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気候とは、ある地域の長期的な気象パターンであり、通常は 30 年間平均されます。 [ 1 ] [ 2 ]より厳密には、数ヶ月から数百万年に及ぶ時間における気象変数の平均値と変動性です。一般的に測定される気象変数には、気温、湿度、気圧、風、降水量などがあります。より広い意味では、気候とは、大気圏、水圏、氷圏、岩石圏、生物圏、およびそれらの間の相互作用を含む気候システムの構成要素の状態です。 [ 1 ]ある場所の気候は、その緯度、経度、地形、標高、土地利用、および近くの水域とその流れによって影響を受けます。[ 3 ]
気候は、平均的および典型的な変数、最も一般的には気温と降水量に基づいて分類できます。最も広く使用されている分類体系は、ケッペンの気候区分です。1948年から使用されているソーンスウェイトシステム[ 4 ]は、気温と降水量の情報に加えて蒸発散量を取り入れており、生物多様性と気候変動が生物多様性にどのように影響するかを研究するのに使用されています。ソーンスウェイトの気候区分の主な分類は、微温帯、中温帯、巨大温帯です。[ 5 ]最後に、ベルジュロンと空間総観分類システムは、地域の気候を定義する気団の起源に焦点を当てています。
古気候学は古代の気候の研究です。古気候学者は、地球の形成時から始まる任意の地質時代における地球上のあらゆる場所の気候変動を説明しようとします。 [ 6 ] 19 世紀以前には気候の直接的な観測がほとんどなかったため、古気候は代理変数から推測されます。これには、湖底や氷床コアで見つかった堆積物などの非生物的証拠と、樹木の年輪やサンゴなどの生物的証拠が含まれます。気候モデルは、過去、現在、未来の気候の数学的モデルです。気候変動は、さまざまな要因により、長期および短期の時間スケールで発生する可能性があります。最近の温暖化は、生物相の再分布をもたらす地球温暖化の観点から議論されています。例えば、気候科学者のレスリー・アン・ヒューズは次のように書いています。「年間平均気温が3 °C [5 °F] 変化すると、等温線が緯度方向に約300～400 km [190～250マイル] (温帯地域の場合) または標高方向に500 m [1,600フィート]移動します。したがって、気候帯の変化に応じて、種は標高を高くしたり、緯度方向に極に向かって移動したりすることが予想されます。」 [ 7 ] [ 8 ]
気候（古代ギリシャ語のκλίμα 「傾向」に由来）は、一般的に長期間にわたって平均化された天候として定義されます。[ 9 ]標準的な平均化期間は30年ですが、[ 10 ]目的に応じて他の期間が使用される場合もあります。気候には、平均以外の統計、例えば日々の変動や年々の変動の大きさなども含まれます。気候変動に関する政府間パネル（IPCC）2001年の用語集の定義は次のとおりです。
「狭義の気候は通常「平均的な天気」と定義され、より厳密には、数ヶ月から数千年または数百万年に及ぶ期間にわたる関連量の平均値と変動性に関する統計的記述として定義されます。 世界気象機関（WMO）が定義する古典的な期間は30年です。これらの量は、多くの場合、気温、降水量、風などの地表変数です。広義の気候は、統計的記述を含む気候システムの状態のことです。」[ 11 ]
世界気象機関（WMO）は、「気候平年値」を「気候学者が現在の気候傾向を過去の傾向や典型的と考えられるものと比較するために使用する基準点」と説明しています。気候平年値は、気候要素（例えば気温）の30年間の算術平均として定義されます。30年間という期間は、年々の変動やエルニーニョ・南方振動などの異常を除外するのに十分な長さでありながら、より長期的な気候傾向を示すことができるほど短い期間であるため使用されています。[ 12 ]
世界気象機関（WMO）は、1929年に気候学の技術委員会を設立した国際気象機関（IMO）を起源としています。1934年のヴィースバーデン会議で、技術委員会は1901年から1930年までの30年間を気候標準平値の基準期間と定めました。1982年、WMOは気候平値の更新に合意し、その後、1961年1月1日から1990年12月31日までの気候データに基づいて更新が完了しました。[ 13 ] 1961年から1990年の気候平値は基準期間として機能します。 WMOが次に発表する気候平年値は1991年から2020年までのものです。[ 14 ]最も一般的な大気変数（気温、気圧、降水量、風）の収集に加えて、湿度、視程、雲量、日射量、地温、蒸発皿蒸発率、雷雨日数、雹日数などの他の変数も収集され、気候条件の変化を測定します。[ 15 ]
気候と天気の違いは、「気候は期待するもので、天気は実際に起こるもの」というよく知られたフレーズで簡潔にまとめられています。[ 16 ]歴史的な期間にわたって、緯度、高度、陸地と水域の比率、海や山への近さなど、気候を決定するほぼ一定の変数がいくつかあります。これらの変数はすべて、プレートテクトニクスなどのプロセスにより、数百万年の期間にわたってのみ変化します。他の気候決定要因はより動的です。海洋の熱塩循環により、北大西洋は他の海洋盆地と比較して5 °C (9 °F) 温暖化します。 [ 17 ]他の海流は、より地域的な規模で陸と水の間で熱を再分配します。植生被覆の密度と種類は、地域レベルで太陽熱吸収、[ 18 ]水分保持、降雨に影響を与えます。大気中の温室効果ガス（特に二酸化炭素とメタン）の量の変化は、地球が保持する太陽エネルギーの量を決定し、地球温暖化または地球寒冷化につながります。気候を決定する変数は多数あり、相互作用は複雑ですが、少なくとも過去の気候変動の決定要因に関しては、大まかな概要は理解されているという点で概ね合意が得られています。[ 19 ] [ 20 ]
気候分類は、世界の気候を分類するシステムです。気候は地域の生命に大きな影響を与えるため、気候分類は生物群系の分類と密接に関連している場合があります。最もよく使われているものの1つは、1899年に初めて開発されたケッペンの気候分類です。 [ 21 ]
気候を類似の体制に分類する方法はいくつかあります。もともと、気候は古代ギリシャで、場所の緯度に応じて天候を説明するために定義されました。現代の気候分類方法は、気候の原因に焦点を当てる遺伝的方法と、気候の影響に焦点を当てる経験的方法に大別できます。遺伝的分類の例としては、総観気象擾乱内の異なる気団タイプまたは場所の相対頻度に基づく方法があります。経験的分類の例としては、植物の耐寒性[ 22 ]、蒸発散[ 23 ]によって定義される気候帯、またはより一般的には、特定の生物群系に関連する気候を識別するために設計されたケッペンの気候区分があります。これらの分類スキームの共通の欠点は、自然界でより一般的な気候特性の緩やかな変化ではなく、定義するゾーン間に明確な境界を作り出すことです。
古気候学は、地球の歴史の長い期間にわたる過去の気候を研究する学問です。氷床、年輪、堆積物、花粉、サンゴ、岩石など、さまざまな時間スケール（数十年から数千年）の証拠を用いて、過去の気候の状態を決定します。安定期と変化期を明らかにし、変化が規則的な周期などのパターンに従っているかどうかを示すことができます。[ 24 ]
現代の気候記録の詳細は、過去数世紀にわたって温度計、気圧計、風速計などの気象観測機器による測定によって知られています。現代の時間スケールで気象を研究するために使用された機器、その観測頻度、既知の誤差、その周辺環境、および露出は長年にわたって変化しており、過去数世紀の気候を研究する際には、これらを考慮する必要があります。[ 25 ]長期的な現代の気候記録は、人口密集地や裕福な国に偏っています。[ 26 ] 1960年代以降、衛星の打ち上げにより、北極地域や海洋など、人間の存在がほとんどない地域を含む地球規模で記録を収集できるようになりました。
気候変動性とは、気候の平均状態やその他の特性（極端な気象現象の発生確率など）の変動を「個々の気象現象のスケールを超えたあらゆる空間的および時間的スケールで」表す用語である。[ 27 ]変動性の中には、体系的に引き起こされるものではなく、ランダムな時期に発生するものもある。このような変動性は、ランダム変動性またはノイズと呼ばれる。一方、周期的な変動性は、比較的規則的に、明確な変動モードまたは気候パターンで発生する。[ 28 ]
地球の気候変動と天文学的要因（重心の変化、太陽活動の変化、宇宙線束、雲のアルベドフィードバック、ミランコビッチサイクル）および海洋・大気気候システム間の熱分布の様式との間には密接な相関関係がある。場合によっては、現在、過去、古気候学的な自然変動が、大規模な火山噴火、衝突事象、気候代理データの不規則性、正のフィードバック過程、または温室効果ガスなどの人為的な物質排出によって覆い隠されることがある。[ 29 ]
長年にわたり、気候変動の定義と関連用語である気候変動の定義は変化してきました。現在では気候変動という用語は、長期的かつ人為的な原因による変化を意味しますが、1960年代には気候変動という言葉は、現在私たちが気候変動と呼んでいるもの、つまり気候の不整合や異常を指すのに使われていました。[ 28 ]
気候変動とは、地球規模または地域規模の気候が時間とともに変化することです。[ 34 ]これは、数十年から数百万年に及ぶ時間スケールでの大気の変動性または平均状態の変化を反映しています。これらの変化は、地球内部のプロセス、外部の力（例えば、太陽光強度の変化）、または最近の発見にあるように人間の活動によって引き起こされる可能性があります。[ 35 ] [ 36 ]科学者たちは、地球のエネルギー不均衡（EEI）を地球規模の変化の状態の基本的な指標として 特定しました。 [ 37 ]
近年の使用法、特に環境政策の文脈では、「気候変動」という用語は、地球温暖化として知られる平均表面温度の上昇を含む、現代の気候の変化のみを指すことが多い。場合によっては、国連気候変動枠組条約（UNFCCC）のように、人為的原因を前提としてこの用語が使用されることもある。UNFCCCは、人為的原因以外の変動に対して「気候変動性」という用語を使用している。[ 38 ]
地球は過去に周期的な気候変動を経験しており、その中には4つの主要な氷河期が含まれます。これらは、通常よりも寒冷な氷河期と、その間に挟まれた間氷期から構成されます。氷河期には雪と氷が蓄積され、地表面のアルベドが増加し、太陽エネルギーの多くを宇宙空間に反射して、大気温度を低く保ちます。火山活動などによる温室効果ガスの増加は、地球全体の気温を上昇させ、間氷期を引き起こす可能性があります。氷河期の原因として提案されているものには、大陸の位置、地球の軌道の変化、太陽活動の変化、火山活動などがあります。[ 39 ]しかし、これらの自然原因による気候変動は、人間の活動による温室効果ガスの排出によって引き起こされる現在の変化の速度よりもはるかに遅い時間スケールで発生します。[ 40 ]
EUのコペルニクス気候変動サービスによると、2023年2月から2024年1月までの期間に世界の平均気温は1.5℃上昇した。[ 41 ]
気候モデルは、一連の物理方程式を通して、大気、海洋、地表面、氷の間での放射エネルギーの相互作用と伝達をシミュレートするために定量的手法を使用します。 [ 42 ] これらは、気象および気候システムのダイナミクスの研究から将来の気候の予測まで、さまざまな目的で使用されます。すべての気候モデルは、地球への短波（可視光を含む）電磁放射として入射するエネルギーと、地球からの長波（赤外線）電磁放射として出射するエネルギーのバランス、またはほぼバランスが取れています。不均衡が生じると、地球の平均気温が変化します。
気候モデルは、100 km を超える解像度から 1 kmまで、さまざまな解像度で利用可能です。地球規模の気候モデルで高解像度を実現するには、かなりの計算リソースが必要となるため、地球規模のデータセットはごくわずかしか存在しません。地球規模の気候モデルは、動的または統計的にダウンスケールして地域気候モデルにすることで、地域規模での気候変動の影響を分析できます。例としては、ICON [ 43 ]や、CHELSA (地球の陸地表面の高解像度気候データ) [ 44 ] [ 45 ]などのメカニズム的にダウンスケールされたデータがあります。
近年、これらのモデルの最も注目されている応用例は、大気中の温室効果ガス、主に二酸化炭素の増加による影響を推測するための利用である（温室効果ガスを参照）。これらのモデルは、地球の平均地表温度の上昇傾向を予測しており、特に北半球の高緯度地域では温度上昇が最も急速に進むと予測されている。
モデルは比較的単純なものから非常に複雑なものまで多岐にわたります。単純な放射熱伝達モデルでは、地球を単一の点として扱い、放出エネルギーを平均化します。これは垂直方向に（放射対流モデルのように）、または水平方向に拡張できます。最後に、より複雑な（結合された）大気・海洋・海氷の地球規模気候モデルでは、質量とエネルギーの移動と放射交換に関する完全な方程式を離散化して解きます。[ 46 ]
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