海の研究（Oceanography in Japan），27（2），75−96，2018，doi:10.5928/kaiyou.27.2̲75.

─ 2015年度日本海洋学会賞受賞記念論文 ─

海氷域の変動とその海洋循環に与える影響に関する研究＊

大島 慶一郎†要旨

海洋の大規模な中深層循環・物質循環は，極域・海氷域での海氷生成による高密度水生成が起点になっている。全海洋の深層に広がる底層水が作られる南極海のような極海では，観測の困難さによって，海氷生成及び中深層水の形成・循環は十分わかってはいなかった。
衛星マイクロ波放射計データによる薄氷厚アルゴリズムが開発され，熱収支計算を組み合わせることで海氷生産量を見積もる手法が考案された。南大洋の海氷生産量マッピングからは，ロス海に次ぐ第 2 の海氷生産量域が東南極のケープダンレー沖にあることが示され，ここが未知（第 4 ）の南極底層水生成域であることが，直接観測から明らかになった。北半
球最大の海氷生産量域は，オホーツク海北西ポリニヤであることが示され，ここを起点として北太平洋の中層まで及ぶオーバーターンが形成されることに対応する。西岸境界流である東樺太海流はこのポリニヤで形成される高密度陸棚水を南方へ運ぶ役割を持つ。この50 年のオホーツク海風上域での温暖化が，海氷生産の減少とそれに伴う高密度水減少をもたらし，北太平洋のオーバーターンを弱化させていることも示唆された。これらの研究により，海氷生産量と中深層水の形成・変動に強い関係があることが定量性をもって明らかになってきた。
キーワード：熱塩循環，南極底層水，高密度陸棚水，沿岸ポリニヤ，海氷生産量，
衛星マイクロ波放射計，オホーツク海，東樺太海流

密度差による熱塩循環です。海水は冷たくなればなるほ

1. はじめにど密度が高く重くなるので，重い水の潜り込みは寒冷な海で起こります。世界中の海の深層水の元となる重い水

世界の海洋の深層にまで及ぶ最も大きな循環は，重いは，北大西洋の北部と南極海で潜り込み，1500 〜 2000

水が沈み込み，それが徐々に湧き上がってくる，という年程度で世界の海洋を一巡りするゆっくりした循環，海。この循環は，
洋深層大循環が作られます（角皆，1981 ）2017 年 9 月 29 日受領；2017 年 12 月 18 日受理
著作権：日本海洋学会，2018† 北海道大学低温科学研究所〒 060−0819 札幌市北区北 19 条西 8 丁目
TEL：011−706−5481 FAX：011−706−7362
e-mail：ohshima@lowtem.hokudai.ac.jp＊

極域の冷たい海水を低緯度へ，低緯度域の暖かい海水を極域に運ぶことで，両海域の温度差を和らげ，地球の気候をマイルドにしています。海は莫大な熱容量を持つため，重い水の沈み込む量や場所が変わると熱塩循環が変わり，その結果として地球気候が激変したことが，過去

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大島 慶一郎の地球の歴史から示唆されています（ Broecker，2010 ）。

研究，受賞課題となった研究は，どこで大量の海氷が生

このような変動は，数 100 〜 1000 年の時間スケールを持産され重い水の生成が起こるのかを現場観測と衛星観測，かつて
つと考えられていますが（ Siedler et al., 2013 ）から明らかにし，それらが中深層循環及びその変動に与ない速度で温暖化が進行している現在，もっと早い速度える影響を解明する，というものです。本稿では，受賞での変動も十分に考えられます。より冷たくて重い深層

課題の研究内容の紹介とともに，私が海洋学の道に入っ

水である南極底層水は，全大洋の底層に拡がっており，てからこれらの研究に行き着くまでのいきさつと，どの。太
全海水の 30 〜 40 ％をも占めます（ Johnson，2008 ）ようなことを考えてきたか，も交えて述べます。なお，

平洋では 2000 m 以深の水は 2 ℃以下となっていて，そ以下で言及する方々の所属・職は，断りがない以外は，のかなりの部分は南極底層水起源の水で占められていま

当時の所属・職を記しました。

す。
塩分の高い北大西洋では，冷やされるだけで重い水が深層まで沈み込み，北大西洋深層水が作られるのに対し，南極海では，海氷生成を伴って重い水が沈み込み，

2. 海氷の気候への役割
1980 年初頭に北海道大学地球物理学科に海洋物理学

南極底層水が作られます。海水が凍って海氷となるとき，研究室が新設されました。私は，その研究室の一期生と海水の塩分の 7 〜 9 割は，はきだされ（ Cox and Weeks，して，学部 4 年の卒業研究を行うことを決めました。赴1974 ），濃縮された高塩分水（ブライン）が作られ，底層任されて間もない金成誠一教授の授業や話を聞き，流体

水の起源水となります。北半球の海氷域の南限であるオ

力学が面白そうだったこと，これからの研究分野と直感

ホーツク海でも，活発な海氷生成に伴って，北太平洋表したこと，あと単純に海が大好きだったこと，が海洋物層では最も重い水が作られます。この水は深層までは及

理学研究室を選んだ理由だったと記憶しています。研究

びませんが，北太平洋全体の中層（ 200 〜 1000 m ）へと室に入ると，フロリダ州立大学に留学中だった竹内謙介，北太平洋の中層（鉛直）循環
潜り込み（ Talley，1991 ）講師，東北大学から小賀百樹助手が加わり，同期の篠田を形成します。このような中深層水の元となる重い水敏昭（現テキサス A&M 大学 准教授）くんら学生も揃い，（起源水）は，沿岸ポリニヤ（風や海流によって生成され主体性第一の超自由な研究室がスタートしました。そのた海氷が次々と沖へ運ばれ，疎氷域・薄氷域が維持されなかで私は，木村竜治さんの本，地球流体力学入門（木る場所）という，限られた海域での大量の海氷生成によ村，1983 ）に感銘を受け，竹内謙介さんから頂いたイルり形成されると考えられています。

カブックス一式（吉田耕造東大教授の遺作の啓蒙書）に表層から 1000 m 程度までに卓越する風成循環に関し

心を動 かされ，地 球 流 体 力 学（ Geophysical Fluid Dy-ては、その実態や力学は定量性をもってある程度わかっ

namics：GFD ）に魅せられて，大学院修士・博士課程へているのに対し，熱塩（中深層）循環に関しては、その理と進学しました。そんなことで，大学院学生時代は，斜解は定性的なものに留まっていて，その実態もよくわ

面上を流れる沿岸流の順圧不安定論とその宗谷暖流へのかっているとは言えません。湧き上がる方に関しては，，という GFD 研 究を進
応 用（ Ohshima，1987a；1987b ）それを担う鉛直拡散が，どこで，どのようなメカニズムめました。自由放任な研究室の居心地は，自分には非常で生じているかが，海洋物理の最重要テーマの一つとしによかったのですが，日米での研究の差を感じてもおり，て認識され，それがほぼ潮流混合によることも含め，定ハワイ大学の留学奨学金制度に応募・合格し，海外留学

量的な理解が現在進みつつあります（例えば，日比谷，を予定していました。そんな状況のときに，北大低温科

2009 ）。しかし，重い水が沈み込む方に関しては，観測学研究所海洋学部門の助手就職への打診を受けました。

の困難さから，沈み込みが起こる場所さえ，十分にわ条件としては，数年後に日本南極地域観測隊に越冬隊員かっているとは言い難い状況にありました。

として参加し，海洋観測に従事する，というものでした。

海氷域は重い水が沈み込む熱塩（中深層）循環の起点

未知の部分が大きい極域の海は魅力十分であり，何よりとなっている海域です。私がこの 10 〜 20 年行ってきた

日本で大学の研究職につけるとは思ってもみなかったの

海氷域の変動と海洋循環

77で，僥倖と感じ，海外留学の気持ちを封印して，就職をは，自らの海氷の熱的性質の研究から，結氷・融解に伴選び，極域海洋学への道に進むことになったわけです。

う潜熱（海水温 75 K の変化に相当）の重要性を説かれて

海洋学部門研究室は，それまで海氷の物性研究を中心いました，海氷が生成された後，輸送されて別の海域で課題としていて，海氷の熱的性質（ Ono，1967 ）や結晶構融解すると，大きな（負の）熱の輸送が生じることになり造（ Wakatsuchi and Kawamura，1987 ）などに大きな成ます。一方，若土正曉助教授は，海氷生成に伴うブライ

果をあげていました。しかし，私が職を得たタイミング

ン排出による中深層水の形成に注目し，ブライン排出のは，研究室のテーマを，それまでの実験を主とする海氷室内実験（ Wakatsuchi and Ono，1983 ）などを行っていの物性研究から，海氷の海洋大循環や気候への役割に関ました。しかし，これらの効果を直接的に現場観測からする研究へシフトさせようとしていた時期でした。全く捉えるのは簡単ではありません。

海氷に無知の私を採用した意図もそこにあったようです。

そのような状況のときに，日本南極地域観測事業（ Jap-

海氷は，以下の 3 つの特性・役割により，気候（変動）

anese Antarctic Research Expedition：JARE ）において，。
に対して大きなインパクトを持ちます（ Fig. 1 ）南極気候研究（ Antarctic Climate Research：ACR，1986

A ）熱と塩の再分配・輸送（中深層水の形成）〜 1992 年）という大きなプロジェクトが立ち上がりましB ）高アルベド（日射に対する反射率が大きい）た。その中で海氷・海洋研究は重要な位置づけでした。

C ）大気―海洋間の断熱材

しかし，当時の国立極地研究所には海氷・海洋の研究者

これらの特性により，海氷域は温暖化等の気候変動にがおらず，北大低温科学研究所がそれを担うことになり

対して鋭敏に応答するとともに，海氷域・極域が全球のました。当時，日本主体で極域・海氷域の観測研究を行

気候変動を増幅（ polar ampliﬁcation ）し，決定しうるこ

うための唯一の機会が JARE での観測だったわけです。

とにもなります。しかし，1990 年代までは，これらの効

そのような中で，私は JARE に参加することになります。

果の重要性は，定性的にはわかっていても，定量的な議論はほとんどされていませんでした。ごく限られた地点での限られた現場観測からだけでは議論が困難だったことによります。

A の熱の再分配・輸送に関して，部門の小野延雄教授

3. 南極地域観測隊での観測
南極昭和基地周辺で本格的な通年での海洋観測を行ったのは，第 17 次隊（ 1976 年）の若土さんが初めてであり，それまでは南極観測船「そうや」（ Wakatsuchi，1982 ）と南極観測船「ふじ」によって海上保安庁が夏季に行った外洋域での観測に限られていました。昭和基地はリュツォホルム湾のオングル島にあり，周辺の海は冬季には定着氷に覆われます。観測は定着氷に穴を開けて，そりに積み込んだウィンチ・ワイヤーを用いて測器を降ろして観測することになります。若土さんの後は，第 23 25
次隊で福地光男さんら海洋生物グループが引き継いで海洋観測を行っていました。しかし，これらの観測は基地周辺に限られていました。

ACR 海洋・海氷プロジェクトは，同じ研究室の瀧澤隆

Fig. 1. Schematic of the role of sea ice in the climate
system. (A) Redistribution of heat and salt/freshwater (deep/intermediate water formation). (B)High albedo. (C) Heat insulator between atmosphere and ocean. Drawn by Dr. Kazuya Ono.

俊さんリーダーのもと，第 31 次隊では瀧澤さん・牛尾収
輝さん，第 32 次隊（ 1990. 11 〜 1992. 3 ）では河村俊行さんと私が参加，2 年余りにわたる越冬観測として行われました。主には，リュツォホルム湾全域の定着氷上を，橇を曳いた雪上車で数週間旅行して，海洋観測を行いまし78

大島 慶一郎た（ Takizawa et al., 1992；Ohshima et al., 1996 ）。また，うものでした（ Ohshima et al., 1996 ）。南極沿岸域の重湾の沖にあるリード・ポリニヤ域では小型航空機による要性は，そこで重い水が沈みこみ，底層水が形成され，。
通 年の AXBT 観 測も行いました（ Ushio et al., 1999 ）深層循環の起点になっていることです。他国が底層水生予算に限りもあり，東大海洋研からナンセン採水器のお成域であるロス海やウェッデル海，さらには第 3 の底層）。
古一式を頂いて採水観測を行いました（ Plate 1 の（ a ）水生成域であるアデリーランド沖で底層水研究に大きな観測するためには，まず採水器や CTD を海中へ入れる

成果をあげつつある中で，底層水形成に関わらないであための穴を海氷に開ける必要があります。しかし，定着

ろう昭和基地のある東南極を研究対象海域とする日本か氷の厚さが 4 〜 5 m と，予想を大きく上回っていたため，

らインパクトのある南極観測研究を発信するのは難しい

作業の 90％以上は，−30℃以下にもなる野外での海氷ののかな，と思うに至りました。そういうこともあって，）。越冬中の最
穴あけ作業となりました（ Plate 1 の（ b ）その後しばらくは，南極に関しては観測研究から離れる大のテーマは，限られた機材でいかに効率的に海氷に穴ことになります。実は，昭和基地の東方 1200 km に未知を開けるか，でした。昭和基地の作業棟で，鉄パイプ等の南極底層水の生成域があること，それをこの 20 年後にの材料から自分で溶接なども行って，穴あけのための機発見することになるとは，この時には夢にも思っていま

器作りも行いました。このような経験を通じて，手弁当せんでした。

観測の原点を学ぶことになり，これはその後の砕氷巡視

南極沿岸の海洋研究には，もう一点，重要な点があり船「そうや」や北極海での観測に活かされることになります。南極氷床は，大気からの降雪で涵養され海洋で融ます。

解されますが，今世紀になり，南極氷床の海洋による融このようにして 4 人で丸 2 年間，リュツォホルム湾内

解が加速してきていることが明らかになってきましたの海洋構造の時系列データを取得することに費やしたわ。南極氷床の 1 割が解けただけでも（ Paolo et al., 2015 ）けですが，研究成果としてはローカルな研究以上には発全世界の海水準が約 6 m も上昇します。昇温による海水展はしませんでした。この 2 年間でわかったことは，こ膨張によって生じる海水準上昇はせいぜい 1 m 程度であの海域では，夏に海氷が融解して低塩化した表層水が，ることを考えると，今までほとんど観測研究がなされて秋に東風の強化によって，エクマン収束により沿岸域にいなかった，氷床の海洋による融解プロセスに対する研厚く溜まり，底層水ができにくい状況を作っているとい究が急務であることがわかります。昭和基地のあるリュ

Plate 1. Photographs during wintering of the 32nd Japanese Antarctic Research Expedition (1990-1992). (a) Water sampling with Nansen Bottle in the caboose on the fast ice. (b) Drilling of sea ice cover to carry out theoceanographic observation.

海氷域の変動と海洋循環

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ツォホルム湾の背後には，南極の中でも流動スピードが話を越冬観測に戻しますと，やはりこの経験は強烈な

非常に速い「しらせ氷河」が存在します。JARE でも，もので，観測に関しては，私は特に以下のことを学びま

氷河と海洋の相互作用をターゲットとする重点観測研究した。

が 2016 年度から開始されました。ACR プロジェクトで（ a ）段取りが重要

は，「しらせ氷河」近傍でも海洋観測を行っており，実は，（ b ）先をイメージして仕事をする

そのデータには，氷河が融解している情報がしっかり含（ c ）総花的な観測は避ける

まれていたのです。当時の我々は全くそれに気づいてい（ a ）の段取りが重要であることは，すべての観測の基ませんでした。重点観測が計画されたのを機に，5 インチ

本中の基本ですが，観測隊参加当時の私はよくわかって

フロッピーディスクに眠ったままになっていた 25 年前のいませんでした。特に，極域での観測は，時間・機会が海洋データを何とか読み出して，平野大輔さん（現北大限られている場合が多く，その中で最大のパフォーマン低温研）が詳しく解析したところ，「しらせ氷河」が海洋スをあげることを常に考える必要があり，予定されていによって融解されているシグナルが見事に捉えられたのたことができない場合の第 2，第 3 のバックアップも考です。

える必要があります。越冬経験後に私が最も変わったこ

このように，この ACR プロジェクトでは，我々の無知とは，（ b ）の，人がどう思うか感じるかも含めて，常にもあり，海洋に関しては南極底層水や氷床海洋相互作用

先をイメージして仕事を取り組むようになったことです。

に関わるようなインパクトのある研究を発信することは観測に限らず，共同で仕事をするときに最重要な進め方

できずに終わってしまいました。一方で，夏の南極輸送と感じています。
（ c ）ですが，観測が総花的であると，船「しらせ」による海洋・海氷観測を契機に，当初は考中途半端なデータが多くなり，補足するのに観測後に多えていなかった，前節 B の海氷のアルベド特性に関わる大な労力を費やすことになります。そのうえ，多大な時研究が大きく進展することになります。南極海のような間を使った割には決定力ある論文・研究にはなりません。

季節海氷域では，表面融解が主である多年氷域とは違っ

ACR の観測は，越冬観測ありきで始まったプロジェクトて，夏季にアルベドの低い開水面で日射が吸収され，そということもあり，焦点が絞りきれず，総花観測パターの海に入った熱により海氷が底面・側面から融解されるンに陥ってしまった感は否めません。この時の経験から，こと，を定量的に示しました（ Ohshima et al., 1998；Ni-

観測を計画する時は，総花的ではなく一点集中で，といhashi and Ohshima，2001a ）。さらに，海氷・海洋アルう方針が基本になっています。おそらく，この経験はそベドフィードバック（一旦，何らかの過程で海氷密接度の後のオホーツク海や南極海，北極海での観測に活かさが減少すると，開水面はアルベドが低いため，多量の日れていると思います。ただし，総花観測もよい部分は射を海が吸収，その海の熱により海氷融解が加速され，あって，私自身に関して言えば，様々な観測を体験でき

ますます開水面の面積と日射の吸収が増え，さらに海氷

たのは，その後の財産にはなりました。

密接度が減少する，という効果）が海氷後退の年々変動を説明することも示しました（ Nihashi and Ohshima，

2001b；Ohshima and Nihashi，2005 ）。現在，南極の海氷

4. オホーツク海での観測

面積の変動に顕著なトレンドはないのですが，北極海でACR 観測を終えて，南極海に対して日本主導で意義

は 2000 年代に入り夏の海氷面積が 1980 年代に比べ半ある観測を行うのは簡単ではないと実感しました。そこ

減，北極海は多年氷域から，夏に海氷のない季節海氷域

で，我々は観測のターゲットをオホーツク海に移すことへとシフトしつつあります。季節海氷化する中で，我々を考えました。それまで，オホーツク海はそのほとんどが南極海で示した海氷・海洋アルベドフィードバック効

がロシア領海であり，冬季は海氷で覆われるということ果が，今の北極海の海氷激減のメカニズムの 1 つとしてもあり，観測データ（特に冬季の）が極めて少なく，その適用しうることを最近になって示すことができました

位置づけは単に北太平洋の縁海の 1 つというものでしか。
（ Kashiwase et al., 2017 ）ありませ ん でした。しかし，1990 年 代 に 入り，Talley

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大島 慶一郎（ 1991 ）ほかの研究を契機に，塩分極小を特徴とする北太平洋中層水を含めて，北太平洋の中層水の潜り込み（ ven-tilation ）の起源はオホーツク海にあるのでは，という議。このこと論がされ始めました（例えば，Yasuda，1997 ）は，気候値による等密度面マップからも示唆されます。

Fig. 2 は 27.0σθ面（深度にすると 300 〜 500 m ）における水温と溶存酸素の分布図ですが，低温で高酸素濃度の水がオホーツク海をソースに拡がっているような分布になっています。中層の水は等密度面に沿って流動します。
（高酸素
それを踏まえると，Fig. 2 は，オホーツク海で，であることから）表層から，（低温であることから）結氷に伴って，中層まで潜り込む密度の海水が生成され，北太平洋全域に広がっていることを示唆しています。現在
では，須賀利雄さんらが作成したハイドロベース（ Mac-

donald et al., 2001 ）等から，さらに詳しい拡がりの様子がわかります。
オホーツク海において，データのない，重い水が生成される冬季に，なんとか観測ができないか，我々が住む
北海道はオホーツク海に接しているのだから地の利があるはず，と考えました。当時（現在も），海上保安庁では毎年，砕氷巡視船「そうや」により冬季の海氷期にオホーツク海でパトロールを兼ね観測を行っていました。

Fig. 2. Horizontal distribution of (a) potential temperature ( C) and (b) dissolved oxygen content (mLL-1) on the 27.0σθisopycnal surface in the North
Paciﬁc. These maps are drawn by Dr. Nakanowatari, based on World Ocean Database 2005 (Boyeret al., 2006).

そこで，1996 年 2 月，海上保安庁の協力を得て同乗させて頂き，電動ウィンチを持ち込むなどして，初めて砕氷巡視船「そうや」での本格的な採水観測にチャレンジし，いっしょに自分達で工夫しての手弁当観測でした。JARE

冬季の海氷下のデータを取得しました（ Ohshima et al.,での経験は活かされましたが，不器用で作業センスのな

2001；Mizuta et al., 2004 ）。しかし，4 年間の「そうや」

い私よりずっとセンスのよい学生達に助けられて何とか観測では中層水形成に関する決定的な観測はできず，や観測できた，という感じでした。学生からみると，現場

はりロシア領海内の本丸を観測しなければ，鍵となる海で生の海氷が見られる上に，観測の原点的な手弁当観測

洋のデータを得るのは難しい，ことを思い知らされましを体験でき，先生よりできるという自信がつく，ことにた。一方で，「そうや」は，海氷の直接観測には極めて貴なります。今にして思えば，図らずも効果的な教育効果

重なプラットフォームであることを実感もしました。そを生んだのでは，と思っています。というのも，この観

こで，5 年目（ 2000 年）からは，観測も海洋中心から海氷測体験を契機に極域海洋や海氷研究に引き込まれた学生中心に移行させ，リーダーも私から海氷専門の豊田威信は少なくなかったので（それが当人にとってよかったかさんに変更しました。
「そうや」での海氷観測は，豊田さ

どうかはわかりませんが）。

んを中心に，その後 20 年以上継続して行われ，氷厚の30 代後半までの自分自身を総括すると，得がたい体験

発 達 過 程など，多くの成 果をあげ ています（ 例えば，

は数多く積んだものの，形のある成果や論文は心許ない

Toyota et al., 2004；Toyota et al., 2007 ）。

限り，というものです。極域海洋学の醍醐味である中深砕氷巡視船「そうや」は観測船ではないので，ウィン

層水の研究，本丸であるその形成海域での観測には全くチなどの設備はなく，その船上での観測は，大学院生と関わることもできず，当時は日本発信の中深層水研究は

81

海氷域の変動と海洋循環
やはり難しいのでは，と思っていました。我々には，そ

発表されました（ Shcherbina et al., 2003 ）。日本側の大れに必要な地の利もお金も技術もない，と実感せざるをきな成果は，それまで曖昧にしかわかっていなかった東得ませんでした。砕氷巡視船「そうや」の観測などでも，樺太海流の詳細を実測から明らかにしたことです。そのナンセン採水器がニスキン採水器に変わったくらいで，流量は年平均で 7 Sv（ 1 Sv ＝ 10 m s ）程度で対馬暖流

我々は低予算，低技術の観測しか行っていませんでした。

の 3 倍にも及び，冬季に大きいという顕著な季節変動をそんな時に大きなチャンスが巡ってきました。当時の，沿岸分枝と沖合分枝の 2すること（ Mizuta et al., 2003 ）

6

3 ‑1

研究室の教授である若土さんを代表とする JST（ Japan

分枝構造を持っていること（ Ohshima et al., 2002 ）など

Science and Technology Agency ）による CREST 研究。
を明らかにしました（ Fig. 3 ）「オホーツク海プロジェクト」が採択されたのです。5 年

また，この海流は，上流で作られる低温の高密度陸棚間（ 1997 〜 2002 年）にわたって強力なサポートを JST

水 や 海 氷 を 運 ぶ 海 流 で あり（ Fukamachi et al., 2004；

から頂きました。当時の若土さんからの「本丸の観測が2009 ），熱塩循環や気候形成にも重要な役割を果たしてないと，本質的なサイエンスの進展がない」とう言葉はいます。冷たい東樺太海流水に加え，北で生成された大強く心に残っています。JST のサポートにより，資金難

量の海氷が南へ運ばれ融解することで，潜熱を介して負であったロシア極東海洋研究所（ FEHRI ）の協力を得るの熱を南方へ運び（熱の輸送としては北向き），北海道東

ことで，ロシア領海であるオホーツク海北西部の潜り込部の寒冷な気候を形成することになります（ Ohshima et

みが起こっている場所や，その水を運ぶ東樺太海流域，

al., 2003；Nihashi et al., 2009 ）。小野延雄先生が指摘しそれが北太平洋へ流出するブッソル海峡，と本丸となるていた，熱を運ぶ海氷の役割，をある程度定量性をもっ海域において直接観測ができうる，つまり地の利を得たて示すことができたわけです。東樺太海流の解明は，サのです。このプロジェクトは米国とも共同しており，ワ

ハリン油田からの油流出の漂流・拡散予測を可能とし，シントン大学の Riser 博士，スクリップス研究所の Tall-

将来の災害の備えとしての流出油シミュレーション研究

ey 博士，Rudnick 博士が参加し，アメリカからの最新のにも発展しました（ Yamaguchi et al., 2011；Ono et al.,技術を取り入れることも可能となりました。つまり，地2013 ）。

の利，資金，技術の 3 つを一挙に得たわけです。

CREST プロジェクトでは，ワシントン大学の Riser 博

当時，ロシア領海内の観測に関しては，日本海の研究

士と共同して，ARGO に先んじて，オホーツク海でのプ（ CREAMS ）において，九州大学（リーダー：竹松正樹

ロファイリングフロート観測を開始しました。その後も教授）が FEHRI と共同観測することで成功を収めていま

様々な研究資金をつないで，現在までに計 30 個のフローした。北海道大学（リーダー：若土正曉教授，竹内謙介

トを投下し，17 年間継続して温度・塩分・溶存酸素のモ教授）もそれにならって FEHRI と共同観測することで，。蓄ニターを行っています（ Ohshima et al., 2005；2010 ）ほとんどがロシア領海であるオホーツク海の観測を行う

積されたフロート観測データに過去及びロシア船クロモことになりました。プロジェクトでは 4 回（ 1998 〜 2001

フ号での観測データを合わせて解析することで，この 50年）の航海観測ともロシア船クロモフ号を使用したので年でオホーツク海の中層水は昇温化し，そのシグナルがすが，アーマードケーブルや CTD システムから用意し北太平洋の中層に拡がっていることが明らかになりまし

なければならない状況でした。しかし，FEHRI の乗組員

。また，オホーツ
た（ Fig. 4：Nakanowatari et al., 2007 ）や研究者の観測に対するスキルや情熱は非常に高く，日ク海の上層は低塩化し高密度陸棚水の生成量が 30％減少

本ではありえないほどの密度の濃い効率的な観測を行う。こ
していることも示唆しました（ Ohshima et al., 2014 ）ことができました。

の 50 年でオホーツク海の風上域での温暖化が地球平均

この日露米共同プロジェクトでの 1 つの大きな成果は，の約 3 倍の速度で進行したため，それが海氷生産の減少

北太平洋表層で最も重い水がオホーツク海の北西陸棚域とそれに伴う高密度陸棚水減少をもたらし，結果的に，から潜り込んでいること及びそのプロセスを直接観測か

北太平洋の中層（ 200 〜 1000 m ）まで及ぶオーバーター

ら明らかにしたことで，これはアメリカ側の成果としてン（中層循環）を弱化させた，というのが我々の結論です82

大島 慶一郎

20

0

50

0

10

00

1000

ESC

00

20

300

0

SW

C

Fig. 3. Schematic of near-surface circulation for the Sea of Okhotsk as derived from satellite-tracked drifter data.
Thicker arrows represent the stronger ﬂow. The East Sakhalin Current (ESC) is composed of two (coastal andoﬀshore) branches. SWC represents the Soya Warm Current. Modiﬁed from Ohshima et al. (2002).

（ Nakanowatari et al., 2007；Kashiwase et al., 2014 ）。

CREST プロジェクトでは，高密度陸棚水に伴ってア
ムール川起源の鉄が中層に供給され（ Nakatsuka et al.,

2002：Nishioka et al., 2014 ），それが西部北太平洋の高生物生産をもたらす（ Nishioka et al., 2007 ）という，巨大魚附林説（うおつきりん：陸が海を涵養するという概念），学際研究を創出することにもを生み出し（白岩，2011 ）なりました。私が主席研究員を勤めた，プロジェクトの最後の航海観測では，高密度陸棚水や中層水が北太平洋

Fig. 4. Linear trends (colors in K 50 yr-1) of potential temperature anomalies at density 27.0σθ(approx. 300 500 m deep) during 1955 2004 in the
North Paciﬁc. Green contours indicate acceleration
potential at 27.0σθrelative to 2000 dbar. Modified
from Nakanowatari et al. (2007).

へ流出すると考えられていたブッソル海峡での集中観測を行い，北太平洋との海水交換及び潮流混合による水塊形成に関して，初めて直接観測によって評価・研究することが できました（ Katsumata et al., 2004；Ono et al.,2007；2013 ）。
以上のように，CREST プロジェクトは大きな成功を

海氷域の変動と海洋循環

83

収め，特に 1998 〜 2001 年の計 4 回のロシア船航海がそとは難しい状況でした。そこで，オホーツク海で行っての中心的役割を果たし，多くの貴重なデータを取得する

いた，衛星リモートセンシングを利用した海氷生産量のことができました。私自身は，ただ 1 人，この 4 回の航マッピングを南大洋でもやってみよう，ということにな

海すべてに参加し，その準備・取りまとめに奔走しましりました。海氷生産と底層水形成は密接に関係しているた。その一方で，この期間は自身の研究論文を出版する

はずですが，当時南大洋でも海氷生産量を見積もるよう余裕は全くありませんでした。しかし，有り難いことに，な研究は誰も行っていませんでした。

プロジェクト終了後の 2003 〜 2004 年の 10 ヶ月間，私はそこでまず，マイクロ波放射計から薄氷域（ポリニヤ）

ワシントン大学に在外研究員として滞在する機会を得まを検出し，その厚さを推定するアルゴリズムを南大洋でした。この 10 ヶ月間のサバティカル期間中は，論文執筆作成する，ことから始めようということになりました。

のみに集中 5 本の論文を書きあげることができ，自分のアルゴリズムを作成するからには，汎用性があり，かつ中でもプロジェクトを締めくくることができました。雑

全世界に認められるものでなければなりません。海氷ア

用の多い日本の大学の研究者こそサバティカルが有効で

ル ゴ リ ズ ム は NASA の Goddard Space Flight Center

あることを，身を持って感じました。

（ GSFC ）のグループがリードしており，少なくとも彼らに認められるものでなければならないと考えました。田

5. 海氷生産量のグローバルマッピング

村くん自身がそれを強く認識し，彼らとの共同研究を提案してきました。当時，タイミングよく，私の所で博士オホーツク海プロジェクトでは，北太平洋では最も重の学位を取得した二橋創平くんが GSFC のポスドク研究

い水がオホーツク海の北西陸棚域から潜り込んで北太平

員として海氷リモセングループに所属していました。そ洋の中層（熱塩）循環の起点になっていることが，係留系

こで，二橋創平くんを介して GSFC の Markus 博士と観測（ Shcherbina et al., 2003 ）及び等密度面データセッ

Cavalieri 博士に共同研究の同意をとりつけて，薄氷厚アト解析（ Itoh et al., 2003 ）から明確になりました。ここで。こルゴリズムを完成させました（ Tamura et al., 2007 ）重い水が生成されるのは，ここが活発な沿岸ポリニヤ域の研究論文は，その後多くの研究に引用され，世界標準であり，海氷生産が大きいことによることは推定されまといってよい薄氷厚アルゴリズムとなっています。

すが，どこでどの程度の海氷生産があるのかは全くわ

人工衛星データから薄氷厚がわかると，熱収支計算かかっていませんでした。当時，衛星マイクロ波放射計

ら大気より奪われる熱量が計算でき（氷が薄いほど多くデータから，どこに薄氷域（ポリニヤ）があるかを検知で熱を奪われる），奪われた熱量から海氷生産量が推定できることがわかってきました（ Kimura and Wakatsuchi，きます。そのようにして，田村くんが最初に計算した海1999 ）。そこで，人工衛星リモートセンシングで得られる氷生産量のマップは，昭和基地の東に非常に大きなポリ

海氷情報を用いて，熱収支計算から大気より奪われる熱

ニヤ，高い海氷生産海域が存在することを示していまし

量を計算し，海氷生産量を推定する方法を考案し，オた。そんな強力なポリニヤがこの海域にあるという話は

ホーツク海北西部が非常に高い海氷生産域であることを聞いたことがなく，はじめ，これは解析のミスによる間。結局，このオホーツ示しました（ Ohshima et al., 2003 ）違いではないか？ と疑っておりました。しかし，プログ

ク海での研究が，その後に大きく発展することになる海ラムを精査しても間違いは見つからず，一方で過去論文

氷生産量マッピングの世界初の研究になったわけです。

を調べると，この海域の西には潜り込みを示唆する高酸

ちょうどその頃，学部 1 年時に私の授業「極域海洋学

素（ Jacobs et al., 1970 ）や 高 フ ロ ン（ Meredith et al.,入門」の受講をきっかけとして，南極底層水の研究を何2000 ）のシグナルが観測されていることがわかりました。

としてもやりたい，とする田村岳史くんが大学院学生とこのようにして，底層水形成との関係を強く意識しながして研究室に入ってきました。当時，南極底層水の生成

ら，南大洋では初の海氷生産量マッピングを完成させま

域はウェッデル海とロス海とされ，それらの海域に全く。
した（ Tamura et al., 2008 ）関わりのない日本の研究者が底層水を研究対象とするこFig. 5 には，最新のマッピングの結果を示しています。

84

大島 慶一郎このようなマッピングから，南大洋で最も海氷生産量がand Ohshima，2015 ），その後の海洋観測で，ここでの底高いポリニヤは，ロス棚氷ポリニヤであり，ここが底層

層水生成が大きく減じていることも明らかになりました

水生成域であることに対応しています。マッピングによ。このように，海氷生産量を見積もる（ Aoki et al., 2013 ）る最 大 の 発 見 は，第 2 の 海 氷 生 産 域 が 昭 和 基 地 の 東手法が開発されたことによって，後述する底層水生成域

1200 km にあるケープダンレーポリニヤであることを示の発見に加え，底層水の変動まで予見できることが示さしたことです。海氷生産量マッピングの図は，教科書れました。

Descriptive Physical Oceanography（ Talley，2011 ）にも海氷生産量マッピング（ Fig. 5 ）からは，東南極に生産掲載されていますが，この教科書にもここが底層水生成

量の高いポリニヤがいくつもあることがわかります。

域である可能性と，それを確かめるための観測の必要性

ケープダンレーの東のアメリー棚氷沖には 3 つのポリニが書かれています。その観測をその後，我々が行うこと

ヤが存在し，その 3 つを合わせると，ケープダンレーポになるのですが，それについては次節で述べます。

リニヤに匹敵する海氷生産量を持ちます。ここで，後述

マッピングからは，第 3 の海氷生産域はメルツポリニ

するケープダンレー沖のような顕著な底層水生成が生じヤとなり，この沖が第 3 の底層水生成域であることに対ないのは，アメリー棚氷の融解水による低塩化によるこ応します。ここはメルツ氷河が沖へ張り出しているため，。これは，ポとも示唆されました（ Williams et al., 2016 ）その風下・下流に巨大ポリニヤが形成されるのですが，

リニヤ海氷生産による高塩化と棚氷融解による低塩化の2010 年にメルツ氷河の大崩壊が起こりました。この前後兼ね合いが，底層水生成を決める重要なファクターであの海氷生産量を調べると，氷河崩壊後は生産量が激減しることを示唆しています。この 10 20 年，西南極で海洋

た こ と が 明 ら か に な り（ Tamura et al., 2012；Nihashi

による棚氷融解が加速していることが明らかになり（例Fig. 5. Map of annual sea-ice production, represented by the ice thickness (cm), in the Southern Hemisphere, averaged over 2003 2010 (Modiﬁed from Ohshima et al., 2016). Estimation is based on the AMSR-E thin-ice algorithm and heat budget calculation (Nihashi and Ohshima, 2015).

海氷域の変動と海洋循環

85，IPCC 第 5 次評価報告書（ Rhein
えば，Paolo et al., 2015 ）et al., 2013 ）でも大きく取り上げられています。一方で，世界の深層水の変化（高温低塩化）が南極底層水を起点と し て 生 じ 始 め て お り（ Purkey and Johnson，2012；

Rhein et al., 2013 ），南極底層水の生成量は，この 40 年で半減したという研究（ van Wijk and Rintoul，2014 ）さえあります。ポリニヤ海氷生産と棚氷融解及びそれらの変動が，どう底層水・深層循環の変動を引き起こしうるのか，地球環境の未来を予測する上で非常に重要なテーマとなってきています。
我々のグループは海氷生産量マッピングを全球で行っ，Fig. 6ていて（ 例えば，Tamura and Ohshima，2011 ）に北半球のマッピングの最新版（ Ohshima et al., 2016 ）を示します。南半球のマッピング（ Fig. 5 ）と同じカラースケールで描いていますが，全球で最も海氷生産量が高いポリニヤは，実は我々が最初にマッピングを行ったオ
ホーツク海にある北西ポリニヤだったのです。マッピン
グからは，北半球でこのポリニヤ次いで海氷生産量が高いポリニヤは，ベーリング海のアナディールポリニヤであることも示唆されました。フロンの観測から，ベーリ
ング 海では深層水が 一時的に生成されている可 能性（ Warner and Roden，1995 ）や，ベーリング海を含む北太平洋で過去 1.5 〜 2 万年前に一時的に深層水が形成されていた可能性（ Okazaki et al., 2010 ）も指摘されています。ベーリング海で深層水形成が起こっていたとすると，
アナディールポリニヤがそれに強く関わっているはずで，
ロシア領海ではありますが，ぜひ今後，集中観測をした
い海域です。Fig. 6 には，日本海でも北部のタタール海

Fig. 6. Map of annual sea-ice production in the
Northern Hemisphere, averaged over 2002/20032010/2011 (Modiﬁed from Ohshima et al., 2016). Estimation is based on the AMSR-E thin-ice algorithm
and heat budget calculation (Iwamoto et al., 2014).
The color scale is the same as that of Fig. 5 (Southern Hemisphere).

峡で比較的高い海氷生産があることが示されますが，ここからの潜り込みで日本海の深層水（の一部）が形成されるのでは，という仮説も我々は持っております（ Nihashi

応用した熱塩フラックス（ Tamura et al., 2011；Nihashi

et al., 2017 ）。

et al., 2012 ）のデータは，以下のサイトで公開されておFig. 5 と Fig. 6 から，両極海洋での海氷生産を比較す

り，国外も含む多くの研究者に利用されています。

ると，南極沿岸のポリニヤは北極海のポリニヤよりも格http://wwwod.lowtem.hokudai.ac.jp/polar-seaﬂux/

段に海氷生産量が高いことがわかります。これは，南極
海は外洋に開かれた海なため，海氷が発散しやすく，ポリニヤができやすいのに対し，北極海は同じ広大な海氷

6. 南極底層水の観測域であっても周りを陸に囲まれ，海氷が発散しにくいた

2000 年代までは，南極底層水の生成海域は，ウェッデ

めと考えられます。従って，北極海では底層に沈み込む

ル海・ロス海・アデリーランド沖の 3 海域とされていまような重い水ができません。なお，海氷生産量やそれを。それに対し，我々は，海氷生産した（ Orsi et al., 1999 ）86

大島 慶一郎量マッピングから示された第 2 の海氷生産量海域である

きた重い水が潜り込むメインの峡谷はワイルド峡谷だっ

ケープダンレー沖が，未知（第 4 ）の南極底層水の生成海たのです。Fig. 7 がこの峡谷で得られた係留系データの域であると予測し，その予測を確かめる観測を計画しま

時系列で，ポリニヤでの海氷生成が盛んになって約 2 ヶした。学術研究船白鳳丸の KH07 4 次研究航海（主席研

月後に，底層水の性質を持つ低温の重い水が到来し（赤究員は極地研の野木義史さん）によって，この海域で初矢印），それと同期して，海底付近に強化された降下流がめて，係留系設置が行われました。ここの陸棚海域は 8出現すること，を見事に捉えることができました（ Ohshi-

割方の確率で夏には海氷がなくなる海域なのですが，たma et al., 2013 ）。また，この底層水を伴う降下流は，非またま行った年が海氷の多い年にあたってしまい，陸棚

常にきれいな 4 〜 5 日周期を持つという，GFD 的にも興上にあるポリニヤ出現域に入っていくことが困難な状況

味深い結果が得られました。

にありました。当初ポリニヤ内に 3 点の係留系を設置す

Fig. 8 の模式図に示すように，ケープダンレー沖では，る計画だったのですが，日本から送ってもらっていたリ

南極大陸から張り出す氷山舌（氷山にアンカーされた定アルタイムの海氷分布を見て，投入予定日の 5 日前にポ着氷）の下流に，多量に海氷が生産される海域（沿岸ポリニヤ内での係留系設置を諦め，係留系設置点を頭の中リニヤ）が作られます。この高海氷生産によって重い水に入れていたバックアップの点ワイルド峡谷とその上流が作られ，その重い水が海の峡谷に沿って沈み込み，周の 2 点に変更する，という決断をしました。急遽，同僚りの水と混合しながら南極底層水となるわけです。このの深町康さんと，変更した係留点用に系をデザインし直ケープダンレー底層水（ Cape Darnley Bottom Water：

す作業を船内で行い，ワイルド峡谷とその上流に係留系

CDBW ）は，全南極底層水の生成量の約 10％程度を占めを設置しました。計画時，我々は，ポリニヤでできる重，西方へ移流してると推定され（ Ohshima et al., 2013 ）い水は地衡流的に西に移流し，ワイルド峡谷の西にある

ウェッデル深層水の一部になると考えられます。この研

ダリー峡谷から潜り込むと推定しました。それを踏まえ，

究論文のコンテンツは Nature Geoscience 誌の表紙にもポリニヤ内とダリー峡谷を中心とした係留系設置を予定。表紙には，水温塩分計を頭採用されました（ Plate 2 ）にしており，ワイルド峡谷は補欠の位置づけでした。本

上に取り付けたアザラシの写真が載っていますが，この命のポリニヤ内には係留できなかったわけで，観測終了

バイオロギングという新手法によるデータをオーストラ

後に東京大学海洋研の川辺正樹さんに，予定通りの観測

リアの Williams 博士らと共同して解析することで，陸棚とはならなかった話をすると，「大島くん，バックアップ

上の底層水になりうる重い水を捉えることにも成功しまの点にこそ宝があることもある」とのコメント，まさにした。

予言が的中することになります。つまり，ポリニヤでで底層水の生成域としては，今まで 3 ヶ所が知られていFig. 7. Observations of new AABW production oﬀshore from the Cape Darnley Polynya. Mooring time-series of(a) potential temperature (θ) at depths of 26 m (blue) and 224 m (red) from the bottom, and (b) the velocity
component of the mean (dominant) ﬂow direction at 20 m (blue) and 226 m (red) from the bottom. Modiﬁed
from Ohshima et al. (2013).

海氷域の変動と海洋循環

Fig. 8. Schematic of production of Cape Darnley Bottom Water (CDBW). Enhanced sea-ice production(red shading) in the Cape Darnley Polynya (CDP)
formed leeside of the grounded iceberg tongue
causes formation of Dense Shelf Water ( DSW)
through the high brine ( salt ) rejection. The
downslope pathway from DSW to new AABW isrepresented by the purple arrows. The primary
DSW descends down Wild Canyon. DSW, throughmixing with overlying Circumpolar Deep Water, isgradually transformed into new AABW (CDBW).
Red bars indicate locations of the moorings. Modiﬁed from Ohshima et al. (2013).

87

Plate 2. Cover of Nature Geoscience, for which
Ohshima et al. (2013) is adapted. (Reprinted bypermission from Macmillan Publishers Ltd., Nature
Geoscience Vol. 6, March 2013, copyright 2013).

7. 地 球 流 体 力 学（ Geophysical Fluid Dynamics）の応用
元々，私は GFD への興味から海洋学の道に入ったのましたが，この第 4 の底層水生成域の発見は，新しい教で，極域海洋の観測研究をしながらも，GFD を海氷域・科 書（ 例 え ば，Ocean Circulation and Climate：Siedler

極域海洋に応用することを頭のどこかに持っていました。

et al., 2013 ）にも加えられるようになりました。この底層

実際，そういった研究を GFD にも興味を持つ学生（草原

水生成域発見をサポートする研究も，その後，他の国か

和弥くんや中山佳洋くん他）と一緒に行ってきたので，らも次々と出版されています（ Wong and Riser，2013；

最後にそれらの研究も紹介します。具体的には，海氷域・

Couldrey et al., 2013；Jullion et al., 2014 ）。また，我々の極域海洋を特徴づける次の 4 つの特性・設定に対して，

グループでも，数値モデルによる CDBW の形成と周期

GFD の研究を行ってきました。

，CDBW 形成に至流出の再現（ Nakayama et al., 2014 ）Ⅰ．海氷を介しての風応力が伝わる（または伝わらない）

る混合過程（ Hirano et al., 2015 ）など，大きな研究の拡

A：流氷（動く海氷）と，B：定着氷（動かない海がりを見せています。また，この海域が JARE の南極輸氷）の 2 つの設定

送船「しらせ」の通り道であることから，CDBW の研究

Ⅱ．周極的である（ただし，南極海に限って）は 2016 年より JARE の重点研究のテーマの一部にもなっⅢ．既存理論が未適用（観測稀少なため）ており，ほぼ毎年この海域への調査が行われています。

Ⅳ．海氷が流れを可視化する
まず，Ⅰ A に関してですが，古く 100 年以上前のナン
センのフラム号漂流観測にも関わってくる問題でもあり

88

大島 慶一郎ます。通常，海氷は風速の概ね 2％程度の速度で漂流することがわかっていますが，詳しく見ると沿岸域ではその値が大きくなる傾向があることに気づきます（例えば，Wind stress
Ice drift

Stress to ocean

Flow by CTWs

Kimura and Wakatsuchi，2000 ）。そこには，海氷の漂流を強化する何らかのメカニズムがあるはずです。そこで，（内部応力を無視して）自由漂流する海氷を一面に置いた
ときの，振動風に対する沿岸陸棚海洋の応答解を導き，
漂 流 が 強 化 する 機 構 を 示 しまし た（ Nakayama et al.,2012 ）。その機構とは，風応力によりまず海氷の漂流が生じ，海氷が流動することでその下の海洋へ応力が伝わり，次にその応力によって沿岸捕捉波が励起され，今度はその流れによって海氷漂流が増幅される，というもの。
です（ Fig. 9 参照）
一方，昭和基地のあるリュツォホルム湾の陸棚域など
では，冬季には海氷が岸から固着して動かない定着氷が発達します。このような場合（Ⅰ B ）は，定着氷下に風応力が伝わらず，定着氷の縁に非常に大きな渦度の注入が生じます。このような設定において，定常風及び振動風に 対 す る 沿 岸 陸 棚 域 の 応 答 解 を 解 い て（ Ohshima，Fig. 9. A schematic diagram showing the enhancement mechanism of sea ice drift through the interaction between sea ice and a coastal ocean. Coastal
Trapped Waves (CTWs) driven by the stress fromthe drifting ice ﬂoes enhances the ice drift in turn.
Modiﬁed from Nakayama et al. (2012).

2000 ），実際にリュツォホルム湾で観測した流速変動をよ く 説 明 で き る こ と を 示 し ま し た（ Ohshima et al.,2000 ）。
Ⅱに関しては，南極海は地球上で唯一，周極的な構造

20

Numerical
modelになっている海で，海底地形や大気からの外力もある程て，Aoki（ 2002 ）は，南極沿岸の潮位が周極的にコヒーレントな変動を示し，それが Southern Annular Mode によく対応していることを発見しました。設定も外力も周極的という，いわば理想的な条件の中での特徴的な変動なので，単純なメカニズムが働いているはずですが，すぐにはそのメカニズムはわかっていませんでした。Kusa-

hara and Ohshima（ 2009 ）は，岸沿い方向に海底地形も
風応力も一様，周極的という設定で，風応力で駆動される沿岸海洋の応答問題を解き，コヒーレントな潮位変動
は，岸での風で駆動される波数 0 の地形性β渦度モード
で説明できることを明らかにしました。Fig. 10 は，この理論解と現実的な地形と風による数値シミュレーション，
観測結果を並べて示したものですが，他にあまりみたことがないほどに，理論・観測・モデルが一致する研究となりました。

Sea Level (cm)度周極的な特徴を持っています。このような設定に対し10

Observation

0−10

Analyticalsolution

−20

1996

1997

Fig. 10. Time series of sea level around Antarctica
from the observation, model, and analytical solution
for 1996‑97. The leading modes of the observed andmodeled (with an offset of 115 cm) sea levels areshown in red and green, respectively. The analyticalsolution is shown in blue with an oﬀset of 215 cm.
Modiﬁed from Kusahara and Ohshima (2009).

89

海氷域の変動と海洋循環
現実の海洋において，ケルビン波という場合は，99％した。CREST プロジェクトにより，東樺太海流の実態

以上が内部ケルビン波のことを指しています。外部ケルが明らかになり，この海流は沖合分枝と沿岸分枝の 2 分

ビン波は教科書での話であり，現実に外部ケルビン波の枝構造を持っているという，興味深い特徴が明らかにな存在を観測から示唆したのは，Ponte and Hirose（ 2004 ）りました。それまでの定性的な循環像のもとでは，東樺による南極海の海底圧力計の解析くらいでした。Kusa-

太海流についての力学的な議論はほとんどされていませhara and Ohshima（ 2014 ）では，南極沿岸の潮位データんでした。このような特徴的な現象は単純なメカニズムから，南極沿岸を境界として西向き伝播する外部ケルビで説明できるはずで，以下がその解釈です。東樺太海流

ン波を検出し，波数 1 だけではなく波数 2 や 3 のケルビの沖合分枝は，オホーツク海内の正の風応力カールで駆ン波が存在することも示しました。さらに全球モデルか

動される反時計周り循環の西岸境界流と解釈され，オら，その生成機構を調べ，7 割は南大洋，残り 3 割は北太ホーツク海内部では等密度面が西に行くほど上昇すると

平洋（赤道含む）の気圧変動で駆動されていることを明らいうスベ ルドラップ バランスの 特 徴 を 示しています

かにしました。

。一（ Ohshima et al., 2004；Simizu and Ohshima，2006 ）Ⅲに関しては，特にオホーツク海においては，海氷域

方， 沿 岸 分 枝 は ATW（ Arrested Topographic Wave：

であることに加え，領海の問題もあり，現場観測は難し

Csanady，1978 ）という言い方をされる，岸沿い方向の風

く，海洋の流速場の実態はほとんどわかっていませんで応力で駆動される沿岸捕捉流，と解釈され（ Fig. 11 の），北西風が強化される冬季に強くなります（ Simizu（a）and Ohshima，2006；Ohshima and Simizu，2008 ）。これら 2 分枝構造のメカニズムの概略を示したのが Fig. 11 の（ b ）です。

Fig. 12 は沿岸分枝に関して，観測による流速，モデル
シミュレーションによる流速，ATW 輸送量（岸沿い方向に上流から積分した風応力によるエクマン輸送量：Fig.

11 の（ a ）参照）の時系列を比較したものです。3 者は非常によく合っており，これは樺太沖が岸沿い方向に一様

Fig. 11. (a) Schematic of the Arrested Topographic
Wave (ATW) and its transport, generated by thealongshore wind stress. (b) Schematic of the two
branch mechanism of the East Sakhalin Current.
The coastal branch is interpreted as the ATW,
driven by the alongshore wind stress. The oﬀshore
branch is interpreted as the western boundary current of the cyclonic gyre, driven by the positive
wind stress curl.

㼂㼑㼘㼛㼏㼕㼠㼥㻌㻒㻌㼀㼞㼍㼚㼟㼜㼛㼞㼠な構造であることと，高緯度なために順圧流が卓越して‑1

Fig. 12. (a) Time series of velocity (cm s ) at 50 m
depth over the east Sakhalin shelf from August
1998 to July 1999, observed by the bottom-mounted
ADCP (red), and simulated in the model experiment (blue). Volume transport (10‑2 Sv) predicted
by ATW theory is also superimposed as green line.
Modiﬁed from Ohshima and Simizu (2008).

90

大島 慶一郎いることによるもので，沿岸の流速変動がこのようにきムを設計し，北大低温研技術部にその作成をお願いしま

れいに再現できる例は他にはあまりないように思います。

した。そのようにして，大学院生の中田和輝くんといっ

なお，最近の研究から，この ATW は水位にも特徴的な

しょに人生初の回転水槽実験に取り組みました。博士論

変動をもたらし，樺太及び北海道の沖で冬季に水位が高くなるのはこの ATW による，ことも明らかにしました。この効果は日本（ Nakanowatari and Ohshima，2014 ）海とオホーツク海の水位差を通じて，対馬暖流系（日本
海通過流）にも大きな影響を与え，冬季に両者の水位差を減少させ，宗谷暖流，さらには対馬暖流の流量を減じている可能性があります（ Tsujino et al., 2008；Kida etal., 2016；Ohshima et al., 2017 ）。
私が最初に GFD の研究に取り組んだのは，宗谷暖流の不安定の問題で，結局，私の博士論文にもなったもの。この研究で鍵です（ Ohshima and Wakatsuchi，1990 ）となったのは，海流のフロント域に見られる流氷渦列でした。航空機からは見事な流氷渦が撮影され（ Plate 3 の），当時設置されていた流氷レーダーからは砕波パ（a）
ターン を 示 す 流 氷 渦 列 が 観 測 され まし た（ Plate 3 の）。博士論文では，宗谷暖流の順圧不安定波が可視化（b）
されたものと考え，流氷渦列を数値モデルで再現しまし）。このように，海氷の存在は流れをた（ Plate 3 の（ c ）見事に可視化するという側面も持っているのです。これら の 研 究 は， 教 科 書（ Regional Oceanography：Tomc-

zak and Godfrey，2003 ）に も 取 り 上 げ ら れ まし た が，我々の中では遠い過去の仕事になっていました。ところが，この 20 年以上前の研究が突然「 “ 流氷 ” 大回転」というタイトルのもとで，NHK スペシャルで取り上げられることになりました。この番組では，航空機に乗って直接流氷渦を映像に収める，というのがメインイベントなのですが，ディレクターから，「流氷渦を室内水槽実験で再現してもらえないか」，というリクエストをもらいました。視聴者から見ると，数値シミュレーションは CG と同様な印象にしかならないので，とのことです。水槽実
験などは一度もやったことはなかったのですが，原理的に再現できるはず，というのがあったので，「やってみましょう，いけると思います」と即答してしまいました。
番組制作期限まで 1 ヶ月あまりしかなかったのですが。
北大環境科学院の久保川厚さんが演習で回転水槽実験を行っていたので，まずその回転水槽を使わせてもらうことをお願いし，宗谷暖流を再現する水槽とポンプシステ

Plate 3. Ice-ocean eddy (street) observed by (a)aerial photograph and (b) images of sea ice radar(modiﬁed from Wakatsuchi and Ohshima, 1990). (c)Simulated ice floe distribution and sea level contours by the numerical experiment (modiﬁed fromOhshima and Wakatsuchi, 1990). (d) Eddy street
reproduced by the rotating tank experiment.

海氷域の変動と海洋循環

91

文の際もお世話になった久保川さんには 30 年を経て，まきに，その鉄を含む堆積物を放出し，それがブルーミン

たアドバイスを頂いて，何とか渦列を再現することに成グという最大規模の生物基礎生産をもたらしている可能），番組でも無事使用されることに功し（ Plate 3 の（ d ）性があります。これらの研究には，海洋生物・海洋化学

なりました。

だけではなく，地質学の研究者との連携が必要になります。これらは一例で，研究の興味は尽きませんが，リタ

8. おわりにイヤまでの時間も見えてきたことも認識していますので，うまく次世代にバトンを渡せるように尽力したいと思い

本稿は受賞タイトルに沿って，その内容とともに，研ます。また，このように海洋学（会）は他の分野と連携す究に至った経緯も含めて述べてきましたが，私自身が深ることで，さらに大きく発展する研究分野（学会）である

いビジョンを常に持って困難を乗り越えて研究成果にと確信していますし，その連携に微力ながら貢献できれ至った，というものではありません。その時々で自分もばと考えております。

しくは学生・同僚が，価値があると思ったことを，いっしょに面白がってやってきたにすぎません。そのようにやってきたことが，結果的に有機的につながりを持つよ

謝 辞

うになったとは思います。“ 人間万事塞翁が馬 ”，私が最栄誉ある日本海洋学会賞を頂き，身に余る光栄と深くも好きな故事ですが，研究においても何が幸いするかわ

感謝いたします。これまでの研究には多くの皆様のお世かりません。それは，私が研究生活の中で実感を持って話になりました。特に，以下の皆様に深く感謝いたしま感じていることで，本稿にもそれが反映されているかもす。大学院では，金成誠一先生，竹内謙介先生等のもとしれません。

で研究の楽しさを知ったことがその後の研究・教育活動

私には，自分（我々）が研究しなくても他の人（グルーのベースになっています。職を得た低温研では，小野延プ）が研究しそうなことは，研究する気にならないとい雄さん，若土正曉さんによって，極域海洋研究の価値とう志向が一貫してあるのですが，極域海洋は，未知のフ面白さを教えて頂きました。特に私及び現研究室は若土

ロンティアの部分が多く，今も変わらぬ魅力的な研究対さんのレガシーを引き継いでおります。南極越冬観測で象です。最近は，自分の専門である海洋物理分野の方よは，インディージョーンズのような藤井理行隊長と，河り他分野の方と議論したりプロジェクトを立ち上げたり村俊行さん他 32 次隊隊員，またプロジェクトリーダーのすることがずっと多くなりました。これは予算を獲得し瀧澤隆俊さん他にお世話になり，観測のなんたるかを学やすいから，というよりも，境界領域の研究には，まだびました。オホーツク国際プロジェクトでは，リーダー

取り組まれていないことが多く面白そうだから，というの若土さん，竹内さん，中塚武さんらと生産性抜群の観のが一番の理由です。例えば，南極底層水の生成が大き測ができたことが大きな共有財産であり，自信にもなり

く減じており，深層循環の弱化の可能性が指摘されていました。その他，砕氷巡視船「そうや」では海上保安庁

ますが，これには南極氷床の融解加速による低塩化が関の方々，東京海洋大学付属練習船「海鷹丸」では北出裕係しているのか？ 氷床の研究者との連携が必要になりま

二郎さんら，観測では多くの方々のお世話になりました。

す。南極海からの沈み込みが弱化・停止すると，地球の特に，同僚の深町康さんの腕によって，ほとんどの係留

気候システムがどうなるのか？ 過去にはそういうことが系観測は成功することができました。共生プロジェクトあったのか？ 気候や古海洋・古気候の研究者との連携がでは，日比谷紀之学会長から，強力にサポート頂いたと必要になります。沿岸ポリニヤからの高密度陸棚水が中同時に，世界を見据えた研究者の心構え等多くを学ばせ深層へ運ばれるときに鉄等の物質も輸送されます。それて頂きました。CREST モデリングプロジェクトでは羽角だけではなく，ポリニヤでは対流が海底まで及ぶので，博康さんにサポート頂き，観測とモデルの融合研究を

海底の堆積物を巻き上げ，それが海氷に取り込まれるこ

いっしょに推進できました。同僚の江淵直人さん，青木。海氷が融解するととが起こりえます（ Ito et al., 2017 ）茂さん，豊田威信さん，西岡純さんとは，現在も充実し

92

大島 慶一郎た共同研究をさせて頂いております。プロジェクト等で一緒に研究させて頂いた，水田元太さん，勝又勝郎さん，中野渡拓也さん，岩本勉之さん，木村詞明さん，嶋田啓資さん，松村義正さん，平野大輔さん，一緒に研究をしてきた学生（当時），伊東素代さん，清水大輔さん，
二橋創平さん，田村岳史さん，草原和弥さん，小野純さん，小野数也さん，中山佳洋さん，柏瀬陽彦さん，中田
和輝さん，伊藤優人さん（博士取得の方のみ記載）他には，大いに研究を楽しませて頂きました。これまでの研j.csr.2009.04.005.
日比谷紀之（ 2009 ）: 2008 年度日本海洋学会賞受賞記念論文 : 海洋の中・深層における鉛直拡散強度の全球分布に関する理論的・観測的研究．
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究は，アメリカ，ロシア，オーストラリアの研究者（機Itoh, M., K. I. Ohshima, and M. Wakatsuchi（ 2003 ）: Distribution and for-関）との国際共同研究によって成し得たものが多くあり

mation of Okhotsk Sea Intermediate Water: An analysis of isopycnal

ます。具体的な名前を挙げませんが，ここに感謝の意を表します。北川暁子さん他，秘書の皆様には大きなサポートを頂きました。最後に，推薦・選考して頂いた
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大島 慶一郎Studies on the variability of sea ice and its eﬀects
on ocean circulation
Kay I. Ohshima ＊Abstract
Global thermohaline and material circulations originate from dense water formation
through sea-ice production in the polar and ice-covered oceans. Due to diﬃculties associatedwith in situ observations, sea-ice production and deep/intermediate water formation were notwell understood until recently. Methods for estimating sea-ice production on large scales havebeen developed using the thin-ice algorithm of satellite microwave radiometer data and heatﬂux calculation. Mapping of sea-ice production in the Southern Ocean has shown that the Cape
Darnley polynya is the second highest ice production area after the Ross Ice Shelf polynya.
Furthermore, direct observations have revealed that this polynya is the missing（ fourth ）source of Antarctic Bottom Water. The Okhotsk Northwestern polynya exhibits the highest ice
production in the Northern Hemisphere, and the resultant dense water formation leads to overturning in the North Paciﬁc, that extends to the intermediate layer. The dense water is transported southward by the East Sakhalin Current, which is the western boundary current of the
Okhotsk Sea. The polynya ice production has shown a signiﬁcant decrease over the past 30‑50
years, likely causing the weakening of the North Paciﬁc overturning. These studies demonstrate the strong linkage between variabilities of sea-ice production and bottom/intermediatewater formation.

Key words：thermohaline circulation, Antarctic Bottom Water, dense shelf water,
coastal polynya, sea-ice production, satellite microwave radiometer,
Sea of Okhotsk, East Sakhalin Current（Corresponding authorʼs e-mail address：ohshima@lowtem.hokudai.ac.jp）（Received 29 September 2017； accepted 18 December 2017）（doi:10.5928/kaiyou.27.2̲75）（Copyright by the Oceanographic Society of Japan, 2018）＊

Institute of Low Temperature Science, Hokkaido University,
Kita−19, Nishi−8, Kitaku, Sapporo 060−0819, Japan
TEL: +81117065481 FAX: +81117067362 or 7142
e-mail : ohshima@lowtem.hokudai.ac.jp