第 1 章地球温暖化に関わる海洋の長期変化 1.1 海水温 1.1.1 世界の海面水温 表層水温 世界の海面水温 表層水温 診断概要診断内容世界の年平均気温 ( 陸域における地表付近の気温と海面水温の平均 ) は 1891 年から 2012 年までの122 年間で100 年あたり約 0.68 の割合で上昇しており 二酸化炭素などの温室効果ガスの増加に伴う地球温暖化が大きく寄与していると考えられている 地球表面の 7 割の面積を占め大気の約 1000 倍もの熱容量をもつ海洋は 地球温暖化において大きな役割を果している ここでは 世界の海面水温と表層水温について 2012 年までの長期変化傾向を診断する 診断結果世界の年平均海面水温は 1891 年から2012 年の122 年間に100 年あたり0.51 上昇していた これは世界の陸上気温 ( 陸域における地表付近の気温 ) の上昇率 (100 年あたり 0.83 ) より小さかった また 半球別に海面水温の長期変化傾向をみると 北半球 (100 年あたり0.55 ) のほうが南半球 (100 年あたり0.48 ) より上昇率が大きかった 世界の年平均表層水温 ( 海面から深さ700mまでの平均水温 ) は1950 年から2012 年の63 年間に10 年あたり0.021 上昇していた これらの事実は 地球温暖化予測実験で利用する気候モデルと呼ばれる数値モデルによる再現結果と符合している 海面水温や表層水温の長期的な上昇傾向には 地球温暖化の影響が現れている可能性が高い 1 海面水温 表層水温の基礎知識 (1) 海面水温の平均分布海面水温とは 大気と海洋の境界 ( 海面 ) の水温のことである 現実には海面そのものの温度を測定することは不可能であり 手法によって観測する深さが異なるが 通常深さ 10m 程度までの水温観測値を海面水温としている 地球が球形であるために 海洋が太陽から受け取る熱量 ( 日射量 ) は緯度によって異なる 図 1.1.1-1(a) に年平均海面水温の平年値 (1981~2010 年の30 年平均値 ) の分布を示す 全体としては 低緯度で高く 高緯度で低い という水温分布になっている また 地球の自転軸が公転面に対して傾いているため 海面が受ける日射量は季節によって異なり 海面水温の分布は季節変化する 図 1.1.1-1(b) (c) に1 月 7 月の海面水温の分布を示す 中高緯度においては 年平均と比較して 1 月の水温は北半球側で低く 南半球側で高い 一方 7 月の水温は北半球側で高く 南半球側で低くなっている また 海面水温は 大気の運動の影響も受けている 例えば 太平洋赤道域の海面付近では 貿易風と呼ばれる東風が吹いている この東風によって海面付近の暖かい水が太平洋の西部に吹き寄せられ それを補償するように東部の南米沖では 深いところから冷た 25
い水が海面近くに湧き上っている 図 1.1.1-1(a) をみると 太平洋赤道域の海面水温は西部で高く 東部で低くなっていることがわかる また 北半球 ( 南半球 ) の大陸の西岸付近では 岸に沿って南向き ( 北向き ) の風が吹くと 海面付近の暖かい海水は風の方向に力を受けるとともに 地球自転によるみかけ の力であるコリオリ力を受け 沖側へ流される それを補償するように 深いところから冷たい水が海面近くに湧き上ってくることがある 例えば 7 月の北米西岸付近の海面水温が周囲より低い原因の一つもこの湧き上がりだと考えられる ( 図 1.1.1-1(c)) このように 海面水温は 日射 大気の運 (a) 年平均 (b)1 月 (c)7 月 図 1.1.1-1 海面水温の平年値の分布 ( 単位 : ) (a) 年平均 (b)1 月 (c)7 月 平均値は 1981~2010 年の 30 年平均値 26
動 海水の運動 地形といった様々な要因によって 複雑な分布をしている (2) 気候変動と海面水温の変動気温や降水量などの平均状態とその変動に直接影響を及ぼすのは大気であるが 大気や水の循環の変動には海洋 陸面 雪氷の変動が深くかかわっている そこで 大気 海洋 陸面 雪氷を相互に関連する一つのシステムとして捉えて 気候システム と呼ぶ 気候システムを十分長い時間平均した平均的な状態を気候状態と呼ぶ 海面水温の分布は 気候状態の決定に重要な役割を果たしている 海面水温が与えられると 熱帯では積乱雲の分布 ( 大気を駆動する熱源の分布 ) が大体決まり 中緯度では低気圧の急速な発達などに影響を与えることになる しかしながら (1) で述べたように 海面水温は日射や大気の運動などの影響を受けるので 気候状態は 実際には 大気と海洋の相互作用の結果として決まる 大気 - 海洋相互作用は気候状態を形成するのみならず 気候変動 ( 気候状態からのずれで 時間スケールの長いもの ) も引き起こしている 大気 - 海洋相互作用によって引き起こされると考えられる気候変動には 数年規模で変動するエルニーニョ / ラニーニャ現象 十年から数十年規模で変動する太平洋十年規模振動などがある これらは海面水温の変動を伴い 大気と海洋が連動した自然変動である 図 1.1.1-2 図 1.1.1-3にそれぞれの現象時の典型的な海面水温の変動パターンを示す エルニーニョ / ラニーニャ現象 太平洋十年規模振動の詳細は2.3 2.1.1をそれぞれ参照されたい (3) 地球温暖化と海面水温 表層水温の変化世界各地の陸上の観測所で観測された地上気温から求めた世界の平均気温には 年々から数十年規模の自然変動と 期間全体を通した上昇の傾向が現れている ( 図 1-1 参照 ) この上昇傾向は地球温暖化の現れであり IPCC は第 4 次評価報告書で 20 世紀半ば以降に観測された世界の平均気温の上昇のほとんどは 人間活動に伴う温室効果ガスの増加によってもたらされた可能性が非常に高いと結論づけている (IPCC, 2007) 過去約 50 年間に地球温暖化によって気候システムに貯えられた熱量の大部分は海洋の貯熱量の増加となってい 図 1.1.1-2 エルニーニョ現象時の典型的な海面水温平年差の空間分布 ( 単位 : ) 27
図 1.1.1-3 太平洋十年規模振動の指数が正のときの典型的な海面水温平年差の空間分布 ( 単位 : ) ると見積もられており ( 図 1.1.1-4 参照 ) その約 3 分の2が海面から深さ700mまでに蓄えられているとされている 地球の表面の7 割を占め 大気のおよそ1000 倍もの熱容量をもつ海洋は 大気の温暖化に大きな影響を及ぼしていると考えられる 気候モデルと呼ばれる数値モデルで地球温暖化について計算した予測結果では 海上の気温より陸上の気温の上昇が大きくなっている この理由には 1 陸面は海面より蒸発による冷却効果が小さいこと 2 大陸は海洋より熱容量が小さいこと が指摘されている ( 真鍋,2001) また 南半球より北半球の気温の上昇が大きくなっている これは 北半球のほうが大陸の占める割合が大きいからである 気候モデルの予測結果は 大気の温暖化に海洋の存在が影響を及ぼすこととともに 地球温暖化によって海面水温に現れる変化 1 が陸上気温のそれとは異なることを示している 以下では 100 年以上の期間にわたる歴史的な 1 海面水温の長期変動が船舶などで観測された海上の 気温の長期変動と同様な振る舞いをすることが示さ れている ( 浅井,1988 など ) 観測データをもとに作成した時間的 空間的に均質な海面水温データベースや50 年以上にわたる表層水温データベースを用いて 世界の海面水温と表層水温の長期変化傾向を示す 2 海面水温の監視 (1)100 年以上の期間にわたる海面水温の客観解析気候の長期変動や地球温暖化の監視のためには 長期にわたる観測データが不可欠である また 観測のない領域の値を適切に推定するには 時間的 空間的に不規則に分布する観測データを合理的に内挿する必要がある 船舶が観測 通報する海面水温をはじめとする海洋気象データが 長年にわたって蓄積されてきたが 近年 それらが電子媒体化され 容易に多量のデータを扱えるようになってきた こうしたデータとして 米国海洋大気庁 (NOAA) 作成のICOADS( International Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set) や 神戸コレクション ( 神戸海洋気象台 ( 現神戸地方気象台 ) が収集した過去の海洋気象 28
図 1.1.1-4 気候システムの各構成要素別の貯エネルギー変化量青色は 1961~ 2003 年 紫色は 1993~2003 年の期間における変化量を示す IPCC(2007) より データ ) を気象庁と日本気象協会がデジタル化したものがある 気象庁では この二つのデータや現業的に収集している近年のデータなどを合わせた100 年以上にわたる歴史的な観測データを用いて 客観解析 ( 観測データから規則的に配列された格子点上の値を合理的に推定する作業 ) を 行い 1891 年から現在までの100 年以上にわたる1 度格子の海面水温と海上気象要素の格子点データを整備した (COBE :Centennial in-situ Observation-Based Estimates of the variability of sea surface temperatures and marine meteorological variables) このうち 海面水温のデータセットをCOBE-SST( Sea Surface Temperature) と呼ぶ COBE-SSTは 19 世紀末から現在までの世界全体を対象にした客観解析値で 空間の分解能は 経度 緯度とも1 度となっている 客観解析の前に観測データには品質管理が施されるが その際 1950 年以前のデータには観測方法の違いによる観測誤差が比較的大きいため それらを補正している また 客観解析には 最適内挿法と呼ばれる方法を用いている 詳しくは Ishii et al.(2005) や石井ほか (2003) を参照されたい ここでは 1891~2012 年のCOBE-SSTを用いて海面水温の長期変化傾向を診断する (2) 海面水温の長期変化傾向図 1.1.1-5に世界の年平均海面水温平年差の 図 1.1.1-5 世界の年平均海面水温平年差の経年変化 (1891~2012 年 ) 各年の値を黒い実線 5 年移動平均値を青い実線 長期変化傾向を赤い実線で示す 平年値は 1981 ~2010 年の 30 年平均値 29
時系列を示す 5 年移動平均値 ( 図の青い曲線 ) では 1910 年頃に極小 1940 年代初頭に極大となっている それ以降 しばらく横ばい傾向であったが 1970 年代半ば以降 再び上昇傾向となった 2000 年代に入ってからは上昇傾向は鈍っている このように 世界の年平均海面水温は 十年 ~ 数十年の時間スケールで変動しつつ上昇している こうした海面水温の長期変動は陸上気温 ( 陸域における地表付近の気温 ) とおおまかには同じパターンとなっている ( 図 1.1.1-6) また 1891 年から2012 年までの海面水温の長期変化傾向 ( 図 1.1.1-5の赤の直線 ) は100 年あたり0.51±0.05 の上昇で 上昇率は陸上気温 ( 同じ期間に100 年あたり0.83 上昇 ) より小さな値となっている ( 上昇率は線形回帰から求めたもので 95% の信頼限界を ± を付記した数値で示している ) これら陸上気温と海面水温を平均した世界全体の年平均地上気温の上昇率は 100 年あたり0.68 となっている 半球別に海面水温の長期変化傾向をみてみると 北半球では100 年あたり0.55 の上昇 南半球では100 年あたり0.48 の上昇であった 海面水温の長期変化傾向の分布を図 1.1.1-7 に示す 相対的に大西洋とインド洋での上昇が大きく 南太平洋での上昇が小さい 時間的な変化を海域ごとに見るために 図 1.1.1-8 のように 南北太平洋 南北大西洋 インド洋の5 海域に区分して 図 1.1.1-9に それぞれの海域の海面水温平年差の時系列を示す 5 年移動平均値 ( 図の青い曲線 ) では 1910 年頃に極小 1940 年代初頭に極大 1970 年代半ば以降再び上昇傾向 といった特徴が ほぼ全ての海域に共通してみられる 北大西洋の海面水温の変動については 大西洋数十年周期振動 (Atlantic Multi-decadal Oscillation) と呼ばれる 海面水温の温暖な時期と寒冷な時期が数十年規模で交互に発生するような数十年規模の自然変動が存在しており 1990 年代半ば以降の海面水温の急激な上昇については 長期的な海面水温の上昇に加え この自然変動の影響によるものと考えられる (IPCC, 2007) 5 海域の海面水温の長期変化傾向 ( 図の赤の直線 ) は100 年あたり0.4~0.7 の上昇であった 図 1.1.1-6 世界の年平均陸上気温の平年差の経年変化 (1880~2012 年 ) 各年の平均気温の基準値からの偏差を黒い実線 偏差の 5 年移動平均を青い実線 長期的な変化傾向を赤い実線で示す 基準値は 1981~2010 年の 30 年平均値 30
図 1.1.1-7 年平均海面水温の長期変化傾向 (1891~2012 年 ) 1891~2012 年における 100 年当たりの変化傾向 変化が 90% 以上の信頼度で統計的に有意な領域に + を付けた 図 1.1.1-8 海域区分 1: 北太平洋 2: 南太平洋 3: 北大西洋 4: 南大西洋 5: インド洋 3 表層水温の監視 (1)50 年以上の期間にわたる表層水温の客観解析海洋表層は海面を通じて大気と直接熱をやり取りし 海洋に蓄えられた熱量の3 分の2が海面から深さ700mまでに吸収されていると見積もられている このため 海洋表層は気候変動において重要な役割を果たしている 表層水温についても 海面水温と同様に観 測データを客観解析して格子点上の解析値を作成し 長期変化傾向を診断する 海洋内部の観測は海面水温に比べて観測数が少なく 時代をさかのぼるにつれて あるいは観測深度が深くなるにつれて観測数が少なくなる これらの事情を考慮して ここでは海面から深さ700mまでの海洋表層について 1950 年から 2012 年までの63 年間を対象に客観解析を行った 客観解析は Ishii and Kimoto(2009) の手法に従い 世界全体の緯度経度それぞれ1 度ご 31
北太平洋 北大西洋 南太平洋 南大西洋 インド洋 図 1.1.1-9 各海域の年平均海面水温平年差の経年変化 (1891~2012 年 ) 各年の値を黒い実線 5 年移動平均値を青い実線 長期変化傾向を赤い実線で示す 平年値は 1981~2010 年の 30 年平均値 と 海面から深さ 700m までに 16 層の格子を対 32
と 海面から深さ700mまでに16 層の格子を対象に 1950 年 1 月から1か月ごとに行っている また 観測方法の違いによる誤差も補正している この客観解析値を用いて 表層水温の長期変化傾向を診断する (2) 表層水温の長期変化傾向図 1.1.1-10に世界の年平均表層水温平年差の時系列を示す 世界全体で平均した表層水温は年ごとに上昇下降を繰り返しつつも1950 年以降長期的に上昇傾向にあり 1950 年から 2012 年の63 年間に10 年あたり0.021±0.003 (± は95% の信頼区間 ) の割合で上昇していた 近年では1990 年代半ばから2000 年代初めにかけて特に大きな昇温がみられ その後も水温が高い状態が続いている 2000 年代に入ってから 上昇傾向が鈍っている様子が見られるが 引き続き有意に上昇している 700mよりも深い層では2000 年代以降も水温の上昇が続いているという研究があり (Levitus et al., 2012;Balmaseda et al., 2013) 地球温暖化の 監視において海洋内部の水温の把握が重要であることを示している 1950 年から2012 年の間に 海面水温は10 年あたり0.072 の割合で上昇しており 上昇率は表層水温のほうが小さくなっている 海面水温と同じく図 1.1.1-8の5 海域に区分した表層水温平年差の時系列を図 1.1.1-11に示す 上昇率は海域によって異なり 北大西洋の上昇率が10 年あたり0.051±0.007 で 5 海域中最も大きい値となった 4 診断世界の年平均海面水温は 年々から数十年規模の自然変動を伴いつつ 1891 年から2012 年までの122 年間で100 年あたり0.51 の割合で上昇していた これは 陸上気温の上昇率 (100 年あたり0.83 ) より小さかった また 北半球の海面水温の上昇率のほうが南半球より大きかった 世界の表層水温 ( 海面から深さ700mまでの平均水温 ) も 海面水温と同様に様々な時間 図 1.1.1-10 世界の年平均表層水温平年差の経年変化 (1950~2012 年 ) 丸付きの実線は年々の値 陰影は各年の解析値の 95% 信頼区間を表す 平年値は 1981~2010 年の 30 年平均値 33
スケールの自然変動を伴いつつも 1950 年から2012 年までの63 年間で10 年あたり0.021 の割合で上昇していた この上昇率は同じ期間 の海面水温の上昇率 (10 年あたり0.072 の上昇 ) よりも小さかった これらの事実は 地球温暖化予測実験で利 (a) 北太平洋 (c) 北大西洋 (b) 南太平洋 (d) 南大西洋 (e) インド洋 図 1.1.1-11 各海域の年平均表層水温平年差の経年変化 (1950~2012 年 ) (a) 北太平洋 (b) 南太平洋 (c) 北大西洋 (d) 南大西洋 (e) インド洋 実線は年々の値 陰影は各年の値の 95% 信頼区間を表す 平年値は 1981~2010 年の 30 年平均値 34
用する気候モデルと呼ばれる数値モデルによる再現結果と符合しており 陸面は海面より蒸発による冷却効果が小さいことや 大陸は海洋より熱容量が小さいことに起因していると考えられる 海面水温と表層水温の長期的な上昇傾向には 地球温暖化の影響が現れている可能性が高い 参考文献 浅井冨雄,1988: 気候変動 - 異常気象 長期変動の謎を探る-. 東京堂出版,202pp. Balmaseda, M. A., K. E. Trenberth, and E. Kallen, 2013: Distinctive climate signals in reanalysis of global ocean heat content. Geophys. Res. Lett., 40, 1-6, doi:10.1002/grl.50382. Ishii, M. and M. Kimoto, 2009: Reevaluation of historical ocean heat content variations with timevarying XBT and MBT depth bias corrections. J. Oceanogr., 65, 287-299. Ishii, M., A. Shouji, S. Sugimoto and T. Matsumoto, 2005 : Objective analyses of sea-surface temperature and marine meteorological variables for the 20th Century using ICOADS and the Kobe Collection. Int. J. Climatol., 25, 865-879. 石井正好 小司晶子 杉本悟史 松本隆則, 2003: 海面水温ならびに海上気象要素の客観解析データベース :COBE. 月刊海洋,35(11), 793-797. Levitus, S., J. I. Antonov, T. P. Boyer, O. K. Baranova, H. E. Garcia, R. A. Locarnini, A. V. Mishonov, J. R. Reagan, D. Seidov, E. S. Yarosh, and M. M. Zweng, 2012: World ocean heat content and thermosteric sea level change (0-2000 m), 1955-2010. Geophys. Res. Lett., 39, L10603, doi:10.1029/2012gl051106. 真鍋淑郎,2001: 大気 海洋 陸面結合モデルによる温暖化予測. 月刊海洋号外,No.24, 186-193. 35