go.jp/wdcgg_i.html CD-ROM , IPCC, , ppm 32 / / 17 / / IPCC

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2.6 温室効果ガスと関連ガス

気温の上昇をはじめとする気候の変化に影響を与える要因の一つとして、人間活動による温室効果ガスやエーロゾル（化石燃料などの燃焼で発生する大気中に浮遊している細かいちり）の排出が挙げられている。人間活動による大気中の温室効果ガス濃度の増加は地球温暖化を引き起こし、IPCC（2001）においても、過去 50 年間に観測された温暖化の大部分は、温室効果ガス濃度の増加によるものであった可能性が高いとされている。また、エーロゾルは、太陽からの光を遮ったり、雲を発生させる核として働き、気候の変化に影響を及ぼすと考えられている。本節では、温室効果ガスなどの特性や大気中および海洋における状況、エーロゾルの特性および状況など、地球温暖化に影響を及ぼすとされている物質の状況について述べる。

2.6.1 温室効果ガス

排出量や温室効果の大きさなどから、地球温暖化への寄与が大きい順に、二酸化炭素（CO2）、メタン（CH4）、ハロカーボン類などの合計 6 種類の温室効果ガスが、温暖化防止を目的とした京都議定書において排出削減が義務付けられている。主な温室効果ガスの CO2を 1 としたときの単位質量あたりの温室効果の大きさを表2.6.1 に示す。なお、温室効果のもっとも大きい気体は水蒸気であるが、水蒸気の濃度は主として気温および大気循環に大きく左右されるため、地球温暖化問題で対象とする温室効果ガスには含めない。図 2.6.1 は、南極およびグリーンランドのいくつかの観測点における氷床コアおよび万年雪から得られた過去 1000 年の大気中二酸化炭素濃度を示したものである。表 2.6.1 主な温室効果ガスの寿命と温室効果の大きさガスの種類寿命（年）温室効果の大きさ CH4 8.4 23 N2O 120 296 CFC-11 45 4600 CFC-12 100 10600 CFC-113 85 6000 HCFC-141b 9.3 700 HCFC-142b 19 2400 SF6 3200 22200 SF5CF3 1000 17500 CO2 を 1 としたときの単位質量あたりの温室効果をあらわす。ガスの寿命を考慮して、100 年あたりの効果に換算してある。IPCC（2001）より。図 2.6.1 過去 1000 年の大気中二酸化炭素濃度の変化 IPCC（2001）より。過去数百年にわたって 280ppm 程度で推移してきた濃度が、産業革命の起こった 1700 年代後半から上昇を始め、特にここ数十年で著しい増加をしているのがわかる。気象庁では、世界気象機関（WMO: World Meteorological Organization）の全球大気監視（GAW: Global Atmosphere Watch）計画のもと、日本の南東の海上にある南鳥島に全球観測所、岩手県大船渡市綾里（以下綾里）および沖縄県の与那国島に地域観測所を設置して温室効果ガスなどの観測を行うとともに、温室効果ガス世界資料センター（WDCGG: World Data Centre for Greenhouse Gases）を運営し、世界各地の温室効果ガスなどのデータの収集・保管・提供および収集データの解析を行い、ウェブサイト（http://gaw.kishou.

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go.jp/wdcgg_i.html）や CD-ROM などで公開している（付録1 参照）。図 2.6.2 は、気象庁が温室効果ガスの観測を行っている国内 3 地点および地球の気候に影響を及ぼす直達日射の観測（2.6.2 項参照）を実施している 14 地点、オゾン層・紫外域日射観測（3.1 節参照）を実施している 4 地点を示したものである。図 2.6.2 温室効果ガス等の観測点（3 地点）、直達日射観測点（14 地点）およびオゾン層・紫外域日射観測点（4地点）の位置（1）二酸化炭素 1）二酸化炭素の特性二酸化炭素は、無色無臭、不燃性で、化学的に安定した気体であり、赤外線を効率よく吸収し、大気中にもっとも多く存在する温室効果ガスであり、地球温暖化にもっとも大きな影響を与える。このため、世界各国において人為的排出の削減が強く求められており、将来の濃度予測や削減の効果を監視するためには、地球上における二酸化炭素濃度の変動を正確に把握するとともに、二酸化炭素の変動を引き起こす炭素循環の機構を解明することが必要である。 2）地球上の炭素循環過程地球上で二酸化炭素はどのような振る舞いをしているのだろうか。大気中の二酸化炭素は化学的に安定しているため、化学変化によって大気中で消失することはなく、その濃度変動はほとんどが陸上および海洋での吸収・放出過程によって決まる。陸上での吸収・放出過程としては、植物の光合成による吸収と地中への貯蔵、生物の呼吸、微生物による土壌有機物の分解、化石燃料の燃焼やセメント生成等による人為的排出などがある。海洋では、海洋表層における吸収・放出が大気中の濃度に直接に影響を及ぼし、その後海水の深海への移動、プランクトンなどの生物活動による深海への炭素固定などによって海水中に溶けた二酸化炭素の濃度が変動する。図 2.6.3 は、地球上の炭素循環と収支を模式的にあらわしたものである。1990 年代の平均では、大気中には炭素換算量で 7,800 億トンの炭素が二酸化炭素の形で蓄えられている。化石燃料の燃焼やセメント製造などによって、年間約 63 億トンが人為的に放出され、このうち 32 億トンが毎年大気中に蓄積されていることが観測からわかっている。残り 31 億トンのうち 17 億トンの炭素が海洋へ、14 億トンが土地利用の変化による増減を含めた正味の量として陸上生物圏で吸収されていると見積もられている（IPCC, 2001）。海洋では二酸化炭素はイオンの状態で溶け込んでいるため、大図2.6.3 地球上の炭素循環と収支（1990年代の平均） IPCC（2001）をもとに作成。海洋 大気 7,800億トン（約360ppm） 32億トン/年増加 17億トン/年 14億トン/年 陸化石燃料 63 億トン/ 年

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気中で存在できる量よりはるかに多くの二酸化炭素が溶け込むことができる。実際、現在の海洋においては、平均して大気中の二酸化炭素の約 50 倍もの量を無機炭素の形で蓄えている。図 2.6.4 は、人為起源による二酸化炭素排出量から推定される濃度増加率と、観測から得られた実際の全球の濃度増加率を示したものである。この図から人為的に排出された二酸化炭素が、そのまま大気中の濃度増加には反映されていないことがわかる。排出量から想定される濃度増加率と実際の濃度増加率の差が、陸上生物圏および海洋による吸収分となるが、その量は年によって大きく変動し、エルニーニョ現象や火山の噴火による気温変化などの影響がその変動と密接に関連していることがわかっている。図 2.6.4 排出量から想定される二酸化炭素濃度増加率（緑線）と実際の観測による大気中の二酸化炭素濃度増加率（赤棒）排出量は CDIAC（米国二酸化炭素情報解析センター）が国連エネルギー統計をもとに作成。観測値はWDCGG の解析による。 3）炭素循環の解明手法地球全体の炭素循環の過程は大きく三つに分けられる。人間活動による放出、陸上生物圏と海洋による吸収である。このうち、人間活動によって放出される二酸化炭素量は、石油・石炭などの燃料の消費量から推定できる。全球規模での陸上生物圏および海洋での吸収量は直接観測から得ることは難しいため、ほかのデータから推定する方法がいくつか考えられている。その一つとして、酸素濃度の観測から推定する方法を紹介する。図 2.6.5 は、陸域と海洋の吸収量の推定方法を示したものである。陸域および海洋における酸素および二酸化炭素の吸収・放出過程として 4 種類が考えられている。すなわち、化石燃料の燃焼による酸素の消費と二酸化炭素の放出（図中①）、海洋による二酸化炭素の吸収（図中②）、陸域の生物活動（呼吸および光合成）による変動（図中③）と海水温上昇による酸素の放出（図中④）である。そのうち、 ①の化石燃料による変化量は化石燃料の消費量から、大気中の変動量は実際の酸素と二酸化炭素濃度の観測から（図中⑤）、④の海水からの酸素放出量は海水温の観測値から推定することができる。さらに③の傾き（陸域生物活動による酸素と二酸化炭素の増減の割合）と②の傾き（海洋による吸収時には酸素濃度に変化がない）はわかっているので、②と③ の直線が交差する点から、二酸化炭素の陸上生物圏と海洋でのそれぞれの吸収量を推定することができる。図 2.6.5 さまざまな吸収･放出過程にともなう二酸化炭素、酸素の濃度変化酸素濃度変化をもとに陸域/海洋の二酸化炭素吸収量比を推定。IPCC（2001）より。

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IPCC（2001）ではこの手法を用いて、化石燃料の燃焼によって 1990 年代に放出された二酸化炭素のうち、約 27%が海洋、約 22%が陸域の植生によって吸収され、約 51%が大気中の増加分であると推定している。このように、酸素濃度の測定は陸域の吸収量の算出に有用であるが、酸素濃度の0.1ppm の変動を測定するためには、極めて高精度の観測が必要である。日本でもガスクロマトグラフを用いて高精度な酸素濃度の観測が行われている（Tohjima, 2000）。 4）世界における濃度変動図 2.6.6 は、WDCGG に報告された観測データをもとに、大気中の二酸化炭素濃度について、（a）月別濃度値、（b）季節変動成分を除去した濃度、（c）濃度増加率のそれぞれを緯度帯別に平均し、その経年変化を緯度時間平面上の高さとして 3 次元的に表現したものである。これらの図から、季節変動の振幅は北半球中高緯度では大きいが、南半球では小さく不明瞭であること、濃度の増加は北半球中高緯度で先行して次第に南半球に拡がっていくこと、増加率は全球的なスケールで変動しているが、北半球中高緯度で変動幅が大きいことなどがわかる。季節変動が北半球中緯度で大きいのは、森林など植物による夏季の吸収のためであるが、季節変動を除いたときにこの緯度帯でもっとも濃度が高いのは、人間活動にともなう化石燃料の消費による二酸化炭素の放出がこの緯度帯で大きいためと推測される。また、緯度帯により多少の違いはあるものの、濃度増加率には大きな変動がみられる。こうした濃度増加率の変動を引き起こす要因の一つとして、エルニーニョ南方振動（ENSO）が広く知られている。特に、1986∼1988 年、1997 ∼1998 年はエルニーニョ現象の影響で増加率が高くなっている。エルニーニョ現象は熱帯域での高温をはじめとする全球的な気温の上昇をもたらし、植物の呼吸活動の活発化や土壌有機物の分解作用の強化によって、陸上生物圏から大気への二酸化炭素の放出が強められるためである（Keeling et al., 1995）。エルニーニョ現象発生時には、通常二酸化炭素濃度の高い海水が海面付近に湧きあがる湧昇域のある東部赤道太平洋域において、湧昇が抑えられ、大気への二酸化炭素の放出量が減少するが、陸上生物圏における放出の強化に比べて局地的な現象であるため、大気中の二酸化炭素濃度の変動に与える影響は、陸上生物圏に比べて小さい（Dettinger and Ghil, 1998）。図2.6.6 WDCGGで収集された世界各地の二酸化炭素濃度データをもとに解析した緯度帯別の（a）大気中の二酸化炭素濃度と（b）季節変動を除いた濃度、および（c）濃度増加率の経年変化一方、1992∼1993 年は北半球を中心に増加率が低くなっている。これは、1991 年 6 月のピナトゥボ火山噴火の影響によって全球的な

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低温がもたらされ、陸上生物圏からの放出量が減少したことによるものである（Rayner et al., 1999）。 5）日本における濃度変動図 2.6.7 は、綾里、南鳥島、与那国島で観測された大気中の二酸化炭素濃度月別値の変動を示す。いずれの観測点でも、冬季から春季に濃度が高く、夏季から秋季には植物活動による光合成が盛んであるため濃度が低いという季節変動をしながら、年々濃度が増加していることがわかる。図 2.6.7 綾里、南鳥島および与那国島における（上）大気中の二酸化炭素濃度と（下）濃度増加率の経年変化 6）定期航空機による対流圏二酸化炭素の観測気象庁気象研究所では温室効果ガス観測の一環として、（財）日航財団、国土交通省および日本航空の協力を得て、成田とオーストラリアを結ぶ定期航空便による南北両半球太平洋上空の高度 8∼13km の大気を 1993 年 4 月から採取し、分析を行っている。分析しているデータは、二酸化炭素、メタン、一酸化炭素である。図2.6.8 に、1993 年 4 月から 2004 年 3 月までの 11 年間に観測された二酸化炭素濃度の緯度帯別の時間変化を示す。地上と同様に、毎年ほぼ規則的な季節変動を繰り返しながら増加しているが、南半球は北半球より季節変動が小さくなっている。1997 年から 1998 年にかけて濃度増加率が特に高いのは、エルニーニョ現象の影響である（Matsueda et al., 2002）。また、南半球上空の季節変化には濃度のピークが 2 度出現するなど、複雑な濃度変動をしていることがわかった。これは、南半球の地上付近の季節変化が小さいのと、北半球からの二酸化炭素の輸送が原因であると考えられる（Matsueda et al., 2002）。図 2.6.8 高度 8∼13km で観測された緯度帯別の二酸化炭素濃度（点）、長期変化傾向（青線）と年増加率の経年変化（赤線） 7）海洋の二酸化炭素海洋は、地球表面の 70%を占め、大気との熱や水のやりとりをつうじて、地球の気候に大きな影響を及ぼしている。また、二酸化炭素の巨大な貯蔵庫として、大気中の二酸化炭素濃度の変化にも深く関与している。

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大気中には炭素換算量でおよそ 7,800 億トンの二酸化炭素が存在しているが、海洋中には、二酸化炭素はイオンの状態で溶け込んでおり、現在、大気中のおよそ 50 倍の量にあたる二酸化炭素が蓄えられている。さらに、大気中の二酸化炭素濃度の観測結果などによれば、人類が化石燃料の消費によって毎年排出している約 63 億トンの二酸化炭素のうち、海洋はそのおよそ 4 分の 1 の 17 億トンを吸収していると推定されている（図 2.6.3; IPCC, 2001）。実際に、長期にわたる海洋観測によって、北太平洋、南太平洋、北大西洋、南大洋などのいくつかの海域では、表面海水中の二酸化炭素が増加していることが明らかになっており、海洋は二酸化炭素の大きな吸収源としての役割を担っている。ここでは、温室効果ガスのなかでも温暖化への寄与がもっとも大きい二酸化炭素に焦点をあて、海洋における二酸化炭素の分布や大気−海洋間の二酸化炭素の出入りが長期的にどう変化してきたのかについて、近年の観測結果にもとづいて報告する。（ア）平均的な全球分布表面海水中の二酸化炭素については、近年、世界の多くの海域で観測が行われ、その全球分布や季節変化の概容が明らかになりつつある。Takahashi et al.（2002）は、1990 年代末までに取得された表面海水中の二酸化炭素濃度のデータ約 94 万個を統計的に解析し、これにもとづいて海洋−大気間の二酸化炭素交換量を月ごとに評価した（図 2.6.9）。それを年間積算した結果から、1995 年時点での全海洋による年間の二酸化炭素吸収量は 22±4 億トンと見積もられた。海域ごとには、赤道域や北太平洋と南大洋の高緯度域は二酸化炭素の放出域、中緯度域や北大西洋の高緯度域は吸収域になっている。さらに、このほかの解析から、各海域における二酸化炭素の放出・吸収の季節変化に、水温や海水の動きと生物活動の季節変化が深くかかわっていることも明らかになってきた（Ishii et al., 2001; Gruber et al., 2002; Keeling et al., 2004）。しかし、観測データの取得頻度や集積量は依然として不十分であり、特に南半球では信頼性の高い評価ができる海域は一部に限られている。図2.6.9 全海洋における大気−海洋間の年間二酸化炭素交換量（モル/m2_{/年）の分布} 大気−海洋間の二酸化炭素分圧差とWanninkhof（1992）による交換係数を用いて算出された 1995 年の平均交換量。正が海洋が大気へ二酸化炭素を放出し、負が海洋が大気から二酸化炭素を吸収していることを示す。1 モルは炭素換算量で 12g に相当する。Takahashi et al.（2002）より。

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（イ）長期的な増加傾向長期にわたる海洋観測にもとづいて、いくつかの海域では表面海水中の二酸化炭素の長期的な増加傾向が明らかになっている（表 2.6.2）。これらの解析から、大気中の二酸化炭素に対して当該海域が長期的にどのような役割を果たしてきたかを正確に評価することができる。なお、圧力の単位μatm であらわされる数値は二酸化炭素分圧と呼ばれるが、100 万分率 ppm であらわされる二酸化炭素濃度に乾燥空気分圧（気圧（atm）−飽和水蒸気圧（atm））を乗じた値で、二酸化炭素濃度とほぼ等しい値である。ここでは両者を区別せず二酸化炭素濃度と呼ぶこととする。気象庁が海洋気象観測船により北西太平洋で実施している定期観測によると、本州の南に位置する東経 137 度の北緯 7 度から 34 度の広い範囲では、1984 年から 2003 年までの 20 年間に、表面海水中の二酸化炭素濃度は平均＋ 1.6 ± 0.2 μ atm/ 年で増加している（Midorikawa et al., 2005）。二酸化炭素濃度とその増加率が大気中の二酸化炭素濃度の年平均増加率（＋1.60±0.03μatm/年）とほぼ一致していることなどから、表面海水中での増加の主な原因は大気から二酸化炭素を吸収したためと推定される。同様な増加傾向は、北大西洋亜熱帯域のバミューダ沖でも明確に捉えられている（Gruber et al., 2002）ほか、表2.6.2 海洋の二酸化炭素濃度の長期的な変化傾向年平均増加率 (μatm/年) 海域期間大気中表面海水中出典北太平洋西部亜熱帯域 7∼34°N, 137°E 7∼35°N, 138∼147°E 東部亜熱帯域 23°N, 158°W 29∼51°N, 170°W 1984~2003 a 1968~1996 b 1988~1996 a 1997~2002 a 1970~1988 b 1.60±0.03 1.39±0.05 1.3±0.0 1.8±0.0 1.35±0.16 1.6±0.2 1.4±0.2 1.4 ± 0.2 3.2 ± 0.4 1.4 ± 0.4 Midorikawa et al., 2005 Inoue et al., 1999 Keeling et al., 2004 Keeling et al., 2004 Inoue et al., 1999 太平洋赤道域 137°E 120∼170°W 西部暖水域中・東部湧昇域 1984~2003 a 1961~1996 b 1990~2000 b 1990~2000 b 1.51±0.05 1.25±0.06 1.5 1.5 2.1±0.2 1.27±0.18 2.0±0.2 1.2±0.1 Midorikawa et al., 2005 Feely et al., 1999 Ishii et al., 2004 Ishii et al., 2004 南太平洋

10∼45°S, 148∼166°E 1969~1995 b _1.3±0.0 _1.6±0.3 _{Inoue et al., 1999}

南大洋 (140∼160°E) 亜南極圏極前線付近南極圏 1969~2002 b _1.4±0.1 1.4±0.1 1.4±0.1 1.0±0.5 1.5±0.4 1.8±0.2

Inoue and Ishii, 2005

北大西洋亜熱帯域32°N, 64°W 亜寒帯域 44∼58°N, 10∼42°W 1983~2001 a 1982~1998 a 1.3 1.5 1.5±0.1 2.3∼3.5 Gruber et al., 2002 Lefèvre et al., 2004 a _{長期継続・定期観測；}b _{不定期観測}

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過去の観測結果との比較から、太平洋中部の赤道域から南太平洋にかけての海域（Feely et al., 1999; Inoue et al., 1999）やオーストラリア南方の南大洋（Inoue and Ishii, 2005）でも観測されている。これらの海域では大気−海洋間の濃度差に長期的に有意な変化はみられないことから、当該海域の大気と二酸化炭素を交換する能力は変わっていないと評価される。一方、北太平洋東部亜熱帯域のハワイ沖では、1990 年代の中頃までは大気中の二酸化炭素濃度とほぼ同じ増加率で表面海水中の二酸化炭素濃度が増加（＋1.4±0.2μatm/年）していたが、1997 年以降は、表面海水中の増加率が＋3.2±0.4μatm/年に増大して大気と海洋の濃度差が小さくなり、海洋の二酸化炭素吸収が減少し続けている（Dore et al., 2003; Keeling et al., 2004）。太平洋の赤道域でも、通常二酸化炭素の放出域となっている東経137 度付近では、過去 20 年間における表面海水中の二酸化炭素濃度増加率が平均＋2.1±0.2μ atm/年と大気中より大きく、この海域から大気に放出される二酸化炭素量が増える傾向にある（Midorikawa et al., 2005）。このように表面海水中の二酸化炭素濃度の増加速度が大気中の増加速度を上回っている原因については、海水の流れや混合の状況などの変化にともなって表面海水中の二酸化炭素濃度が変化した可能性が指摘されている。しかし、これらについてはまだ不明な点が多く、海水の性質の変化が自然の変動によるのか、地球温暖化による海洋変動と関係するのか、今後調査を進めるとともに、その推移を注意深く監視していく必要がある。（ウ）年々変動地球温暖化の進行によって生じる表面海水中の二酸化炭素濃度の変化を推定するためには、その長期的な変化傾向に加えて年々変動を引き起こすメカニズムを理解することが重要である。太平洋の赤道域は、海洋から大気へ二酸化炭素を放出する海域であるが、季節やエルニーニョ南方振動にともなって、その放出量が時間的・空間的に大きく変化する。特に、エルニーニョ現象が発生すると、中・東部赤道域の二酸化炭素濃度が高い海域が大幅に縮小し、赤道域全体からの二酸化炭素放出量は著しく減少する（Inoue and Sugimura, 1992; Feely et al., 2002）。集積した観測データにも

図 2.6.10 赤道域（東経 135 度∼西経 95 度, 北緯 5 度∼南緯 10 度）における大気−海洋間の二酸化炭素交換量の時系列

Wanninkhof（1992）による交換係数を用いて算出。上下の細い青線は，±2σの範囲を示す（σは標準偏差）。1 PgC は 10 億トンに相当する。Ishii et al.（2004）より。

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とづいて推定された太平洋赤道域から大気に放出される二酸化炭素量は、1990 年から 2000 年の 11 年間に 1 億トン/年から 8 億トン/年の範囲で大きく年々変化している（図 2.6.10; Ishii et al., 2004）。赤道域におけるこのように大きな変化は、大気中の二酸化炭素濃度の増加速度の年々変化に対して、大きな影響を及ぼしていると考えられる。北大西洋亜熱帯域のバミューダ沖では、冬季の海面の冷却によって海洋表層の混合層が深くなる年ほど、水温の低下により表面海水中の二酸化炭素濃度が減少し、また大気から吸収された二酸化炭素が深い混合層内に希釈されるため、二酸化炭素の吸収量が大きくなる特徴が顕著であり、北大西洋振動が表面海水中の二酸化炭素濃度の年々変動に関連すると指摘されている（Gruber et al., 2002）。北太平洋西部亜熱帯域でも表面海水中の二酸化炭素濃度の年々変動が大きく、この海域の年間の二酸化炭素吸収量はエルニーニョ現象発生時に減少している（図 2.6.11; 緑川と石井, 2004; 気象庁, 2005）。これに対し、北太平洋東部亜熱帯域では、混合層深度が浅くかつその年々変動が小さいために表面海水中の二酸化炭素濃度の変動も小さく、太平洋十年規模振動やエルニーニョ南方振動との関連が指摘されているものの明瞭でない（Keeling et al., 2004; Brix et al., 2004）。北太平洋北部の亜寒帯域や南大洋などの高緯度域では、表層の混合層深度の変化などの物理的条件に加えて、生物活動の活発化する時期や活動の規模が大きく変化するため、表面海水中の二酸化炭素濃度が亜熱帯域に比べて大きな年々変動を示す（Midorikawa et al., 2003; Ishii et al., 2002）。このことは、地球温暖化に起因した高緯度域における海洋の変化が、大気−海洋間の二酸化炭素交換量や海洋内部における二酸化炭素の蓄積量を長期的に大きく変化させる可能性を示唆している。

-0.02

-0.01

0.00

0.01

(P

g

C)

(a)

二酸

化炭

素交

換量

-0.08

-0.06

-0.04

-0.02

0.00

(b)

年

'96

'97

'98

'99

'00

'01

'02

'03

図 2.6.11 北太平洋西部亜熱帯域（北緯 11∼30 度, 東経 130∼165 度）における大気−海洋間の二酸化炭素交換量の時系列（a）月ごとの値、（b）年間積算値。1 PgC は 10 億トンに相当する。水温との相関を利用して村田ほか（1996）の方法により推定した表面海水中二酸化炭素濃度と Wanninkhof（1992）による交換係数を用いて算出。交換量の負値は大気から海洋への吸収量を示す。この海域では冬季の吸収量が夏季の放出量を上回るため、年間で積算すると海洋は二酸化炭素の吸収域となっている。この海域の面積は全海洋の2.6%に相当し、二酸化炭素吸収量は全海洋での見積り値（IPCC, 2001）の1.5∼4.4％を占める。緑川と石井（2004）より。

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（エ）海洋内部の二酸化炭素の増加 18 世紀に起きた産業革命以後、石炭や石油などの消費によって排出され続けている二酸化炭素は、その大気中の濃度を増加させるとともに、海洋にも多く吸収され、海洋の内部に蓄積されている。Sabine et al.（2004）は、 1990 年代に世界の海洋で取得された炭素や酸素、栄養塩、フロン類などの高精度な海洋観測データにもとづいて、産業革命以降に海洋に吸収・蓄積された二酸化炭素（人為起源の二酸化炭素）の量を評価し、1994 年までに海洋全体で1,180 億トンに上ると見積もった（図 2.6.12）。この吸収量は産業革命以降に化石燃料の消費によって排出された二酸化炭素の 48％にあたり、もしこの二酸化炭素が海洋に吸収されていなければ、大気中の濃度は現在より約55 ppm 高くなる。産業革命以降の約 200 年間、海洋は吸収源であったのに対して、陸全体は陸上生物圏による吸収量を森林破壊等の土地利用の変化による放出量が上回り正味の放出源であったと推定されている。表面海水中の二酸化炭素濃度の変化を正確に把握し、二酸化炭素排出量や気候変化との関連について理解を深めることは、大気中の二酸化炭素濃度の変化の予測、ひいては地球温暖化の予測の精度向上に不可欠である。このためには、今後とも、世界の各海域で海洋の観測を定期的に実施し、海洋における二酸化炭素の分布がどう変化しているのか、注意深く監視を続けるとともに、モデル化を含む解析手法を発展させていかなければならない。（2）メタン 1）メタンの特性メタン（CH4）の大気中濃度は二酸化炭素の約 200 分の 1 であるが、単位重量あたりの温室効果は 23 倍と大きく（IPCC, 2001）、二酸化炭素についで地球温暖化に及ぼす影響が大きい温室効果ガスである。メタンは、湿地や水田での細菌による有機物分解、あるいは家畜の腸内発酵および天然ガスの生産やバイオマス燃焼時の不完全燃焼による発生など、その放出源は多岐にわたるが、その 60∼80% は人間活動にともなうものと見積もられている。アジアの都市域からも、人口増やエネルギー使用の増加によって、ゴミの埋め立て、汚水処理、燃料消費によって高濃度のメタンが放出されていると考えられている（Bartlett et al., 2004）。メタンは主に大気中の OH ラジカル（非常に反応性が高い分子で、オゾンの光解離により生ずる励起酸素分子と水蒸気が反応して生成される）と反応し消失する。大気中におけるメタンの寿命は、約 12 年である（IPCC, 2001）。図 2.6.12 人為起源の二酸化炭素の蓄積量の分布（単位：モル/m2_） 1 モルは炭素換算量で 12 g に相当する。1800∼1994 年に全海洋で吸収・蓄積された人為起源の二酸化炭素の総量は1,180 億トンと見積もられる。Sabine et al.（2004）より。

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図 2.6.13 は、南極およびグリーンランドのいくつかの観測点における氷床コアおよび万年雪から得られた過去 1000 年の大気中メタン濃度を示したものである。大気中のメタン濃度は 19 世紀初頭から増加を続けており、 WDCGG の解析では 2003 年の全球平均濃度は 1,787ppb である。この値は 18 世紀以前の平均的な値である700ppb に比べて 2.5 倍に達している。図 2.6.13 過去 1000 年の大気中メタン濃度の変化シンボルの名前はサンプルの採取地点名。 IPCC（2001）より。 2）世界における濃度変動図 2.6.14 は、緯度帯別に平均した大気中のメタン濃度の月別値、季節変動成分を除いた濃度および濃度増加率の経年変化を 3 次元的に表現したものである。季節変動の振幅は二酸化炭素と同様に、南半球より北半球で大きいこと、濃度の増加は北半球高緯度で先行して次第に南半球に拡がっているが、メタンを破壊する OH ラジカルが豊富な赤道域で大きく濃度が減少していること、増加率は全球的なスケールで変動していることなどの特徴がみられる。近年の濃度増加率では、1991 年の上昇と 1992 年の低下、1996 年の低下、1998 年の上昇、1999 年の北半球高緯度および 2000 年から2001 年にかけての南半球低緯度での低下が特徴的である。1991 年の上昇は、6 月のピナトゥボ火山噴火によって、成層圏で急増した硫酸エーロゾルによる散乱で対流圏にはいる紫外域日射量が減少し、メタンの消失を支配図 2.6.14 WDCGG で収集された世界各地のメタン濃度データをもとに解析した緯度帯別の（a）大気中のメタン濃度と（b）季節変動を除いた濃度および（c）濃度増加率の経年変化する OH ラジカルの濃度が減少したためと考えられている（Dlugokencky et al., 1996）。 1992 年の下降について Bekki et al.（1994）は、成層圏オゾンの減少で紫外域日射量が増加し、OH ラジカルの濃度が増加したことが原因であるとしたが、Lelieveld et al.（1998）は、火山噴火にともなう低温による湿地や水田地帯からの発生量の減少や、モンスーン活動低下にともなう乾燥化によるメタンの酸化分解の促進が主たる原因としている。一方、 Lowe et al.（1997）はメタンの炭素同位体観測から、低緯度帯でのバイオマス燃焼の減少が原因としている。 1998 年の濃度増加率の上昇は、エルニーニョ現象にともなう全球的な高温によるものである。Dlugokencky et al.（2001）は、高温と

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降水量の増加により北半球高緯度および熱帯域の湿地からの放出量が増加したこと、また小さな寄与ではあるがシベリアを主とした北方でのバイオマス燃焼の増加の影響を指摘した。1999 年以降、全球のメタン濃度増加率は非常に低く、増加はほとんど止まっているようにみえる。現時点でこの原因は特定できていない。しかし、Dlugokencky et al.（2003）は、北半球高緯度での天然ガス掘削にともなうメタン放出が減少したため、放出量と消滅量がほぼつり合っている結果であると推定している。また、米国海洋大気庁気候監視診断研究所（NOAA/CMDL）も、旧ソビエト連邦からの放出が減少したためと推定している（CMDL, 2004）。 3）日本における濃度変化図 2.6.15 は、国内 3 地点におけるメタン濃度の経年変化および濃度増加率を示す。季節変動成分を除いた濃度は、綾里がもっとも高く、南鳥島がもっとも低い。綾里が高いのは2）で示した北半球高緯度に位置していることを反映している。南鳥島と与那国島はほぼ同じ緯度に位置しているが、与那国島はアジア大陸のメタン放出源に近いため南鳥島より濃度が高いと考えられる。季節的には、いずれの観測点でも冬季に濃度が高く、夏季に濃度が低いという変動がみられる。与那国島では、夏季は南鳥島の濃度に近いが、秋季から翌年の春季にかけては南鳥島より高い。これは、夏季以外は、放出源が多く分布する大陸からの移流の影響を強く受けるためと考えられる。各観測点とも、増加率には大きな年々変動がある。綾里と与那国島では 1998 年に、また、 2002∼2003 年にかけては 3 地点で増加率が大きくなった。この上昇は全球的なもので、エルニーニョ現象にともなう高温と関係しているとみられる。全体としては、二酸化炭素ほど顕著ではないが、微増の傾向を示している。図 2.6.15 綾里、南鳥島および与那国島における（上）大気中のメタン濃度と（下）濃度増加率の経年変化 4）航空機による対流圏メタン濃度の観測図2.6.16 は、定期航空機による高度 8∼13km の大気中メタン濃度の経年変化を示したものである。北半球上空ではばらつきが大きく、地上付近とは異なる季節変化をしている。これは、上空では成層圏下部からメタン濃度の低い空気が流入する影響で、地上の季節変化より複雑な変化が生ずるためである（Matsueda and Inoue, 1996）。南半球では北半球に比べて、濃度の変動は小さくなっているが、季節変化は北半球同様複雑である。また、長期変化傾向（青線）をみると、1999∼2000 年を境に、濃度増加率が下がっているようにみえる。今後の傾向を把握するため、引き続き監視が必要である。（3）一酸化二窒素一酸化二窒素（N2O）は単位重量あたりの温室効果は二酸化炭素の 296 倍で非常に大きな温室効果をもつ気体であり、消失過程のほとんどが成層圏での光解離であるため、大気中の寿命が114 年と長い（IPCC, 2001）。また、地上で放出された一酸化二窒素が成層圏に到達すると、オゾンの光解離により生成された

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図 2.6.16 高度 8∼13km で観測された緯度帯別のメタン濃度（点）、長期変化傾向（青線）と年増加率（赤線）の経年変化励起酸素分子と反応して一酸化窒素を生成、これがさらにオゾンと反応するため、オゾン層破壊物質の一つにも挙げられている。一酸化二窒素の放出源は、土壌や海洋からの自然起源によるものと、窒素肥料の使用による農地や牧場などからの放出、化石燃料やバイオマスの燃焼など、人為起源のものがある。それぞれの放出量の定量化は難しいが、現在のところ自然起源が 55%、人為起源が 45%と見積もられている（IPCC, 2001）。図 2.6.17 は南極およびグリーンランドのいくつかの観測点における氷床コアおよび万年雪から得られた過去 1000 年の大気中一酸化二窒素濃度を示したものである。産業革命以前の全球平均濃度は約 270ppb であったが、その後増加を続けており、1998 年には 314ppb まで上昇した（IPCC, 2001）。図 2.6.18 に WDCGG に報告されたデータをもとに作成した 1988 年からの全球と半球別の濃度の経年変化を示す。濃度の増加傾向が続いており、WDCGG に報告されたデータから算出した全球平均濃度は、2003 年には 318ppb となっている。図 2.6.17 過去 1000 年の大気中一酸化二窒素濃度の変化 IPCC（2001）より。図 2.6.18 一酸化二窒素の大気中月平均濃度の経年変化 WMO（2004）より。図 2.6.19 綾里における大気中の一酸化二窒素月平均濃度の経年変化図 2.6.19 は、日本の綾里における一酸化二窒素濃度の経年変化を示したものである。2003 年の平均濃度は 319ppb で、全球平均濃度と同様増加傾向にあり、1 年間に約 1ppb ずつ上昇を続けている。