気候変動と気候変動

海洋と大気は連携して、数年から数十年にわたって持続する内部気候変動を自発的に発生させることができます。^{[ 19 ] [ 20 ]}これらの変動は、深海と大気の間で熱を再分配することによって地球の平均表面温度に影響を与えたり^{[ 21 ] [ 22 ]}、雲/水蒸気/海氷の分布を変化させて地球の総エネルギー収支に影響を与えたりする可能性があります。^{[ 23 ] [ 24 ]}

気候振動または気候サイクルとは、地球規模または地域規模の気候における周期的な振動のことです。これらは準周期的（完全な周期ではない）であるため、データのフーリエ解析ではスペクトルに鋭いピークは現れません。さまざまな時間スケールでの多くの振動が発見または仮説として提唱されています。^{[ 25 ]}

• エルニーニョ・南方振動（ENSO） –太平洋の熱帯海面水温が上昇（エルニーニョ）または下降（ラニーニャ）する大規模なパターンで、世界規模で影響を及ぼします。これは自己維持型の振動であり、そのメカニズムはよく研究されています。 ^{[ 26 ]} ENSO は、世界中の気象と気候の年々変動の最も顕著な既知の原因です。このサイクルは 2 ～ 7 年ごとに発生し、エルニーニョは長期サイクルの中で 9 か月から 2 年間続きます。^{[ 27 ]}赤道太平洋の冷たい舌は、南米西海岸沖の冷水の湧昇の増加により、他の海域ほど速く温暖化していません。 ^{[ 28 ] [ 29 ]}
• マッデン・ジュリアン振動（MJO） – 熱帯地方で降雨量が増加する東向きの移動パターンで、周期は30～60日、主にインド洋と太平洋で観測される。^{[ 30 ]}
• 北大西洋振動（NAO） – NAOの指数は、アゾレス諸島のポンタ・デルガダとアイスランドのスティッキスホルムル/レイキャビク間の正規化された海面気圧（SLP）の差に基づいています。指数の正の値は、中緯度における平均よりも強い西風を示します。^{[ 31 ]}
• 準2年周期振動– 赤道付近の成層圏における風のパターンのよく理解された振動。28ヶ月の期間で、卓越風は東風から西風に変わり、また東風に戻る。^{[ 32 ]}
• 太平洋百年振動-一部の気候モデルによって予測される気候振動
• 太平洋十年規模振動– 北太平洋における十年規模での海面変動の支配的なパターン。 「温暖」または「正」の位相では、西太平洋は冷え、東太平洋の一部は温暖化します。 「冷涼」または「負」の位相では、反対のパターンが発生します。 これは単一の現象ではなく、さまざまな物理プロセスの組み合わせであると考えられています。^{[ 33 ]}
• 太平洋十年規模振動（IPO） – 20～30年の周期を持つ太平洋の海盆規模の変動。^{[ 34 ]}
• 大西洋多十年周期振動– 北大西洋における約55～70年の変動パターンで、降雨量、干ばつ、ハリケーンの頻度と強度に影響を与える。^{[ 35 ]}
• 北アフリカの気候サイクル–北アフリカモンスーンによって引き起こされる気候変動で、周期は数万年である。^{[ 36 ]}
• 北極振動(AO) と南極振動(AAO) – 環状モードは、自然発生的な半球規模の気候変動パターンです。数週間から数か月の時間スケールでは、それぞれの半球の変動の 20 ～ 30% を説明します。北半球では北極振動 (AO)または北極振動、南半球では南極振動 (AAO) または南極振動です。環状モードは、嵐の平均経路を変えることにより、ヨーロッパやオーストラリアなどの中緯度から高緯度の陸塊の気温と降水量に強い影響を与えます。NAO は AO/NAM の地域指数とみなすことができます。^{[ 37 ]}これらは、20°N ～ 90°N (NAM) または 20°S ～ 90°S (SAM) の海面気圧またはジオポテンシャル高度の最初のEOFとして定義されます。
• ダンスガード・オシュガーサイクル–最終氷期最盛期に約1500年周期で発生する

海洋は、大気よりも数百倍もの質量を持ち、非常に高い熱慣性を持つため、気候変動の海洋的側面は、数百年規模の変動を引き起こす可能性があります。例えば、熱塩循環などの海洋プロセスの変化は、世界の海洋における熱の再分配において重要な役割を果たします。

海流は、温暖な熱帯地域から寒冷な極地地域へ大量のエネルギーを運びます。最後の氷河期（専門用語では最後の氷期）の頃に起こった変化は、気候システムに入るエネルギーの総量はあまり変化しなかったにもかかわらず、北大西洋の循環が突然かつ大幅に変化し、地球規模の気候変動につながる可能性があることを示しています。これらの大きな変化は、氷床の内部不安定性によって巨大な氷山が海に放出された、いわゆるハインリッヒイベントに起因している可能性があります。氷床が溶けると、結果として生じる水は塩分濃度が非常に低く冷たくなり、循環の変化を引き起こします。^{[ 38 ]}

生命は、炭素循環や水循環における役割、そしてアルベド、蒸発散、雲の形成、風化などのメカニズムを通じて気候に影響を与えます。^{[ 39 ] [ 40 ] [ 41 ]}生命が過去の気候に影響を与えた可能性のある例としては、次のものが挙げられます。

• 23億年前の氷河期は、酸素発生型光合成の進化によって引き起こされ、大気中の温室効果ガスである二酸化炭素が減少、遊離酸素が導入された^{[ 42 ] [ 43 ]。}
• 3億年前の別の氷河期は、維管束植物の分解しにくい残骸が長期間埋没することによって始まった（炭素吸収源を作り、石炭を形成した）^{[ 44 ] [ 45 ]}
• 5500万年前の暁新世-始新世温暖化極大期の終焉は、海洋植物プランクトンの繁栄によってもたらされた^{[ 46 ] [ 47 ]。}
• 4900万年前の地球温暖化の逆転は、80万年間の北極のアゾラの大発生によるものである^{[ 48 ] [ 49 ]}
• 過去 4000 万年にわたる地球寒冷化は、草食動物生態系の拡大によって引き起こされた^{[ 50 ] [ 51 ]}

生物圏から放出される温室効果ガスはフィードバックまたは内部気候プロセスと見なされることが多いのに対し、火山から放出される温室効果ガスは気候学者によって通常外部に分類される。 ^{[ 52 ]} CO2、メタン、亜酸化窒素などの温室効果ガスは、赤外線を閉じ込めることで気候システムを加熱する。火山は、拡張された炭素循環の一部でもある_。非常に長い（地質学的）期間にわたって、火山は地殻とマントルから二酸化炭素を放出し、堆積岩やその他の地質学的二酸化炭素吸収源による吸収を相殺する。

産業革命以降、人類は化石燃料の燃焼による_CO2の排出、森林破壊による土地利用の変化、エアロゾル（大気中の微粒子）^{[ 53 ]} 、微量ガス（窒素酸化物、一酸化炭素、メタンなど）の放出^{[ 54 ]}によって温室効果ガスを増やし続けてきた。土地利用、オゾン層破壊、畜産（牛などの反芻動物はメタンを生成する^{[ 55 ]}）、森林破壊などの他の要因も影響している^{[ 56 ] 。}

米国地質調査所の推定では、火山からの排出は、現在の人間の活動による影響よりもはるかに少ないレベルであり、人間の活動は火山から排出される二酸化炭素の100～300倍の量を生成している。^{[ 57 ]}人間の活動によって年間に放出される量は、超巨大噴火によって放出される量よりも多い可能性があり、その最も最近の超巨大噴火は74,000年前のインドネシアのトバ噴火である。^{[ 58 ]}

地球の運動のわずかな変化は、地球表面に到達する太陽​​光の季節分布と、地球全体にどのように分布するかの変化につながります。面積平均の年間平均日照量にはほとんど変化がありませんが、地理的および季節的な分布には大きな変化が生じる可能性があります。運動学的変化の 3 つのタイプは、地球の離心率の変化、地球の自転軸の傾斜角の変化、および地球の自転軸の歳差運動です。これらが組み合わさって、気候に影響を与えるミランコビッチ サイクルが生成され、氷期と間氷期との相関^{[ 59 ]}、サハラ砂漠の拡大と後退との相関^{[ 59 ]}、および地層記録への出現^{[ 60 ] [ 61 ]}で注目されています。

氷河期の間、CO ₂濃度と気温の間には高い相関関係がありました。初期の研究ではCO ₂濃度は気温に遅れて上昇すると示されていましたが、必ずしもそうではないことが明らかになっています。^{[ 62 ]}海水温が上昇すると、CO ₂の溶解度が低下し、海から放出されます。大気と海洋間のCO ₂の交換は、気候変動の他の側面によっても影響を受ける可能性があります。 ^{[ 63 ]}これらのプロセスやその他の自己強化プロセスにより、地球の動きの小さな変化が気候に大きな影響を与えることになります。^{[ 62 ]}

太陽は地球の気候システムへのエネルギー入力の主要な源です。その他の源には、地球の核からの地熱エネルギー、月の潮汐エネルギー、放射性化合物の崩壊による熱などがあります。太陽強度の長期的な変動はどちらも地球規模の気候に影響を与えることが知られています。 ^{[ 64 ]}太陽出力は、11年周期の太陽活動周期^{[ 65 ]}や長期的な変動^{[ 66 ]}など、より短い時間スケールで変動します。太陽黒点と気候の相関関係は、せいぜい希薄です。^{[ 64 ]}

30億から40億年前、太陽は今日よりも75%しかエネルギーを放出していませんでした。^{[ 67 ]}大気の組成が今日と同じであれば、地球の表面に液体の水は存在しなかったはずです。しかし、冥王代^{[ 68 ] [ 69 ]}と太古代^{[ 70 ] [ 68 ]}には、初期の地球に水が存在していた証拠があり、これは「かすかな若い太陽のパラドックス」として知られています。^{[ 71 ]}このパラドックスに対する仮説的な解決策には、現在よりもはるかに高い濃度の温室効果ガスを含む、大きく異なる大気が含まれます。^{[ 72 ]}その後の約40億年の間に、太陽のエネルギー出力は増加しました。次の50億年の間に、太陽が赤色巨星、そして白色矮星へと変化して最終的に死を迎えると、気候に大きな影響を与え、赤色巨星段階では、それまで地球上で生き残っていた生命は絶滅する可能性があります。^{[ 73 ]}

1年以上にわたって地球の気候に影響を与えるほど大規模な火山噴火は、成層圏に10万トン以上のSO₂を注入する噴火である。[ 74 ]これは、_SO₂と^{硫酸エアロゾルの}_光学的特性により、太陽放射を強く吸収または散乱し、硫酸ヘイズの地球規模の層を形成するためである。 ^{[ 75 ]}平均して、このような噴火は1世紀に数回発生し、数年間にわたって（太陽放射の地球表面への透過を部分的に遮断することによって）冷却を引き起こす。火山は技術的には岩石圏の一部であり、岩石圏自体が気候システムの一部であるが、IPCCは火山活動を外部強制因子として明確に定義している。^{[ 76 ]}

歴史記録に残る注目すべき噴火としては、1991年のピナトゥボ山の噴火があり、これにより地球の気温が最大3年間、約0.5  ℃（0.9 °F）低下した^{[ 77 ] [ 78 ]。}また、1815年のタンボラ山の噴火は「夏のない年」を引き起こした^{[ 79 ]}。 

より大規模なスケールでは、5000万年から1億年に数回、大規模な火成岩地域の噴火により、マントルとリソスフェアから大量の火成岩が地表に運ばれます。岩石中の二酸化炭素はその後大気中に放出されます。^{[ 80 ] [ 81 ]}成層圏への二酸化硫黄の注入量が0.1 Mt未満の小規模噴火は、気温の変化が自然変動と同程度であるため、大気への影響はわずかです。しかし、小規模噴火ははるかに高い頻度で発生するため、それらも地球の大気に大きな影響を与えます。^{[ 74 ] [ 82 ]} 

数百万年の間に、地殻プレートの動きによって地球上の陸地と海洋の領域が再構成され、地形が形成されます。これは、地球規模および局地的な気候パターンと大気海洋循環の両方に影響を与える可能性があります。^{[ 83 ]}

大陸の位置は海洋の形状を決定し、したがって海洋循環のパターンに影響を与えます。海の位置は、地球全体への熱と水分の移動を制御する上で重要であり、したがって地球規模の気候を決定する上で重要です。海洋循環に対する地殻変動の影響の最近の例としては、約500万年前にパナマ地峡が形成され、大西洋と太平洋の直接的な混合が遮断されたことが挙げられます。これは、現在のメキシコ湾流の海洋力学に大きな影響を与え、北半球の氷床形成につながった可能性があります。^{[ 84 ] [ 85 ]}約3億年から3億6千万年前の石炭紀には、プレートテクトニクスが大規模な炭素貯蔵と氷河作用の増加を引き起こした可能性があります。^{[ 86 ]}地質学的証拠は、超大陸パンゲアの時代に「メガモンスーン」循環パターンがあったことを示しており、気候モデルは、超大陸の存在がモンスーンの確立に好都合であったことを示唆しています。^{[ 87 ]}

大陸の大きさも重要です。海洋は気温を安定させる効果があるため、沿岸地域では内陸部に比べて年間気温の変動が一般的に小さくなります。したがって、より大きな超大陸は、複数の小さな大陸や島々よりも、気候の季節変動が顕著な地域が広くなります。

宇宙線として知られる電離粒子が雲量に影響を与え、ひいては気候に影響を与える可能性があると提唱されてきた。太陽は地球をこれらの粒子から遮蔽しているため、太陽活動の変化も間接的に気候に影響を与えるという仮説が立てられた。この仮説を検証するために、 CERNはCLOUD実験を設計し、宇宙線の影響は気候に顕著な影響を与えるには弱すぎることを示した。^{[ 88 ] [ 89 ]}

約6600万年前のチクシュルーブ小惑星衝突が地球の気候に深刻な影響を与えたという証拠が存在する。大量の硫酸エアロゾルが大気中に巻き上げられ、地球全体の気温が最大26  ℃低下し、3～16年間氷点下の気温が続いた。この出来事からの回復には30年以上かかった。^{[ 90 ]}大規模な核兵器の使用も気候への影響について調査されている。大規模な火災によって放出された煤が最大1年間、太陽光のかなりの部分を遮断し、数年間の気温の急激な低下につながるという仮説がある。この可能性のある出来事は核の冬と呼ばれている。^{[ 91 ]}

人間の土地利用は、地表面が反射する日光の量と塵の濃度に影響を与えます。雲の形成は、空気中の水分量と温度だけでなく、塵などの空気中のエアロゾルの量にも影響されます。 ^{[ 92 ]}世界的に見ると、乾燥した土壌、植生の少ない地域、強風の地域が多いほど、塵が多くなります。^{[ 93 ]}

気候の変化に伴い、植生の種類、分布、被覆率に変化が生じる可能性がある。気候の変化によっては、降水量と気温の上昇が起こり、植物の成長が促進され、その結果、大気中のCO₂が隔離される_{可能性がある。CO₂の}増加は植物にとって有益かもしれないが、いくつかの要因によってこの増加が抑制される可能性がある。干ばつなどの環境変化がある場合、CO₂濃度の増加は_植物 にとって有益ではない。^{[ 105 ]}したがって、気候変動によってCO₂排出量が増加しても_、 他の環境ストレスによって植物が圧迫されるため、植物はこの増加を利用できないことが多い。^{[ 106 ]}_{しかし、 CO₂}の隔離は、植物の落葉分解速度など、多くの自然サイクルの速度に影響を与えると予想される。^{[ 107 ]}ある地域で徐々に気温が上昇すると、開花と結実の時期が早まり、依存する生物のライフサイクルのタイミングが変化する。逆に、寒冷化は植物の生物サイクルを遅らせる。^{[ 108 ]}

しかし、より大規模で、より速く、より根本的な変化は、特定の状況下では植生ストレス、急速な植物の消失、砂漠化を引き起こす可能性があります。 ^{[ 109 ] [ 110 ] [ 111 ]} 3億年前の絶滅イベントである石炭紀熱帯雨林崩壊（CRC）の際に、その一例が起こりました。当時、広大な熱帯雨林がヨーロッパとアメリカの赤道地域を覆っていました。気候変動はこれらの熱帯雨林を壊滅させ、生息地を突然孤立した「島」に分断し、多くの植物種と動物種の絶滅を引き起こしました。^{[ 109 ]}

動物が気候変動に対処する最も重要な方法の1つは、より温暖な地域またはより寒冷な地域への移動です。^{[ 112 ]}より長い時間スケールでは、進化によって動物を含む生態系は新しい気候によりよく適応します。^{[ 113 ]}急速または大規模な気候変動は、生物が適応できる限界を超えてしまうと、大量絶滅を引き起こす可能性があります。 ^{[ 114 ]}

マヤ文明のような過去の文明の崩壊は、降水量の周期、特に干ばつと関連している可能性があり、この例では西半球の温暖水域とも相関関係がある。約7万年前、トバ超巨大火山の噴火は氷河期に特に寒冷な時期をもたらし、人類集団における遺伝的ボトルネックを引き起こした可能性がある。

氷河は、気候変動の最も敏感な指標の一つと考えられています。^{[ 115 ]}その大きさは、雪の流入量と融解量の質量バランスによって決まります。気温が上昇すると、融解量の増加を補うために降雪量が増加しない限り、氷河は後退します。氷河は、自然変動と外部要因の両方によって拡大と縮小を繰り返します。気温、降水量、水文学の変動は、特定の季節における氷河の進化を大きく左右する可能性があります。

中期から後期鮮新世（約300万年前）以降で最も重要な気候プロセスは、氷期と間氷期のサイクルです。現在の間氷期（完新世）は約11,700年間続いています。^{[ 116 ]}軌道変動によって形成された大陸氷床の上昇と下降、および大きな海面変動などの反応が気候の形成に役立ちました。しかし、ハインリッヒイベント、ダンスガード・エシュガーイベント、ヤンガードリアスなどの他の変化は、軌道強制なしに氷期変動が気候に影響を与える可能性も示しています。

約2万5000年前の最終氷期最盛期には、海面は現在より約130メートル低かった。その後の氷河後退は、急速な海面変動を特徴としていた。^{[ 117 ]}鮮新世初期には、地球全体の気温は現在より1～2℃高かったが、海面は現在より15～25メートル高かった。^{[ 118 ]}

海氷は地球から反射される太陽光の総量に影響を与えるため、地球の気候において重要な役割を果たしています。^{[ 119 ]}過去には、地球がいわゆるスノーボールアース状態にあったとき、地球の海洋は何度かほぼ完全に海氷に覆われ、温暖な気候の時期には完全に氷がなくなりました。^{[120 ]世界的}に、特に熱帯と亜熱帯に海氷が多く存在すると、氷とアルベドのフィードバックが^非常に強くなるため^、気候は強制力に対してより敏感になります。^{[ 122 ]}

完新世は、完新世最適期以降に始まった長期的な寒冷化が特徴であり、その時期の気温はおそらく現在の気温（21世紀の20年代）よりわずかに低かったと考えられている^{[ 128 ]} 。また、新石器時代の亜多雨期には、強いアフリカモンスーンによってサハラ砂漠に草原地帯が形成された。それ以降、以下のようないくつかの寒冷化イベントが発生している。

• ピオラ振動
• 中期青銅器時代 寒冷期
• 鉄器時代 寒冷期
• 小氷期
• 1940年頃から1970年頃にかけての寒冷化期は、地球寒冷化仮説につながった。

対照的に、温暖な時期も何度か発生しており、それらには以下のようなものが含まれるが、これらに限定されない。

• ミノア文明の最盛期における温暖な時期
• ローマ温暖期
• 中世温暖期
• 20世紀における現代の温暖化

これらの周期の間には、いくつかの影響が生じています。例えば、中世温暖期には、アメリカ中西部、特に活発な砂丘地帯であったネブラスカ州のサンドヒルズは干ばつに見舞われました。また、ペスト菌（Yersinia pestis）による黒死病も中世の気温変動期に発生しており、気候変動と関連があると考えられています。

太陽活動は、1930年代にピークを迎えた現代の温暖化の一因となった可能性がある。しかし、太陽活動周期は、1980年代から現在に至るまで観測されている温暖化を説明することはできない。北西航路の開通や、近年の北極海氷面積の記録的な減少といった出来事は、少なくとも数世紀にわたって起こっていない。初期の探検家たちは、夏でも北極海を横断することができなかったからである。生物群系や生息域の変化も前例のないものであり、既知の気候変動とは一致しない速度で起こっている。

陸と海。陸地の地表気温は海洋の地表気温よりも速く上昇しており、^{[ 133 ]}海洋は余剰熱の約90%を吸収している。^{[ 134 ]}

半球。 北半球の陸地面積の割合が大きいことと、地球規模の海洋循環により、半球の平均気温の変化^{[ 135 ]は異なっている。 [ 13 ]}

緯度帯。地球表面面積のそれぞれ30%、40%、30%をカバーする3つの緯度帯は、ここ数十年で互いに異なる気温上昇パターンを示している。^{[ 136 ]}

緯度帯。地球温暖化は緯度によって大きく異なり、最も北の緯度帯で気温上昇が最も大きくなっています。

高度。温暖化ストライプの図（青は低温、赤は高温を示す）は、温室効果によって下層大気と海洋に熱が閉じ込められ、反射エネルギーが少なくなる上層大気が冷却される様子を示している。^{[ 137 ] [ 138 ]}

グローバルと地域。地理的および統計的な理由から、地域的な地理的領域（例：カリブ海）では、グローバル平均よりも年ごとの変動が大きくなることが予想されます^{[ 139 ] 。 [ 140 ]}

相対偏差。北アメリカは熱帯地域よりも温暖化が進んでいるが、熱帯地域は過去の通常の変動からより明確に逸脱している（色付きの帯：1σ、2σ標準偏差）。^{[ 141 ]}

地球規模の気候変動や長期的な地球規模の気候変動に加えて、さまざまな地理的地域において、数多くの気候変動が同時に発生している。

海洋が余剰熱の約90%を吸収することで、陸地表面温度が海面温度よりも急速に上昇する原因となっている。^{[ 134 ]}北半球は南半球よりも陸地と海洋の比率が大きいため、平均気温の上昇幅が大きくなっている。^{[ 13 ]}緯度帯ごとの変動も、平均気温の上昇幅のこの違いを反映しており、北半球の温帯地域の気温上昇は熱帯地域の気温上昇を上回り、熱帯地域の気温上昇は南半球の温帯地域の気温上昇を上回っている。^{[ 136 ]}

大気の上層部は下層部の温暖化と同時に冷却化しており、温室効果とオゾン層破壊の作用が確認されている。^{[ 138 ]}

観測された地域的な気候変動は、進行中の変化に関する予測を裏付けており、例えば、（より滑らかな）年間の世界的変動と、（より変動の激しい）局所的な地域の年間変動を対比することで確認できます。^{[ 139 ]}逆に、異なる地域の温暖化パターンをそれぞれの過去の変動と比較することで、気温変化の生の規模を、各地域の通常の変動の観点から捉えることができます。^{[ 141 ]}

地域的な変動の観測により、熱帯雨林の消失、氷床や海氷の融解、永久凍土の融解など、地域的な気候転換点の研究が可能になる。 ^{[ 142 ]}このような区別は、起こりうる地球規模の転換点の連鎖に関する研究の基礎となっている。^{[ 142 ]}