気候変動のフィードバック

気候変動のフィードバックは、一定量の温室効果ガス排出量に対して地球の気温がどの程度上昇するかに影響を与える自然現象です。正のフィードバックは地球温暖化を増幅し、負のフィードバックは地球温暖化を減少させます。^[2]^{: 2233}フィードバックは、大気中の温室効果ガスの量とそれに応じて発生する気温変化の量の両方に影響します。排出量は気候変動を引き起こす強制力ですが、フィードバックを組み合わせることで、その強制力に対する気候感度が制御されます。 ^[3]^{: 11}

フィードバックの全体的な合計は負であるが、温室効果ガスの排出が続くにつれて、その負の度合いは小さくなってきている。これは、フィードバックがない場合よりも温暖化は遅くなるが、排出が現在のレベルで続くと温暖化は加速することを意味する。^[4]^{: 95–96}正味のフィードバックは、主に地球が温暖化するにつれて熱放射が増加するため、負のままであり、これは他のどの単一フィードバックよりも数倍大きい効果である。^[4]^{: 96}したがって、人為的な気候変動だけでは暴走温室効果を引き起こすことはできない。^[5]^[6]

フィードバックは、物理的フィードバックと部分的に生物学的フィードバックに分けられます。物理的フィードバックには、地表反射率の低下（積雪と氷の減少による）と大気中の水蒸気の増加が含まれます。水蒸気は強力な温室効果ガスであるだけでなく、雲の分布と大気中の温度のフィードバックにも影響します。生物学的フィードバックは、主に炭素循環の一環として植物がCO _{2 を}蓄積する速度の変化に関連しています。^[7]^{: 967}炭素循環は、毎年のCO ₂排出量の半分以上を植物と海洋に吸収します。^[8]^{: 676}長期的には、炭素吸収源が飽和し、気温の上昇が干ばつや山火事などの影響につながるため、その割合は減少します。^[8]^{: 698}^[4]^{: 96}^[3]^{: 20}

フィードバックの強さと関係は、地球規模の気候モデルを通じて推定され、その推定値は可能な限り観測データに対して調整されます。^[4]^{: 967}一部のフィードバックは急速に気候感度に影響を与えますが、氷床からのフィードバック応答は数世紀にわたって引き延ばされます。^[7]^{: 967}フィードバックは、積雪と氷の減少を含むフィードバックから生じる極増幅など、局所的な違いをもたらすこともあります。基本的な関係はよく理解されていますが、特に雲のフィードバックに関しては、フィードバックの不確実性が特定の領域に存在します。^[9]^{[10]炭素循環の不確実性は、CO}₂が植物に吸収され、バイオマスが燃焼または分解するときに放出される速度が大きいことによって引き起こされます。たとえば、永久凍土の融解は、モデル化が難しい方法でCO ₂とメタンの両方を排出します。 ^[8]^{: 677} 気候変動シナリオでは、モデルを使用して、地球が温暖化するにつれてフィードバックがどのように変化するかなど、地球が時間の経過とともに温室効果ガスの排出にどのように反応するかを推定します。^[11]

定義と用語

プランク応答とは、物体が温暖化するにつれて放出される追加の熱放射である。プランク応答が気候変動のフィードバックであるかどうかは、状況によって異なる。気候科学では、プランク応答は放射フィードバックや炭素循環フィードバックとは別の温暖化の本質的な部分として扱うことができる。しかし、プランク応答は気候感度を計算する際に含められる。^[4]^{: 95–96}

初期の変化を増幅するフィードバックは正のフィードバック^[12]と呼ばれ、初期の変化を減少させるフィードバックは負のフィードバック^[12]と呼ばれます。気候変動のフィードバックは地球温暖化の文脈で行われるため、正のフィードバックは温暖化を促進し、負のフィードバックは温暖化を減少させます。フィードバックを正または負と名付けても、そのフィードバックが良いか悪いかを意味するものではありません。^[13]

フィードバックを引き起こす最初の変化は、外部から強制される場合もあれば、気候システムの内部変動によって生じる場合もある。^[2]^{: 2222} 外部強制とは、「気候システム外部の強制要因が気候システムに変化を引き起こす」ことを指し、^[2]^{: 2229}、気候システムを温暖化または寒冷化の方向に押しやる可能性がある。^[14]^[15]外部強制は、人為的なもの（温室効果ガスの排出や土地利用の変化など）または自然的なもの（火山の噴火など）である可能性がある。^[2]^{: 2229}

物理的なフィードバック

プランク応答（負）

プランク応答は「気候システムにおける最も基本的なフィードバック」である。^[18]^{: 19}黒体の温度が上昇すると、シュテファン・ボルツマンの法則に従って、赤外線の放射は絶対温度の4乗で増加する。これにより、地球が温まるにつれて宇宙に放射される放射量が増える。 ^[17]これは強力な安定化応答であり、純粋に温度の関数として考えた場合の熱力学系の強い特性であるため、「フィードバックなしの応答」と呼ばれることもある。 ^{[19]地球の有効}放射率は1未満であるが、理想的な黒体放射は、惑星の放射に対する摂動を調査する際に分離可能な量として現れる。

プランク「フィードバック」またはプランク応答は、実際の観測または全球気候モデル(GCM) の分析から得られる同等の放射応答です。その予想される強度は、ステファン・ボルツマン方程式の導関数から最も簡単に推定され、-4σT ³ = -3.8 W/m ² /K (温暖化 1 度あたりの平方メートルあたりのワット数) です。^[17]^{[19] GCM の適用から計算すると、成層圏の}広範な特性や、その後そのようなモデルには存在しないことが特定された同様の残留アーティファクトが原因で、強度が低下することがあります。^[19]

地球から放射される放射に影響を与える最も広範な「灰色体」の特性は、通常、他の GCM フィードバックコンポーネントによって包含され、気候システムの特定の強制フィードバック定式化に従って分布すると想定されています。^[20] 理想的には、GCM、間接測定、および黒体推定から得られるプランク応答強度は、分析方法が成熟するにつれてさらに収束します。^[19]

水蒸気フィードバック（正）

大気中のガスは一部の波長のエネルギーのみを吸収し、他の波長のエネルギーは透過します。水蒸気（青いピーク）と二酸化炭素（ピンクのピーク）の吸収パターンは、一部の波長で重なり合っています。^[21]

クラウジウス・クラペイロンの関係によれば、飽和蒸気圧は暖かい大気中では高くなるため、大気が温まるにつれて水蒸気の絶対量は増加する。これは比湿度フィードバックとも呼ばれることがある。^[7]^{: 969}相対湿度（RH）は海洋上では実質的に一定であるが、陸上では減少するからである。 ^[22]これは陸上では海洋よりも温暖化が速く、2000年以降はRHの低下が観測されているからである。^[4]^{: 86}

水蒸気は温室効果ガスであるため、水蒸気含有量の増加は大気をさらに温め、大気がさらに多くの水蒸気を保持できるようになります。したがって、正のフィードバックループが形成され、負のフィードバックがシステムを平衡状態にするまで続きます。^[7]^{: 969}大気中の水蒸気の増加は衛星から検出されており、これらの観測に基づく計算では、このフィードバックの強さは1.85 ± 0.32 m ² /Kとなっています。これは、1.77 ± 0.20 m ² /Kというモデル推定値と非常によく似ています。^[7]^{: 969}_{どちらの値も、CO 2 の}増加のみから発生する温暖化を実質的に2倍にします。^{[23]他の物理的フィードバックと同様に、これは}気候変動シナリオでの温暖化予測ですでに考慮されています。^[11]

失効率（マイナス）

減率とは、大気変数（通常は地球の大気中の温度）が高度とともに低下する割合である。^[25]^[26]したがって、これは高度の関数として放射に関連する温度を定量化したものであり、この文脈では別の現象ではない。減率フィードバックは一般に負のフィードバックである。しかし、極地では実際には正のフィードバックであり、気候変動の最大の影響の1つである極増幅温暖化に大きく寄与している。^[27]これは、極地などの強い逆転層がある地域では、地表が高高度よりも速く温まり、非効率的な長波冷却をもたらすため、減率フィードバックが正になる可能性があるためである。^[28]^[29]^[30]

対流圏では高度とともに大気の温度が下がる。赤外線の放射は温度によって変化するため、比較的冷たい上層大気から宇宙に逃げる長波放射は下層大気から地上に放射される長波放射よりも少ない。したがって、温室効果の強さは高度に伴う大気の温度低下率に依存する。理論と気候モデルの両方が、地球温暖化により高度に伴う温度低下率が低下し、温室効果を弱める負の減率フィードバックが生じることを示している。^[28]

表面アルベドフィードバック（正）

アルベドは、惑星の表面が太陽放射をどれだけ強く反射できるかの尺度であり、反射すると吸収が妨げられ、冷却効果があります。より明るく反射率の高い表面はアルベドが高く、より暗い表面はアルベドが低いため、より加熱されます。最も反射率の高い表面は氷と雪であるため、表面アルベドの変化は、氷アルベドフィードバックと呼ばれるものと圧倒的に関連しています。この効果のごく一部は、海洋物理、土壌水分、植生被覆の変化とも関連しています。 ^[7]^{: 970}

氷床と海氷の存在により、北極と南極はそれらがなかったときよりも寒くなります。 ^[31]氷河期には、氷が増えると反射率が高まり、太陽放射の吸収が低下して地球が冷却されます。^[32]しかし、温暖化が起こり氷が溶けると、暗い陸地や開水域がその場所を占め、これがさらなる温暖化を引き起こし、今度はさらなる融解を引き起こします。どちらの場合も、均衡が見つかるまで自己強化サイクルが続きます。^[33]^[34]その結果、最近の北極の海氷減少は、北極増幅と呼ばれる現象で、1979年（衛星による連続測定の開始）以降、世界平均のほぼ4倍の速さで北極の温暖化が進んでいる主な理由です。^[35]^[36]逆に、東南極の氷床が海抜約4kmに上昇する南極の氷床の高い安定性は、過去70年間の正味の温暖化がほとんどないことを意味しています。^[37]^[38]^[39]^[40]

2021年現在、表面フィードバック強度の合計は0.35 [0.10～0.60] W m ² /Kと推定されている。^[4]^{: 95} 1979年から2011年までの北極海の海氷減少は、それ自体で0.21 (W/m ² )の放射強制力を引き起こした。これは、同時期のCO ₂排出による影響の4分の1に相当します。 ^[34] 1992年から2018年までの全海氷被覆の変化を合わせると、人為的な温室効果ガス排出量の10%に相当します。^[41]氷アルベドフィードバック強度は一定ではなく、氷の損失率に依存します。モデルでは、高度温暖化下では、最も溶けやすい氷はその時までには失われているため、その強度は2100年頃にピークに達し、その後は低下すると予測されています。^[42]

CMIP5モデルでは、6月から9月にかけて北極海の海氷が完全に消失すると予測しており（温暖化が進んだ場合、起こり得る結果）、地球全体の気温は0.19℃（0.34℉）上昇し、その範囲は0.16～0.21℃である。一方、地域別の気温は1.5℃（2.7℉）以上上昇する。これらの計算には、氷の消失が地域の減率、水蒸気、雲のフィードバックに与える影響などの二次的影響が含まれており、^[43]既存のモデル予測に加えて「追加の」温暖化を引き起こすものではない。^[44]

クラウドフィードバック（肯定的）

雲を下から見ると、赤外線を地表に放射して温暖化効果をもたらします。一方、雲を上から見ると、太陽光を反射して赤外線を宇宙に放射して冷却効果をもたらします。低い雲は明るく反射率が高いため、強い冷却効果をもたらしますが、高い雲は薄く透明すぎるため太陽光を効果的に反射できず、全体的な温暖化を引き起こします。^[46]全体として、雲は相当な冷却効果をもたらします。^[7]^{: 1022}しかし、気候変動により雲の種類の分布が変化し、全体として冷却効果が低下し、全体的な温暖化が加速すると予想されています。^[7]^{: 975}雲の変化は、一部の緯度では負のフィードバックとして機能しますが、^[24]地球規模では明らかに正のフィードバックとなります。^[4]^{: 95}

2021年現在、雲フィードバックの強さは0.42 [–0.10～0.94] W m ² /Kと推定されている。^[4]^{: 95}これはあらゆる気候フィードバックの中で最も大きな信頼区間であり、これは一部の雲の種類（そのほとんどは海洋上に存在する）の観測が非常に困難であったため、気候モデルがそれらの動作をシミュレートしようとするときに使用できるデータがあまりないためである。^[7]^{: 975}さらに、雲は主に石炭やバンカー燃料などの硫黄を多く含む化石燃料のろ過されていない燃焼から生じるエアロゾル粒子の影響を強く受けている。雲フィードバックの推定では、これらの粒子によって引き起こされるいわゆる地球暗化の影響も切り離す必要がある。 ^[47]^[48]

このように、雲フィードバックの推定値は気候モデル間で大きく異なります。最も強い雲フィードバックを持つモデルは最も高い気候感度を持ち、これは、CO2（または同等の温室効果ガス）濃度の2倍の増加に対する反応として、他のモデルよりもはるかに強い温暖化をシミュレートすることを意味します_。 [ 9 ] ^[^10] 2020年頃、少数のモデルが化石からの古気候の証拠と矛盾するほどの温暖化をシミュレートしていることが判明し、^[49]^{[50]その出力は}IPCC第6次評価報告書の気候感度推定から事実上除外されました。^[4]^{: 93}^[51]

生物地球物理学的および生物地球化学的フィードバック

CO₂フィードバック（ほとんどが否定的）

地球の炭素循環からは、正の気候フィードバックと負の気候フィードバックがある。負のフィードバックは大きく、気候慣性や動的（時間依存的）気候変動の研究で大きな役割を果たしている。負のフィードバックは気温変化に対して比較的鈍感であると考えられるため、気候感度の定量化を目的とする研究では別個に検討されるか、無視されることがある。^[20]^{[52] 2007年の}IPCC第4次評価報告書（AR4）以降、地球温暖化予測には炭素循環フィードバックが含まれている。^[53]当時はこれらのフィードバックの科学的理解は限られていたが、その後改善されている。^{[54]これらの正のフィードバックには、}山火事の頻度と激しさの増加、火災と乾燥による熱帯雨林の大幅な損失、他の場所での樹木の損失などがある。^[8]^{: 698}アマゾンの熱帯雨林は、その広大さと重要性、そして気候変動による被害が進行中の森林伐採によって悪化していることから、よく知られた例である。 2つの脅威の組み合わせにより、熱帯雨林の大部分または全部がサバンナのような状態に変化する可能性がありますが、^[55]^[56]^[57]、これにはおそらく3.5℃（6.3℉）という比較的高い気温上昇が必要になるでしょう。^[58]^[59]

全体として、陸地と海洋の炭素吸収源は、現在の排出量の約半分を吸収します。将来の吸収は動的です。将来、排出量が減少すると、吸収率が増加し、残りの排出量の最大4分の3を吸収しますが、吸収される生の量は現在のものより減少します。逆に、排出量が増加すると、吸収される生の量は今より増加しますが、その割合は21世紀末までに3分の1に低下する可能性があります。^[3]^{: 20} 21世紀以降も排出量が非常に高いままであれば、炭素吸収源は最終的に完全に圧倒され、海洋吸収源はさらに減少し、陸上の生態系が完全に純排出源になります。^[8]^{: 677}仮説的には、非常に強力な二酸化炭素除去により、陸地と海洋の炭素吸収源が数十年にわたって純排出源になる可能性もあります。^[8]^{: 677}

海洋の役割

ルシャトリエの原理によれば、地球の炭素循環の化学平衡は、人為的なCO ₂排出に応じて変化する。その主な推進力は海洋であり、海洋はいわゆる溶解度ポンプを介して人為的なCO _{2 を}吸収する。現在、これは現在の排出量の約3分の1を占めるに過ぎないが、最終的には人間の活動によって排出されるCO ₂のほとんど（約75％）が数世紀にわたって海洋に溶解する。「化石燃料のCO ₂の寿命のより良い概算は、公の議論のために300年、それに永久に続く25％かもしれない」^[61] 。しかし、将来海洋がそれを吸収する速度はそれほど確実ではなく、温暖化によって引き起こされる成層と、潜在的には海洋の熱塩循環の変化によって影響を受ける。地球全体の炭素吸収源の総合的な強さを決定する最大の要因は、南極海、特に南極海の転覆循環の状態であると考えられている。^[5]

化学的風化

地質学的に長期にわたる化学的風化は、大気からCO2を除去する働きをする。現在の地球温暖化により_、風化は増加しており、気候と地球表面の間に重要なフィードバックが存在していることが実証されている。^[62] 生物隔離も生物学的プロセスによってCO2を捕捉し、貯蔵する。海洋生物が長い時間をかけて殻を形成する_ことで、海洋からCO2が除去される。 [ ₆₃^]_CO2 が石灰岩に完全に変換されるには、数千年から数十万年かかる。^[64]

光合成による一次生産

植物と植物プランクトンの純一次生産性は、 _CO2の増加が光合成を促進するため、 CO2施肥効果として知られています。さらに、大気中のCO2濃度が増加すると、開いた気孔（CO2を吸収する葉の気孔）からの蒸発散による水分損失が減少するため、植物はより少ない水を必要とし_ます。しかし_、特定の地域で干ばつが増えると、植物の成長が制限される可能性があり、最適条件を超える温暖化は一貫してマイナスの影響を及ぼします。したがって、21世紀の推定では、極地近くの高緯度では植物が大幅に豊富になりますが、熱帯地方の近くでは大幅に少なくなります。熱帯の生態系が現在と比較してより多くの炭素を獲得するという確信は中程度です。ただし、陸上の総炭素吸収量はプラスのままであるという確信は高いです。 ^[8]^{: 677}

非CO₂気候関連ガス（不明）

生物起源のガスの放出は地球温暖化の影響を受けると思われ、これにはメタン、亜酸化窒素、ジメチルサルファイドなどの気候関連ガスが含まれます。^[66]^{[67]海洋から放出される}ジメチルサルファイドなど、その他のガスは間接的な影響を及ぼします。^{[68]陸地（特に}湿地）からのメタン排出と陸地と海洋からの亜酸化窒素排出は、正のフィードバックとして知られています。^[69]すなわち、長期的な温暖化は淡水生態系内のメタン関連微生物群集のバランスを変え、メタンの生成量が増える一方で二酸化炭素に酸化される量が比例して減少します。^[70]アルベドに影響を及ぼす生物地理物理学的変化もあるでしょう。例えば、亜北極の森林の一部ではカラマツがトウヒに置き換わっています。カラマツは冬に葉を落とすため、一年中黒い葉を残すトウヒよりも広範囲に雪に覆われるため、温暖化への寄与は限られている。^[71]

一方、海塩、ジメチルスルフィド、塵、オゾン、さまざまな生物由来の揮発性有機化合物などの化合物の排出量の変化は、全体的にマイナスになると予想されています。2021年現在、これらの非CO2_{フィードバックはすべて実質的に互いに打ち消し合うと考えられていますが、信頼性は低く、複合フィードバックはどちらの方向でも最大0.25 W m}² /Kになる可能性があります。 ^[7]^{: 967}

永久凍土（ポジティブ）

永久凍土はモデル化が難しく、その炭素プールは温暖化レベルによって異なる速度で枯渇するため、その役割の推定は時間に大きく依存するため、上記の推定には含まれていません。^[7]^：967代わりに、永久凍土は短期的な温暖化に寄与する別のプロセスとして扱われ、最良の推定値は以下に示すとおりです。

全体として、永久凍土の融解による温室効果ガスの累積排出量は、累積的な人為的排出量よりも少なくなると予想されますが、世界規模では依然として相当な量であり、一部の専門家はそれを森林伐採による排出量に例えています。^[72] IPCC第6次評価報告書は、永久凍土から放出される二酸化炭素とメタンは、1℃（1.8℉）の温暖化につき140億〜1750億トンの二酸化炭素に相当すると推定しています。^[73]^{: 1237} 比較のために、2019年までに、二酸化炭素の年間人為的排出量だけで約400億トンに達しました。^[73]^{: 1237} 2022年に発表された主要なレビューでは、2℃（3.6℉）の温暖化を防ぐという目標が実現した場合、21世紀を通じての永久凍土の平均年間排出量は、2019年のロシアの年間排出量に相当すると結論付けています。 RCP4.5シナリオでは、現在の軌道に近いと考えられており、温暖化が3℃（5.4℉）をわずかに下回ると、永久凍土からの年間排出量は西ヨーロッパや米国の2019年の排出量に匹敵するが、地球温暖化が進み、永久凍土のフィードバック反応が最悪のシナリオでは、中国の2019年の排出量に近づくことになる。^[72]

温暖化の観点からその影響を直接的に説明しようとした研究は少ない。 2018年の論文では、地球温暖化が2℃（3.6℉）に抑えられれば、永久凍土の緩やかな融解により2100年までに世界の気温が約0.09℃（0.16℉）上昇すると推定されているが、^[74] 2022年のレビューでは、地球温暖化が1℃（1.8℉）上昇するごとに、2100年と2300年までに急激な融解により0.04℃（0.072℉）と0.11℃（0.20℉）上昇すると結論付けられている。地球温暖化が約4℃（7.2℉）になると、永久凍土地域の急激な（約50年）崩壊が広範囲に発生し、さらに0.2～0.4℃（0.36～0.72℉）の温暖化を招く可能性がある。^[75]^[76]

長期的なフィードバック

氷床

地球に残る2つの氷床、グリーンランド氷床と南極氷床は、世界最大の島と大陸全体を覆っており、どちらも平均で約2 km（1マイル）の厚さがあります。^[77]^[78]この巨大なサイズのため、温暖化に対する反応は数千年単位で測定され、2段階で発生すると考えられています。^[7]^{: 977}

第一段階は、氷の融解が熱塩循環に与える影響である。融解水は完全に新鮮なため、表層の水が下層に沈みにくくなり、層間の酸素、栄養分、熱の交換が妨げられる。これは負のフィードバックとして作用し、1000年平均で0.2℃（0.36℉）の冷却効果と推定されることもあるが、この時間スケールの研究は限られている。^[7]^{: 977} さらに長期的な影響は、長期的な気温変化に応じて氷床が最終状態に達することによる氷アルベドフィードバックである。温暖化が完全に逆転しない限り、このフィードバックは正となるだろう。^[7]^{: 977}

グリーンランド氷床が完全に消失すると、地球温暖化に0.13℃（0.23℉）（範囲0.04〜0.06℃）の影響が出ると推定されています。一方、西南極氷床が消失すると0.05℃（0.090℉）（0.04〜0.06℃）、東南極氷床が消失すると0.6℃（1.1℉）影響が出るとされています^[43]。グリーンランド氷床が完全に消失すると、北極地域の気温も0.5℃（0.90℉）〜3℃（5.4℉）上昇する一方、南極地域の気温は、西南極氷床の消失後は1℃（1.8℉）、東南極氷床の消失後は2℃（3.6℉）上昇する可能性があります。^[58]^[59]

これらの推定では、地球温暖化が平均1.5℃（2.7℉）にとどまると想定している。温室効果は対数的に増加するため、^[4]^{: 80}氷の消失による影響は、2020年代のわずかに低い温暖化レベルでは大きくなるが、温暖化がより高いレベルに進むと、影響は小さくなる。^[43]グリーンランドと西南極の氷床は、長期的な温暖化が1.5℃（2.7℉）程度であれば完全に溶けてしまう可能性が高いが、東南極の氷床は、5～10℃（9.0～18.0℉）という非常に高い地球温暖化まで、完全に消失するリスクはないだろう^[58]^[59]

メタンハイドレート

メタンハイドレートまたはメタンクラスレートは、大量のメタンが水の結晶構造内に閉じ込められ、氷に似た固体を形成する凍結化合物である。^[79]地球上では、これらは通常、海底の堆積物の下（海面下約1,100メートル（3,600フィート））に存在している。^{[80] 2008年頃、北極、特に}東シベリア北極棚周辺の比較的浅い堆積物からの大量のハイドレートが急速に分解して大量のメタンを放出し、80年以内に6 °C（11 °F）に達する可能性があるという深刻な懸念があった。^[81]^[82]現在の研究では、ハイドレートは温暖化に非常にゆっくりと反応し、メタンが海底で分解した後、大気に到達することは非常に困難であることがわかっている。^[83]^[84]したがって、メタンハイドレートによる地球温度への「検出可能な」影響は、今世紀には発生しないと予想されます。^[8]^{: 677}一部の研究では、ハイドレートの分解により、数千年の間に0.4〜0.5℃（0.72〜0.90℉）の温暖化が発生する可能性があることが示唆されています。^[85]

地球エネルギー不均衡の数学的定式化

地球は熱力学システムであり、長期的な気温の変化は地球全体のエネルギー不均衡に従います( EEI は地球のエネルギー不均衡を表します)。

EEI\equiv ASR-OLR

ここで、ASRは吸収された太陽放射、OLRは大気圏上端から放射される長波放射である。EEIが正のときはシステムは温暖化しており、負のときはシステムは冷却しており、ほぼゼロのときは温暖化も冷却も起こっていない。この式のASRとOLRの項には、システムの挙動を支配する多くの温度依存特性と複雑な相互作用が含まれている。^[86]

比較的安定した平衡状態付近での挙動を診断するために、記号 Δ で示されるEEIへの摂動を考慮する必要がある。このような摂動は、通常、自然または人工の放射強制( ΔF ) によって引き起こされる。システム内で安定状態に戻るか、安定状態から遠ざかるかの応答は、フィードバックλΔTと呼ばれる。

\Delta EEI=\Delta F+\lambda \Delta T

。

フィードバックは熱力学的プロセスであり、強制は古典的な原理に従った熱力学的操作です。

全体として、フィードバックは線形化されたパラメータλと摂動温度ΔTで近似できます。これは、熱力学システムの定義により、λ のすべてのコンポーネント (独立して加算的に作用する一次であると想定) が、程度の差はあるものの、温度の関数でもあるためです。

\lambda =\sum _{i}\lambda _{i}=(\lambda _{wv}+\lambda _{c}+\lambda _{a}+\lambda _{cc}+\lambda _{p}+\lambda _{lr}+...)

。

EEIに大きな影響を与えるフィードバック要素には、水蒸気、雲、表面アルベド、炭素循環、プランク応答、減率などがあります。すべての量は地球全体の平均であると理解されていますが、Tは人間や他の多くの生命に直接関係するため、通常は地表温度に変換されます。^[20] $wv$ $c$ $a$ $cc$ $p$ $lr$

負のプランク応答は温度の特に強い関数であるため、他のコンポーネントからの相対的なフィードバックゲインg _iの観点から表現するために因数分解されることがあります。

\lambda =\neg \lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})

。

たとえば、水蒸気フィードバックの場合。 $g_{wv}\approx 0.5$

現代の数値気候モデルと解析の文脈では、線形化定式化の用途は限られている。そのような用途の1つは、異なるフィードバックメカニズムの相対的な強さを診断することです。そして、正味フィードバックが負のままで、システムがしばらく経ってから新しい平衡状態（ ΔEEI=0 ）に達する場合の強制に対する気候感度の推定値が得られます。 ^[18]^{: 19–20}

\Delta T={\frac {\Delta F}{\lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})}}

。

気候政策への影響

気候変動のフィードバックに関する不確実性は、気候政策に影響を及ぼします。例えば、炭素循環のフィードバックに関する不確実性は、温室効果ガスの排出削減目標（気候変動緩和）に影響を与える可能性があります。^[88]排出目標は、大気中の温室効果ガス濃度の安定化目標レベル、または地球温暖化を特定の大きさに制限するという目標に基づいていることがよくあります。これらの目標（濃度または温度）は両方とも、炭素循環の将来の変化を理解することを必要とします。^[8]^{: 678}

モデルが炭素循環の将来の変化を誤って予測した場合、濃度や気温の目標が達成されない可能性があります。たとえば、モデルが正のフィードバック（永久凍土の融解など）により大気中に放出される炭素の量を過小評価した場合、濃度や気温の目標を達成するために必要な排出量削減の程度も過小評価する可能性があります。^[8]^{: 678}^[89]

参照

参考文献

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