（１）日本海の海洋構造の特徴
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。
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。
第１章 地球温暖化に関わる海洋の長期変化 日本海固有水
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
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。
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
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。
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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）。
イ 形成域と循環
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）。
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。
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
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第１章 地球温暖化に関わる海洋の長期変化 日本海固有水
ウ 長期変化
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。