（SAT）」ゴダード宇宙研究所、アメリカ海洋大気庁。2015年9月5日時点のオリジナルよりアーカイブ。2008年9月3日閲覧。
  4. ^ a b「年間平均気温」。気候変動トラッカー。
  5. ^ a b温室効果の簡潔な説明は、気候変動に関する政府間パネル（IPCC）第4次評価報告書「温室効果とは何か？」FAQ 1.3 – AR4 WGI 第1章：気候変動科学の歴史的概要（Wayback Machineに2019年8月5日アーカイブ）に記載されている。IIPCC第4次評価報告書、第1章、115ページ：「吸収された入射太陽エネルギーをバランスさせるために、地球は平均して同じ量のエネルギーを宇宙に放射しなければなりません。地球は太陽よりもはるかに冷たいため、主にスペクトルの赤外線部分のはるかに長い波長で放射します（図1を参照）。陸地と海洋から放射されるこの熱放射の多くは、雲などの大気によって吸収され、地球に再放射されます。これを温室効果と呼びます。」Schneider、Stephen H.（2001年）。「人間の視点から見た地球の気候変動」。Bengtsson、Lennart O.著。ハンマー、クラウス・U.（編）『地圏・生物圏相互作用と気候』ケンブリッジ大学出版局、  90～ 91頁。ISBN 978-0-521-78238-8 2020年8月2日時点のオリジナルよりアーカイブ。2018年5月31日閲覧Claussen, E.、Cochran, VA、Davis, DP編 (2001). 「地球規模の気候データ」 . 『気候変動：科学、戦略、そして解決策』. ミシガン大学. p. 373. ISBN 978-9004120242 2020年5月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。2018年6月1日閲覧アラビー, A.; アラビー, M. (1999). 『地球科学辞典』 .オックスフォード大学出版局. p.  244. ISBN 978-0-19-280079-4。
  6. ^ a b c dレベッカ、リンジー（2009年1月14日）「気候と地球のエネルギー収支：特集記事」 earthobservatory.nasa.gov 。 2021年1月21日時点のオリジナルよりアーカイブ。2020年12月14日閲覧
  7. ^フォックス、アレックス。「パンデミックによる排出量削減にもかかわらず、大気中の二酸化炭素濃度は過去最高水準に達した」。スミソニアン・マガジン。2021年6月10日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2021年6月22日閲覧。
  8. ^リンジー・レベッカ、ダールマン・ルアン。「気候変動：世界の気温」 NOAA Climate.gov 。2013年6月15日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  9. ^ a b「地球のエネルギー予算とは？ 詳しい人に聞く5つの質問」 NASA.gov 2017年4月10日. 2023年4月24日閲覧。
  10. ^ a bフーリエ、J. (1824)。"Remarques Generales sur les 温度 Du Globe Terrestre et des Espaces Planetaires"。Annales de Chimie et de Physique (フランス語)。27 : 136–167 . 2020 年 8 月 2 日のオリジナルからアーカイブ。2020 年6 月 8 日に取得。
  11. ^ a b Foote, Eunice (1856年11月). Circumstances affecting the Heat of the Sun's Rays . Vol. 22. pp.  382– 383. 2020年9月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2016年1月31日閲覧。{{cite book}}:|work=無視されました (ヘルプ)
  12. ^ a b Huddleston, Amara (2019年7月17日). 「隠れた気候科学の先駆者、ユーニス・フット生誕200周年おめでとう」 . NOAA Climate.gov . 2020年9月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2019年10月8日閲覧。
  13. ^ a bイースターブルック、スティーブ（2015年8月18日）「『温室効果』という言葉を最初に作ったのは誰か？」セレンディピティ。 2015年11月13日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2015年11月11日閲覧。
  14. ^ a b Ekholm N (1901). 「地質学的・歴史的過去の気候の変動とその原因について」.王立気象学会季刊誌. 27 (117): 1– 62. Bibcode : 1901QJRMS..27....1E . doi : 10.1002/qj.49702711702 .
  15. ^ a b c d e f g h i IPCC、2021: 付属書 VII:用語集[Matthews、JBR、V. Möller、R. van Diemen、JS Fuglestvedt、V. Masson-Delmotte、C. Méndez、S. Semenov、A. Reisinger (編)]。 2021 年の気候変動: 物理科学の基礎。気候変動に関する政府間パネル第6次評価報告書第1作業部会の報告書[Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, B. Zhou (編)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 2215–2256, doi:10.1017/9781009157896.022.
  16. ^ Worley, John. 「温室：暖房、冷房、換気」 . University of Georgia Extension . 2023年3月12日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2023年3月12日閲覧。
  17. ^気候変動に関する政府間パネル第4次評価報告書第1作業部会報告書（2007年）、第1章。ケンブリッジ大学出版局、英国ケンブリッジおよび米国ニューヨーク州ニューヨーク。115ページ。 2023年3月24日閲覧。温室のガラス壁は空気の流れを悪くし、室内の空気温度を上昇させます。地球の温室効果も同様に、しかし異なる物理的プロセスを通じて、地球の表面を温めます。
  18. ^ Foote, Eunice, 1856. 「太陽光線の熱に影響を与える状況」: 第31条、アメリカ科学芸術ジャーナル、第2シリーズ、v. XXII/no. LXVI、1856年11月、p. 382-383。
  19. ^ジョン・ティンダル『熱を運動の様式として考える』（500ページ、1863年、1873年）
  20. ^ Held, Isaac M.; Soden, Brian J. (2000年11月). 「水蒸気フィードバックと地球温暖化」 . Annual Review of Energy and the Environment . 25 : 441–475 . CiteSeerX 10.1.1.22.9397 . doi : 10.1146/annurev.energy.25.1.441 . 
  21. ^スヴァンテ・アレニウス (1896). 「空気中の炭酸ガスが地表温度に及ぼす影響について」 . Philosophical Magazine and Journal of Science . 41 (251): 237– 276. doi : 10.1080/14786449608620846 .
  22. ^ a b c d e f g h i j「第7章：地球のエネルギー収支、気候フィードバック、気候感度」『気候変動2021：物理科学的根拠』（PDF） IPCC、2021年。 2023年4月24日閲覧。
  23. ^ a b c d e Raval, A.; Ramanathan, V. (1989). 「温室効果の観測的決定」 . Nature . 342 (6251): 758– 761. Bibcode : 1989Natur.342..758R . doi : 10.1038/342758a0 . S2CID 4326910 . 
  24. ^ a b c Schmidt, GA; Ruedy, RA; Miller, RL; Lacis, AA (2010). 「現在の総温室効果の帰属」(PDF) . Journal of Geophysical Research . 115 (D20) 2010JD014287. Bibcode : 2010JGRD..11520106S . doi : 10.1029/2010JD014287 . 2023年6月14日閲覧.
  25. ^ a b c Gavin Schmidt (2010年10月1日). 「温室効果の測定」 NASAゴダード宇宙研究所 - 科学概要. 2021年4月21日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年1月13日閲覧。
  26. ^ a b Raval, A.; Ramanathan, V. (1990). 「温室効果の観測的決定」 . Global Climate Feedbacks: Proceedings of the Brookhaven National Laboratory Workshop : 5–16 . 2023年4月24日閲覧。
  27. ^ジョセフ・アトキンソン (2021年6月22日). 「地球の問題：地球の放射線収支は均衡を失っている」 NASA地球観測所. 2022年4月10日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年3月1日閲覧。
  28. ^ 「IPCC AR6 WG1」(PDF)。2021年8月9日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) 。
  29. ^ロバート・マクスウィーニー (2015年2月25日). 「新たな研究で地球表面の温室効果を直接測定」 . Carbon Brief. 2021年4月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2021年4月18日閲覧。
  30. ^ 「直接観測により、人類が地球のエネルギー収支のバランスを崩していることが確認」 phys.org . Science X. 2021年3月26日. 2021年4月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2021年4月18日閲覧。
  31. ^ 「Enhanced Greenhouse Effect」 Ace.mmu.ac.uk。2010年10月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。2010年10月15日閲覧。
  32. ^ IPCC第4次評価報告書、第1作業部会報告書「物理科学的根拠」 2011年3月15日アーカイブ、Wayback Machine第7章
  33. ^ 「大気中の二酸化炭素 - マウナロア」 NOAA。2019年5月20日時点のオリジナルよりアーカイブ。2008年12月8日閲覧。
  34. ^ 「気候マイルストーン：地球のCO2レベルが400ppmを超える」ナショナルジオグラフィック、2013年5月12日。2013年12月15日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2017年12月10日閲覧。
  35. ^ Hansen J. (2005年2月). 「滑りやすい坂道：地球温暖化はどの程度「危険な人為的干渉」を構成するのか？」 .気候変動. 68 (333): 269– 279. Bibcode : 2005ClCh...68..269H . doi : 10.1007/s10584-005-4135-0 . S2CID 153165132. 2020年8月1日時点のオリジナルよりアーカイブ。2020年6月8日閲覧。 
  36. ^ 「深海氷が語る気候の長い物語」 BBCニュース、2006年9月4日。2013年1月23日時点のオリジナルよりアーカイブ。2010年5月4日閲覧。
  37. ^ Hileman B (2005年11月28日). 「氷床コア記録の延長」 . Chemical & Engineering News . 83 (48): 7. doi : 10.1021/cen-v083n048.p007 . 2019年5月15日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2006年9月6日閲覧。
  38. ^ボーエン、マーク（2006年）『薄氷：世界最高峰の気候の秘密を解き明かす』アウルブックス、ISBN 978-1429932707. 2020年8月2日時点のオリジナルよりアーカイブ。2018年6月1日閲覧。
  39. ^ 「気温変化と二酸化炭素変化」アメリカ海洋大気庁古気候学。2008年8月20日。2017年1月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  40. ^ Williams, David R. 「Earth Fact Sheet」 NSSDCA. 2015年12月25日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2010年10月15日閲覧。
  41. ^ジェイコブ、ダニエル・J. (1999). 「7. 温室効果」 .大気化学入門. プリンストン大学出版局. ISBN 978-14008415472010年10月3日時点のオリジナルよりアーカイブ。2009年12月9日閲覧
  42. ^ van Wijngaarden, WA; Happer, W. (2020). 「地球の熱放射の最も豊富な5つの温室効果ガスへの依存」(PDF) .大気海洋物理学. arXiv : 2006.03098 . 2023年5月8日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) .
  43. ^ 「太陽放射と地球のエネルギーバランス」コロンビア大学地球環境科学部。2012年7月17日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2010年10月15日閲覧。
  44. ^とらえどころのない「絶対地表気温」については、 GISSの議論を参照。2015年9月5日アーカイブ、Wayback Machineにて。
  45. ^ 「地球の表面積は？」 Universe Today、2017年2月11日。 2023年6月1日閲覧。
  46. ^ a b c d e f g Wallace, JM; Hobbs, PV (2006).大気科学（第2版）. Academic Press. ISBN 978-0-12-732951-2。
  47. ^ a b c Mauritsen, Thorsten; Tsushima, Yoko; Meyssignac, Benoit; Loeb, Normal G.; et al. (2025年5月10日). 「地球のエネルギー不均衡はここ数十年で2倍以上に増加」. AGU Advances . 6 (3) e2024AV001636. アメリカ地球物理学連合. Bibcode : 2025AGUA....601636M . doi : 10.1029/2024AV001636 .この不均衡はCERES-EBAF Edition 4.2.1データセットから導出されたものです。
  48. ^ 「地球の放射バランス」 CIMSS ：ウィスコンシン大学。 2023年4月25日閲覧。
  49. ^ 「CO2を心配するのではなく、地球の『エネルギーバランス』を心配しましょう」「 . Scientific American . 2023年6月2日閲覧。
  50. ^ a b「地球のエネルギー不均衡：エネルギーはどこへ行くのか？」（PDF）国連気候変動. 2023年6月14日閲覧。
  51. ^ von Schuckmann, K.; Palmer, M.; Trenberth, K.; Cazenave, A.; Chambers, D.; Champollion, N.; Hansen, J.; Josey, SA; Loeb, N.; Mathiew, PP; Meyssignac, B.; Wild, M. (2016). 「地球のエネルギー不均衡を監視する必要性」(PDF) . Nature Climate Change . 6 (2): 138– 144. Bibcode : 2016NatCC...6..138V . doi : 10.1038/nclimate2876 .
  52. ^ホーキンス、エド（2016年1月27日）「地球のエネルギー不均衡」クライメート・ラボ・ブック。 2023年7月16日閲覧。
  53. ^ a b c「RRTM地球のエネルギー収支」シカゴ大学。 2023年6月9日閲覧。
  54. ^ミション・スコット (2006年4月24日). 「地球の巨大な熱バケツ - 悪いニュース、良いニュース」 NASA地球観測所. 2022年12月4日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年12月4日閲覧。
  55. ^ a b c Nugent, Alison; DeCou, David. 「大気のプロセスと現象：第5章：大気の安定度」 . 2023年5月31日閲覧。
  56. ^ Thomas, Gary E.; Stamnes, Knut (1999). 『大気と海洋における放射伝達』 ケンブリッジ大学出版局. ISBN 0-521-40124-0。
  57. ^ a b Strong, J.; Plass, GN (1950). 「スペクトル線の圧力広がりが大気温度に及ぼす影響」 .アストロフィジカル・ジャーナル. 112 : 365.書誌コード: 1950ApJ...112..365S . doi : 10.1086/ 145352
  58. ^ a b c d e f Pierrehumbert, RT (2011年1月). 「赤外線と惑星温度」(PDF) . Physics Today . アメリカ物理学会. pp.  33– 38.
  59. ^ a b Mitchell, John FB (1989). 「温室効果と気候変動」(PDF) . Reviews of Geophysics . 27 (1): 115– 139. Bibcode : 1989RvGeo..27..115M . CiteSeerX 10.1.1.459.471 . doi : 10.1029/RG027i001p00115 . 2011年6月15日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2008年3月23日閲覧。 
  60. ^マン、マイケル、ゴーデット、ブライアン。「METEO 469：気象学から緩和策へ - 地球温暖化の理解 - レッスン5 - 気候システムのモデリング - 単層エネルギー収支モデル」ペンシルベニア州立大学鉱物・地球科学部 - 気象・大気科学科。2022年10月31日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年11月4日閲覧。
  61. ^ a b Tziperman, Eli (2022).地球温暖化科学. プリンストン大学出版局. ISBN 9780691228808。
  62. ^アーチャー、デイビッド (2011).地球温暖化：予測の理解、第4章：温室効果ガス(PDF) (第2版). Wiley. ISBN 978-04709434102023年6月14日閲覧
  63. ^ a b c d「地球のエネルギー収支II ― 地球から放出される放射線、温室効果、そして全体的なエネルギー収支」アリゾナ大学、水文学・大気科学。2017年。 2023年5月28日閲覧。
  64. ^ a b c Manabe, S.; Strickler, RF (1964). 「対流調整による大気の熱平衡」 . J. Atmos. Sci . 21 (4): 361– 385. Bibcode : 1964JAtS...21..361M . doi : 10.1175/1520-0469(1964)021<0361:TEOTAW>2.0.CO;2 .
  65. ^ a b c dピエールハンバート、レイモンド・T. (2010). 『惑星気候の原理』ケンブリッジ大学出版局. ISBN 978-0-521-86556-2。
  66. ^ 「雲の放射効果」 NOAA地球物理流体力学研究所。2023年6月15日閲覧
  67. ^ Liou, Kuo-Nan (1986年6月1日). 「巻雲の気象・気候プロセスへの影響：地球規模の視点」 . Monthly Weather Review . 114 (6): 1167–1199 . Bibcode : 1986MWRv..114.1167L . doi : 10.1175/1520-0493(1986)114<1167:IOCCOW>2.0.CO;2 . ISSN 1520-0493 . 
  68. ^ヘイウッド、ジェームズ；ブーシェ、オリヴィエ（2000年11月）「対流圏エアロゾルによる直接および間接放射強制力の推定：レビュー」Reviews of Geophysics . 38 (4): 513– 543. Bibcode : 2000RvGeo..38..513H . doi : 10.1029/1999RG000078 .
  69. ^ Twomey S (1977). 「雲の短波アルベドに対する汚染の影響」 .大気科学ジャーナル. 34 (7): 1149– 1152. Bibcode : 1977JAtS...34.1149T . doi : 10.1175/1520-0469(1977)034<1149:TIOPOT>2.0.CO;2 .
  70. ^ Forster P, Ramaswamy V, Artaxo P, Berntsen T, Betts R, Fahey DW, Haywood J, 他 (2007年10月). 「気候変動に関する政府間パネル第4次評価報告書への第1作業部会の貢献」『気候変動2007：物理科学的根拠』 Solomon S, Qin D, Manning M, Chen Z, Marquis M, Averyt KB, Tignor M, Miller HL (編).大気成分と放射強制力の変化ケンブリッジ大学出版局 (ケンブリッジ, イギリスおよびニューヨーク, ニューヨーク, アメリカ). pp.  129– 234. 2013年12月19日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2012年7月12日閲覧。
  71. ^ 「6.7.8 不確実性に関する議論」。IPCC第三次評価報告書 気候変動2001年版。 2002年2月28日時点のオリジナルよりアーカイブ。2012年7月14日閲覧。
  72. ^ 「ボックス2：太陽放射と地球放射、そして温室効果（Mackenzie, 2003より抜粋）」（PDF）マイロン・B・トンプソン・アカデミー2006年。
  73. ^ a b c Haberle, Robert M. (2013). 「火星の温室効果の強さの推定」. Icarus . 223 (1): 619– 620. Bibcode : 2013Icar..223..619H . doi : 10.1016/j.icarus.2012.12.022 .
  74. ^ 「惑星の気温予測」 ACS気候科学ツールキット. アメリカ化学会. 2023年3月26日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2023年6月14日閲覧。
  75. ^ a b Modest, Michael F. (2021).放射熱伝達（第4版）. アカデミックプレス. ISBN 978-0323984065。
  76. ^ a b「地球温暖化は熱力学第二法則に違反する：気候変動否定論者への簡潔な反論」メリーランド大学。2023年6月13日閲覧
  77. ^ Halpern, JB; Close, CM; Ho-Stuart, C.; Shore, JD; Smith, AP; Zimmermann, J. (2010). 「物理学の枠組みにおける大気CO2温室効果の偽証に関するコメント」国際現代物理学ジャーナルB.24 ( 10) : 1309–1332.doi : 10.1142 / S021797921005555X .
  78. ^ Siegel, R.; Howell, JR (1971). 「熱放射伝熱」(PDF) . NASA . 2023年5月28日閲覧。
  79. ^ 「ACS Climate Science Toolkit - Atmospheric Warming - A Single-Layer Atmosphere Model」 .アメリカ化学会. 2023年5月25日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年10月2日閲覧。
  80. ^ 「ACS Climate Science Toolkit - Atmospheric Warming - A Multi-Layer Atmosphere Model」 .アメリカ化学会. 2022年11月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年10月2日閲覧。
  81. ^ a b c Benestad, RE (2017). 「温室効果の心象」 . Theor Appl Climatol . 128 ( 3–4 ): 679– 688. doi : 10.1007/s00704-016-1732-y . S2CID 123923155 . 
  82. ^ a b「地球大気システムの放射バランス」。大気海洋科学。ウィスコンシン大学。2023年6月1日閲覧。Horel & Geisler (1996)「地球環境変化：大気圏の視点」に基づく。
  83. ^ Benestad, RE (2016). 「温室効果の最も適切な説明とは何か？」 RealClimate . 2023年6月1日閲覧。
  84. ^ Schmithüsen, Holger; Notholt, Justus; König-Langlo, Gert; Lemke, Peter; Jung, Thomas (2015年12月16日). 「CO2濃度の増加が南極大陸における負の温室効果の増加につながる仕組み」 . Geophysical Research Letters . 42 (23). doi : 10.1002/2015GL066749 . ISSN 0094-8276 . S2CID 131351000 .  
  85. ^ Sejas, SA; Taylor, PC; Cai, M. (2018). 「南極高原における負の温室効果の解明」 . npj Clim Atmos Sci . 1 (17): 17. Bibcode : 2018npCAS...1...17S . doi : 10.1038 / s41612-018-0031-y . PMC 7580794. PMID 33102742 .  
  86. ^ a b「大気と惑星の温度」 ACS。2023年1月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2023年5月29日閲覧。
  87. ^ a b c d e f McKay, CP; Pollack, JB; Courtin, R. (1991年9月6日). 「タイタンにおける温室効果と反温室効果」(PDF) . Science . 253 (5024): 1118– 1121. Bibcode : 1991Sci...253.1118M . doi : 10.1126/science.11​​538492. ISSN 0036-8075. PMID 11538492. S2CID 10384331. 2023年6月29日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) .   
  88. ^ 「タイタン」 NASA、2018年5月2日。 2023年5月29日閲覧。
  89. ^ 「ATM S - Climate and Climate Change」ワシントン大学、2001年10月10日。 2023年6月14日閲覧。
  90. ^ 「金星ファクトシート」 NASA宇宙科学データコーディネートアーカイブ。 2023年4月25日閲覧。
  91. ^ 「金星に関する5つの奇妙な事実」ブリタニカ。 2023年4月25日閲覧。
  92. ^ Rasool, I.; De Bergh, C. (1970年6月). 「金星大気における暴走温室効果とCO2の蓄積」 ( PDF) . Nature . 226 (5250): 1037–9 . Bibcode : 1970Natur.226.1037R . doi : 10.1038/2261037a0 . PMID 16057644. S2CID 4201521. 2011年10月21日時点のオリジナル(PDF)からのアーカイブ。  
  93. ^ McCarthy, Michael Cabbage, Leslie (2016年8月10日). 「NASA​​の気候モデルは、金星が居住可能だった可能性を示唆している」 . Climate Change: Vital Signs of the Planet . 2021年8月11日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2021年8月11日閲覧。
  94. ^橋本、GL;ルース・セローテ、M.杉田真司；ミシシッピ州ギルモア。カンプ、ルイジアナ州。ロードウェスト州カールソン。ケンタッキー州ベインズ (2008)。「ガリレオ近赤外マッピング分光計のデータによって示唆される金星の珪長質高地の地殻」。地球物理学研究ジャーナル: 惑星。113 (E9): E00B24。Bibcode : 2008JGRE..113.0B24H。土井: 10.1029/2008JE003134。S2CID 45474562。 
  95. ^デイヴィッド・シガ (2007年10月10日). 「金星の古代の海は生命を育んだのか？」 .ニューサイエンティスト. 2009年3月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2019年7月17日閲覧。
  96. ^ Jakosky, Bruce M. (1999). 「地球型惑星の大気」. Beatty, J. Kelly, Petersen, Carolyn Collins, Chaikin, Andrew (編). The New Solar System (第4版). ボストン: Sky Publishing. pp.  175– 200. ISBN 978-0-933346-86-4 OCLC  39464951
  97. ^ Crisp, D. (2012). 「金星、地球、火星におけるCO2温室効果」( PDF) . カリフォルニア工科大学ジェット推進研究所. 2023年5月28日閲覧
  98. ^ブレナン、ジョン (2017). 「火星は温室効果を持つのか？」サイエンシング.
  99. ^ 「火星のCO2大気は温室効果ガスによる温暖化を否定するのか？」メタファクト、 2019年5月14日。 2023年5月28日閲覧。
  100. ^ウェアト、スペンサー. 「地球温暖化の発見：金星と火星」 .物理学史センター. アメリカ物理学会. 2023年5月29日閲覧。
  101. ^ a b c d「タイタン：温室効果ガスと反温室効果ガス」。アストロバイオロジーマガジン。2005年11月3日。2019年9月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2019年11月4日閲覧。
  102. ^ 「The Atmosphere」 .イースタンイリノイ大学. 2023年5月30日閲覧。
「 https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Greenhouse_effect&oldid=1311053360」より引用