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。
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
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：℃）
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1.1.1-4 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。 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。
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 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。 31
と、海面から深さ700mまでに16層の格子を対 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。 北太平洋 南太平洋 インド洋 南大西洋 北大西洋
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。
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
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