最近の研究から

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？＊

D

じ

早

坂

忠

裕＊＊
30反射

太陽放射100

1．はじめに
1980年代以降，計算機の発展と共に大量のデータ処理が可能になり，大循環気候モデル『（GCM）による放大気上端

射収支の計算値と人工衛星による観測データの比較が行われるようになってきた．衛星データに加えて，さらに地表面での放射収支の観測データも用いて総合的

20（27？）

な解析を進めたところ，大気・地表面系の放射収支が大気で吸収モデルによる計算値と観測値で一致しないという結果が最近いくつか続けて報告されている（Garratt，

地表面

50（43？）
地表面で吸収1994；Cessαα1．，1995；Ramanathan6！α1．，1995；

Wild6砲1．，1995）．その内容は，大気は今まで評価さ

第1図 様々なGCMによって推定された平均的な太陽放射エネルギー

れてきたよりももっと多量に太陽放射を吸収し，そのの分配図．

結果地表面で吸収される放射量は少ないのではないか？というものである．すなわち，具体的には第1図に示すように，計算値では，入射する太陽放射の30％らに対して，同じ様な解析手法を用いながら，観測デー

が反射，約20％が大気で吸収，残りの約50％が地表面タを詳細に検討すると，GCM等による計算値とは矛で吸収されると見積もられている．ところが，観測値盾しないという論文もごく最近出されているので，こでは，反射される放射は同じであるが，大気で吸収されについても簡単に触れることにする．

れるのは26〜27％で，従って地表面で吸収される割合

2．1雲による太陽放射吸収の評価

は43〜44％と少ない値を示している．

Levi（1995）がレヴューしているように，そのひと

今回議論の対象になっているのは単に雲の問題だけでつは雲による短波放射強制力 （shortwave cloudradiativeforcing）Csの問題である．雲による放射強はなく，雲を含めた大気全体に関係し，今まで教科書

制力とは，雲が存在する場合と存在しない場合の正味以前から雲の異常吸収の問題が指摘されてきたが，に書かれてきたことは本当に正しいのかというような放射量の差として定義される．この放射強制力を大気

根本的な問題であると思われる．そこで，ここに筆を上端での値Cs（TOA）と地表面（すなわち大気下端）取り，気象学会会員諸兄の議論を期待するものである．

での値Cs（S）について調べると，その比Cs（S）／
Cs（TOA）が計算値では1に近い値になっている．と2．何が問題なのか？

ころが，ERBE

ここで話題になっている計算値と観測値の不一致のment）衛星による大気上端での放射収支観測データ（EarthRadiation

Budg￠tExperi−

内容は大きく2つに分けて考えることができる．ひとと地表面での放射収支観測データを解析するとその値

つは，雲の影響，そしてもうひとつは雲がある場合もは約1．5という値になると推定されている．もし，雲がない場合も含めた大気全体の問題である．一方，これ太陽放射を全く吸収しなければ，大気上端での正味放

＊Is

the

atmosphereabsorbing

much

more

solar

radiationP．

＊＊Tadahiro

Hayasaka，東北大学理学部大気海洋変動観測研究センター．

◎1995

日本気象学会

1995年11月

射量の変化は地表面での変化と等しくなるのでCs（S）／Cs（TOA）は1になる．ところが，雲が太陽放射を吸収するのであれば，その値は1よりも大きくな
ることになる．

Cess6渉α1．（1995）は地球上の5地点（American
41

790

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？

Samoa，Barrow，Boulder，CapeGrim，Wisconsin）に第1表

ついて，2つのGCMの計算結果とERBE衛星観測

様々なGCMで見積もられた全球平均の地表
面短波放射フラックス（GCMs）と観測デー
タから見積もられた地表面短波放射フラックス（GEBA，ERBE）（Wild6！畝，1995）．

と地上観測の結果を比較した．その結果，GCMによる

Cs（S）／Cs（TOA）の値は1．07程度であるのに対して

網

GCMs：

観測から推定される値の平均は1．46になる．この違い

ECHAM T21
ECHAM T42

は，全球平均での放射収支を考えた場合，雲が存在す

ECHAMることによって，GCMから見積もられているよりも大気が約25W／m2多く太陽放射を吸収していること

GFDLになる．GCMから得られる大気の太陽放射吸収量は，

GISS

大気上端に入射する全球平均太陽放射エネルギー
343W／m2の約20％，すなわち68W／m2であるからこ

ECMWF

NCAR

CCC

LMD

の違いは極めて大きなものと考えられる．宇宙空間か

Others：ら観測される地球の全球アルビードは30％という値で

GEBA
ERBE

ほぼ確定しており，従って，大気が吸収する放射量が

T106

164
167
164
182
164
173
171
162
185
142
157

増加すれば，その分だけ地表面が吸収する放射量が減少することになる．

■

もある．

同様の結果はRamanathan6！α1．（1995）による熱

Garratt（1994）は4種類のGCMで計算された地表

帯西太平洋の放射の船上観測と海面でのエネルギー収面の短波，長波を合わせた正味の放射フラックスを22支のモデル計算からも得られており，雲による放射強地点の観測データと比較したところ，GCMの見積も制力の比Cs（S）／Cs（TOA）がやはり1．5程度になる

りが20％大きいという結果を得た．その原因は主に短と指摘している．

波放射にあり，短波放射の見積もりが観測値よりも6％

さらにPolewskie and Valero（1995）はTOGA−COARE航空機観測からも同様の結果を得ている．

ついて下向きの短波放射フラックスのみを比較したとほど大きくなっている．さらに範囲を広げて93地点に

1992年11月から1993年2月にかけて熱帯西太平洋で行

ころ，やはり，GCMの計算結果は9％ほど過大評価しわれた集中観測では，合計7機の航空機が用いられたているという結果になった．従ってその分だけ大気にが，その中で，NASAのER−2とDC−8によって同じ経路上を高度20kmと10kmで同期観測を実施しよる短波放射の吸収を過小評価することになる．

てそれぞれ上向き，下向き放射フラックスを観測した．

の論文ではGCMで計算された地表面短波放射フラッ

そして，20kmと10kmでの雲による放射強制力のクスを世界中の720か所の観測データと比較している．

比Cs（10km）／Cs（20km）を求めたところ，その値はその結果，GCMで見積もられた地表面での下向き短波放射量の平均値は164〜167W／m2で，第1表に示す

1．68になり，海上の船舶で観測されたデータと併せて同様な比較をWild6砲1．（1995）も行っており，こ解析したCs（S）／Cs（20km）の値は1．58になったとように他のグループのGCMの値も同じような結果に報告されている．これらの値は，すでに述べたようになっている（Wild6！α1．，1995）．ちなみにこの表のCess6砲1．（1995）が衛星データと地上（海上）観測

GCMの計算値の平均は170．2±8．4W／m2で，この値データによって得た値に近く，雲が存在することによって大気による太陽放射の吸収が今まで考えられては観測から推定された値（表中の GEBA および
ERBE）よりも13〜28W／m2大きな値である．そしてきた値よりもかなり大きいことを示唆するものであ

このような計算値と観測値の不一致は，晴天大気の場

る．

合と雲が存在する場合の両方とも見られたと報告され

2．2

地表面短波放射フラックスの評価ている．さらに，雲が存在しない晴天大気については，

以上は雲が存在することによって大気・地表面系の放射観測と同時に行われたゾンデ観測で得られた水蒸

放射収支が変化する場合，その見積もりが，計算値と気プロファイルを用いて厳密な放射計算を行った．

観測値で異なるということであるが，雲による変化量

従って雲がある場合に比べて，計算に用いる大気モデ

ではなくて，地表面で観測される下向き短波放射量のルに含まれる不確定要素が極めて少ないと考えられる値そのものが計算値と観測値で一致しないという報告が，その計算結果と観測値を比較した場合でも542

天気42．11．

■

レ

じ

』

，

791

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？
2．5〜6％観測値の方が地表面での下向き短波放射フラッ＼＿6000Kの黒体放射（理論値）
ε

クスは少ないという結果が得られている．

、

巧2．0

以上のように雲があろうとなかろうと，とにかく地表面で観測される短波放射量は計算値よりも小さい値になっているということである．観測データに関しては常に誤差を考慮しなければならないが，単に測定精度が悪いのであればランダムな誤差が考えられ，その

X

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・ H20
・ 02
ヤ
、 H20

直達する

礁

場合には，多数のデータを用いればばらつきはともか

超高層大気に入射する太陽放射スペクトル

O3

0．8

・X

、・、

H20

㌦、裟、㌦

1．2

1，6

2．0

2．4

2．8

3．2

紫外線剣可視光ド赤外線

くとして，平均値は概ね一致するはずである．今回の

波第2図問題は，かなり多数の観測地点について同じ様な傾向が見られており，単に観測精度が悪いためとは考えに

長

［μm］

大気上端における太陽放射スペクトルと晴天大気の場合に地表面で観測されるス
ペクトル．

くい．

2．3計算値と観測値は矛盾しないとする考え
2．1で紹介した研究と同様のデータ解析手法を用い度であるのに対して，Cs（S）／Cs（TOA）の値は年問ても，GCM等による計算値と観測値は矛盾しないとを通して大きな値となっているので原因としては考えいう報告もある．Li6砲1．（1995）は，Cess6厩1．（1995）

にくいと思われる（Wiscombe，1995）．

が行ったのと同様に，ERBE衛星観測による大気上端
での放射収支データと地表面での放射収支データから

3．太陽放射の吸収のメカニズム

大気上端と地表面での雲による放射強制力の比Cs

以上が，最近話題になっている短波放射量の計算値（S）／Cs（TOA）を求め，それを季節や緯度ごとに詳と観測値の不一致の具体的な内容とそれに対する反論

細に検討したところ，Cs（S）／Cs（TOA）が大きな値である．大気上端での放射収支の評価にも問題がないになるのは熱帯や夏季中緯度帯などの暖かい場合に限わけではないが，地表面での短波放射フラックスの観られる（平均L4）としている．そして，中緯度帯では測値が計算値よりも小さいということは，その分だけCs（S）／Cs（TOA）は1．1，高緯度地方では1を割るよ

大気が何らかの形で吸収している可能性があることをうな値になっている．

示唆している．それでは，大気が太陽放射を吸収する

その原因としてLi6砲1．（1995）が挙げているのは，

熱帯や夏季中緯度帯の雲は積乱雲に代表されるようメカニズムとしてはどのようなものがあるのか，ここで簡単に復習しておくことにする．

に，放射計算で通常用いられるような平行平板大気の大気の短波放射吸収の主な要因としては，大きく雲と比べて極めて複雑な構造をしており，それがERBE衛星データから大気上端での短波放射収支を（2）雲によう吸収見積もる際に誤差を生む可能性が大きいとしている．

（3）エアロゾルによる吸収（1）水蒸気分子による吸収

すなわち，放射収支を評価する場合に必要な上向き・の三つが挙げられる．これらの他にも酸素，二酸化炭

下向きの放射フラックスは素，オゾン等による吸収もあるが，上記の三つに比べF±一∫±1∫2｝（μ，ψ）μdμdψ

（1）

るとその影響は小さいと思われるのでここでは省略す
る．

と表されるが，ERBE衛星による観測は，この半球にまず水蒸気であるが，これは太陽放射を吸収する第わたる立体角を測定していない．従って放射強度1（μ，一の要因である．第2図は大気上端における太陽放射φ）を積分しなければならないが，雲の不均質性が大スペクトルと晴天大気の場合に地表面で観測されるス

きい場合には，その過程で誤差が大きくなる可能性がペクトルを示したものであるが，この図から分かるよあるということである．

うに，近赤外域には水蒸気による吸収帯がいくつか存

さらに，もうひとつの理由として，熱帯ではアマゾ在する．これらの吸収帯は，非常に多くの細かい吸収ンなどの森林火災などによって吸収の強いエアロゾル線から成り立っている．気体分子による放射の吸収はが出されるので，その影響も挙げている．しかしなが分子のエネルギー準位の変化によって引き起こされら，これについては，火災がおこるのは年間2か月程る．水蒸気は3原子分子であるが，放射の吸収の際に1995年11月

43792

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？
100

その振動エネルギー準位の変化に伴って回転エネル
ギー準位も変化し，その変化するエネルギー準位の幅

ノ〇一〆

／

によって吸収線の位置が決まっている．水蒸気のみならず，一般にある波数ッに対する気体分子の吸収係数
hソは対流圏など気圧の高い所では次のようなLor−

entz型で与えられる．

h．二π｛（レーμ。）2＋αL2／

（2）

1，

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o

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104

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線の中心波数である．一方，気圧の低い所ではDoppler

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型で与えられる．

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ここでSは吸収線強度，αLは半値幅であり，μ。は吸収

＼

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︑︑

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餉9肋r，μ副一9

ここで，αDはDoppler幅である．また，吸収帯と吸収帯の間の窓領域にも弱いながら連続吸収帯と呼ばれ／0る水蒸気による吸収が存在している．この連続吸収帯

第3図は，水蒸気分子が2つ結合した分子（waterdimar）や

0

2

4

6

8

！0

／2

14

16

18

20

づ

レγσレθ1θρ9ノ屠μmノ

水（鎖線）と氷（実線）の複素

屈折率虚数部の値の波長依存性（Liou，1992）．

各吸収帯の吸収線のウィングの流れだしが多数重なる
ことなどに起因していると考えられている．

次に，雲による吸収であるが，雲粒子は太陽放射の

ターは雲の場合と同じで粒径分布と複素屈折率であ

吸収にはそれほど寄与していないと考えられている．

る．ただし，雲粒子の場合と大きく異なるのは，粒径

雲粒子は水または氷からできているが，その吸収特性が概ね1桁程度小さいこと，また，エアロゾルの種類を決めるものは水や氷の複素屈折率と粒径分布である．ある粒径分布を持つ雲粒子の吸収係数島は次のよ

によっては，複素屈折率虚数部の値が可視域においてうに表される．

なると報告されている（Gerber，1982）．この値は第3島一∫。。απ吻（7ゆ（4）も比較的大きく，都市域での観測値では最大0．1程度に図に示した雲の場合に比べて極めて大きく，その結果，雲に比べると少ないエアロゾル濃度で比較的効率良く
ここで，9。は効率因子（efficiency

factor）と呼ばれ放射を吸収していると考えられる．エアロゾルはそのるパラメーターで，雲粒子の幾何学的な断面積と吸収起源によって様々な物質から構成されているので，粒断面積の比を表す．この効率因子は粒子の複素屈折率

径分布，複素屈折率とも，場所や季節で大きく異なっと光の波長，粒子の大きさで決まる量である．複素屈ており，全球規模での太陽放射に対する影響の定量的折率の中で吸収に大きく関係するのは虚数部の値であ評価も未だ確立されていない．

るが，その波長依存性を水と氷の場合について第3図に示す．複素屈折率虚数部の値は大きいほど吸収が強4．考えられる不一致の要因

くなるが，この図を見ると，可視域においてはその値

さて，以上の議論を踏まえて，それではGCM等には極めて小さく，その結果，雲粒子は太陽放射をほと

よる短波放射の計算値と衛星や地上からの観測値が何んど吸収しないことが推測される．ところが，近赤外故一致しないのか，ということを考えてみたい．もち域においてはかなり大きな値を持つので大きな吸収率

ろんここに挙げた要因以外にも考えられるとは思うを持つことになる．また，効率因子は粒径と波長にもが，とりあえず雲，水蒸気，エアロゾルを中心に議論依存するが，雲粒子の大きさと太陽放射の波長の関係を進めることにする．

では，一般には，粒径が大きい方が吸収の効率が良いという性質がある．

エアロゾルの場合も，その吸収に関与するパラメー
44

4．1雲の異常吸収の問題
雲が太陽放射をどの程度吸収するのかということに関して，航空機で観測される値は計算値よりも大きい
天気42．11．

■

D

膨

793

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？

のではないか，ということが1950年代から指摘されて

μ〇二1・0．9

きた．これを雲の異常吸収（anomalous

absorption）

9・082

．8

問題という．この問題については，StephensandTsay．7（1990）がまとめている．それによると，雲の上下における正味短波放射フラックスの測定から求めた吸収率
は観測誤差が大きく，一概に観測される吸収が計算値よりも大きいとはいえない．しかしながら，反射率を

A

．6

①．5
．4
．3

波長別に観測した結果等を考慮すると，観測誤差を考．2

慮しても，やはり近赤外域に観測値と計算値で差があ．1ると報告している．その不一致の原因の可能性として

0

一3

10

は，

−2

（2）航空機観測等で正確に計測されない巨大雲粒

10

1一ωo

（1）近赤外域における水蒸気の吸収係数の不確定
性，

−1

10

第4図半無限に厚い雲の吸収率とcosin−
glescatteringalbedo（1一ωo）の関係（Stephens

子の存在，

and

Tsay，1990）．

（3）雲の不均質性の影響，などが挙げられる．これらの他に雲に含まれるエアロ

10◎

κ・1000cm−1，p皇0．16

0ゾルの影響も考えられるが，この場合は可視域でその影響が大きくなることが予想される．しかしながら，

O

κ・IOO㎝一l
P塵0，701σ1

観測と計算の不一致はどちらかというと近赤外の方がκdO大きいので，雲の異常吸収ということに関してはエア
ロゾルの影響はあまり大きくないと考えられている．

また，水蒸気に関しては，その吸収係数と水蒸気量そのものの問題があるが，雲を含む大気と同時に，晴天

大気の場合にも関係する重要な問題なので後であらた

O

cm−l

P・O．961σ2
κ＝1．Ocm

（1−Oo）

1

P3LO

1σ3

めて述べることにする．
κ＝0．1cm−1

そこで，まず（2）の可能性について考えてみるこ

P豊1．0
Io

とにする．雲粒子の吸収係数は（4）式で表されるが，

iσ4

P
q5

この中の吸収効率因子9・は複素屈折率と波長と粒子oの大きさで決まることはすでに述べた．粒子の大きさについてみると，吸収効率因子9・は粒径が大きい方50に厚い雲を仮定した場合，雲の吸収率とcosinglescat−

κ

ゆ…

103

1∞

150

200

re（μm）

が吸収の効率が良いという性質を持っている．ちなみに，雲の吸収率の上限にっいて考えてみると，半無限

10

lO−5

第5図 cosingle scattering albedo （1一ωo）と雲粒有効半径の関係（Ackerman

andStephens，1987）．

teringalbedoの関係は第4図のようになる．cosingle

scatteringalbedoとは1カ〉らsinglescattering

a1−

bedoを引いた値で，消散係数（すなわち散乱係数と吸原理的にはかなり大きな吸収率の値も取り得ることが収係数の和）に対する吸収係数の割合を表す．この予想される．第5図の中のκはbulkabsorptionco−

cosingle

efficientと呼ばれる量で，κ二4朋f／λと定義される

scattering

albedoの値と雲粒有効半径の値との関係は第5図のようになっており
and（Ackerman

Stephens，1987），drizzleのような大きな粒子は一般の雲粒子に比べてcosingle

scattering

albedoの（nガ：複素屈折率虚数部の値，λ：波長）．実際の雲のκ

は0．1〜1000程度であるから，巨大粒子が存在すれば原理的には吸収率を大きくすることは可能である．この値が1桁程度大きくなることが分かる．そうすると，

考え方では，巨大粒子が相当多く含まれないと観測結第4図に示したような半無限に厚いような雲の場合，果を説明できないので，今までに航空機観測が多数行

1995年11月

45794

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？
0．6

0．4

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①

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（D

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一一一・Visible

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127．6

127．8

128．2

128．0

128．4

Longitude

第6図

航空機2機による雲の上下での同期観測で観測された見かけ上の吸収率（Hayasaka6厩1．，1995）．

われてきたような高度の低い層状性の雲に関しては，る．一例として，ある程度不均質ではあるが，比較的可能性としては小さいと考えられる．一方，対流性の，雲量が多い下層の層積雲について雲の上下を航空機2

特に降水を伴うような雲は上空に雪やあられなどの極機を同期させて行った観測の結果を第6図に示す．こめて大きな氷粒子や，雨粒子などを含んでいるので，れは，水平一様を仮定して求めた吸収率で，観測は等

その影響を考慮する必要があると思われる．しかしな

緯度線上で行ったために飛行距離を横軸に経度で表し

がら，粒径分布等の定量的な把握が十分でなく，そのてある．また，破線は可視域の，実線は近赤外域のデー影響を評価するまでには至っていない．現在，ISCCP

タを示すが，本来吸収がほとんど無いとされている可（lntemational

Project）

視域でも見かけ上の吸収，あるいは射出（負の吸収）

データの解析からは，全球平均の可視域の雲の光学的が存在するような結果が得られている（Hayasaka6渉

厚さはおよそ13といわれている（RossowandLacis，

α1．，1995）．この場合，可視域においては吸収は無視でSatellite

Cloud

Climatology

1990）．同じ光学的厚さでも大きな雲粒子が多量に存在きると仮定して，近赤外域の吸収率を補正すれば雲のすればその分だけ近赤外域の吸収は増加することにな

吸収率は水平一様性を仮定した計算値と矛盾しないとるので，様々な種類の凝結粒子の粒径分布について，いう結果が得られている．もちろん雲の上下で十分広より幅広い粒径の範囲で観測，検討を行う必要がある

い面積で瞬時に観測を行って平均すれば良いわけであかもしれない．

るが，雲は時間と共に刻々と変化するので，航空機で次に雲の不均質性（形状）の問題について考えてみは精度の良い観測は困難であるといわざるを得ない．

る．一般に雲の放射計算においては水平一様性を仮定

特に，熱帯域に見られるような極めて複雑な雲の場合することが多い．特にGCMではより簡単な2方向近には，どのような影響があるのか十分な研究が行われ似（two−streamているとはいえない．

approximation）が主流である．これ

ラックスを測定する場合，雲が水平方向に一様でない

4．2水蒸気の吸収係数
水蒸気による近赤外域の吸収は，赤外域に比べて吸と水平方向の放射の収束，発散があたるために誤差を収係数そのものは小さいが，太陽放射エネルギーが強生じる．たとえば，有限雲の場合には雲の側面から抜いために，短波放射収支には極めて大きな影響を及ぽける放射が多くなるが，雲の真上と真下で上下方向のす．従ってこれらの波長域における水蒸気の吸収係数に対して，航空機で雲の上下を飛行して正味放射フフラックスを測定するときには，この側面から抜けたは正確に決定される必要があるが，赤外域に比べると放射はあたかも雲が吸収してしまったように観測されその精度は十分ではなく，これが短波放射収支の計算

46

天気42．11．

795

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？
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第7図 エアロゾルによる太陽放射の吸収率（Yamamoto and Tanaka，1972）．
値と観測値の不一致の原因の一つになっている可能性

長光路セルでも1km程度であり，十分な長さとはいもある．水蒸気による吸収は晴天大気の場合だけでなえない．従って，近赤外域の吸収線のパラメーターのく，雲がある場合には，多重散乱によって光の経路が決定にはどうしても誤差を伴うことになる．

延びるので，それによって水蒸気の吸収係数のわずかな違いが増幅されて観測されるということにもなる．

また，吸収帯と吸収帯の間のいわゆる窓領域のところの連続吸収帯の吸収係数もよく分かっていない．こ水蒸気の吸収係数は気圧によって（2）式のLorentzの吸収係数については，吸収線の吸収に比べるとかな

型，（3）式のDoppler型，あるいは両方を組み合わせたようなVoigt型であらわされるが，これらの式にり弱いのでその吸収係数の決定精度はさらに悪くなる．赤外からマイクロ波の領域でも実際の観測値と計含まれるパラメーターの吸収線強度Sや半値幅αは算値の比較が行われているが，やはり計算値との間に温度や気圧の関数となっている．ところが，水蒸気分は差があるようである．近赤外域においては，雲の反子による放射の吸収メカニズムがよく分かっていない

射光強度を分光測定すると，吸収帯のところよりも窓ために，これらのパラメーター，特に吸収線の形の温領域のところの方が計算値との差が大きく見られ，し度依存性や気圧依存性を理論的に導出することは困難

かも観測値が小さめになるという報告がいくつかなさである．従って正しい吸収係数を得ようとすれば，様々れている（Stephens

な温度や気圧のもとで実験を行う必要がある．また，

andTsay，1990）．

雲がない条件で，ゾンデ観測から得られる水蒸気プ

近赤外域における吸収係数は赤外域に比べれば弱いのロファイルをもとに厳密な放射計算を行っても実際にで，実験を行う際に，光の経路を長く取らなければな観測される放射量と一致しないというWild6砲1．

らないが，現実にはミラーによる多重反射を利用した（1995）の結果は，水蒸気の吸収係数が過小評価されて1995年11月

47796

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？

いるために観測値と一致しない可能性があることを示

た，地表面アルビードを0．05（破線）と0．15（実線）唆するものと考えられる．

の場合について計算しているが，その影響はそれほど

4．3

水蒸気分布

大きくない．実際のエアロゾルの光学的厚さβはおよ

水蒸気による太陽放射の吸収という問題では，吸収そ0．05〜0．125程度，また，複素屈折率虚数部の値は係数の他に水蒸気量そのものの分布と変動をどの程度〜0．05（都市域においては最大0．1）程度であると考え把握しているか，という問題があると思われる．吸収られるので，エアロゾルによる太陽放射の吸収もそれがあまり強くない場合には，吸収率は水蒸気量にほぼほど小さくないことが推測される．特に，エアロゾル

比例するような値になるので，水蒸気量の見積もりのはその粒径分布の特徴（太陽放射の波長と同程度の大誤差はそのまま吸収率の誤差として跳ね返ってくるこ

きさを持っ）から太陽放射エネルギーの大きな可視域とになる．気温や風に関しては客観解析データ等の精での光学的厚さが大きくなる．ここで用いられている

度が良くなり，海上の観測データがない領域でもそれJunge分布の場合には，光学的厚さが概ね波長に逆比なりの精度で値が得られるようになってきたが，水蒸例するという特徴があり，その結果吸収率も波長の短気に関してはその時空問変動が極めて大きいので，今い方が大きくなっており，注意を要する．

のところ，観測データがないところでは十分把握できているとはいえない．ゾンデ観測を行っているところ

5．

おわりに

でも1日2回の観測では時間分解能が不十分である．

冒頭で示した第1図はGCMの計算結果の平均的な

従って，吸収係数もさることながら，水蒸気そのもの値を表したものであるが，これはくしくも教科書等でを正確におさえないことには，太陽放射の吸収量を精よく見られる図と同じになっている．教科書等では，度良く評価することはできない．

この20％の内訳として3〜4％が雲，16〜17％が雲のまた，雲が存在する場合には，雲内では多重散乱のない大気による吸収とされている．この図に示されて効果により光路が延びるので，雲の幾何学的な厚さにいるような太陽放射エネルギーの配分は，大学レヴェ

よって水蒸気による吸収量が変化してくるほか，不均

ルの教科書や国内外の気象関係の専門書に至るまで大質な雲の場合には雲と雲の間の反射やそこでの水蒸気差はない．ちなみに私の手元にあるいくつかの専門書

量の分布等も複雑に関係するかもしれない．鉛直方向

等（会田，1982；岸保ほか，1982；小倉，1984；Hough−の分布についていえば，基本的には，雲頂上の水蒸気

ton，1986；Peixoto

によって水蒸気の吸収帯の放射エネルギーはある程度る同様の図に示されている値は，反射が30％という値

吸収され，その残りが雲で吸収されるという構造にはどれも同じで，地表面での吸収が47〜51％，大気に

andOort，1992）に掲載されていなっている（Davies6渉α1．，1984）．従って，雲の上による吸収が19〜23％となっている．ただし，Liou

存在する水蒸気量，雲の幾何学的厚さなどによっても（1992）の教科書だけは，それぞれ44％，26％となって吸収の様子が異なることが考えられる．

おり，今回議論されている観測値に近い値になってい

4．4

エアロゾル

雲，水蒸気と並んでエアロゾルの効果も無視することができない．エアロゾルも時空間変動が大きいが，る．その見積もりの詳細は書かれていないので何ともいえないが，放射の専門家としての見識を示すものであろうか．

その光学的特性はエアロゾルの組成と粒径分布で決まいずれにせよ，水蒸気の吸収係数というような問題

るのでさらに複雑である．その影響は無視できないもを別にすれば，正確な大気モデルが与えられれば放射のと思われるのにもかかわらず，今のところ，GCM等

はかなりの精度で計算できることは確かである．従っで十分考慮されているとはいえない．エアロゾルの太て，今回述べてきた問題はとりも直さず，我々はどこ

陽放射の吸収に対する影響としては，たとえば，まで大気を理解しているのかということにもつながる

YamamotoandTanaka（1972）の計算によると，太といえる．具体的に言えば，雲や水蒸気はどのような陽が照らしている半球の側のエアロゾルによる平均の3次元分布をしているのか，また，雪や雨も含めた大吸収率の波長依存性は第7図のようになっている．こ

気中の凝結粒子の粒径分布とその空間分布はどうなっの計算では，粒径分布としてJunge分布を仮定し，波ているのか，さらにエアロゾルの組成と粒径分布等々

長1μmでの光学的厚さβとエアロゾルの複素屈折率
虚数部niを変化させて吸収率を見積もっている．まを我々はどのように把握するのか，ということがこの

48

太陽放射の吸収の問題を解決する糸口になるものと考天気

42．11．

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えられる．

Houghton，J．T．，1986：The
じ

，

797

大気は太陽放射をどれだけ吸収するのか？

2nd

謝辞
本文を執筆するに当たり，貴重な時間を割いて議論していただいた東北大学の田中正之教授に感謝の意を表します．

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