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1.1.4 日本海固有水

第1章 地球温暖化に関わる海洋の長期変化
1.1.4 日本海固有水の要約はこちら
平成25年12月20日

診断概要

診断内容

 日本海の約300m以深は、水温や塩分などがほぼ均質な日本海固有水で占められている。日本海固有水は、外洋と隔離された海盆に存在し、太平洋などの大洋よりも地球温暖化の影響を受けやすいことが指摘されている。ここでは、1965年以降の観測結果から、日本海固有水の水温と溶存酸素量の長期変化について診断する。

診断結果

 大和海盆及び日本海盆東部において、日本海固有水は長期的に水温が上昇し、溶存酸素量が減少している。この傾向は、1990年代以降顕著になっており、深さ2000mでは、1990年代以降の水温の上昇率は10年あたり0.02℃、溶存酸素量の減少率は10年あたり8~10μmol/kgである。水温の上昇と溶存酸素量の減少の原因は、形成域における冬季の気温が著しく低い(海面冷却が強い)年の頻度が減っていることで、新しい日本海固有水が形成されにくい状況が続いているためと考えられる。

1 日本海固有水の基礎知識

(1)日本海の海洋構造の特徴

図1.1.4-1 日本海の海底地形

図1.1.4-1 日本海の海底地形

赤丸は大和海盆南西部、大和海盆北東部、日本海盆東部及び日本海盆北東部の観測点。水深は、米国海洋大気庁地球物理データセンター作成のETOPO1による。

日本海は、アジア大陸と日本列島に囲まれた縁海で、東シナ海、太平洋及びオホーツク海との海峡部(対馬海峡、津軽海峡、宗谷海峡及び間宮海峡)の水深は200mよりも浅く、流入するのは対馬海峡からの対馬暖流のみで、外洋との海水交換が表層に限られた閉鎖性の高い海域である(図1.1.4-1)。このため、日本海の海洋構造は、深さ約300mを境に、外洋や大気などの影響を強く受ける表層と、それらの影響をほとんど受けない深層の二層に分けることができる。日本海全体の8割以上の体積となる深層(約300m以深)は、日本海固有水と呼ばれる水温0~1℃程度、塩分34.1程度のほぼ均質な水塊で占められている。
日本海の海底地形は、中央の大和堆と呼ばれる浅瀬(最浅部での水深約200m)を囲む、三つの海盆に分けられる。北側が日本海盆(水深約3000~3800m)、南東側が大和海盆(水深約2500~3000m)、南西側が対馬海盆(水深約1500~2500m)である。
太平洋の1%にも満たない面積の日本海には、大洋と同じような独自の深層循環が存在していることなどから「ミニ大洋」と呼ばれている。日本海固有水は、三つの海盆の地形の影響を受けながら循環し、100年程度で入れ替わると考えられている。この時間スケールは大洋の深層循環の約1000年よりもはるかに短いため、地球温暖化などの気候変動の影響が、日本海固有水には大洋の深層よりも早く、あるいは顕著に現れると考えられている。したがって、日本海固有水に現れた変動は、将来的には大洋の深層でも現れる可能性があり、日本海固有水の変動を把握することは、海洋を含む気候系の変動を予測するうえで重要である。

(2)日本海固有水

図1.1.4-2 2011年秋季の日本海及び北西太平洋における溶存酸素量の鉛直分布

図1.1.4-2 2011年秋季の日本海及び北西太平洋における溶存酸素量の鉛直分布

青:日本海(日本海盆北東部、図1.1.4-1)、赤:北西太平洋(34゚31’N、148゚44’E)。日本海固有水の深さによる分類を併せて示す。

図1.1.4-3 日本海及び北太平洋における深さ1000mの溶存酸素量の分布

図1.1.4-3 日本海及び北太平洋における深さ1000mの溶存酸素量の分布

深さ1000mでは、日本海の溶存酸素量は、北太平洋のどの海域よりも多い。 薄い灰色の部分は、水深が1000mより浅い海域を示す。米国海洋大気庁海洋データセンター作成のWorld Ocean Atlas 2009の年平均気候値データ(Garcia et al., 2010)を単位変換した。

北太平洋には、遠く離れた南極周辺の海域で形成された底層水(周極底層水)が海底付近を北上し、深さ2000~3000mの深層を南へ戻る大規模な深層循環が存在する。一方で、日本海では、南極周辺の海域と同様に、日本海北西部の大陸に近い海域で、冬季に海面で強い冷却を受けて密度が大きく(重く)なった海水が沈み込むことで日本海固有水が形成され、日本海という狭く閉ざされた海域を循環する。このため、北太平洋の約1000m以深では、溶存酸素量※1は海底付近が最も多く、浅くなるほど少ないのに対し、日本海固有水は、海水特性(水温、塩分、溶存酸素量などの海水の性質)の鉛直変化が小さくほぼ均質で、溶存酸素量は多い(図1.1.4-2図1.1.4-3)。

※1 海水中に太陽光が届かなくなる深さでは、海水に溶け込んだ酸素は、有機物の分解に使用され、時間とともに減少する。このため、溶存酸素量の多い海水ほど、海面から沈み込んだ(形成された)ときから経過した時間が短い。

ア 深さによる分類

日本海固有水の大きな特徴は海水特性の鉛直変化が小さいことであるが、詳しくみると、浅いほうから順に、上部固有水、深層水、底層水の三つに分類され、上部固有水と深層水の境界は深さ約800~1000m、深層水と底層水の境界は深さ約2000~2500mである。それぞれの特徴として、上部固有水は深層水・底層水より溶存酸素量が多く鉛直変化が大きい(図1.1.4-2)こと、深層水である日本海盆(北東部、東部)の深さ1900m付近には、上下の層より溶存酸素量の少ない極小層がみられるが、底層水は日本海盆と大和海盆ともに海水特性の鉛直変化が非常に小さいことなどが挙げられる(図1.1.4-4)(Senjyu and Sudo, 1993, Gamo and Horibe, 1983など)。
また、日本海盆と大和海盆における底層水の水温と溶存酸素量の値は、明瞭に異なっており、大和海盆北東部の海底付近(図1.1.4-4中の楕円で囲まれた部分)には、日本海盆の底層水の影響を受けていると考えられる鉛直分布がみられる(Gamo et al., 1986; Senjyu et al. ,2005bなど)。


図1.1.4-4 2011年秋季の図1.1.4-1の観測点における日本海における1000m以深の溶存酸素量の鉛直分布

図1.1.4-4 2011年秋季の図1.1.4-1の観測点における日本海における1000m以深の溶存酸素量の鉛直分布

イ 形成域と循環

図1.1.4-5 日本海の深層循環の模式図

図1.1.4-5 日本海の深層循環の模式図

Kumamoto et al.(2008)のFig. 5を転載。太線は深層循環の経路(Senjyu et al., 2005a)を示す。ウラジオストク沖の楕円で囲まれた海域は2001年冬季に形成された底層水が観測された海域(Senjyu et al., 2002; Kim et al., 2002; Talley et al., 2003)を示す。

上部固有水は、40゚~43゚Nの136゚E以西で形成され、日本海盆西部・大和堆西方を経て大和海盆に入ると考えられている(Senjyu and Sudo, 1993, 1994)。深層水・底層水については、上部固有水の形成域の中でも、より深くまでの沈み込みが起こるウラジオストク沖の海域と考えられている。循環経路については、日本海全体で海盆の縁に沿って反時計回りに循環するとともに、日本海盆・大和海盆のそれぞれの海盆でも反時計回りの循環が推定されている(Senjyu et al., 2005a、図1.1.4-5)。

ウ 長期変化

図1.1.4-6 ウラジオストクの冬季(前年12~2月)の平均気温の経年変化(1873~2013年)

図1.1.4-6 ウラジオストクの冬季(前年12~2月)の平均気温の経年変化(1873~2013年)

青四角は-13℃を下回った年(Talley et al., 2003)を示す。米国海洋大気庁気候データセンター作成のGlobal Historical Climatology Network Monthly 3.2.1(Lawrimore et al., 2011)の品質管理済み月平均気温から算出。

1950年代以降の観測結果から、日本海固有水に水温の上昇と溶存酸素量の減少が起こっており、これらの変化に伴って深層水や底層水の鉛直分布の特徴が変化していることが明らかになっている。例えば、1958~1996年の深さ1500mでの変化は、水温で10年あたり0.009~0.012℃の上昇、溶存酸素量で10年あたり3.3~4.8μmol/l(3.2~4.7μmol/kgに相当)の減少であったこと(Minami et al., 1999)、1977~2007年の30年間に底層水の溶存酸素量が8~10%減少したこと(Gamo, 2011)などが示されている。また、深層水における酸素極小層の深さがより深くなるとともに不明瞭になってきていること、深層水と底層水の境界の深さが深くなってきており、底層水の体積が減少傾向にあることが示されており(Gamo et al., 1986)、2040年には底層水の特性をもつ水が存在しなくなると予測されている(Kang et al., 2003)。
日本海固有水の深層水・底層水の水温が上昇し、溶存酸素量が減少している原因としては、深層水・底層水の形成量の減少が考えられている。深層水・底層水の形成量が減少し、低温で酸素が豊富な新しい海水が深層に供給されなくなると、上層からの熱の拡散や地熱などによって水温は上昇し、バクテリアが有機物(生物の死骸や糞など)を分解する過程で酸素を消費することから溶存酸素量は減少する(Minami et al., 1999; Gamo, 1999など)。また、今後も溶存酸素量が低下し続けるなら、数百年のうちに、日本海の底層は最終氷期と同様に無酸素状態になると指摘されている(Gamo, 1999)。
日本海固有水の底層水の形成状況について、2001年2月にウラジオストク沖で新たな底層水が形成される様子が初めて観測され(Talley et al., 2003)、この年の春季から夏季にかけて形成域付近の海域(図1.1.4-5)で新しい底層水の形成による溶存酸素量の増加などが示された(Senjyu et al., 2002; Kim et al., 2002など)。形成域に近いウラジオストクの冬季の気温を、底層水の形成に必要な海面冷却の指標とすると、2001年のように著しく気温が低い(海面冷却が強い)年の頻度は減ってきており(Kim et al., 2002; Talley et al., 2003)(図1.1.4-6)、近年は、底層水の形成が停止あるいは弱まった状態が続いていると考えられている(Kim et al., 2004)。
日本海固有水の長期変化の状況については、気候変動に関する政府間パネル第4次評価報告書(IPCC,2007)でも報告されており、日本海固有水は他の海洋と隔離された閉鎖的な海盆に存在しているために、地球温暖化の影響を受けやすいことが指摘されている。

2 日本海固有水の監視

(1)診断に用いるデータ

1965年からの気象庁海洋気象観測船による大和海盆南西部、大和海盆北東部、日本海盆東部及び日本海盆北東部の観測点(図1.1.4-1)における水温と溶存酸素量の観測結果を用いる。また、水温は、水圧による水温上昇分を除いたポテンシャル水温で表す。

(2)日本海固有水の長期変化

図1.1.4-7は、大和海盆南西部及び日本海盆東部における深さ500~2500mの水温と溶存酸素量について、1978~1984年と2003~2009年の二つの期間で平均したものである。
水温は、25年間で全層とも上昇しており、上部固有水の深さ800mでは0.12~0.13℃、深層水の深さ2000mでは0.04℃上昇している。
溶存酸素量は全層で減少しており、1200m以深では深いほど減少量が大きい。25年間の減少量は、上部固有水の深さ800mでは11~14μmol/kg、深層水の深さ2000mでは15~16μmol/kgである。また、1978~1984年の深さ1200~1500mには、大和海盆南西部・日本海盆東部の両方に深層水の特徴である酸素極小層がみられるが、2003~2009年には、大和海盆南西部ではみられなくなり、日本海盆東部では深さ2000mまで深くなるとともに不明瞭になった。

図1.1.4-7 大和海盆南西部及び日本海盆東部における水温と溶存酸素量の鉛直分布

図1.1.4-7 大和海盆南西部及び日本海盆東部における水温と溶存酸素量の鉛直分布

1978~1984年の平均値(三角:△)と2003~2009年の平均値(丸:○)に標準偏差を併せて示す。
(a)大和海盆南西部の水温、(b)日本海盆東部の水温、 (c)大和海盆南西部の溶存酸素量、(d)日本海盆東部の溶存酸素量

図1.1.4-8は、大和海盆南西部、大和海盆北東部、日本海盆東部及び日本海盆北東部における、深さ800m(上部固有水)と深さ2000m(深層水)の水温と溶存酸素量の時系列である。なお、ここでは1年間の観測値を平均したものを示してある。
水温は、いずれの点においても、深さ800m、2000mともに上昇傾向を示しており、この傾向は1990年代以降顕著になっている。日本海盆北東部の深さ800mの水温は他の3点に比べて0.05℃程度高いが、深さ2000mではいずれの点においても大きな差はない。データ期間の短い日本海盆北東部を除くと、1990年代以降の水温の上昇率は10年あたり、深さ800mで0.06~0.09℃、深さ2000mで0.02℃である。
日本海固有水の形成域により近いと考えられる日本海盆東部及び日本海盆北東部の溶存酸素量は、大和海盆南西部及び大和海盆北東部の同じ深さに比べて多い。深さ800mの溶存酸素量は、1970年代は減少傾向、1980年代は増加傾向、1990年代以降は減少傾向となっている。深さ2000mでは、データ期間の短い日本海盆北東部を除いた3海域では、減少傾向を示しており、1990年以降の減少率は10年あたり8~10μmol/kgである。
約20年ないしそれ以上の期間のデータがある、大和海盆南西部、大和海盆北東部、日本海盆東部のいずれにおいても水温の上昇と溶存酸素量の減少の傾向がみられることから、これらの変化傾向は日本海盆東部から大和海盆にかけての広い範囲で起きていると考えられる。

図1.1.4-8 大和海盆南西部、大和海盆北東部、日本海盆東部及び日本海盆北東部における深さ800mと2000mの水温と溶存酸素量の経年変動(1965~2012年)

図1.1.4-8 大和海盆南西部、大和海盆北東部、日本海盆東部及び日本海盆北東部における深さ800mと2000mの水温と溶存酸素量の経年変動(1965~2012年)

(a)深さ800mの水温、(b)深さ2000mの水温、 (c)深さ800mの溶存酸素量、(d)深さ2000mの溶存酸素量

3 診断

大和海盆及び日本海盆東部において、日本海固有水は長期的に水温が上昇し、溶存酸素量が減少している。この傾向は、1990年代以降顕著になっており、深さ2000mでは、1990年代以降の水温の上昇率は10年あたり0.02℃、溶存酸素量の減少率は10年あたり8~10μmol/kgである。水温の上昇と溶存酸素量の減少の原因は、形成域における冬季の気温が著しく低い(海面冷却が強い)年の頻度が減っていることで、新しい日本海固有水が形成されにくい状況が続いているためと考えられる。

参考文献

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