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◎大気放射線量速報

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北大関連リンク

気候を決める海洋大気物質循環像の解明を目指して

 地球化学の冒険 未知なる知の水平線の彼方へ出かけよう

 
 渡邉 豊


研究内容: 化学的手段を使い、化学の目を通して、地球システムを理解する

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【研究姿勢】           
【研究内容 三コマ点描】
【研究内容 基礎研究】
【研究内容 応用研究】

【研究機器】
【獲得研究費・研究プロジェクト】
【その他 自己紹介・報道】

【コラム 博士号・修士号をとるということ】
【コラム 論文を書くということ】

【研究業績】 
【教育姿勢・方針】

大気放射線量測定:
●札幌・北大・大学院環境科学院・屋上と●釧路市内の大気放射線量測定および北大・おしょろ丸による海洋放射線量測定を開始しました。観測・測定した値はすべて公開することがポリシー→詳細はこちら


【研究内容】 三コマ点描:2010年環境起学専攻セミナー 教員紹介で使用


【研究内容:基礎研究】
 
深海の流れの視覚化(化学トレーサーを用いた海洋循環 研究群)
 
海の呼吸(大気海洋間の気体交換解明 研究群
 
物質循環像の時空間地図を描く(船舶観測と衛星観測をつなぐアルゴリズム開発)
 溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環
                 
(海洋炭素循環の挙動解明 研究群)
 海にも肥料が必要(海洋栄養塩・窒素循環の解明 研究群
 ●なぜ洋上大気に雲ができるのか。生物過程の大きな役割
                     
(海水中のDMSの挙動解明 研究群)
 ●海は本来どのように変動しているのか 
   (太陽・惑星・地球との関係 気候と海洋物質循環の長期変動解明 研究群)


【研究内容:学際応用研究】
 
人間が出した二酸化炭素を、海はどこでどのぐらい吸収しているのか 
             
(大気海洋の人為起源二酸化炭素の挙動解明 研究群)
 温暖化で海洋はどのように様変わりするのか(海洋物質循環変化解明 研究群)
 海と陸との温暖化パズル:海と陸とのシーソーゲーム
             
(温暖化による陸域海洋物質相互作用変動解明 研究群)

大気放射線量測定:
●札幌・北大・大学院環境科学院・屋上と●釧路市内の大気放射線量測定および北大・おしょろ丸による海洋放射線量測定を開始しました。観測・測定した値はすべて公開することがポリシー→詳細はこちら


【その他 自己紹介・報道】
 ●北海道大学学内自己紹介
 ●環境起学専攻・地球温暖化課題:
海洋物質循環の過去/現在における変化の解明
 ●研究関連新聞報道
 ●地球温暖化とそれをめぐる懐疑論


研究姿勢  世の役に立つことを朗々と語るなかれ。研究動機を熱く語るべし

100年以上前に、すでに、大気中のCO2濃度が2倍になると、気温が4℃上昇することを予測されていました。大気中のCO2濃度は産業革命以降、280ppmから380ppmへと100ppm上昇、温暖化の影響が出始めています。しかし、CO2による赤外線吸収効果は紛れもない科学的事実ですが、地球気候システムは単純なものではなく、人間活動により放出されたCO2がそのまま大気に留まるわけでもなく、人間活動が何もしなくともその濃度は変化します。この原因は、地球と太陽・惑星間の運動に由来し、人類史以前の気候変動を引き起こしてきました。この力を受けて、地球気候システムには、さまざまなフィードバック過程が働き、大気中CO2濃度ばかりでなく、すべての物質循環や地球環境をコントロールしているのです。その上に、産業革命以降に人類がはき出したCO2などによる地球温暖化傾向が映し出されているのです。このため、単純に、ある一義的な現象の変化を見て、温暖化だとか寒冷化だとか決めつけるのは危険です。

実際、1970年代はある短い期間の平均気温の減少傾向を見て、科学者の一部はこれから寒冷化がくると言っていました。そこで、地球気候システムを理解するために、本来起こる物質循環を解明し、その上で、現在、顕著になりつつある地球温暖化の影響の程度を区別し、その影響の程度を科学的に明らかにする必要があります。また、無為に対策を打つと、気候には安定解と不安定解があり、不安定解の領域に突入すると、もう歯止めが効かず後戻りできないかもしれません。良識ある科学者はこの点を理解し研究を進めていますが、世にはその区別さえ危うい人たちが多くいることは事実で、1970年代とは逆の「地球温暖化」のオオカミ少年になるやもしれません。

これらの地球気候変動を増幅して突如、温暖になったり、寒冷になったりするキードライバーは、海洋大循環とその物質循環です。

これらの明らかとするため、私は、化学を武器にし、化学の目を通して、現在の地球働く諸現象・諸過程を解明しようとするだけでなく、過去の地球にも目を向け、将来の地球の予測に繋がる研究を行っています。これぞ地球化学研究です。

地球上の化学物質は、物理的に働くだけでなく、時に姿を変えて循環し、その変動をも記憶して、巡り巡るので、常に地球全体を一つの系として取り扱う必要があります。

地球の変化を最も敏感に反映するのは、大気です。大気中のCO2、N2O、SF6、フロン類などの成分測定もしますが、その目的は、単にその濃度を分析学的に知りたいのではなく、その時空間変動を解析して、それらを支配する諸現象・諸過程を探り出し、地球が地球気候システムとしてなにを物語りたいかをあらかじめ明らかにすることです。一方、気候変動の主役は、海です。海は、大気の50倍のCO2、70倍の質量、1100倍の熱を貯えており、気候変動・地球温暖化の時間スケールでの地球環境変化を引き起こすキードライバーです。その未開の扉は、1点を追求してもなかなか開けられません。

例えば、炭素循環は炭素のみに注目しても解明はできません。生物による有機炭素の生成量を決めている因子は炭素ではなく、その他の化学物質の循環です。表面海水の炭素濃度が減れば、必ずしも大気から溶け込んでくるわけではありません。つまり、大気海洋間の物質交換、沿岸や海底で起こる過程を含めて、海洋-大気-陸域全体を包括的に解明する必要があるのです。

その手段は、海水成分、気体成分、堆積物成分、生物試料、有機化合物、微量金属、放射性核種、安定同位体など多岐にわたるざるをえません。これらの化学を武器にし、化学の目を通して、地球上の化学物質の物質循環の包括的な解読に努め、本来起こる物質循環場と人為的な地球温暖化の影響を区別し、その影響の程度を科学的に明らかにすることに努めています。

まずは、これまでに分かっている地球気候システムを学ぶことです。これをしないとまちがいなく枯れてしまいます。そのためには、これまでの関連論文を読破する必要があります。しかし、それだけで、関連の専門書を読まないと、論文にはその基礎が詳細には書いてありませんから、また枯れてしまします。それが喜びとなれば真の「楽しみ」になるはずです。※参考:【コラム意到筆随 No.12】本を読まぬものはかならずや枯れる

さらに、そのうえで、地球気候システムの独自の研究作業仮説を立て、海というフィールドに出て、見て、感じて、さらに考えることです。そして、苦労して得たサンプルを化学的手段を用い、化学の目を通して研究することで、その作業仮説の科学的証明を試みること。これぞ場当たり的な地球科学ではない真の地球科学・大気海洋化学の醍醐味です。

化学的手法の特色と長所は、定量的に表現できることで、時間尺度を与える人類起源の気体成分や放射性核種、相変化などを物理的生物的過程を語る安定同位体、また、希土類元素や遷移金属なども、それぞれの性質をもとに確実に我々に地球気候システムが何かを語ってくれています。化学の目を通して、これらを読み取り、科学的証明をこころみることこそ、自然科学のすばらしさを味わえるはずです。

地球を相手にする研究、大気海洋化学の研究は、自身の生涯をかけて研究するに値するものと確信しています。

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博士号・修士号をとるということ

大学院は大学学部とは本質的にその性質が違います。そもそも、大学学部は、高校までの演繹的学習法からの脱却と帰納的手段の獲得であり、目指すべき専門分野を学びことにあります。修士課程と博士課程のある大学院はそれをさらに発展させ、演繹的手段と帰納的手段に融合により、先人たちの築いた礎のうえに、自分が発見した新たな知識を加える場ですこのため、それまでの学部とは大きく異なり、その主たるものが勉強することだけではなく、自らもがき、考え、行動することを求められます。誰かの手助け、それは指導する先生の場合が多いのですが、誰から勉強を教えられ学ぶ場ではありません。

基本的には、修士課程は2年間、博士課程は3年間を大学院で過ごし、それぞれ、修士号、博士号を獲得します。修士課程の場合には、2年で取得出来る場合がほとんどで、修士号を授けられます。修士号は、「あなたは研究・科学の素養がある」というお墨付き、ライセンス」です。これを取ったものは、修めた学問分野をもとに社会でそれなりの地位を築く能力を獲得したことになります。そうなるかは、修士号をとってからの本人次第です。

一方、博士課程は、3年経ったからといって博士号を獲得出来るわけではありません。大なり小なり世界で初の科学的発見・発明をし、その結果を英文学術論文としてまとめ、その道の専門誌に投稿・査読・受理・掲載されて、その後、居並ぶ教授・准教授の前で、博士取得のための発表会をすることが求められます。これで、皆に認められて初めて博士号が与えられるのです。これらを克服するのは、誰かの助けがあるにせよ、すべて自分で行います。なんとなれば、博士号は、「あなたは研究者・科学者として一人前である。」というお墨付き、ライセンスだからです。ある者にとっては、自動車免許感覚や趣味で取ることもあるでしょう。また、ある者にとっては、これからの科学者人生のパスポートとしてぜひに取らなければならないものです。いずれにせよ、すべて自分で自分を鼓舞し、実行しなければなりません。このため、運も多少ありますが、本人のやる気ひとつで、3年未満で博士号をとる者、6年かかってもとれない者、脱落する者、様々です。

「末は、博士か大臣か」と昔は言われました。今も言われているかは私は知りません。しかし、誰に自慢する場もないかもしれませんが、大学学部・大学院修士課程・大学院博士課程と、青春時代のほとんどを賭けて博士号を得たことは、自分自身に対して誇らしくあるはずです。

科学者人生を送るためのパスポートとして博士号を取った者にとっては、これが今後の科学者生活の通行手形となり、その際に博士号をもっているかもっていないかで天と地の差があることを実感することでしょう。本来、科学を議論・発展させるのに、どんな氏素性であろうと、どんな地位にあろうと問われません。しかし、現在科学ではそうはいきません。博士号をもっているかどうかです。持っていない者は、「アマチュア」としていつまでも周りからそれ相応の扱いしか受けません。博士号を取得したものもその上に胡座をかくことなく、その博士号の名に恥じぬよう、研究人生と人生を前向きに進むことが求まられるはずです。これは私自身にも言えることで、その例外はありません。

追記:
論文を書くということ

論文作成に役に立つリンク
必見:M. Okada, 「How to Write a Scientific Paper」

プロの科学者を目指すあなたへ:
推薦図書:研究-科学哲学・科学倫理
推薦図書:研究-科学者の処世術:生き残り戦略

参考:
【自然共生セミナー】
  ●科学哲学・科学倫理概論

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基礎研究  深海の流れの視覚化
                    
化学トレーサーを用いた海洋循環 研究群

海のながれ、海流
浜辺にいく、あるいは、フェリーにのって、海を見ると、海がある方向に流れているのがよく分かります。これが海流です。この海流は、大気循環から生じる風によって駆動されているので、風成循環と呼ばれています。

海は平均水深が3800mもあります。風成循環が起こっている水深100mのその下、深海には、私たちが普段イメージしているのとは別の海流があります。
冷たい水温と濃い塩分を持った海水が表面にあると、直下の海水よりも密度が高くなるので、鉛直的に不安定となり、自身の密度と同じところまで沈んでいきます。これが連続的に起こると、まるで、ところてんの押し出しのように表面から重い海水が、深海へ向かって広がっていくことになります。熱と塩分によってその密度流ができるため、熱塩循環と言われています。

熱塩循環の海流は、その密度差によって、陸地でいう地層のように連なって複雑に流れています。鉛直的にみる、風成循環が全体の流れに対して3%程度なのに対して、深層の流れである熱塩循環は残り97%を占めていることになります。この熱塩循環の出発点は、当然、表面がよく冷却され、蒸発によって塩濃度が高い水ができるところとなります。もっとも深いところに存在する熱塩循環は、冷却効果が大きく、海氷生成による塩分排出で塩濃度が高い南極地域を源とする南極底層水と言われる海流です。

私たちの住んでいる日本が面している太平洋にも、もちろん深海海流、熱塩循環はあります。この流れが北太平洋の気候、海洋生物活動、物質循環を決めているのです。この海流の動きを定量的に決めることは、海の科学研究の基本中の基本で、これが分からなければ海の中で起こっていることすべてがわかりません。

ここで、想像してみてください。風成循環のようには、目で見えない熱塩循環の流れはどのようにわかるのでしょうか。仮に、潜水艦で潜ったところで目には見えません。地球が回転していることと、密度不安定であることから、理論計算である程度は予測することができますが、その正しさ自身を確認するのにはどうしたら良いのでしょうか。

ここで、水の入っているグラスがあるとしましょう。そこに、コーヒーを凍らせた角氷をグラスに浮かべてみます。じょじょにとけたコーヒー水は、不純物であるコーヒーが入っていますし、まわりよりも冷たいので、もともとあった水よりも重く、沈んでいくことになります。コーヒーという染料が沈んで広がっていく様子が目に見えてよく分かります。これをコマ撮りで写真にとると、その変化量からグラス表面から沈み込むコーヒー水の正確な水の流れと量がわかります。この角氷にあたるものを化学トレーサーと言います。

コマ撮り写真は手間がかかるので、ちょっとコーヒー角氷を工夫してみましょう。角氷の真ん中はコーヒー濃度を濃くしてやり、外側に向かってその濃度を薄くした氷をつくったとしましょう。これを先ほどと同じように、水の入っているグラスに浮かべて、しばらく放っておくと、グラスの中にコーヒーの濃淡がついた流れが見えてきます。氷の溶解速度と、最初に作ったときの角氷内のコーヒーの濃度勾配さえ知っていれば、一回観察するだけで、グラス表面から沈み込むコーヒー水の正確な水の流れと量、さらにその水の年齢がわかりことになります。この角氷にあたるものを化学(遷移)トレーサーと言います。これは大変便利です。

実際の海には、コーヒー角氷はありませんが、海洋表面に起源があり、時間とともにその濃度を増す物質を用いることで、さきほども言いましたが、陸地でいうと地層にあたるそれぞれの熱塩循環の複雑な深海の流れが定量的に見えてくるのです(図1図2)。見えないものが見えてくる。とてもわくわくします。

図1 深海の化学遷移トレーサーの概念図:
深海のある密度面(地層のようなもの)でみると時間t0から時間t0+dtにかけて濃度が濃くなっていく。これを利用すれば、一回の測定で、海水の移動時間や形成量を求めることが出来る。

 

 



実際に、以下のような化学遷移トレーサーなどがあります。

●放射性炭素(C-14):宇宙線起源の天然にあるC-14と、1960年代に行われた大気中核実験起源のC-14を使います)
●三重水素(H-3、トリチウムともいう):宇宙線起源の天然にあるH-3と、1960年代に行われた大気中核実験起源のH-3を使います)
●フロンガス(CFCs、フレオンガスともいう):オゾン層破壊と温暖化物質として悪名高いあのフロンです。でも海洋学には大変役に立ちます。
●六フッ化硫黄(SF6):温暖化物質として悪名高い物質ですが、これも海洋学には大変役に立ちます。
ラジウム(Ra-226, Ra-228):キュリー夫人が発見した物質で、陸上にはたくさんあります。

図2 化学遷移トレーサーの大気濃度時間変化:左側中段はH-3、左側下段はC-14、右側はフロンガスであるフロン11とフロン12を示している。




これらの最新鋭の高精度測定法の開発と改良、さらなる化学遷移トレーサーの開発(図3)を行い、この武器を持って、海に出かけそれぞれの熱塩循環の深海海流の年齢・その形成量・行方を明らかにすることを目指し研究しています。海水の地層に年齢をつけ、その海水の流れと量を知るのです。

図3 深海の化学遷移トレーサー測定機器
CFCsSF6の同時分析装置:大気濃度も測定できる。現在、同時測定、小型化、高感度化を目指し、新規に様々な機器を開発中である。

 

 

 


その一例として、北太平洋のフロン分布に基づく、海水の年齢を見てみましょう。
下の図4はフロン濃度が北が濃度が高く、また、経度でみると日本のちょっと沖にあたる東経165度あたりのオホーツク海界隈で高くなっています。直感的にこのあたりで、最近表面から水が潜り込んでいることを示しています。これを海水のフロン溶解度と、大気中濃度の時間変化(図2)を用いて海水の年代に読み替えたものの例が図5です。

図4 北太平洋のフロン濃度の分布の一例:
東経130度、東経135度、東経140度、東経147度、東経155度、東経165度、東経175度上の分布。縦軸は深度1500mまで、横軸は緯度で右側方向が北。青から赤に色が変わるほどその濃度が高いことを示していて、新しく潜り込んだ海水であることを直感的に示唆している。(Watanabe et al., 2003)

 

図5 北太平洋のフロン濃度から求めた海水の年代決定の一例:上段は東経175度、下段は北緯30度上の結果。これらの分布は1990年後半における結果。(Watanabe et al., 1994, 2001, 2003)


これらを海水の密度上(いわゆる地層のようなもの)に並べてやると、正確な海水の年齢とその水の動きが見えてきます(図6)。100mから600mぐらいの深海の水は、ここでは、
オホーツク海あたりから潜り込み、南の赤道方向へ40年ぐらいをかけて流れているのがわかります。これは北太平洋の気候を決める重要な深層水で、北太平洋中層水(North Pacific Intermediate Water, NPIW)といわれる深海の流れです

図6 北太平洋の海水の年齢と水の挙動の一例:図中の数字は年齢(年:何歳かを表示)を、矢印は方向を示している。(Watanabe et al., 2003)


さらに、その他の化学遷移トレーサーを観測して、同じように解析すると、もっと深い深海の水の流れや動きを突き止めることができます。これを日本海やオホーツク海などの身近な海、さらには、太平洋、南極海、全地球的に行うと海の複雑な海流の流れが見えてきます(大まかな例として、図7)。大枠での深海海流は図7のような流れで、およそ1000年をかけて全球を巡っていきます。

この海洋の詳細な海流図を作成することは、気候系を解明するうえで、欠くことの出来ない基本情報です。現在、同時測定、小型化、高感度化を目指し、新規の機器を行っています。これらを基に、海洋の海流図をつまびらかにするとともに、気候変動・地球温暖化によってどのようにどの程度、深海海流が変化・変動しているのかを解明し、物質循環変動を定量的に明らかにすることを目指しています

図7 深層海流海の流れ:
青は深層水流、橙は表層流。(Breockerの図を改変)


イエスが生きて、戦国武将が跋扈し、龍馬が奔走していた頃にそれぞれ新しく沈み込んだ海水との出会いは、彼らの生き様に想いを馳せながら学問できることと合わせ、とても楽しい感動的研究です。


現在、地球温暖化や気候変動により、この海洋深層海流の形成量・循環が変わりつつあります。これがどのように変動するのかを解明することは、二酸化炭素の運命・物質循環が将来どのようになるのかを知る最も重要な鍵です。

その詳細については、
【研究テーマ:学際応用研究
・温暖化で海洋はどのように様変わりするのかに述べており、現在、その研究を進めています。※参考:【獲得研究費】


【現在進行中テーマ】
多変量化学遷移トレーサーによるオホーツク海の年齢決定に関する研究
多変量化学 遷移トレーサーによるベーリング海の年齢決定に関する研究 
新規化学遷移トレーサーの多変量同時測定法の開発に関する研究

【関連測定研究機器】
海水年齢決定装置:CFC-11, CFC-12, CFC-113&SF6連続同時測定装置
三重水素濃縮装置
炭素同位体(C-12, C-13, C-14)分析装置(国立環境研究所共同研究)
低バックグラウンド液体シンチレーションカウンター
α線・β線同時測定液体シンチレーションカウンター
塩分分析装置


【獲得研究費・研究プロジェクト】

【これまでの研究関連学術論文

「北太平洋の中層水・深層水の年齢決定」

【24】Watanabe, Y. W., Shimamoto, A., Ono, T. (2003): Comparison of time-dependent tracer ages in the western North Pacific: Oceanic background levels of SF6, CFC-11, CFC-12 and CFC-113. Journal of Oceanography 59, 719-730.(海水の年齢決定を行うの必要な化学トレーサーSF6, CFC-11, CFC-12 and CFC-113を北太平洋西部海域で広域的に測定・比較し、どの化学トレーサーが有効な年齢決定に適しているのかを定量的に示した論文)→詳細

14Watanabe, Y. W., Ono, T., Harada, K., Fukasawa, M. (1999): A preliminary study of oceanic bomb radiocarbon inventory in the North Pacific during the last two decades. Journal of Oceanography 55, 705-716. (1960年代以降に海水表面から取り込まれた大気中核実験起源の放射性炭素分布の20年間の変化から、北太平洋中層・深層水の動態を解明した論文)詳細

11Watanabe, Y. W., Ishida, A., Tamaki, M., Okuda, K., Fukasawa, M. (1997): Water column inventories of chlorofluorocarbons and production rate of intermediate water in the North Pacific. Deep-Sea Research 44, 1091-1104.→詳細

【10】渡辺 W. 豊 (1997): 化学トレーサーを用いた海水流動に関する研究. 海の研究 6, 11-18.→詳細

8Watanabe, Y. W., Harada, K., Ishikawa, K. (1995): Dilution of North Pacific Intermediate Water studied with chlorofluorocarbons. Journal of Oceanography 51, 133-144.→詳細

5Watanabe, Y. W., Harada, K., Ishikawa, K. (1994): Chlorofluorocarbons in the central North Pacific and southward spreading time of North Pacific Intermediate Water. Journal of Geophysical Research 99, 25195-25213.→詳細

2Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Tsunogai, S. (1991): Tritium in the north-western North Pacific. Journal of Oceanographic Society of Japan 47, 80-93.→詳細

「日本海深層水の年齢決定」


【3】Tsunogai, S., Watanabe, Y. W., Harada, K., Watanabe, S., Saito, S., Nakajima, M. (1993): Dynamics of the Japan Sea deep water studied with chemical and radiochemical tracers. p.105-119. In: T. Teramoto (Editor), Deep Ocean Circulation, Physical and Chemical Aspects, Elsevier, Netherlands.

【1】Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Tsunogai, S. (1991): Tritium in the Japan Sea and the renewal time of the Japan Sea deep water. Marine Chemistry 34, 97-108.(海水表面から取り込まれた大気中核実験起源の三重水素の存在量から、日本海深層水の喚起時間と滞留時間を定量的に初めて明らかにした論文)詳細

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基礎研究 物質循環像の時空間地図を描く
               海洋研究観測船曳航体システムとアルゴリズムの開発 研究群

海水の中に入っている成分を測定するには、通常、電気信号で上下の蓋が閉まる10L程度の円柱状の筒(採水器)を12−36本取り付けた耐圧処理された深海海水採水装置を、深海底までまず下ろします(図1)。これには、深度計、溶存酸素計、フロロフィル濃度計、濁度計、深海流速計などの種々の電子機器が取り付けられています。これらが、予定した必要な深度に到達すると、観測研究船の船上から電気信号を送り採水器の蓋を閉めて、これを深度毎に蓋をそれぞれ閉じて、表層から海底まで、必要な深度から12−36層の海水試料を船上まで回収してきます。これを必要な成分毎に小分けして測定機器にかけ分析を行います。この作業に要する時間はおよそ数時間に渡り、その間、観測研究船は停船します。この間、海洋をじっくり観察したり、陸では決して見られない幻想的な光景に出会い(図2)、地球を科学することに想いにふける最高の時間が流れます。一方、この間、観測研究船を停船していますから、観測研究船を使った限られた研究期間内ではこの時間が制約となり、水平的な時間分解能が稼げず、物質循環像の水平の時空間分布を悪くしている要因ともなっています。

それを解決する一つの手段として、航走中の観測研究船の船底からポンプによって海水を船上の実験室までくみ上げて測定をする方法、船底海水くみ上げの試みがこれまでなされてきました。こうすることで、船が走っている状態での海水試料が取れるので水平的な時間分解能は飛躍的に向上します。しかし、この方法には実はいくつかの問題があります。それは、(i)くみ上げ系からの対象とする成分に対する汚染物質の混入、(ii)生物由来の成分に対する加圧や破砕効果による偶然要因の増加、(iii)気泡成分の混入、(iv)船底一点からの採水による鉛直的な分解能の低下です。これらの問題は、微量金属、大気と海洋での濃度勾配のある気体成分、生物由来の成分を測定する場合にはデータの質として致命的になる可能性があります。

図1 深層海水採水装置(CTD-RMS):
水深0m-6000mまでの指定の水深で海水を取得できる機器。周りに取り付けられているのは、観測研究船の線上からの電気信号で上下の蓋が閉まる10L程度の円柱状の筒(採水器)。さらに、深度計、溶存酸素計、フロロフィル濃度計、濁度計、深海流速計などの種々の電子機器が取り付けられる。




図2 夜明け前の北太平洋での深層海水採水装置の投入風景

 

 

 

 

そこで、曳航体の登場となります。曳航体とは、字のごとく、観測研究船の航走時に引っ張りながら採水できる装置のことです(図3)。発想は原始的ですが、着想は最高のアイデアで、連装にしてやることで、船汲み上げ装置での問題はすべて克服できます。また、この汲み上げ海水を目的成分毎に自動分析する系にしてやることで、マンパワーを増やすことなく飛躍的にデータ数が増えることになります。現在、連装式曳航体の実機作成と実地運行を検討・実施中です。

図3 溶存気体用高頻度採水システム:二連装の場合の概念図および試験実機写真(下段)

 

 

 

 

 

 


 

 

 

一方、曳航体によってデータ数が増えたとはいえ、観測研究船による観測が行われていない時期には、データが相変わらず無い点はこれまでと変わりません。また、曳航体による自動採水・分析で、測定制約上どうしても観測できない目的成分もあります。これらの点を克服するには、これらのパラメータのアルゴリズム開発が必要です(アルゴリズムとは、これまでに容易に測定されているその他の海水成分の重回帰による近似化で、例えば、水温、クロロフィル、塩分など用いて目的成分をアルゴリズム化します)水温・クロロフィル・塩分などで目的成分がアルゴリズム化できれば、すでに観測衛星は水温・クロロフィル・塩分を短時間・高空間分解能で観測できているため、ここで得たアルゴリズムと組み合わせるとことで、物質循環の高分解能な時空間地図を描き出すことができるようになります。

これまでに、pHやDMSなどの気候変動に関係する重要な化学成分についてはアルゴリズム化に成功しています(図4図5)。曳航体によるさらなるデータ獲得により、さらに高精度アルゴリズム化を展開するとともに、その他の化学成分についても現在、アルゴリズム化を進めているところです。ひと目でわかる物質循環の時空間地図を机の上いっぱいに並べて、大気-海洋-陸域の物質循環像を頭の中に描き出し科学すること、これこそ、物質循環研究の王道です。

図4 アルゴリズ化によって得た北太平洋のpHの季節変動分布:
4-6月、7-9月、10-12月、1-3月の平均場。(Watanabe et al., 2006)
※参考:
【地球温暖化物質循環科学特論 100602Q1】

図5 表面水温と表面硝酸塩濃度からアルゴリズム化(パラメータ化)した北太平洋表面水のDMSの時空間変動図。左図は季節変動、右図は長期変動トレンド(色分けは赤が秋季、黒が冬季)を示す(Watanabe et al., 2006)


【現在進行中テーマ】
●海洋の気体交換フィードバックシステムと生物生産応答に関する研究
●海洋の温室効果気体の長期変動と気候へのフィードバッック
●海洋における二酸化炭素吸収変動量の高確度決定法の開発
海水中のpH分布復元のためのアルゴリズム開発
海水中のアルカリ度分布復元のためのアルゴリズム開発
天然放射性核種を用いた生物起源炭素吸収速度の解明
北太平洋高緯度海域における溶存無機炭素とアルカリ度の季節変動の解明
沿岸海域における溶存無機炭素とアルカリ度動態の解明

高確度な海洋表層のDMSの復元に関する研究


【関連測定研究機器】


【獲得研究費・研究プロジェクト】

【これまでの研究関連学術論文

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基礎研究 海の呼吸 
                          
大気海洋間の気体交換解明 研究群

海は、生きもののように呼吸をしています。
表面水温・塩分の変化による溶解度変化、生物活動よる大気と海洋との気体成分の勾配変化、陸からもたらされる栄養塩・アルカリ物質流入量にともなう溶解度・生物活動の相互作用変化によって、その呼吸の変化は引き起こされます。一年間を通すと、大気の主成分である窒素・酸素・アルゴンや、二酸化炭素・メタン、ジメチル硫黄(DMS)、亜酸化窒素など、海洋は大気へ吐き出したり、吸い込んだりを行っています。

この存在量や気体交換量は、場所や季節によって異なります。この時空間変動を押さえることは、大気ー海洋間が物質のやりとりを活発におこなう境界領域であるため、大気・陸・海の間のさまざまな物質循環を解明する上で、大変重要なさまざまな情報を与えてくれます。このために、必要な最新鋭の高精度測定法の開発と改良(例、図1図2)を行い、この武器を持って、海に出かけそれぞれの存在量と気体交換量を明らかにし、その海の呼吸量を知ることを目指しています。現在、これに質量分析計を追加し、さらなる高精度の情報を得ることを可能とする新手法を開発中です。

図1 海の呼吸を測定する機器の一例:
窒素・アルゴン・酸素同時分析装置。測定精度は世界一。
ハンドメイドでほぼ作成。

 

 

 

 

図2 海の呼吸を測定する機器の一例:
DMS分析装置:最新の測定法を開発。

 

 

 





【1】窒素、アルゴン、酸素の大気海洋間の交換量の解明


海洋表層物理環境場の復元:
大気の主成分である窒素・アルゴンは、大気中濃度は定常であり、生物活動にはほとんど使われることはありません。このため、これらの海水内での変化量を正確に測定することができれば、過去の海洋表層の物理的環境、海峡の荒天状況、泡立ちの程度等の情報を読み取ることが可能です。過去も含め、海洋表層が時空間的にどのような物理環境にあったのかの解明を行っています。

また、現在、地球温暖化や気候変動により、この海洋表層物理環境が変わりつつあります。これがプラスになるのか、マイナスになるのか、このことは、二酸化炭素の取り込みの程度が将来どうのようになるのか、あるいは栄養塩循環がどのようになるのかを知る重要な鍵のひとつとなります。
その詳細については、【研究テーマ:学際応用研究・温暖化で海洋はどのように様変わりするのかに述べており、現在、その研究を進めています。

海洋基礎生産量の時系列の復元
また、ここで得た気体交換量を海水中の溶存酸素に適用して、水温・塩分から期待される溶解度からの差を見積もってやると、海洋の表面に住む光合成生物(植物プランクトン)による基礎生産量を推定することが出来ます。この情報を「基礎研究 深海の視覚化」で述べている化学遷移トレーサーによる海水の年齢結果と組み合わせると、過去数十年の詳細な生物生産量を見積もる可能性を秘めています。過去水十年の海洋基礎生産の時空間分布の詳細な変動は分かって居らず、どのように推移しているかは炭素循環を考える上で興味深い研究です。

現在、地球温暖化や気候変動により、この海洋基礎生産量が変わりつつあります。これが増加するのか、減少するのか、このことは、二酸化炭素の取り込みの程度、海洋資源量が将来どのようになるのか、あるいは栄養塩循環・物質循環がどのようになるのかを知る重要な鍵となります。

その詳細については、
【研究テーマ:学際応用研究
・温暖化で海洋はどのように様変わりするのかに述べており、現在、その研究を進めています。
※参考:【獲得研究費】


【2】炭素・メタンの大気海洋間の相互作用の解明
※参照:基礎研究 溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環 
                海洋炭素循環の挙動解明 研究群


【3】二硫化硫黄の大気への交換量の解明
※参照:基礎研究 なぜ洋上大気に雲ができるこのか。
      生物過程の大きな役割: DMSの挙動解明 研究群


【現在進行中テーマ】
窒素・アルゴンの高精度測定法の開発と海洋表層物理環境場の復元
窒素・アルゴン・酸素を用いた海洋基礎生産量の時系列の復元
窒素・アルゴンを用いた海水中の脱窒の研究


【関連測定研究機器
窒素・酸素・アルゴン同時分析装置
比色式溶存酸素分析装置
亜酸化窒素分析装置
DMS-SPME測定用ガスクロマトグラフ質量分析装置

【獲得研究費・研究プロジェクト】

【これまでの研究関連学術論文

【52】Tanaka, S. S., Watanabe, Y. W., Ono, T.: Estimation of net oxygen prodcution in mesoscale eddies of the western North Pacific during the spring bloom period. Submitted to Geophysical Research Letters. (海洋の主要ガスを測定し、その非平衡量のずれを用いて、海洋生物生産量を見積もる方法を提起するとともに、実海域での生産量を見積もった論文)

51Tanaka, S. S., Watanabe, Y. W., Sasaki, K., Watanabe, S.: Estimation of remineralization of oragnic matter in the world ocean using dissolved gases. Submitted to Nature Geoscience. (全球的な大気-海洋の主要ガスを測定し、その非平衡量を初めて示すとともに、これを元に示した生物生産量ならびに海水の年齢がこれままでの見積もりとは大きく異なることを示した論文)

【38】Tanaka, S. S., Watanabe, Y. W., (2007): High accuracy method for determining nitrogen, argon and oxygen in seawater. Marine Chemistry, 106, 516-529, doi:10.1016/j.marchem.2007.05.005.(大気中の主要気体である窒素、アルゴン、酸素を海水で世界一高精度に測定できる機器を開発し、大気と海洋間の気体交換における気泡効果を世界で初めて示した論文)詳細

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基礎研究 溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環
                     
    海洋炭素循環の挙動解明 研究群

地球は水の惑星といわれます。その海には大量のCO2が溶け込んでおり、炭素量に直すと、大気CO2量の50倍も貯えていることになります。ここには、大気分圧から期待される以上の大量のCO2成分が溶け込んでいます。これは、CO2が水に溶けると、化学平衡で重炭酸イオン(HCO2-)に解離し、さらに炭酸イオン(CO32-)に解離する二段階解離をするためです図1)。特に、表面水温が低い極域や高緯度海域の海水は溶解度が高いため、よりよく溶けることになります。の海水中に溶け込んでいるCO2、HCO2-、CO32-の全量を溶存無機全炭酸量(DIC)といいます。表面海水は平均的には弱アルカリのpH=8程度であるため、DICの中では、90%以上がHCO2-の形で存在しています図2)

図1 二酸化炭素の解離:
純水と海水の場合。(g),(aq),(s)はそれぞれ、気体状態、水和状態、固体状態を示す。反応は、片矢印に従い、列方向に進む。

 

 

 

 




図2 pHに対するDICの存在型の割合:
緑の線は、0.1M 塩酸と平均的な表層海水のpHを示している。

 

 

 



 

 

海洋食物連鎖の基部にある光合成をする植物プランクトンは、海洋表面で、主にHCO2-を使って自らの身体(有機体やCaCO3の殻)を作っています。このため、表面では、光合成が活発になると、海水中のDIC 量は減少し、大気からさらにCO2が溶け込んでくるのです。海全体としてみたとき、表層では、光合成が活発なときには、炭素全体としては、大気から大量にCO2を吸い込んでいることになります。

ここで、脇道に逸れますが、この海水の炭酸平衡ではたいへんおもしろいことが起こります(図1)。高校までの化学では、無限希釈に近い状態でCaが溶けている蒸留水にCO2が溶けると、炭酸カルシウム(CaCO3)が沈殿することと習いました(図1、(I)純水の場合を参照)。ですから、炭酸の殻を持つ生物を増やしてやると、大気からCO2を吸収することになると思われがちです。しかし、実際の海水ではそうはなりません。これは海水がいろいろな成分が溶けていることによる緩衝効果のためです。簡単にいうと、pHを急激に変化させないように能動的に働く効果です。現在の海水のpHを考えると、実は、図1の(II)海水の場合の符号の様に動きます。すなわち、炭酸の殻を持つ生物を増やしてやると、大気からCO2を吸収するのではなく、逆に大気へCO2を吐き出すことになります。海の表層にいる生物がどのタイプが優勢であるのかということは、海洋の炭素の取り込みを考えるとき非常に複雑で重要な要因です(図3)。これを明らかにするだけでもたいへん意義ある研究と言えます。


図3 CaCO3殻とSi02殻をもつ海洋生物が大気・海洋間の二酸化炭素交換に与える影響

 

 

 






ここで、もうひとつ、炭酸平衡に関する大きな誤解が生じる問題を紹介します。一般に、液体が低温のほうが高温に比べて、気体成分を良く溶かし込みます。海水に対するCO2の溶解も例外でなく、低温のほうが多く溶けます。 ここで、CO2分圧(fCO2)がPからP+ΔPまでΔP上昇した場合を考えてみます(図4)。fCO2がP、P+ΔPどちらの場合にも、低温(TL)の場合のほうがDIC量は大きくなります。このことは、熱帯域に比べて低温である高緯度海域で、CO2が大気から海洋へ溶け込みやすいことを意味しています。一方、fCO2がPからP+ΔPへ上昇した場合、DICと水温Tの勾配がθからθ'へ小さくなるため、fCO2の増加ΔPに対しては、高温(TH)の場合のほうがDICの増加量は大きくなります。このことは、fCO2の増加に対して、高緯度域よりも、暖かである熱帯海域で、CO2が大気から海洋へ溶け込みやすいことを示している。すなわち、大気から海洋へのCO2の溶け込みやすさを議論する場合には、冷たい高緯度海域のほうが溶けやすいと言えますが、現在進みつつある人間活動起源のCO2の溶け込みやすさを議論する場合には、暖かな低緯度海域のほうが溶けやすいということになります。これを理解しておかないと大きな誤解を招くことになります。

図4 海水水温とDICの関係:大気中CO2分圧(fCO2)がPからP+ΔPまで上昇した場合を考える:TL、THは低水温、高水温を表す。fCO2がP、P+ΔPどちらの場合でも、低温(TL)の場合のほうがDIC量は大きい(破線矢印と実線矢印の総和 DIC(TL)> DIC(TL)。このことは、熱帯域に比べて低温である高緯度海域で、CO2が大気から海洋へ溶け込みやすいことを示している。一方、fCO2がPからP+ΔPへ上昇した場合、DICとTの勾配がθからθ'へ小さくなるため、fCO2の増加ΔPに対しては、高温(TH)の場合のほうがDICの増加量は大きい(破線矢印 DIC(TL)< DIC(TL)。このことは、fCO2の増加に対して、高緯度域よりも、暖かである熱帯海域で、CO2が大気から海洋へ溶け込みやすいことを示している。

さて、もとの話にもどり、表面で取り込まれたCO2は、二つの道程で再び海から大気へ吐き出されることになります。そのひとつは、光合成により取り込まれた炭素が分解する過程です。表面で活動を終えた生物は、その死滅し、深海に沈んでいくとともに、分解を受け、海水へDICの形として戻っていきます。そのほとんどは、海洋表層で分解を受け、再び、大気へCO2として吐き出されます。 深海までたどり着いた生物遺骸はさらに分解をうけ、深層水へDICの形で戻っていきます(図5)。このDICを十分に貯えた深層水が、その海流の時間スケールに従って、数十年から1000年をかけてふたたび、海洋表層へ戻ってくる時、大気よりCO2分圧が高くなっているので、大気へCO2として吐き出されます(図6)。全球規模でのこのCO2の吐き出しの合算は、数年スケールでは、吸い込んだ量と同じになります。


図5 一次元的にみた海水に取り込まれた生物由来の炭素の取り込みとその分解の概念図

 

 







図6 深層海流海の流れ:
青は深層水流、橙は表層流。(Breockerの図を改変)

 

 







しかし、空間的にどこで吸い込み、どのように海洋内に分配され、その後、どこで吐き出しているのか、その時間変動はどのようになっているのでしょうか。これが、炭素循環にともなう物質循環や、生物生産、気候形成には重要な要因となります。図7は、海水表面のCO2分圧と大気CO2分圧の差を取った図で、海洋が完全に定常だと仮定した場合、どこがCO2を吸収しているのか直感的に分かります。青と紫色のところが二酸化炭素を吸収している領域で、大西洋の高緯度域が紫で活発な吸収領域であり、その他の中緯度海域が青い吸収領域であることが分かります。面積にすると、北太平洋の冬の中緯度域が圧倒的に大きい吸収源であることが分かります。この理由としては、その季節にはpHが高いことと(図8)、海水の緩衝効果、表層の生物活動、海水の収束領域が複雑に関係しています。

図7 大気海洋間の二酸化炭素差の全球マップ:プラス符号(赤いほう)は海洋が放出源、マイナス符号(青と紫)が海洋が吸収源となっていることを示している。(Takahashi et al., 2002)

図8 アルゴリズ化(パラメーター化)によって得た北太平洋のpHの季節変動分布:
4-6月、7-9月、10-12月、1-3月の平均場。(Watanabe et al., 2006)
※参考:【地球温暖化物質循環科学特論 100602Q1】


これらの分布を時空間的により詳細に明らかにするため、海水中の高精度なDIC、pH, アルカリ度の開発を観測研究船舶での観測測定するとともに、セジメントトラップを用いた深層への炭素の輸送量の観測を行っています。さらに、観測だけでは、不十分な空間的補完をするために、これらのパラメータのアルゴリズム開発(アルゴリズムとは、これまでに容易に測定されているその他の海水成分の重回帰による近似化)、衛星データの適用に現在取り組んでいます

現在、地球温暖化や気候変動により、海洋深層海流循環減少、海洋基礎生産量の変化、海洋の酸性化により海洋炭素循環が変わりつつあります。これを定量的に解明することは、二酸化炭素の取り込みの程度が将来どのようになるのか、さらに海洋炭素循環の変動が大気・気候へどのような影響を与えることになるのかを把握するために重要な研究です。


その詳細については、
【研究テーマ:学際応用研究
・温暖化で海洋はどのように様変わりするのか
に述べており、現在、その研究を進めています※参考:【獲得研究費】


【現在進行中テーマ】

海水中のpH分布復元のためのアルゴリズム開発
海水中のアルカリ度分布復元のためのアルゴリズム開発
海水中のアルカリ度・pH高精度同時測定装置の開発
天然放射性核種を用いた生物起源炭素吸収速度の解明
沈降粒子捕獲装置試料による沈降粒子中のCa/C変動の解明
北太平洋高緯度海域における溶存無機炭素とアルカリ度の季節変動の解明
沿岸海域における溶存無機炭素とアルカリ度動態の解明

【関連測定研究機器
溶存無機炭酸(DIC)分析装置
アルカリ度(Alk)分析装置
比色式溶存酸素分析装置
炭素同位体(C-12, C-13, C-14)分析装置
(国立環境研究所共同研究)
逆同時低バックグラウンドβ線測定装置
超低バックグラウンドγ線測定装置
α線測定装置
低バックグラウンドβ線測定装置
沈降粒子捕集装置(セジメントトラップ)
大容量現場海水濾過装置

【獲得研究費・研究プロジェクト】

【これまでの研究関連学術論文
【42】Shigemitsu, M., Watanabe, Y. W., Narita, H. (2008): Time variations of δ 15N of organic nitrogen in deep western subarctic Pacific over the last 145 kyr. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(10), Q10012, doi:10.1029/2008GC001999.(西部北太平洋の極域における海洋沈降粒子の有機窒素安定同位体を測定・解析し、過去14万年の海洋循環・環境を定量的に解析した論文)→詳細

【41】Sakamoto, A., Watanabe, Y. W., Kido, K., Osawa, M., Noriki, S. (2008): Time series of multiple chemical parameters of CO2 in Otaru coast in Hokkaido, Japan: Evidence of the important role of coastal region for CO2 flux between air and Sea. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 79, 377-386, doi:10.1016/j.ecss.2008.04.013.(北海道沿岸部における海洋炭酸系物質の連続測定ならびにパラメタライズ化を行い、沿岸海域における二酸化炭素吸収速度の時系列解析をした論文)→詳細

【37】Shigemitsu, M., Narita, H., Watanabe, Y. W., Harada, N., Tsunogai, S. (2007): Ba, Si, U, Al, Sc, La, Th, C and 13C/12C in a sendiment core in the western Subarctic Pacific as proxies of past biological production. Marine Chemistry, 106, 442-455, doi:10.1016/j.marchem.2007.04.004 (西部北太平洋の極域における海底堆積物中の様々な化学成分を測定・解析し、過去14万年の海洋環境を定量的に解析した論文)→詳細

【34】Nakano, Y., Kimoto, H., Watanabe, S., Harada, K., Watanabe, Y. W. (2006): Simultaneous vertical measurements of in situ pH and CO2 in the sea using spectrophotometric profilers. Journal of Oceanography 62, 71-82.(比色分光法を用いた海水中のpH-CO2現場測定装置開発の論文)→詳細

【33】Ono, T., Midorikawa, T., Takatani, Y., Saito, K., Ishii, M., Watanabe, Y. W., Sasaki, K. (2005): Seasonal and interannual variation of DIC in the Oyashio mixed layer: a climatological view. Journal of Oceanography 61, 1059-1074.(親潮表層における溶存無機炭素濃度の季節的・経年的変動を定量的に示した論文)→詳細

【31】Nakano, Y., Watanabe, Y. W. (2005): Reconstruction of pH in the surface seawater over the North Pacific Basin by using temperature and chlorophyll-a. Journal of Oceanography 61, 673-680.(北太平洋表層のpHのパラメーター化を行い、これを用いて北太平洋における表層pHの季節変動・空間分布をはじめて定量的に示した論文)→詳細

【30】Wakita, M., Watanabe, S., Watanabe, Y. W., Ono, T., Tsurushima, N., Tsunogai, S. (2005): Decadal change in dissolved inorganic carbon at Station KNOT in the subarctic western North Pacific. Journal of Oceanography 61, 129-139.(北太平洋西部海域の観測定点Station KNOTにおける溶存無機炭素の10年におよぶ連続測定を行い、人間活動起源CO2の海洋吸収速度を定量的に示した論文)→詳細

【23】Lamb, M. F., Sabine, C. L., Feely, R. A., Wanninkhof, R., Key, R. M., Johnson, G. C., Millero, F. J., Lee, K., Peng, T. H., Kozyr, A., Bullister, J. L., Greeley, D., Byrne, R. H., Chipoman, D. W., Dickson, A. G., Goyet, C., Gernther, P. R., Ishii, M., Johnson, K. M., Keeling, C. A., Ono, T., Shitashima, K., Tilbrook, B., Takahashi, T., Wallace, D. W. R., Watanabe, Y. W., Winn, C., Wong, C. S. (2002): Internal consistency and synthesis of Pacific Ocean CO2 data. Deep-Sea Research II 49, 21-58.(太平洋の炭酸系物質を測定するデータを比較検討し、整合性のあるデータ管理法を提唱した論文)→詳細


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基礎研究 海にも肥料が必要
                      
海洋栄養塩・窒素循環の解明 研究群

植物はCO2と水さえあれば育つと小学生のときに教えられますが、実際、庭の植物はそれでは育ちがません。肥料がいることは経験的に知っています。肥料とは、成長に必要な周辺環境から取り込むべき化学成分ですが、成長しきるのために必要な絶対量に対して、不足しているものを指します。この不足分を補ってやるために、系外から付加されるべきものになります。陸上植物の場合、窒素、リン、カリウムなどがそれに当たります。

海洋表面に生息する植物プランクトン(海の光合成植物)も実は、その成長には肥料が必要です。海水の場合、カリウムは陸からの大量に供給されていて海水の主成分ですから、これは海水ならばどこでもほぼ均一にあります。また、日本人の主食であるお米に代表されるケイ酸植物にとっては、陸では土壌の主構成成分のため、肥料としては添加してやる必要はありませんが、海水中では、熱力学的に不足がちになり、ケイ酸質の殻をもつ植物プランクトンにとっては、いつでも肥料としてほしい成分のひとつです。

このため、海水では、ケイ酸質の殻を持つ植物プランクトンにとっては、ケイ酸、窒素、リンが主な肥料であり、それ以外の植物プランクトンにとっては、窒素とリンが主な肥料として必要です。これらの肥料を主栄養塩といいます。

冬場に海洋表面は大気に熱を奪われ冷却し、下層の海水よりも密度が高まり密度不安定となり、上下での混合が起こります。【基礎研究 溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環】でも述べていますが、海洋内部での有機物の分解により、海洋表層よりも深海のほうが主栄養塩は高いので(図1)、冬季の鉛直混合によって、海洋表層へ肥料となる主栄養塩が供給されます。

平均的には、植物プランクトンが光合成に必要なはリンと窒素の比については、全球平均で1:16です。このリン、窒素、ならびにその取り込み・分解過程に関係する酸素と炭素の比も含め、レッドフィールド比を言われています。およそ、それらは原子比で、リン:窒素:炭素:酸素 = 1:16:106:138を取ります。これに従い、植物プランクトンは栄養塩を取り込み光合成をし、その死滅の後、深海へ沈降しながら、周辺の溶存酸素を消費して、この比に従って分解を受け、深海海水へ戻っていきます。ケイ酸は水中内での溶解度の関係で、海水へ溶解し戻る量が少なく、その結果、深層水から海洋表面へ上がってくるケイ酸は、植物プランクトンが必要とするリンや窒素の比に比べ、小さいものとなります。いわゆる枯渇した状態で海洋表面に戻ってくるわけです。

この栄養塩とCO2と光を使って植物プランクトンは光合成活動をし、自分の生命維持と子孫を残すための活動を行います。ケイ酸質の殻を持つ植物プランクトンはもっと最近に発生した高等生物であるので、炭酸の殻を持つ生物や、殻をもたない植物プランクトンよりも、繁殖が優先的です。このため、枯渇するケイ酸がなくなるまで光合成活動を行い、その後は、次に深層からケイ酸が供給されるまで光合成をすることはできません。結果、表面海水には、窒素とリンが残り、それを使って、その他の植物プランクトンが光合成を行い始めます。

ところが、それぞれの海では、下から供給されるリンと窒素の比は1:16に近いものではありますが、厳密には一致しません。太平洋では、その値はレッドフィールド比を下回り、大西洋では上回ります。これは、乱暴にいうと、太平洋では、高い生物生産物を分解するのに海水中内の酸素が足りないため、硝酸を使った脱窒が活発なため、結果、深海海水中の窒素が使われるため、海水中のリンと窒素の比は1:16を下回るものと考えられています(図2)。大西洋では、深層循環に従って窒素が枯渇した太平洋起源の水が表面水として流れ込んでくるため、空気中の窒素を取り込む光合成活動、窒素固定が活発になるために、海水中のリンと窒素の比は1:16を上回る結果とそうなると考えられています。

しかし、理論場はもっともらしいのですが、それが太平洋規模や大西洋規模で本当にそうなのかその確証は未だ確認させていません。その大きな問題は、(1)そもそも平均的に生物がレッドフィールド比1:16でいつも取り込んでいるのかという点、(2)その他の栄養塩の過不足による影響(光合成にとって必要な微量金属、たとえば、鉄濃度)、(3)高品質なデータ群の欠如、(4)栄養塩濃度の詳細な時空間的変動の把握の欠如などにあります。

これらを解決するためには日夜研究をしています。その第一段階としては、海水の栄養塩の時空間分布の把握ですることにあり、海水中の高精度な栄養塩を船舶観測測定するとともに、観測だけでは、不十分な空間的補完をするために、これらのパラメータのアルゴリズム開発(アルゴリズムとは、これまでに容易に測定されているその他の海水成分の重回帰による近似化)、衛星データの適用に現在取り組んでいます。

現在、地球温暖化や気候変動により、海洋深層海流循環減少、海洋基礎生産量の変化、海洋の酸性化により炭素循環が変動するとともに、この栄養塩循環、特に窒素循環も変わりつつあります。これを定量的に解明することは、気候が海洋栄養塩循環に与える影響、さらには、海洋栄養塩循環の変動が気候に対して与える影響を把握するために重要な研究です。

その詳細については 、
【研究テーマ:学際応用研究
・温暖化で海洋はどのように様変わりするのか
に述べており、現在、その研究を進めています。※参考【獲得研究予算】

図1 北大西洋と北太平洋のリン酸の水深に対する
鉛直分布

 

 







 




図2 北太平洋高緯度海域の東側(上図)と西側(下図)の深層水中の栄養塩の過去50年間の時系列データ。N*(緑色の線)は窒素固定なのか(プラスの値)、脱窒なのか(マイナスの値)の指標。ここでは、過去50年間、マイナスの値であり、脱窒が起こっている可能性を示している。(Watanabe et al., 2008)



【現在進行中テーマ】
海水中の脱窒・窒素固定変動に関する研究
南極海・北極海・オホーツク海におけるレッドフィールド比変動に関する研究
海洋表層植物プランクトン起源粒子中の炭素/カルシウム/ケイ素を用いた炭素吸収速度に関する研究
海洋表層植物プランクトン起源粒子中のバリウムを用いた生物生産復元のためのプロキシー開発研究

【関連測定
研究機器】

栄養塩分析装置
窒素・酸素・アルゴン同時分析装置
比色式溶存酸素分析装置

<深層海流測定機器>
フロン(CFC-11, CFC-12, CFC-113)分析装置
六フッ化硫黄分析装置
三重水素濃縮装置
低バックグラウンド液体シンチレーションカウンター
α線・β線同時測定液体シンチレーションカウンター
塩分分析装置


【獲得研究費・研究プロジェクト】

【これまでの研究関連学術論文

【40】Watanabe, Y. W., Shigemitsu, M., Tadokoro, K. (2008): Evidence of change in oceanic fixed nitrogen with decadal climate change in the North Pacific subpolar region. Geophysical Research Letters, 35, L01602, doi:10.1029/2007GL032188.(北太平洋の極域における栄養塩の長期変動解析を行い、現在、海洋が温暖化に伴い窒素律速となり、極域では考えられいなかった窒素固定が起こっている可能性を定量的に示唆した論文)→詳細

【33】Ono, T., Midorikawa, T., Takatani, Y., Saito, K., Ishii, M., Watanabe, Y. W., Sasaki, K. (2005): Seasonal and interannual variation of DIC in the Oyashio mixed layer: a climatological view. Journal of Oceanography 61, 1059-1074.(親潮表層における溶存無機炭素濃度の季節的・経年的変動を定量的に示した論文)→詳細

【32】Watanabe, Y. W., Ishida, H., Nakano, T., Nagai, N. (2005): Spatiotemporal decreases of nutrients and chlorophyll-a in the western North Pacific surface mixed layer from 1971 to 2000. Journal of Oceanography 61, 1011-1016. (北太平洋西部海域における過去30年間の栄養塩と生物生産量を解析し、これらが18年の変動周期を持ちながらともに減少していることを明らかにした論文)→詳細(IPCC Climate Change 2007に引用)

【27】Watanabe, Y. W., Wakita, M., Maeda, N., Ono, T., Gamo, T. (2003): Synchronous bidecadal periodic changes of oxygen, phosphate and temperature between the Japan Sea deep water and the North Pacific intermediate water. Geophysical Research Letters 30(24), 2273, doi:10.1029/2003GL018338.(北太平洋と日本海における溶存酸素濃度の時系列解析をし、過去50年、両海域の溶存酸素濃度がともに18年周期の気候変動周期を伴いながら減少傾向をもって同期していることを明らかとした論文)→詳細

【26】Wakita, M., Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Noriki, S., Wakatsuchi, K.(2003): Oceanic uptake rate of anthropogenic CO2 in the subpolar marginal sea: The Sea of Okhotsk. Geophysical Research Letters 30(24), 2252, doi:10.1029/2003GL018057. (オホーツク海の炭酸系物質を経年的に観測・測定・解析し、海氷が覆う極域海域における人間活動起源二酸化炭素吸収量を定量的に見積もる方法を提案した論文)→詳細

【22】Ono, T., Midorikawa, T., Watanabe, Y. W., Tadokoro, K., Saino, T. (2001): Temporal increase of phosphate and apparent oxygen utilization in the subsurface waters of western subarctic Pacific from 1968 and 1998. Geophysical Research Letters 28(17), 3285-3288, doi:10.1029/2001GL012948.(北太平洋内部の栄養塩濃度が18年周期を持って変動していることを初めて示した論文)→詳細(IPCC report Climate Change 2007に引用)

【17】Ono, T., Watanabe, Y. W., Sasaki, K. (2000): Annual anthropogenic carbon transport into the North Pacific Intermediate Water through Kuroshio/Oyashio Interfrontal Zone: An estimation derived from the CFCs distribution. Journal of Oceanography 56, 675-689.(北太平洋の気候を左右する北太平洋中層水にどのくらい人間活動起源二酸化炭素が溶け込んでいるのかを、その源流である黒潮・親潮混合水域でクロロフルオロカーボンデータ布を測定し、その分布に基づき解析した論文)→詳細

【16】Takahashi, Y., Matsumoto, E., Watanabe, Y. W. (2000): The distribution of delta C-13 in total dissolved inorganic carbon in the central North Pacific along 175E and implications for anthropogenic CO2 penetration. Marine Chemistry 69, 237-251.(北太平洋におけるの溶存無機炭素中の炭素安定同位体の広範囲の分布を観測し、そのデータを基に人間活動起源CO2の海洋吸収量を定量的に示した論文)→詳細

15Takahashi, Y., Matsumoto, E., Watanabe, Y. W. (1999): Anthropogenic carbon in the upper layer of the North Pacific subtropical gyre along 175E. Journal of Oceanography 55, 717-730.(北太平洋におけるの溶存無機炭素濃度の広範囲の分布を観測し、取り込み・分解の理論的根拠に基づいて、人間活動起源CO2の海洋吸収量を定量的に示した論文)→詳細

6 斉藤千鶴、渡辺W. 豊 (1995): 栄養塩測定の標準化-現状と問題点, 海洋理工学会誌 1, 99-103. →詳細

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基礎研究 なぜ洋上大気に雲ができるのか。生物過程の大きな役割
                        海水中のDMSの挙動解明 研究群

海岸にたって沖をみると、雲がもくもくと広がっていくのはよく見かける風景です。なぜ、洋上に雲ができるのでしょうか。陸地から蒸発した蒸気を含んだ空気が上昇し、それとともに冷却が進んで、露点温度になったからといって雲が出来るわけではありません。

この際、重要なのは、雲の核になる微粒子が空気中に漂っているかどうかで決まります。陸から遠く離れた海上では微粒子などないよう考えられますが、実は、海洋起源の微粒子がたくさん漂っています。その代表的で、存在量が多いものとして、硫化エアロゾルがあげられます。

この主な起源は、海洋表層に生息する植物プランクトンが出すジメチルサルファイド(DMS、(CH3)2S))です(図1)。この物質は磯の香りのもととなるものです。海洋から放出されたDMSは大気中で速やかに酸化され、硫化エアロゾルとなり、漂ううちに雲核となります。

図1 海水中のDMS形成機構と大気気候システムのフィードバック効果の概念図

 

 

 

 

 

 








DMSは植物プランクトンすべてが同等に出すわけではなく、その種類や生育環境によってその生成量が異なり、また、海洋から大気へ放出される際には海洋表層の物理環境が制御しています。一般に、海洋から大気への気体の放出は、風速の関数として知られています。海洋内でのDMSがどの植物プランクトンによりどの程度生成されているのかについては、CaCO3殻をもつ小さな植物プランクトンがより多くDMSを生成するという報告もありますが、その詳細はまだ分からないところがあります。まして、その空間分布の詳細や、時空間変動については分からないことだらけです。このため、海水中の DMSの測定法の開発や分析機器の開発を行い、太平洋においてDMSの観測を行っています(図2)


図2 DMS測定のSPME用ガスクロマトグラフ質量分析装置

 

 

 

 


一方、海洋観測は、どうしても時空間的に離散的になってしまいます。そこで、これまでにデータがたくさんあるその他の化学成分と、衛星観測データを用いて、海洋表層のDMS濃度を予測してやること(アルゴリズム化)は、時空間補完をし、その変動を把握するうえで重要です。そこで、表面水温と表面栄養塩濃度から北太平洋のDMS濃度のアルゴリズム化をし、時空間分布を現在試みています(図3)

図3によると、DMSは、沿岸部の生物生産量が高いところで、秋ぐちに非常に高くなっているのが分かります(図3、左図)。これは、CaCO3殻をもつ小さな植物プランクトンが繁殖する時期と一致していて、これらの植物プランクトンがDMSを生成していることを示唆しています。

このアルゴリズムを用いて、海洋の亜熱帯海域と亜寒帯海域の観測定点での海洋表層のDMS濃度の長期変動を見てみました。その結果、両海域において、どの季節でも海洋表層のDMS濃度は増加していることが分かりました(図3、右図)。。これに風速の関数を乗じてやることで、海洋から大気へのDMSの放出量(フラックス)がここ30年で、一年あたり1%増加していることがわかったのです。

図3 表面水温と表面硝酸塩濃度からアルゴリズム化(パラメータ化)した北太平洋表面水のDMSの時空間変動図。左図は季節変動、右図は長期変動トレンド(色分けは赤が秋季、黒が冬季)を示す(Watanabe et al., 2006)


これらのDMSの結果は、実は、現在進んでいる地球温暖化について重要な知見を与えています。※参照【温暖化で海洋はどのように様変わりするのか】図5)で述べていますが、温暖化で海洋表層が成層化し、深層からの栄養塩が供給されないため、植物プランクトンの小型化がすすみ、CaCO3殻をもつ小さな植物プランクトンが増えつつあります(図4)

図4 地球温暖化による海洋生物生産と気候フィードバック効果の一例。





















このプランクトンが増えれば、大気へのDMS放出量が増え、結果、雲が増える可能性があることを意味しています雲は、太陽からの入射エネルギーを反射する(アルベド)ので、雲量が増加することは、地球温暖化にブレーキをかける(負のフィードバック効果)ことになります。

これを高確度に全球的に起こっていることなのかを明らかにし、海洋のDMS放出が温暖化に対してどの程度のブレーキになるのかを定量的に明らかすることは、これからいったい何がおこるのかを知る上で大変意義深く、現在、その研究に取り組んでいるところです。


【現在進行中テーマ】
高確度な海洋表層のDMSの復元に関する研究
海洋のDMSの鉛直分布復元に関する研究

【関連測定研究機器
DMS-SPME測定用ガスクロマトグラフ質量分析装置

【獲得研究費・研究プロジェクト】

【これまでの研究関連学術論文

【36】Watanabe, Y. W., Yoshinari, H., Sakamoto, A., Nakano, Y., Kasamatsu, N., Midorikawa, T., Ono, T. (2007): Reconstruction of dimethylsulfide in the North Pacific surface water during 1970s to 2000s. Marine Chemistry, 103, 347-358, doi:10.1016/j.marchem.2006.10.004.(地球温暖化抑制物質である海洋生物起源のジメチル硫黄の太平洋におけるパラメーター化を行い、初めて、北太平洋におけるジメチル硫黄の季節変動・空間分布を示すとともに、過去30年の間に海洋から大気への放出量が増加していることを定量的に示した論文)→
詳細

【35】Sakamoto, A., Niki, T., Watanabe, Y. W. (2006): Establishment of long-term preservation for dimethylsulfide (DMS) by solid-phase micro extraction (SPME) method. Analytical Chemistry, 78, 4593-4597.(地球温暖化抑制物質である海洋生物起源のジメチル硫黄の海水中濃度を測定する新しい方法、Solid-Phase Micro Extraction (SPME)法を用いて長期保存法を実現した分析法の論文)→詳細

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基礎研究 海は本来どのように変動しているのか 
                       
海洋物質循環の長期変動解明 研究群

【現在作成中】

【獲得研究費・研究プロジェクト】

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学際応用研究 人間の出した二酸化炭素を、
           海はどこでどのぐらい吸収しているのか
                  大気海洋の人為起源二酸化炭素の挙動解明 研究群

人間の営みによって、数億年前に地下深く隔離された石油・石炭がCO2の形で、ここ200年の間に大気へ大量に放出され続けています。その大気中濃度の上昇率は、ここ50年で著しい伸びを示しています(図1)。CO2は大気中では安定な化学型として存在していますから、大気からの除去源がないと放出した分だけ大気中に蓄積してするはずです。しかし、大気中の増加分から見ると、1990年代には一年当たり6.4ギガトン(ギガトン=10億トン)の放出されたCO2のうち、半分が大気に留まり、残りの半分が海と陸に除去されていることが分かってきました(海洋除去分は1.8ギガトン/年、陸除去分が1.0ギガトン/年)。これが2000年代になると、一年当たり7.2ギガトンの放出されたCO2のうち、大気に留まるものが増え、6割、海と陸の吸収(海洋除去分は2.2ギガトン/年、陸除去分が0.9ギガトン/年)は4割と減っていることが分かってきており、より温暖化の影響が加速していることが伺えます。

それでは、どのような方法で、人間の営みによるCO2(人間活動起源CO2)の海と陸の除去量や分布が分かるのでしょうか。除去量については、海か陸のどちらかの除去量が分かれば、必然的に一方が分かります。陸域は、土地開発による放出としても働きますし、植生等も不明な部分が多く残っておりその見積りが困難なところがあります。そこで、海による人間活動起源CO2の除去とその分布について見てみます。

その海洋の人間活動起源CO2の吸収量の見積り法には大きく分けて3つの方法があります。
【1】海洋表層のCO2分圧の全球的分布を用いる方法
【2】海水中の溶存無機炭素(DIC)の変化を用いる方法
    参照:【溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環, DICとは】
【3】化学遷移トレーサーを用いる間接的方法
    参照:【深海の流れの視覚化】

【1】海洋表層のCO2分圧の全球的分布を用いる方法

【溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環】で説明していますが、以下に示している図1は、海水表面のCO2分圧と大気CO2分圧の差を取ったものです。海洋が完全に定常だと仮定した場合、どこがCO2を吸収しているのか直感的に分かります(図1)。青と紫色のところが二酸化炭素を吸収している領域で、大西洋の高緯度域は紫で活発な吸収領域であり、その他の中緯度海域が青い吸収領域であることが分かります。面積にすると、北太平洋の冬の中緯度域が圧倒的に大きい吸収源であることが分かります。この理由としては、その季節にはpHが高いことと(参照【溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環】)、海水の緩衝効果、表層の生物活動、海水の収束領域が複雑に関係しています。この海水表面のCO2分圧と大気CO2分圧の差に、風速の関数の媒介変数をかけることで、一般に大気から海洋へ、海洋から大気へのCO2の移動量(単位:mol/m2/sec)が計算されます。海洋表層のCO2を測定すれば、人間活動起源CO2の吸収量、すなわち、行方がわかると思われがちですが、これは大いなる誤解です。大気から海洋へ、海洋から大気へのCO2の移動量を空間的に積分すれば、その対象となる場のCO2の移動量が分かりますが、実はこれでは、地域的にも、全海洋的にも、海が人間活動起源CO2をどれだけ吸っているのかを求めることはできません。この理由としては、海洋のあるところでは、季節によって、大気から海洋へ、海洋から大気へのCO2の移動があるからです。全海洋全体を一年を通して、細かい時間分解能で積分しなければ、人間活動起源CO2の正確な吸収量や変動量を見積もることはできません。観測船を同時にかなりの数を動員してCO2を測定し、データを統合せねばならず、確度の高い見積りを行うのが難しいのが現状です。


図1 大気海洋間の二酸化炭素差の全球マップ:プラス符号(赤いほう)は海洋が放出源、マイナス符号(青と紫)が海洋が吸収源となっていることを示している。(Takahashi et al., 2002)



【2】海水中の溶存無機炭素(DIC)の変化を用いる方法

海洋の人間活動起源CO2の吸収量の見積りを行う方法として、【1】の方法に替わり、海水中に溶け込んだCO2の全量の形をとるDICを測定し、その変化量から求める方法が近年開発されてきています。これは大気のCO2濃度が右肩上がりで上昇している限り、大気-海洋のCO2分圧差で海洋に一旦溶け込んだ人間活動起源CO2は大気へ戻らないという仮定に基づいています。この方法の基本的概念は式として表すと以下のようになります。
DIC観測値(現在) = DIC大気由来(現在) + ΔDIC有機物 + ΔDIC炭酸カルシウム  式(1)

ここで、DICは海水意中の溶存無機炭素濃度、ΔDICはDICの海水中での変質量を表しています。また、下付の記号、観測値、大気由来、有機物、炭酸カルシウムは、それぞれ、観測時のDICの値、大気から海洋へ入ってきたCO2由来のDICの値、生物由来の有機物中に取り込まれたDICの値、生物由来の炭酸カルシウムの殻に取り込まれたDICの値を表しています。ΔDIC有機物とΔDIC炭酸カルシウム観測値(現在)は、海水内での炭素の取り込み・分解・溶解過程ですから、レッドフィールド比により、酸素濃度から逆算することが可能です。

すなわち、DIC観測値(現在)、ΔDIC有機物 、 ΔDIC炭酸カルシウムの三つは既知ですから、式(1)をDIC大気由来(現在)について変形することで、現在、大気から海洋へ入ってきているCO2量が求めることができます。

DIC大気由来(現在)= DIC観測値(現在)- ΔDIC有機物 - ΔDIC炭酸カルシウム  式(1)'

このDIC大気由来(現在)が現在、大気から海洋へ入ってきているCO2量を表していることになりますが、だからといって、これだけで、大気から海洋への人間活動起源CO2の吸収量を表しているわけにはなりません。実は、産業革命が始まる以前、今から200年前の大気中濃度280ppm(図2)と平衡になっている海水のDIC大気由来(産業革命以前)を差し引いてやらなければなりません。そこで、式(2)のようになります。


図2 過去10000年のCO2の大気中濃度。左上段の図は過去200年のこれらの大気中濃度。(IPCC, 2007)












DIC人間活動起源 = DIC観測値(現在)- DIC大気由来(産業革命以前、280ppm大気平衡)  式(2)

式(2)から求めた、北太平洋中央部の人間活動起源CO2量の例を図3に示しました。北太平洋、南太平洋ともに、緯度にして40度辺りが最も深く人間活動起源CO2がもぐりこんでいます。これは深層の海洋循環の影響です。一方、海の表面はおよそ40μmol/kgの濃度が広がっているのがわかります。これを全球的に空間積分することで、人間活動起源CO2量の吸収量を求めることができ、さらに時間間隔を置いて、その濃度差を取ることで人間活動起源CO2の海洋への吸収速度を得ることが可能となります。しかし、この方法にも、欠点があり、ΔDIC有機物とΔDIC炭酸カルシウム観測値(現在)の海水内での炭素の取り込み・分解・溶解過程を補正する過程で用いているレッドフィールド比が果たして、空間的に一定なのか、また時間変化に対して一定かなどの問題、観測値が時空間変動を十分にカバーできるほど存在しない問題など、いくつか大きな問題を孕んでいます。これについては、現在、多くの研究者がその改良と克服に取り組んでいます。

図3 1990年台半ばの太平洋中央における人間活動起源CO2濃度。図の右側が北太平洋、左側が南太平洋(Sabine et al., 2002)


【3】化学遷移トレーサーを用いる間接的方法

上記の問題点、特にレッドフィールド比の時空間的一定性の問題を克服する方法として、化学遷移トレーサーを用いた方法が登場します。【基礎研究 深海の流れの視覚化】の図2のCFC(フロンガス)の大気濃度時間変化本章の図2左上段のCO2の大気濃度時間変化はここ80年の間、ともに右肩上がりで濃度が上昇しつづけいて、その形が非常によく似ています。時間に対して、右肩上がりで濃度が変化すると言うことは、時間に対して濃度を考えた場合、これらの濃度は常に一つしかないこととなり、濃度を時間の関数として取り扱うことが可能であることを意味しています。おまけに、CFCは不活性ガスで生物活動の影響を受けませんから、海水の年齢を求めることができます。また、CFCデータはDICに比べて時空間変動を十分にカバーできるほど存在しているので、大気と接してCO2を取り込み、深海へ海流が移動した時間、年齢を求めることができるので、海洋内で人間活動起源CO2とCFCが同じような挙動をすると仮定すると、簡単な連立方程式を解くことでき、人間活動起源CO2の海洋への吸収量とその吸収速度を時空間的に高分解で求めることで可能となります。

その例として、太平洋におけるその吸収速度を図4に示しました。当然、人間活動起源CO2濃度は表面のほうが高くなっていますが、暖かな熱帯域ほど高緯度域より、おおくの人間活動起源CO2を溶かし込んでいます(赤いほど濃度が高い)。これは【基礎研究 溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環】の図4で述べている大気中CO2の増加に対する海水の緩衝作用のためです。一方、高緯度域では表面の人間活動起源CO2濃度は低いのですが、北太平洋高緯度域のオホーツク海付近に表面から中深層へ北太平洋中層水(North Pacific Intermediate Water)の形成海域が潜り込むため、深海深くまで人間活動起源CO2が入っています。すなわち、水温が高い暖かな海域では、人間活動起源CO2を大気から溶かし込むが、海洋内部まで深く蓄積できない、冷たい高緯度海域ではその逆となり、海洋全体でどれだけ人間活動起源CO2が溶け込んでいるか直感的には判断しにくく、この点が人間活動起源CO2の海洋への吸収に関する大きな誤解を生む場合もあります(※基礎研究 溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環】)    

図4 化学トレーサー法により求めた北太平洋の人間活動起源二酸化炭素の吸収速度の分布(μmole/kg/year)。 上段は、東経175度上の北緯47度〜南緯17度の断面図(ほぼ日付変更線上。図左側が南緯17度)。下段は、北緯30度上の東経135度から西経120度の断面図(日本からアメリカ。図左側が日本)。縦軸は水深で、0m〜1800m。赤い色ほど人間活動起源二酸化炭素濃度が高いことを示している。(Watanabe et., 2000)

CO2の増加に対する海水の緩衝作用による効果と、深層水形成による効果の両方の効果による海洋への人間活動起源CO2の速さを判断するためには、表面から海底までの海全体としての鉛直積算が大変便利です。その例として、太平洋全域における人間活動起源CO2の吸収速度の分布を図5に示しました。 南太平洋では、その吸収速度は高緯度で高く(赤いところ)、これは緩衝作用効果以上に深層水形成効果が上回って海洋内部に人間活動起源CO2を大量に吸収していることを物語っています。一方、北太平洋では、日本の東沖、黒潮流域にその吸収速度が高いところが広域に広がり、これは深層水形成効果以上に緩衝作用効果以上にが上回って海洋内部に人間活動起源CO2を大量に吸収していることを物語っています。日本の沖は北太平洋にとって重要な吸収海域であり、また、北太平洋が全海洋の25%を占めていることを考え合わせると、この海域は全球の人間活動起源CO2吸収ならびに気候に大きな影響を与えていることが分かります。

図5 化学トレーサー法により求めた北太平洋の人間活動起源二酸化炭素吸収速度の鉛直積算分布(g-C/m2/year)
。左側は、水深0m〜1800mまでの積算量。右図は、中層水(400mから海底まで)の積算量。上段は1968-1978年の分布、中段は1978-1988年の分布、下段は1988-1998年の分布。(Watanabe et al., 2000)

ここで述べた化学遷移トレーサーを用いた人間活動起源CO2の挙動を探る方法は間接ほうですから、この確度を高める必要が現在求められています。その有力な手段の一つが、人間活動起源CO2の大気への放出とともに、大気中の炭素安定同位体比が変化してきたことを利用して、海洋への人間活動起源CO2吸収を評価する直接的方法です。その北太平洋の例を図6に示しました。この結果を、化学遷移トレーサー法等と相互比較することで、海洋中での人間活動起源CO2の挙動に関する情報の確度が格段に上がると予想されます。現在、この研究を曳航体を利用して、北太平洋で広域的に展開しています(※参照【基礎研究 物質循環像の時空間地図を描く】)。これが成功するば、数年スケールでの人間活動起源CO2の挙動の変動が捕らえることができ、より確度の高い人間活動起源CO2の海洋の吸収速度を把握・予測できるものと期待しています。大気海洋の炭素循環は循環研究の王道であり、その道は険しいですが、取り組む価値は十分高いものです。

 

図6 炭素安定同位体C-13により求めた北太平洋の人間活動起源二酸化炭素濃度の時間的変化(micro-mole/kg)。海洋観測定点Station KNOT(北緯44度、東経155度)における結果。縦軸は海水の密度であり、水深に換算するとおよそ200mから2000mに相当する。左側が1999年、真ん中が2000年、右側が2006年の濃度。(Watanabe et al.,2010投稿中)

【現在進行中テーマ】
海洋における二酸化炭素吸収変動量の高確度決定法の開発
海洋の気体交換フィードバックシステムと生物生産応答に関する研究
海洋の温室効果気体の長期変動と気候へのフィードバック


【関連測定研究機器】
フロン(CFC-11, CFC-12, CFC-113)分析装置
六フッ化硫黄分析装置
三重水素濃縮装置
炭素同位体(C-12, C-13, C-14)分析装置(国立環境研究所共同研究)


【獲得研究費・研究プロジェクト】

【これまでの研究関連学術論文

【49】Watanabe, Y. W., Chiba, T, Tanaka, T.: Recent change in the oceanic uptake rate of anthropogenic carbon in the North Pacific subpolar region determined by using a C-13 time series. Submitted to Journal of Geophysical Research.(海水中の炭素安定同位体を北太平洋亜寒帯域で経年時系列で測定するとともに、その炭素安定同位体から海水へとけ込んだ人間活動起源の二酸化炭素量を理論的に推定する方法を示した論文)

【30】Wakita, M., Watanabe, S., Watanabe, Y. W., Ono, T., Tsurushima, N., Tsunogai, S. (2005): Decadal change in dissolved inorganic carbon at Station KNOT in the subarctic western North Pacific. Journal of Oceanography 61, 129-139.(北太平洋西部海域の観測定点Station KNOTにおける溶存無機炭素の10年におよぶ連続測定を行い、人間活動起源CO2の海洋吸収速度を定量的に示した論文)→詳細

【28】Sabine, C., Feely, R. A., Watanabe, Y. W., Lamb, M. F. (2004): Temporal evolution of the North Pacific Ocean carbon cycles. Journal of Oceanography 60, 5-15.(アメリカ研究者との共同論文。北太平洋における大気からの二酸化炭素吸収量を見積もる方法・結果を比較し、そのぞれの方法の長短所についてレビューした論文)→詳細(IPCC report Climate Change 2007に引用)

【26】Wakita, M., Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Noriki, S., Wakatsuchi, K.(2003): Oceanic uptake rate of anthropogenic CO2 in the subpolar marginal sea: The Sea of Okhotsk. Geophysical Research Letters 30(24), 2252, doi:10.1029/2003GL018057. (オホーツク海の炭酸系物質を経年的に観測・測定・解析し、海氷が覆う極域海域における人間活動起源二酸化炭素吸収量を定量的に見積もる方法を提案した論文)→詳細

【25】Tanaka, T., Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Noriki, S., Tsurushima, N., Nojiri, Y. (2003): Oceanic Suess effect of δ 13C in subpolar region: the North Pacific. Geophysical Research Letters 30(22), 2159, doi:10.1029/2003/GL0108503. (北太平洋西部海域の観測定点Station KNOTにおける溶存無機炭素中の炭素安定同位体を集中連続観測し、極域・亜極域における海水中の炭素安定同位体の海水への取り込み量と人間活動起源CO2の海洋吸収速度を定量的に示した論文)→詳細

【24】Watanabe, Y. W., Shimamoto, A., Ono, T. (2003): Comparison of time-dependent tracer ages in the western North Pacific: Oceanic background levels of SF6, CFC-11, CFC-12 and CFC-113. Journal of Oceanography 59, 719-730.(海水の年齢決定を行うの必要な化学トレーサーSF6, CFC-11, CFC-12 and CFC-113を北太平洋西部海域で広域的に測定・比較し、どの化学トレーサーが有効な年齢決定に適しているのかを定量的に示した論文)→詳細

【20】Ono, T., Watanabe, Y. W., Watanabe, S. (2000): Recent increase of total carbonate in the western North Pacific. Marine Chemistry 72, 317-328.(北太平洋の溶存無機炭素濃度を時系列で広域的に観測し、その増加について定量的議論した論文)→詳細

【19】Watanabe, Y. W., Ono, T., Shimamoto, A. (2000): Increase in the uptake rate of oceanic anthropogenic carbon in the North Pacific determined by CFC age. Marine Chemistry 72, 297-315.(海水にとけ込んでいるクロロフルオロカーボンに基づく海洋表層から潜り込んだ海水年齢を用いて、海水に取り込まれた人間活動起源の二酸化炭素量を理論的に推定する方法を示し、太平洋のその取り込み量を推定した論文)→詳細

【18】Xu, Y., Watanabe, Y. W., Aoki, S., Harada, K. (2000): Simulation of storage of anthropogenic carbon dioxide in the North Pacific using an ocean general circulation model. Marine Chemistry 72, 221-238.(海洋モデルを使って北太平洋の人間活動起源二酸化炭素量を見積もった論文)→詳細

【17】Ono, T., Watanabe, Y. W., Sasaki, K. (2000): Annual anthropogenic carbon transport into the North Pacific Intermediate Water through Kuroshio/Oyashio Interfrontal Zone: An estimation derived from the CFCs distribution. Journal of Oceanography 56, 675-689.(北太平洋の気候を左右する北太平洋中層水にどのくらい人間活動起源二酸化炭素が溶け込んでいるのかを、その源流である黒潮・親潮混合水域でクロロフルオロカーボンデータ布を測定し、その分布に基づき解析した論文)→詳細

【16】Takahashi, Y., Matsumoto, E., Watanabe, Y. W. (2000): The distribution of delta C-13 in total dissolved inorganic carbon in the central North Pacific along 175oE and implications for anthropogenic CO2 penetration. Marine Chemistry 69, 237-251.(北太平洋におけるの溶存無機炭素中の炭素安定同位体の広範囲の分布を観測し、そのデータを基に人間活動起源CO2の海洋吸収量を定量的に示した論文)→詳細

【15】Takahashi, Y., Matsumoto, E., Watanabe, Y. W. (1999): Anthropogenic carbon in the upper layer of the North Pacific subtropical gyre along 175E. Journal of Oceanography 55, 717-730.(北太平洋におけるの溶存無機炭素濃度の広範囲の分布を観測し、取り込み・分解の理論的根拠に基づいて、人間活動起源CO2の海洋吸収量を定量的に示した論文)→詳細

14Watanabe, Y. W., Ono, T., Harada, K., Fukasawa, M. (1999): A preliminary study of oceanic bomb radiocarbon inventory in the North Pacific during the last two decades. Journal of Oceanography 55, 705-716. (1960年代以降に海水表面から取り込まれた大気中核実験起源の放射性炭素分布の20年間の変化から、北太平洋中層・深層水の動態を解明した論文)詳細

【9】Watanabe, Y. W., Takahashi, Y., Kitao, T., Harada, K. (1996): Total amount of oceanic excess CO2 taken from the North Pacific subpolar region. Journal of Oceanography 52, 301-312.→詳細

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学際応用研究 温暖化で海洋はどのように様変わりするのか
                         
海洋物質循環変化解明 研究群

大気中のCO2濃度上昇にともない、海洋がCO2をどのぐらい吸収しているのかという研究は近年盛んに行われてきています。今後も人類がCO2を放出し続ける限り、また、気候変動のメカニズムをより理解するためには、今後も重要な研究課題であり続けることは間違いありません。ただ、これまでの研究の基本は、産業革命以降のここ200年程度は海洋循環と生物活動が長期的時間スケールのうえでは定常状態であったという暗黙の前提のうえに成り立っていました。誰も、数十年で劇的な変動が起こるなど、天変地異でも起こらない限り、あり得ないことと信じていたのです。本来、ミランコビッチサイクルに代表されるような恒星-惑星間の相互作用にともなう地球環境の変動周期や、温室効果にともなう大気・海洋間の熱交換量などの変動・変化は、その程度は別としても、この長期的時間スケールの上でも起こりうる可能性があることは皆が意識しているはずなのです。しかし、これまで地球環境研究がその域まで達していなかったと言えます。しかし、ここ21世紀を迎え、ここ数年の間に海洋の変動・変化の検出が可能になる程度に大気海洋のさまざまな高精度時系列観測データが揃いつつあることによって、海洋の気候変動・変化に関する研究は急速に進みつつあります。

北太平洋についてその例を挙げると、東部北太平洋の海洋定点観測点Papa(50oN, 140oW)における過去60年間の海洋表層の冬場の混合層の深さの減少や、親潮海域・オホーツク・日本海などの西部北太平洋での過去30年間の亜表層での溶存酸素(DO)や生物による新生産量(new production)の減少などがあることが最近になって次々と分かってきました。しかし、これらの研究は海洋内部でなんらかの変動・変化が起こりつつあることは示しているものの、この変動・変化がどの程度広域的に起こっているのか、また、それらが起こる原因が海洋循環の変動なのかあるいは生物活動の変動によるものなのかなど物質循環変動の様相は明らかではないのです。その点を明らかにすることが、現在行われている研究の中心といっても過言ではありません。

そこで、ここでは、これまでに北太平洋で行われた海洋循環変化や生物活動変化の指標となる化学時系列データの結果を用いて、北太平洋の広範囲において海洋物質循環に何が起こっているのかをその可能性についてまずは見てみます。

【海洋深層の水塊形成量の減少-海洋循環変動の証拠】
海洋環境が広い範囲で変動しているかどうかは、海洋の同一観測地点での数十年に渡る物理・化学・生物データの蓄積があれば、その検出が可能かもしれません。しかし、これまで海洋定点観測ではこれらのデータセットが揃ったものはあるものの、広範囲に渡る定観測線で物理・化学・生物データが揃ったものはありませんでした。そこで、過去に高精度かつ詳細に観測された同一の観測点を探して、過去にも測定されている酸素消費量(AOU:飽和酸素濃度から観測された酸素濃度を差し引いた値)と化学トレーサー・クロロフルオロカーボン類(CFCs)による水塊の年齢を再度観測して、これらの結果を過去の値と比較してみました(図1)

図1 1980年と2000年における北太平洋の酸素消費量(AOU)の差(下図)
ここでは、2000年から1980年の値を差し引いている。赤い部分が過去20年で著しくAOUが増加しているところを示す。上図の地図は冬季の海洋表層の硝酸濃度。暖色系が高濃度。(Watanabe et al., 2001; Emerson, Watanabe et al., 2004)


ここでは過去1980年と2000年の期間の差として比較しています。その結果、水深を海水密度で見ると(縦軸)、27.4以浅(水深約1000m)では、過去20年間に(等密度面の)深さはそれほど変わらないにもかかわらず、AOUが有意に増加していました。また、本来、海洋表層から潜り込む深層水の水塊形成量が一定ならば、増加するはずもない水塊の年齢も見かけ上約30%近くも増加していたのです。北太平洋の気候を決める重要な深層水のひとつに、北太平洋中層水(NPIW)があります。この水が形成される亜寒帯海域では、AOU増加は実に40 μmol/kgを越えるレベルまでに達していました。

このAOUを増加させる原因としては主に二つが考えられます。その一つは、亜表層の水塊形成量(NPIW)の減少です。海洋表層の生物生産がほぼ一定の条件のもとでは、観測された化学トレーサーによる水塊の年齢増加とAOUの水柱の全増加分が十分バランスしていることから、この水塊形成量減少の可能性が高いと言えます。もう一つの可能性は海洋表層での生物生産の増加です。水塊形成量が減少しないものとすると、海洋表層から海洋内部へ運ばれる有機物量は、ここで観測されたAOUの増加を説明するためには、もとの値(気候値)から10倍以上の生物生産量が増加する必要があります。過去には生物生産が2倍になったとの報告すらもこれまでにされておらず、この可能性は低いでしょう。もちろん、水塊形成量減少に伴い、栄養塩の減少などで生物への影響があることは間違いありませんから、そのことについては後で説明することにしましょう。

【海洋環境変化の傾向とその変動周期】
これまでに述べたAOUの増加や水塊年齢の増加などの物質循環変動は、北太平洋の広範囲に渡り著しいものであることがわかってきたのですが、これらのデータは過去20年の間に同一観測線で行われた、たった2回の観測のスナップショットの比較でしかありません。この2つのスナップショットの間ではどのような変動・変化が起こっているのでしょうか。

そこで、今度は、溶存酸素(DO)について北太平洋全体でのその変動傾向を調べ、そのメカニズムを含めた詳細を見てみましょう。その結果、日本海や北太平洋ではどこでも海水の密度27.4まで、DOが周期性を伴いながら減少しているのが見られました(図2)

図2 日本海と北太平洋における過去50年間の溶存酸素濃度の変化。左から、日本海深層水、北太平洋西部、北太平洋東部。上図の地図は冬季の海洋表層の硝酸濃度。暖色系が高濃度。(Watanabe et al., 2008)



日本海では水深3500m、北太平洋西部と東部ではおよそ水深1000mまでにその周期が達していました。このDOの減少傾向はNPIWが形成される亜寒帯海域では、毎年0.7 μmol/kgも減少し、また、これらの周期変動は20年であることが見て取れます。この減少傾向を生物活動の増加から説明しようとすると、2〜5倍の増加が必要であり、やはりそのような報告はいままでにありません。これらのことは、日本海深層水と北太平洋亜表層水の水塊の形成機構が独立であるにも関わらず、また、太平洋の東西で距離がかなりあるにも関わらず、表層から潜り込む水塊が物理的な変動・変化を受けて、20年周期の摂動をともないながら、その形成量が減少していることを示していることになります。

ここで変動周期に焦点を絞り、大気と海洋の相互過程を考えてみましょう。北太平洋における海面気圧偏差の時間変化(NPI)とDOの変動周期とを比較すると、NPIが低気圧性の時に海水のDOは減少し、高気圧性の時にDOが増加しています。水塊の形成機構が完全に独立な日本海と西部北太平洋海域の変動周期がともに同期していることと、北太平洋の東西で変動周期が逆位相であることを考え合わせると、大気が海洋内部の変動・変化を支配しているのがわかります。このことは大気と海洋が密接な相互作用をしていることが分かります。その結果、地球固有の摂動として20年の周期性が現れるのです。この20年周期がなぜおこるのかは、現在研究が進められています。今のところ、月と地球の相互作用を介した大気海洋相互作用、海洋の潮汐変動がその原因であると考えられています。

一方、酸素の直線的な減少傾向はなにを語っているのかというと、大気中の二酸化炭素濃度増加による地球温暖化の効果が水塊の形成量減少を引き起こし、その結果、酸素の直線的な減少傾向を表していることがわかってきたのです。

【生物活動の減少-生物活動変動の証拠】
表層から潜り込む水塊の形成量の減少ほどには、生物活動変化の著しい増加・減少が見られないにせよ、このような大気-海洋の変動・変化に対して、やはり長期的に見て、海洋表層に棲む生物の活動は変化していないのでしょうか。

そこで、海洋表層に棲む生物の活動の指標となる植物プランクトン中のクロロフィルa(Chl-a)濃度に注目してみます。まず、海洋表層以下に存在するクロロフィルaの最大濃度の深度(CSMD)に着目しました。図3は137˚E測線と175˚E線上における緯度10度毎にまとめたCSMDの過去30年間の時系列です。


図3 北太平洋におけるクロロフィルaの亜表層最大濃度深度(CSMD)。
(Ishida, Watanabe et al., 2009)



両海域でCSMDは年々その深度を増加させ、平均0.5m/年にもなります。冬場においても夏場と同様な状況になります。このことは水塊の形成量減少に伴い下層からの栄養塩供給が減少したために、光制限よりも栄養塩制限が強くなり、栄養塩を求めて植物プランクトンが海洋の下層に移動していることを示唆しているのかもしれません。
さらに、表層のChl-a濃度についてみると、生物活動が増加して亜表層のDOを減少させるどころか、その存在量自体が減少しています(図4)

図4 北太平洋における表面密度(上段)、栄養塩リン酸濃度(中段)、
クロロフィルa(chl-a)の時間変化。
左は冬場の値、右は夏場の値をプロット。(Watanabe et al., 2005)




冬場と夏場のリン酸濃度の差から求めた新生産量(植物プランクトンの光合成生産量から呼吸量を差し引いたものに同義)も同様に減少しており、これらのことは表層の植物プランクトン生物活動が減少方向へ向かっていることを示しています。また、この生物活動もまた、減少傾向だけではなく、DOと同様に、20年周期の摂動も持っていることがわかります(図4)。そして、やはり、この周期もほぼNPIと同期して変動しているようです。このことは、大気-海洋間の相互作用による水塊形成量の減少の結果、少なくとも北太平洋では生物活動が20年周期を伴いながら減少していることが明らかになってきました。これは北太平洋に限らない現象だと考えられます。このため、現在、南極海、北極海、オホーツク海などの極域、ならびに大西洋やインド洋についても同様の解明を目指し、世界の研究者と協力し、日夜研究しているところです。

また、植物プランクトンの生物量が減少するだけでなく、その生物種の構成が変化していることが最近わかってきています。その変化は、二酸化炭素を効率良く海洋内へ固定するケイ藻という大型サイズの植物プランクトンから、二酸化炭素の固定効率が低い小型サイズの植物プランクトン(例えば、CaCO3殻をもつもの)へ移りつつあるということを意味しています(※参照【溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環】 図3)ここ数年、ケイ藻の海として知られるベーリング海で、小型の植物プランクトンでCaCO3殻をもつココリスが増殖しているのもこれらのことと多いに関係あるのかもしれません。ココリスが増殖すると、海洋への二酸化炭素固定量が減るばかりでなく、海洋から大気へと二酸化炭素が放出される結果になります。そして、温暖化がさらに加速するフィードバック機構がかかるのかもしれないのです。一方、これらの小型植物プランクトンはDMS(ジメチルサルファイド)を生成します(※参照【なぜ洋上大気に雲ができるのか】)。これが大気中に放出されると、速やかに酸化されて雲核を形成すると考えられています。小型植物プランクトンの増加は、雲核を増加させる結果となり太陽の反射率(アルベド)の増加をもたらし、温暖化を減速させるやもしれません。果たして、一方的に温暖化が加速される方向に向かうのか、海洋自身が減速する方向にブレーキをかけるのか(図5)、今後の研究展開の結果が楽しみです。

図5 地球温暖化による海洋の影響とそのフィードバック効果


さらに起こりつつある海洋の変化としては、海洋の酸性化があります。これまで、人間活動によるCO2 放出量の約1/3を海洋が吸収してきたために、海洋自身が酸性化しつつあります。これは、CaCO3殻を持つ海洋生物には壊滅的なダメージを与える可能性があります。その程度は現在研究中ですが、さらに時空間的にその程度を明らかにする必要があります。

また、海洋と大気だけではなく、河川を通した陸域と海洋の相互作用も考慮し、温暖化が加速される方向に向かうのか、減速する方向にブレーキをかけるのかを研究してしなければなりません(※参照【海と陸との温暖化パズル】)。加えて、徐々に、温暖化の影響が忍び寄ってくるのか、あるいは、過去数間年前にもあったように、ある閾値を超えたとたん劇的に温暖化がすすむのか現在研究をしているところです(詳細については、近日中に書き加える予定です)

上記述べた研究ををさらに進めるためにやらなければならない、やりたい研究図を図6にまとめてみました。まだまだやらなければならない、興味深い大気海洋の研究はいくらでもあるのです。


図6 地球温暖化による海洋環境変化解明に関するこれからの研究の概念図



【現在進行中テーマ】
多変量化学トレーサーによる大気海洋間の気体交換速度の長期変動に関する研究
窒素・アルゴンを用いた海水中の脱窒過程の長期変動の研究
沿岸海洋における海水の脱窒・窒素固定変動に関する研究
河川を通した大陸と海洋におけるアルカリ度の変動に関する研究
南極海・北極海・オホーツク海におけるレッドフィールド比変動に関する研究
海洋表層植物プランクトン起源粒子中の炭素/カルシウム/ケイ素を用いた炭素吸収速度の長期変動に関する研究
人類起源二酸化炭素の吸収速度の長期変動に関する研究
気候変動・温暖化による海水循環の変動と生物生産量変動に関する研究
気候変動・温暖化によるDMS変動に関する研究
南極海・北極海・オホーツク海におけるレッドフィールド比変動に関する研究
海洋表層植物プランクトン起源粒子中の炭素/カルシウム/ケイ素を用いた炭素吸収速度に関する研究


【関連測定研究機器

【獲得研究費・研究プロジェクト】


【これまでの研究関連学術論文
【48】Watanabe, Y. W., Chiba, T, Tanaka, T.: Recent change in the oceanic uptake rate of anthropogenic carbon in the North Pacific subpolar region determined by using a C-13 time series. Submitted to Journal of Geophysical Research.(海水中の炭素安定同位体を北太平洋亜寒帯域で経年時系列で測定するとともに、その炭素安定同位体から海水へとけ込んだ人間活動起源の二酸化炭素量を理論的に推定する方法を示した論文)

【46】Watanabe, Y. W., Nishioka, J., Shigemitsu, M., Mimura, A., Nakatsuka, T. (2009): Influence of riverine alkalinity on carbon species in the Okhotsk Sea. Geophysical Research Letters,36(15), L15604, doi:10.1029/2009GL038672.(大気中の二酸化炭素増加に伴う海洋酸性化が全球的に進んでいると考えられている。しかし、陸域ー海洋のアルカリ度変化に基づき相互作用を総合的に考慮したときには、単純な海洋酸性化としては進まないという定量的証拠を示した論文)詳細

【44】Ikeda, M., Greve, R., Hara, T., Watanabe, Y. W., Ohmura, A., Kawamiya, M. (2009): Identifying crucial issues in climate science: drastic change in the earth system during global warming. EOS, Transactions, 90(2), 15.(地球温暖化にともない現在起こっているあるいは予想される結果について、その問題点等を議論した北大国際シンポジウムの要約)→詳細

【43】Ishida, H., Watanabe, Y. W., Ishizaka, J., Nakano, T., Nagai, N. (2009): Possibility of recent changes in vertical distribution and size-composition chlorophyll-a in the western North Pacific region. Journal of Oceanography, 65, 179-186.(地球温暖化・気候変動にともなう最近の北太平洋の生物生産量の減少を定量的に示すとともに、その減少がよりサイズの小さな種へ変化していることを明らかとした論文)→詳細

40Watanabe, Y. W., Shigemitsu, M., Tadokoro, K. (2008): Evidence of change in oceanic fixed nitrogen with decadal climate change in the North Pacific subpolar region. Geophysical Research Letters, 35, L01602, doi:10.1029/2007GL032188.(北太平洋の極域における栄養塩の長期変動解析を行い、現在、海洋が温暖化に伴い窒素律速となり、極域では考えられいなかった窒素固定が起こっている可能性を定量的に示唆した論文)詳細

37Shigemitsu, M., Narita, H., Watanabe, Y. W., Harada, N., Tsunogai, S. (2007): Ba, Si, U, Al, Sc, La, Th, C and 13C/12C in a sendiment core in the western Subarctic Pacific as proxies of past biological production. Marine Chemistry, 106, 442-455, doi:10.1016/j.marchem.2007.04.004 (西部北太平洋の極域における海底堆積物中の様々な化学成分を測定・解析し、過去14万年の海洋環境を定量的に解析した論文)詳細

36 Watanabe, Y. W., Yoshinari, H., Sakamoto, A., Nakano, Y., Kasamatsu, N., Midorikawa, T., Ono, T. (2007): Reconstruction of dimethylsulfide in the North Pacific surface water during 1970s to 2000s. Marine Chemistry, 103, 347-358, doi:10.1016/j.marchem.2006.10.004.(地球温暖化抑制物質である海洋生物起源のジメチル硫黄の太平洋におけるパラメーター化を行い、初めて、北太平洋におけるジメチル硫黄の季節変動・空間分布を示すとともに、過去30年の間に海洋から大気への放出量が増加していることを定量的に示した論文)詳細

32Watanabe, Y. W., Ishida, H., Nakano, T., Nagai, N. (2005): Spatiotemporal decreases of nutrients and chlorophyll-a in the western North Pacific surface mixed layer from 1971 to 2000. Journal of Oceanography 61, 1011-1016. (北太平洋西部海域における過去30年間の栄養塩と生物生産量を解析し、これらが18年の変動周期を持ちながらともに減少していることを明らかにした論文)詳細(IPCC Climate Change 2007に引用)

30Wakita, M., Watanabe, S., Watanabe, Y. W., Ono, T., Tsurushima, N., Tsunogai, S. (2005): Decadal change in dissolved inorganic carbon at Station KNOT in the subarctic western North Pacific. Journal of Oceanography 61, 129-139.(北太平洋西部海域の観測定点Station KNOTにおける溶存無機炭素の10年におよぶ連続測定を行い、人間活動起源CO2の海洋吸収速度を定量的に示した論文)詳細

29Emerson, S., Watanabe, Y. W., Ono, T., Mecking, S. (2004): Temporal trends in apparent oxygen utilization in the upper theromocline of the North Pacific. Journal of Oceanography 60, 139-147.(北太平洋全域の海水中溶存酸素濃度データを用いて、北太平洋全域で過去30年海洋循環が弱まりっていることを示した論文)詳細(IPCC report Climate Change 2007に引用)

28Sabine, C., Feely, R. A., Watanabe, Y. W., Lamb, M. F. (2004): Temporal evolution of the North Pacific Ocean carbon cycles. Journal of Oceanography 60, 5-15.(北太平洋における大気からの二酸化炭素吸収量を見積もる方法・結果を比較し、そのぞれの方法の長短所についてレビューした論文)詳細(IPCC report Climate Change 2007に引用)

27Watanabe, Y. W., Wakita, M., Maeda, N., Ono, T., Gamo, T. (2003): Synchronous bidecadal periodic changes of oxygen, phosphate and temperature between the Japan Sea deep water and the North Pacific intermediate water. Geophysical Research Letters 30(24), 2273, doi:10.1029/2003GL018338.(北太平洋と日本海における溶存酸素濃度の時系列解析をし、過去50年、両海域の溶存酸素濃度がともに18年周期の気候変動周期を伴いながら減少傾向をもって同期していることを明らかとした論文)→詳細

26Wakita, M., Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Noriki, S., Wakatsuchi, K.(2003): Oceanic uptake rate of anthropogenic CO2 in the subpolar marginal sea: The Sea of Okhotsk. Geophysical Research Letters 30(24), 2252, doi:10.1029/2003GL018057. (オホーツク海の炭酸系物質を経年的に観測・測定・解析し、海氷が覆う極域海域における人間活動起源二酸化炭素吸収量を定量的に見積もる方法を提案した論文)→詳細

25Tanaka, T., Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Noriki, S., Tsurushima, N., Nojiri, Y. (2003): Oceanic Suess effect of δ 13C in subpolar region: the North Pacific. Geophysical Research Letters 30(22), 2159, doi:10.1029/2003/GL0108503. (北太平洋西部海域の観測定点Station KNOTにおける溶存無機炭素中の炭素安定同位体を集中連続観測し、極域・亜極域における海水中の炭素安定同位体の海水への取り込み量と人間活動起源CO2の海洋吸収速度を定量的に示した論文)→詳細

22Ono, T., Midorikawa, T., Watanabe, Y. W., Tadokoro, K., Saino, T. (2001): Temporal increase of phosphate and apparent oxygen utilization in the subsurface waters of western subarctic Pacific from 1968 and 1998. Geophysical Research Letters 28(17), 3285-3288, doi:10.1029/2001GL012948.(北太平洋内部の栄養塩濃度が18年周期を持って変動していることを初めて示した論文)→詳細(IPCC report Climate Change 2007に引用)

21Watanabe, Y. W., Ono, T., Shimamoto, A., Sugimoto, T., Wakita, M., Watanabe, S. (2001): Probability of a reduction in the formation rate of the subsurface water in the North Pacific during the 1980s and 1990s. Geophysical Research Letters 28(17), 3289-3292, doi:10.1029/2001GL013212. (北太平洋全域の海水中溶存酸素濃度・クロロフルオロカーボン濃度を測定・解析し、北太平洋全域でここ20年、海洋循環が急速に弱まっており、その結果、大気からの二酸化炭素吸収速度が10%弱わまり、温暖化が進んでいることを初めて明らかにした論文)→詳細(IPCC report Climate Chnage 2007に引用)

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学術応用研究 海と陸との温暖化パズル 
               
  温暖化による陸域海洋物質相互作用変動解明 研究群

地球を巡る物質循環研究、海の研究・陸の研究・大気の研究、それぞれは奥が深く研究に値するものばかりです。ところが、地球温暖化や人為起源CO2の諸問題解決型の研究に取り組む場合、それぞれの系を別々に扱うととんでもない帰結へ到ることになる可能性があります。大気は、生物がいませんから、系として単純で、物理の世界で基本的には決まります。このため、地球環境にまつわる諸々の問題に取り組む場合、まずは、生物過程と物理過程の両方で制約されている海と陸の場をひとつの系として取扱い、海と陸との間の相互作用をまずは考えるのが先決となります。

簡単な試行実験をしてみましょう。大気中のCO2が増加すると、陸と海との相互作用がどのように働くかを考える実験です(
図1)。ここでは、大気へのCO2排出量は右肩上がりで増加するものと仮定します。

まず、海洋だけについて見てみます。大気中のCO2増加に伴って、海洋表層のCO2量が増加するので、海洋全体のCO2吸収能力は自然対数的に減少していきます。このため、海洋のみだけで考えると、大気中のCO2が残存する方向に進み、結果、地球温暖化を促進する正のフィードバック効果として働く結果となります。

一方、陸だけについて見ると、大気中のCO2増加に伴って、まったく異なる二つの方向に進む可能性があります。ひとつは、微生物分解よりも陸域の植物の成長が上回ると考える場合です。この場合、陸は大気からより多くのCO2を吸収し、大気中のCO2の残存量を減らすので、温暖化に対して負のフィードバック効果として働き、温暖化を緩和することになります。もうひとつは、森林破壊・砂漠化により植物のCO2固定能力が阻害される場合です。この場合、陸が温暖化に対して正のフィードバック効果として働くこととなります。この効果が、海洋の正のフィードバック効果と合算されると倍増され、さらに正のフィードバック効果が加速される結果をもたらします。

図1 試行実験:陸と海との相互作用でどのような温暖化パズルの解が導かれるのかを考える:大気中のCO2増加は果たして温暖化を促進するのか否か。


この正のフィードバックは、海洋と大気の相互作用・気圧配置の変化により、中緯度域での温暖化を加速し、陸域に対して降水量の増加をもたらすことになります。結果、河川から海洋への河川流量が増加します。、さらに、ここからまったく異なる二つの方向に進む可能性が導かれます。

ひとつは、温暖化により、土壌から河川水に、より多くのアルカリ性物質が溶け出す場合です。この場合、このアルカリ性物質を多く含んだ河川水が海にが大量に流れ出るのですから、大気からCO2をより吸収することになり、負のフィードバック効果として温暖化を緩和することになります。一方、単に、河川水量のみが増えた場合はどうでしょう。この場合、河川から海洋へ今以上に淡水が流れ込み、海洋の成層化をより加速することとなり、その結果、海洋は大気からCO2吸収しにくくなり、温暖化に対して正のフィードバックとして働くこととなります。また、その淡水が流れ込む海域が海洋の深層水が湧昇してくるところならば、深層から有機物の分解により蓄積された天然のCO2が海洋表層に露出できなくなりますから、一時的には大気中のCO2を減少させることになります※参照【溶解度、化学平衡、生物活動が支配する海の炭素循環】図5どちらに向かうかはちょっとした道程の違いでまったく逆の結果をもたらすこととなります。このように、異なる帰結を導く過程が隣り合わせで存在し、複雑なパズルをなしています。このため、海と陸の場をひとつの系として取扱い、これらの相互作用を解き明かさなければなりません。

ここに河川を通した陸域と海洋の物質循環に関する例をあげてみます。大気中のCO2が増加すると、海洋にその一部は溶け込んでいき、海水は徐々に酸性化していきます。この酸性化が海洋全域で進み、海洋生態系に影響を与え、大気海洋の物質循環を大きく変化させるのではないかと現在危惧されています。陸から遠く離れた沖合の外洋域では確かに酸性化が進んでいます。しかし、それが空間的にどこでも、また永続的に酸性化が進行するかというと単純な話ではなく、まさしく温暖化パズルを解かなければならないのです。その例として、流域面積世界第10番目の大河アムール川が流れ込み、北太平洋の中深層海洋循環形成の場で、北太平洋の気候維持に大きな役割を果たしているオホーツク海の酸性化の程度を見てみます※参照【深海の流れの視覚化】NPIW

1990年代後半と2006年に、オホーツク海全域でDICとアルカリ度を測定し、オホーツク海全体でその変化量を見てみました。(アルカリ度:海水の強酸と強アルカリの全量の差。海水はわずかにアルカリ濃度が高く、このため、弱アルカリとなっている。電荷的には弱酸がこれとバランスしており、海水の炭酸系平衡を考える際には重要なパラメーター)その結果、オホーツク海の海水中のアルカリ度は過去10年間で有意に増加していて、この量はNPIWの形成量を考え合わせると、北太平洋の酸性化の1/5を中和しその進行を抑止していることが明らかとなったのです(図2)。この原因を探ったところ、温暖化や土地改変により、オホーツク海に流れ込むアムール川河川中のアルカリ度が約2倍の濃度まで高まっていることにあることがわかりました。果たして、温暖化や土地改変の影響を近年受けている世界の大河から外洋へはどれほどの影響があるのか、全球的に今後見積もる必要があります。単純に海洋、陸と独立な系で解いては決してわからないこと、この問題は、重要な地球化学学問解明領域です。

図2 温暖化パズル:沿岸海域と外海では様子がちがう。CO2増加は果たして温暖化を促進するのか否か。


この例では、海と陸との炭酸系物質のパズルの一例をあげましたが、その他にも栄養塩循環、窒素循環、ケイ素循環、微量金属循環など、解かなければならない海と陸との温暖化パズルが未だ解かれずにいます。これらに分け入り、
海と陸との温暖化パズルを解くことは大変価値の高い、達成感溢れる研究領域であることは間違いありません。

【現在作成中】


【現在進行中テーマ】

【関連測定研究機器
溶存無機炭酸(DIC)分析装置
アルカリ度(Alk)分析装置
比色式溶存酸素分析装置
炭素同位体(C-12, C-13, C-14)分析装置
(国立環境研究所共同研究)
フロン(CFC-11, CFC-12, CFC-113)分析装置
塩分分析装置

【これまでの研究関連学術論文

【46】Watanabe, Y. W., Nishioka, J., Shigemitsu, M., Mimura, A., Nakatsuka, T. (2009): Influence of riverine alkalinity on carbon species in the Okhotsk Sea. Geophysical Research Letters,36(15), L15604, doi:10.1029/2009GL038672.(大気中の二酸化炭素増加に伴う海洋酸性化が全球的に進んでいると考えられている。しかし、陸域ー海洋のアルカリ度変化に基づき相互作用を総合的に考慮したときには、単純な海洋酸性化としては進まないという定量的証拠を示した論文)詳細

【44】Ikeda, M., Greve, R., Hara, T., Watanabe, Y. W., Ohmura, A., Kawamiya, M. (2009): Identifying crucial issues in climate science: drastic change in the earth system during global warming. EOS, Transactions, 90(2), 15.(地球温暖化にともない現在起こっているあるいは予想される結果について、その問題点等を議論した北大国際シンポジウムの要約)→詳細

【26】Wakita, M., Watanabe, Y. W., Watanabe, S., Noriki, S., Wakatsuchi, K.(2003): Oceanic uptake rate of anthropogenic CO2 in the subpolar marginal sea: The Sea of Okhotsk. Geophysical Research Letters 30(24), 2252, doi:10.1029/2003GL018057. (オホーツク海の炭酸系物質を経年的に観測・測定・解析し、海氷が覆う極域海域における人間活動起源二酸化炭素吸収量を定量的に見積もる方法を提案した論文)→詳細

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