日本大学文理学部自然科学研究所研究紀要
No.57（2022）pp.71−87

地球温暖化がもたらす湖沼環境の変容―水温・溶存酸素に着目して―
森

和

紀＊

Changes in Physicochemical Properties of Lake Water Caused by Global Warming,with Special Focus on Water Temperature and Dissolved Oxygen
Kazuki MORI ＊（Accepted November 11, 2021）

In the present study, the effect on lake environment produced by global warming is investigated by clarifying the secular changes in the components of physicochemical characteristics including water temperature and dissolved oxygen
over the last several years. The purpose of this paper is to elucidate the impact of rise in atmospheric temperature on thetransformation in thermal regime and hypoxic structure of lake water with a research focus on the circulation and mixing
properties from the global viewpoint. In the first place, secular trend in variability of the annual mean air temperature wasinspected as a background by using instrumental record at the meteorological observation station near the lake in question. The smoothed trend curve as expressed by moving average indicates that the annual mean of surface water temperature has risen over the long term in the Great Lakes with large-scale storage capacity, Lakes Saimaa and Võrtsjärv locating at high latitudes, and monomictic Lake Biwa, respectively. In addition, a similarity of current frequency-magnitude
distributions between the annual mean of water temperature at various depths and that of air temperature in the vicinity of
the lake is also recognized in Lake Biwa. A rather good correlation is found between the volumetrically weighted averageannual mean water temperature in Lake Biwa and the average air temperature from October into April at lakefront. These
facts suggest that a trend curve of the long-range change in lake water temperature is substantially dominated by air temperature. Smoothed long-term changes in dissolved oxygen in deep layer has been remarkably inclined to decrease since
the second half of the 2010s in Lake Biwa. The most striking feature due to an increase of vertical stability during a typical warm winter is a relatively low value of the saturation of dissolved oxygen in hypolimnion induced by the stagnancy oflake water in circulation period. Under the condition of extreme meteorological events that air temperature rose in thewinter of 2018-’19, dissolved oxygen in the deep layer of Lake Biwa showed a conspicuous decrease as compared with its
average value of normal year. A comparative study on the results of lakes in the present paper with those of the lake inthe tropics is left as a task to be solved from now on. The outcome identified in this investigation would, however, provide
a meaningful perspective of the possible consequences of global environmental change for lake environment. Although
the analysis of impact of global warming on quantitative as well as qualitative changes in physicochemical properties oflake water is left for further verification, the present result must be useful as basic data in order to evaluate the effect of
future climate variability on hydrological element. After a long series of specific case studies, regional characteristics ofJapan’s territory in which both temperate and tropical lakes coexist should be made use for the scientific contribution
solving the anticipated changes in lake environment.
Keywords : global warming, thermal regime, hypoxic water mass, lake water circulation, the Great Lakes,
Lake Saimaa, Lake Võrtsjärv, Lake Biwa

1．背景と目的がローカルな水文環境に及ぼす影響について考察し，河前報において筆者は，年平均気温と年降水量にみられ川流域を空間単位とする水収支の要素，および河川水る 1980 年代後半以降の顕在化する地球規模の気候変動

温・水質と気温・降水量との対応を異なる時間尺度に関＊日本大学文理学部地球科学科（元）：〒 156−8550 東京都世田谷区桜上水 3−25−40＊

─ 71 ─

Former teaching staff, Department of Earth & Environmental Sciences,
College of Humanities and Sciences, Nihon University, 3-25-40,
Sakurajosui, Setagaya-ku, Tokyo, 156-8550, Japan（ 53 ）

森

和紀

し検討した（森，2021）。その結果，都市化の影響度が相ができない（Parker et al., 1992; Parker and Horton, 2005;

対的に低いことに加え，気象観測地点の移転に伴う周辺Parker, 2010）。

環境の変化が比較的長期にわたり小さいと見做される一

一方，河川と比較し，湖は水体の滞留時間がはるかに級河川雲出川の流域を対象に，年流出率の経年的な低下

長く貯熱量が大きいことから，理化学的性状に温暖化の傾向が 1800 年代末から継続している事実を指摘した。

影響がさらに大きくかつ複雑に及び，言わば湖は気候変さらに多摩川の中流から下流にかけての事例では，典型動の標識として応答すると考えられる。北半球における的 な 高 温・ 少 雨 の 年（1984 年・2004 年 ） に 河 川 水 の

16 か所の湖沼の月平均表層水温，ヨーロッパの湖沼 10

COD 上昇と溶存酸素飽和度の低下が認められる水質のか所を対象とした年最高湖面水温，ならびにポーランド

変化を明らかにした。特異な気象現象の生起頻度が近年の 10 湖沼の年平均湖面水温について長期変化の特徴を高くなる中で，1994 年に生じた高温・少雨の夏季におけ検証した事例では，何れも経年的な気温変化に対応する

る木曽川の水質の差異について考察した一連の報文で水温上昇の事実が確認されている（Adrian et al., 2009;

も，平年の値と比較し河川水の BOD 上昇と大腸菌群数

Czernecki and Ptak, 2018; Dokulil et al., 2021）。気温の上の増加，ならびに溶存酸素の低下を伴う水質の悪化が顕昇に随伴する湖沼水温の変化は表水層のみならず，水深著に認められたのに対し，懸濁物質については濃度の低が比較的小さい湖においては元より大深度の湖沼でも変下 が 生 じ た こ と を 明 示 し た（Mori, 1998； 森，2000・

水層から深水層に現れ，植物プランクトンの動態に影響2006・2007）。

を及ぼす（George, 2012; Jeppesen et al., 2014; Teubner etHannah and Garner（2015）はイングランドとウェー

al., 2006）。とくに中栄養湖と富栄養湖においては，水ルズの河川を対象に水温の長期変化について検証し，上温上昇に伴う湖の生産力の上昇，水色の変化，藍藻によ昇傾向の続く特徴が 20 世紀後半より明らかに認められるアオコの発生頻度の増加が認められ，流域の人間活動

るものの，その要因については地球温暖化との関連のみに起因する栄養塩の増加によって引き起こされた従来とならず，流域特性や人間活動の面からの検討がさらに必は異なる機構で富栄養化の進行することが指摘される

要である点に言及している。全球の気温上昇に代表され（Dokulil and Teubner, 2003・2005）。

る地球規模の気候変動がメソβスケール（20 〜 200 km）

本稿では，気候変動に対する河川水温・水質の応答に

地域の水文環境に及ぼす影響を検証し変化の実態と機構関し検証した一連の既報に引き続き，地球温暖化に伴うを定量的に明らかにする上では，水文気象条件を異にす

湖の理化学的特性の変化を汎地球的な視点から明らかにる流域を対象とする比較研究の成果の集積が重要であすることを目的に論証を試みた。特に気温の経年的な上る。さらに気温上昇を引き起こす温室効果ガス，とりわ

昇と湖沼水温の変化との対応について，地球上の位置とけ二酸化炭素の海洋による吸収機能，および近年におけ

貯水量規模の異なる国内外の複数の湖を対象に比較検討

る森林の荒廃と面積縮小に伴う固定量の減少に伴う収支すると共に，熱帯湖としての琵琶湖を事例に循環期におの変化について，なお解明を必要とする課題が多い（森ける垂直安定度の上昇が深層水の溶存酸素に与える影響

林総合研究所・水産総合研究センター，2004；日本海洋に関して考察した。

学会，2017）。
議論の前提となる気温の経年変化と地域特性を観測値

2．資料に基づき継続的に把握することのできる時間の長さは，

本稿は湖の理化学的性状の経年的な変化とその特徴を日本国内では長崎県出島における断片的な気象観測を除気温変化との対応に焦点をあてて検証することを論考のけば函館地方気象台の 150 年弱が最長である。国外に目主題とし，湖の水温・水質と対象湖沼周辺の気温に関すを向けると，例えばロンドン東部のアップミンスター

る観測値が系統的に編纂されているデータベースの利用

Upminster では凡そ 360 年間にわたる月平均気温の観測を基本とした。湖面水温に限定すれば，NOAA 衛星に搭値が残されており（Manley, 1946・1953・1959・1974），

載された光学センサの改良型高分解能放射計（AVHRR：

厳冬であった年の年平均気温とテムズ川ロンドン橋下流

分解能 1.1 km，観測幅 3,000 km）によって得られた経年部の結氷記録との整合性を読み取ることができ興味深い変化がヨーロッパやチベット（西 蔵 ）高原の湖沼を対象（永田，2009）。ただし，これら長期に及ぶ観測結果を基に明らかにされており，現場観測から得られる値に加礎資料として経年変化の解析を試みるに際しては，新旧え，衛星リモートセンシングにより取得されるデータ

データの精度の均質性，および都市化や観測地点の移動の 利 用 が 有 用 で あ る（Guo et al., 2021; Lieberherr andに伴うローカルな影響の判別に関する検討を欠かすこと

Wunderle, 2018; Sharma et al., 2015）。気温を含む地上気（ 54 ）

─ 72 ─

地球温暖化がもたらす湖沼環境の変容

象の諸要素の長期変化については，全球を包括する

3．汎地球的にみた湖沼水温の変化

Vose et al.（ 1992）により集大成された基礎資料が得難い情報を提供する。

世界の湖沼の総数は，連続型の確率分布であるパレート分布に基づく解析結果によれば従来考えられていた値

本稿で考察の対象とした湖沼は，容積の大きい世界のよりはるかに多く 304 × 106 に達し，湖沼面積の地球上の湖の例として五大湖，北緯 58 度〜 61 度の高緯度に位置

総計は 4.2 × 106 km2 に及ぶ（Downing et al., 2006；Reid

し結氷期間の比較的長い北欧の 2 湖沼，および熱帯湖のand Beeton, 1992）。面積 500 km2 を超える大湖沼は 253

琵琶湖である。考察に際しては，それぞれの湖の水温観を数え北緯 80 度から南緯 60 度にわたって分布しており，測値が月単位で経年的に公開されているアメリカ海洋大その 48％は北アメリカ大陸に位置する一方，面積が気庁（NOAA：出典の URL を巻末「資料」に記載），欧州

1km2 に満たない湖沼が数の面で優位を占めるとされる環境機関（EEA：同），および滋賀県水産試験場の資料（Herdendorf, 1982・1990）。

に依拠した。

気温変化が湖の熱環境に及ぼす影響の程度は，対象と湖沼環境の経年変化の実態を解明する上で，対象となする湖の面積・容積，湖盆形態，湖水の滞留時間，光のる湖，ならびに遡ることのできる年数が利用可能なデー

透過度等に関係し（吉山ほか，2012），取り分け湖の貯水

タベースの制約を受けることは言うまでもない。この量，すなわち貯熱量の差異に因る面が大きいと考えられ点，琵琶湖においては滋賀県水産試験場によるルーティ

る。大湖沼を例にとると，淡水湖の中で水深と容積が共ンな観測が 1915 年 4 月に開始され，1930 年までは観測点に世界で第 1 位のバイカル湖（Lake Baikal：最大水深の変更があったが，戦中・戦後の 1943 年 4 月〜 1947 年 3

1,637 m）は地球温暖化に対し鋭敏な応答を示し，300m

月の中断期間を除き，2021 年 10 月に至る現在（本稿執筆

以浅の水温とクロロフィル a の上昇の認められることが時）まで継続して調査が実施されている。1931 年に観測

報 告 さ れ て い る（Hampton et al., 2008; Piccolroaz and

点の位置がほぼ定められ，1936 年 2 月以降は北湖東岸のToffolon, 2018; Shimaraev et al., 2009）。水深 300 〜 500m

彦根港と西岸舟木崎を結ぶ線上に設定された観測定点以深の深層における水温変化には，表層から下方への乱（最大水深：約 80m）において原則として毎月 15 日前後

流熱輸送，ならびに初冬と春季に深層に達する熱対流がに年 12 回の深度別調査が行われており，1949 年度を嚆

大きく影響を及ぼすとされる（谷本・鈴木，2006）。5 月

矢として毎年の観測値が欠かさず同場研究報告に掲載さから 9 月の平均湖面水温は 1950 年代から 1970 年代にかれている（末富・宇野，1951）。ただし，1961 年 3 月まで

けては変化がほとんどみられなかったが，20 世紀末以降の湖面以深の水温観測は転倒温度計により行われた一時は著しい上昇が認められる。アメリカ合衆国カリフォル期を除き，北原式 B 号採水器による湖水の採水後に船上

ニア州とネヴァダ州の州境に位置するタホ湖（Lakeに て 棒 状 水 銀 温 度 計 を 用 い 計 測 さ れ て い た（ 岡 村，

Tahoe：最大水深 501 m）においても，気候変動に伴う

2008）。したがって，深層水温の観測値精度に難がない

容積加重平均水温の上昇が主成分分析と段階的重回帰分と判断される電気水温計（1961 年 4 月〜 1970 年 6 月）
・

析の結果から明らかにされており，併せて秋季におけるサーミスタ電気水温計（1970 年 7 月〜 1994 年 5 月）
・自水温躍層深度の減少，垂直安定度の上昇に伴う停滞の長記電気水温計（1994 年 6 月以降）による測定が採用され期化が指摘される（Coats et al., 2006・2010; Sahoo et al.,

た 1963 年以降を本稿の考察対象期間とした。採水器は

2013）
。

1976 年 5 月から容量 6L のバンドーン型となり，溶存酸

以下では，先ず世界の大湖沼の事例としてカナダとア

素濃度の分析は 1981 年 3 月までがウィンクラ―法，翌月

メリカ合衆国国境の五大湖を対象に，湖面水温の経年変から現在までウィンクラ―アジ化ナトリウム変法によっ化について考察した。次いで，湖が位置する緯度と標高て行われている。したがって，両方法による溶存酸素測に密接に関連する湖水の循環特性に着目し（Hutchinson

定値の連続性に問題はないものとして取り扱った。琵琶

and Löffler, 1956; Maberly et al., 2020），比較的近接して湖における水温・溶存酸素の変化の図化に際し使用した

高緯度に位置する容積の異なる北欧の 2 湖沼，サイマー

上記資料の出典を一括し，巻末「資料」に記載する（箕湖（Lake Saimaa：フィンランド）とヴェルツヤルヴ湖

田・有馬〔1964〕〜孝橋ほか〔2021〕）。

（Lake Võrtsjärv：エストニア）を取り上げ，湖面水温とࡢ

気温変化の対応を比較検討した。第三に国内の湖では，

ᇶ♏㈨ᩱ࡟㛵ࡋ࡚ࡣ㸪ᑐ㇟࡜ࡍࡿ†἟ࡢ࿘㎶ᆅᇦ࡟࠾࠸

前述のとおり同一の調査手法と観測点で長期にわたる測࡚㒔ᕷẼೃࡢᙳ㡪ࢆྍ⬟࡞㝈ࡾ᤼㝖࡛ࡁࡿẼ㇟ほ

定値が入手可能な琵琶湖について，1 回循環湖の熱帯湖ຍ࠼࡚㸪†἟Ỉࡢኚ໬࡜ࡢᑐᛂࢆ᳨ドࡍࡿẼࢆ㑅ᐃࡋ㸪⤒ᖺኚ໬࡟ࡘ࠸࡚ẚ㍑᳨ウࡋࡓࠋ

ᆅⅬとしての特性に着目し，深度別の水温と容積加重平均水─ 73 ─

（ 55 ）

森

表1

和紀

対象とした湖沼の位置と湖盆形態の諸元および循環特性
Int. Lake Envir. Cmte.: ʻWorld Lake Databaseʼ ほかに基づき編纂した．

か所を上回るが，ヒートアイランドに代表される地域規

温の経年変化に関し考察した。
以上 8 箇所の湖沼の位置（緯度・経度，標高），湖盆形

模の都市気候の影響が可能な限り加味されることのない態の諸元（面積，容積，最大水深・平均水深，湖岸線延長，地点として，人口規模 10 万人未満の小都市に位置する

長軸・平均幅，肢節量）と流域面積，ならびに循環型と観測地点に限定した。五大湖との位置関係を考慮し，ミ結氷期間を整理し，表 1 に示す。湖盆形態の数値は出典

ネソタ州ダルース（Duluth：人口 86,000 人）
・ミシガン

により齟齬の認められる場合が多いが，国際湖沼環境委

州マスキーゴン（Muskegon：同 38,000 人）・オハイオ州

員会（ILEC）に基づく値を主たる参考資料とし，複数のヤングスタウン（Youngstown：同 67,000 人）の 3 都市を典拠に共通する数値を採用した。

選び，1995 年〜 2020 年におけるこれら 3 地点の年平均気温と五大湖の年平均湖面水温の経年変化を図１左のグラ

3.1. 五大湖

フに示す。なおグラフ化に際しては，各年の変動に捉わ
3

五大湖の容積の総量は，125,000km と見積もられる地

れることなく長期にわたる変化の傾向を検証する趣旨か球上における淡水湖の存在量の約 18％を占める。水系

ら 5 項反復移動平均値を算出し，この間の相加平均値とは連続し，最西端（最上流）に位置するスペリオル湖と共に表示した。併せて，図 1 左下の NASA による衛星写

東端（最下流）のオンタリオ湖との湖面の標高差は 109 m

真に気象観測地点 3 か所の位置を示す。

あり，湖水はセントローレンス湾に流出する。五大湖の図から判読されるように，上記 3 地点の気温と五大湖

大きさを個別にみると，スペリオル湖は世界の淡水湖のの湖面水温の最近 26 年間における推移は何れも上昇傾

容積順位 3 位・面積順位 1 位であり，同様に容積と面積向を示し，とくに 1990 年代後半における顕著な上昇にの順にミシガン湖は世界で5 位・4 位，ヒューロン湖6 位・

気温と水温との整合が認められる。年平均気温の 10 年

3 位，オンタリオ湖 11 位・12 位，エリー湖 16 位・10 位

あたりの上昇率を直線回帰で求めた結果は，3 地点の中となる。これらの数値を根拠に世界の大湖沼の例として

で最も高緯度に位置し相加平均値の低いダルースにおい五大湖を取り上げ，地球温暖化に伴う湖面水温の経年変て 0.34 ℃と小さいのに対し，相加平均値が高いヤング化の実態について考察する。

スタウンでは 0.54 ℃と相対的に大きな値が認められる。

五大湖周辺地域の気象観測地点について，気象庁「世一方，年平均湖面水温の上昇率に目を転じると，五大湖

界の天候データツール（Climat View 日別値）」のウェブの中で最北に位置するスペリオル湖では 10 年あたり

サイトから統計値を入手することのできる地点数は 30

0.25 ℃と最も小さな値を示し，隣接地点ダルースの気温（ 56 ）

─ 74 ─

地球温暖化がもたらす湖沼環境の変容

図 1 五大湖の湖面水温と周辺地域における気温の変化［左］気温・湖面水温の年平均値の経年変化（5 項反復移動平均値）［右］湖面水温の 1995 年〜 2004 年と 2011 年〜 2020 年 10
年間の月平均値（折線グラフ）および両平均値の差（棒グラフ）の周年変化
湖面水温については NOAA CoastWatch，気温は気象庁「世界の天候データツール」に基づき図化した．
衛星写真は NASA/Goddard Space Flight Center によった．

上昇率との対応が示唆される。容積が五大湖の中で最大す。16 年を経た 10 年間の平均値を指標にした湖面水温であるスペリオル湖において水温上昇率が小さな値を示

は，2011 年以降の最近 10 年間における平均値が 1995 年

す結果は，貯熱量の大きい湖盆形態の特徴が要因の一つから 10 年間の平均値を五湖の全てにおいて周年を通じとなり，熱的変化に対する緩衝機能が湖に働くことに因上回っており，月ごとにみた気温差はスペリオル湖を除ると考えられる。五大湖相互間の水の流向は図 1 左下のく 4 湖で最大値が 7 月に，最小値が 11 月に出現する共通衛星写真の図中に矢印で示すとおりであり，最も下流にの特徴が認められる。五大湖は何れも冬季に結氷する 2位置するオンタリオ湖の年平均湖面水温の上昇率が 0.45

回循環の温帯湖であり，気温の経年的な上昇に伴って湖℃ /10 年と五湖の中で最大値を示す。新井（2009）は，面水温が 4℃に到達する時期は，秋季では従来と比較し湖沼の平均水温が世界の多くの地域で 20 世紀後半に 0.1てさらに遅く，春季にはより早くなることで循環期の期〜 0.6℃ /10 年の割合で上昇したことに言及している。

間が短縮されると共に，結氷期間が近年短くなったこと

前述したように，年平均値でみた五湖の湖面水温の経年変化に気温に対応する上昇傾向が認められることかが指摘されている（Magnuson et al., 1997; Wuebbles etal., 2019）。

ら，統計期間の始期 10 年間（1995 年〜 2004 年）と終期
10 年間（2011 年〜 2020 年）の平均値を月別に比較し，周3.2.

高緯度地域の湖沼

年変化を図１右に示した。ここで，左縦軸の目盛で示す

次に，高緯度地域の湖沼の事例として北緯 60 度を挟折線グラフは各 10 年間の平均値の月平均値の変化を，み比較的近接して位置し，かつ湖の容積に約 50 倍の差

右縦軸の目盛の棒グラフは両平均値の月別の差を表わがある 2 か所の湖沼，フィンランドのサイマー湖（容積：─ 75 ─

（ 57 ）

森

36km3 ） と エ ス ト ニ ア の ヴ ェ ル ツ ヤ ル ヴ 湖（ 同：3和紀

は何れも上昇傾向を示し，先に述べた五大湖の事例と同0.76 km ）を対象に湖面水温の経年変化について検討す

じく，気温変化に対する湖沼水温の応答が読み取れる。

る。北緯 60 度近辺の標高 400 〜 500m までの地域は 2 回

直線回帰に基づく年平均気温の上昇率は 10 年あたり

循環湖（温帯湖）から 1 回循環湖（寒帯湖）への遷移帯に0.21℃と算出される一方，年平均湖面水温の上昇率はサ

相当し，循環特性の異なる湖沼が混在して分布する

イマー湖において 0.34℃ /10 年であるのに対し，結氷期（Hutchinson and Löffler, 1956）。

間がより長く平均水深 3m のヴェルツヤルヴ湖では考察の前提となる湖周辺地域の気温観測地点について

0.11 ℃ /10 年と小さな値を示す。湖面水温は水温が湖面は両湖の間に位置する都市タリン Tallinn を選定し，Een-

上の気候条件と熱的な平衡に達する値，すなわち湖面にsaar（2019）に記載の月平均気温を基礎資料として使用

おける熱フラックスがゼロとなる平衡水温で近似させるした。フィンランド国内における約 90 か所の湖の結氷ことが可能であり（新井，1964），五大湖と北欧 2 湖沼を期間，および 30 か所の湖の氷の厚さに関する氷況の長例に検証した気温と湖面水温の変化との整合を裏づける

期変化について検証した事例によれば，北部地方の湖沼結果となった。

を除き，解氷時期が近年早まった事実が指摘される（Ko-

高緯度地域では氷雪に覆われる地表面の面積比が高い

rhonen, 2006）。Simojoki（1964） は サ イ マ ー 湖 を 含 む

ために太陽放射のアルベドの高いことが中緯度・低緯度

フィンランドの湖沼を対象に流域面積と高水期・低水期

地方と異なる特徴であり，気温上昇に伴い氷雪の融解がの期間の間に有意な関係のあることを見出し，流域面積

進むことで露出する土壌面積が拡大し，結果的に太陽放の大きな湖においては低水期よりも高水期の生起頻度が射の吸収が大きくなって温暖化が進行すると考えられより高いとの結果を示している。

る。加えて，大気と海洋との熱交換を阻害する機能をも気温と上記 2 湖沼の湖面水温の経年変化を年単位で 5

つ海氷の面積が減少することも，気温が低下する冬季を

項反復移動平均値・相加平均値と共に，サイマー湖に関中心に海洋から大気への熱の移動を大きくする方向に作

しては 1924 年以降，ヴェルツヤルヴ湖についてはデー

用し，温暖化が加速する要因になるとされる（野田，タの制約から 1947 年以降について図 2 に示す。両湖の湖

2008）。大気と海洋の相互作用によって発生する一種の面水温と気温の変化の対応を比較検討する上では考察のテレコネクションと捉えることのできる北大西洋振動

対象となる期間を一致させる必要があると判断されるこ（NAO）はヨーロッパにおける偏西風の動態に大きな影とから，統計期間の短いヴェルツヤルヴ湖の測定値が入響を与え暖冬の要因となり，アルプス山脈周辺の湖沼を手できる年に合わせ，1947 年以降の 68 年間について考中心に水温上昇との関連に言及した論考が多くみられ察した。気温と両湖の湖面水温の 68 年間における推移

る。ドイツ・オーストリア・スイス 3 国の国境に位置す

図2（ 58 ）

北欧 2 湖沼の湖面水温と周辺地域気温の年平均値の経年変化
湖面水温については Eur. Envir. Agcy.，気温は Eensaar（2019）の資料に基づき図化した．

─ 76 ─

地球温暖化がもたらす湖沼環境の変容

るボーデン湖（Bodensee：最大水深 254m）やオースト

加平均値を上回る年が 1980 年代初頭より継続し，上昇

リア中部のモンド湖（Mondsee：同 68m）では，深層水傾向がその後継続していることが認められ，特に 1990

温・容積加重平均水温と北大西洋振動指数との間に密接

年代以降の夏季平均気温の上昇傾向に明瞭に現れていな関係のあることが指摘される（Dokulil et al., 2006b;

る。過去 127 年間における年平均気温の上昇率を直線でStraile, 2000; Straile et al., 2003）。アルプス山脈北麓に位回帰させた結果は 10 年あたり 0.14 ℃である。統計期間

置するオーストリアの 8 湖沼を対象とした事例でも，解が同一ではないが，都市気候に代表されるローカルな影

氷時期，ならびに水温躍層が形成される前の春季の水温

響が観測値に加味されないと判断される洋上の孤島（父に NAO の影響が及ぶことが報告されている（Dokulil et

島・南大東島・南鳥島）における年平均気温の上昇率はal., 2006a; Livingstone and Dokulil, 2001）。

0.12 〜 0.18℃ /10 年の範囲にあることから（森，2021），
彦根における気温の観測値に与える地域規模の影響は比3.3. 琵琶湖較的小さいと考えて差し支えない。一方，年平均気温の3.3.1. 気温上昇は 1990 年代末を境に上昇から横這いに転じる現象

次いで 1 回循環湖（熱帯湖）の事例として琵琶湖を取が判読され，2010 年代初頭に至るまでの地球温暖化のハ

り上げ，水温と気温変化の対応について考察する。湖岸

イエイタスの実態が一時的に読み取れるが，地球温暖化に近接する地域において最も長期にわたる気象データがのハイエイタスはすでに終焉し再び年平均気温の上昇が得られる統計は琵琶湖東岸の彦根地方気象台における観続いていると解釈される。

測値であり（気象庁：過去の気象データ検索），年平均

図 3 に示す冬季の平均気温の上昇率は 0.10℃ /10 年，

気温，夏季（6 月〜 8 月三か月間）平均気温，冬季（12 月

夏季の値は 0.15℃ /10 年であり，相加平均値の高い夏季〜 2 月三か月間）平均気温を指標に，1894 年以降の経年に大きな値をとることが特徴である。Manley（1974）は変化を図 3 に示す。図中には各年の値に加え，長期的な地球温暖化が顕著に現れる以前の 1659 年〜 1973 年の期

変化傾向の特徴をみる目的で 5 項反復移動平均値の推移

間のイングランド中部における気温観測値について，年と相加平均値をそれぞれ表示した。

平均値に加え，四季（3 月〜 5 月，6 月〜 8 月，9 月〜 11 月，

反復移動平均値で示される年平均気温の経年変化は相

図312 月〜 2 月）に分けた平均気温の経年変化を移動平均値

彦根における気温の年平均値および 6 月〜 8 月と 12 月〜 2 月平均値の経年変化
気象庁「過去の気象データ検索」に基づき図化．

─ 77 ─

（ 59 ）

森

和紀に基づきグラフ化しており，月別にみた最高気温・最低年値（1991 年〜 2020 年平均）4.9℃に対し 3.9℃と 1.0℃低気温の極値の出現頻度が 6 月に最も高い点に言及していく，寒冷な冬に相当した。この結果，琵琶湖における 2る。

月の水温は全層において 7.2℃の均一な値を示し，湖面3.3.2. 水温垂直分布と底層（深度 77 m）の水温差が完全にゼロとなった。

琵琶湖における水温垂直分布の周年変化について，冬

水の密度は水温・溶存成分濃度（塩分）・圧力の関数

季に鉛直方向の循環が生じる 1 回循環湖としての熱帯湖であるが，大深度の湖を除く淡水湖においては湖水の密の典型的な例を鈴木ほか（2021d）による連続する 12 か度が水温と一義的な関係にあると見做して差し支えな月間（2017 年 4 月〜 ’18 年 3 月）の毎月 1m ごとの観測値

い。したがって図4に示した水温垂直分布の周年変化は，に基づき図化し，図 4 に示した。観測点の位置は図中の

冬季に湖水の密度差が消失することで全循環が引き起こ

湖盆図に表示するとおりであり，水深は約 77m である。

される熱帯湖の本来の特徴をよく表わしていると言えよ

彦根における気温の経年変化を示した先の図３からも読う。成層の破壊を引き起こす表層水温低下の要因となる

み取れるように，2017 年 12 月から 2018 年 2 月にかけて

冬季の平均気温の推移に注目すれば，温暖化が顕著との冬期は 2000 年代の後半から現在に至るまでの期間になった 1980 年代半ば以降はそれ以前と比較し厳冬の生生じた代表的な厳冬にあたり，3 か月間の平均気温が平起頻度が明らかに低くなっており，琵琶湖の不完全循環

図4（ 60 ）

琵琶湖における水温垂直分布の周年変化（2017 年 4 月〜 ’18 年 3 月）
鈴木ほか（2021d）の資料に基づき図化．

─ 78 ─

地球温暖化がもたらす湖沼環境の変容の進行が示唆される。

容積と深度の関係を示す図から読み取った数値を採用し3.3.3.

た。琵琶湖では干拓事業に伴う湖岸の改変が行われてき容積加重平均水温

容積加重平均水温は，深度ごとの水温に各層の容積をた歴史的な経緯があり，特に 1972 年に始まった「琵琶湖乗じた値を積算し，湖盆の全容積で除することによって総合開発事業」では洗堰の改築や湖岸堤の新たな築造，得られる。この値は湖全体における熱環境の変化を評価

南湖の浚渫が実施されたが（宗宮・津野，2000），これらできる指標であると同時に熱量を換算する上でも利便性

事業が容積加重平均水温算出の基礎となる湖盆容積に及が高いが，数値の解釈にあたっては湖盆形態に留意する

ぼす影響は相対的に小さいとして考察した。

必要があるとされる（例えば新井，2009）。本稿では巻末

琵琶湖における容積加重平均水温と深度別水温の年平「資料」に記載した箕田・有馬（1964）ほかの一連の観測

均値について，経年変化の様相を 5 項移動平均値により結果に基づき，1963 年〜 2020 年の 58 年間にわたる期間

示せば図 5 のとおりであり，容積加重平均水温についてについて，前述の図 4 に示した水温垂直分布と同じ観測

は相加平均値も併せて図中に表示した。なお，溶存酸素点における湖面から湖底まで 5m ごとの水温を用い算出

飽和度の推移は水温変化と対比させて考察する必要性がした。容積加重平均水温を求める上で一方の基礎資料と高いと考えられることから同じ時系列上に図示したが，なる各層の容積については，伊藤・岡本（1974）による

この項に関しては節を改めて後述する。図 5 に示すよう

図5

琵琶湖における容積加重平均水温，深度別の水温と溶存酸素飽和度の年平均値の経年変化（5 項反復移動平均値）
箕田・有馬（1964）〜孝橋ほか（2021）らの資料に基づき算出し，図化した．

─ 79 ─

（ 61 ）

森

和紀に，反復移動平均値に基づく容積加重平均水温の推移は

6 は，回帰式の独立変数である平均気温を算出する際に1980 年代半ばに上昇に転じ，2010 年代初頭まではほぼ横遡る時間と対象期間の長さについて試行錯誤的に検討し這いの顕著な変動のない状態が継続した後，以後は現在た結果であり，従属変数である年平均容積加重水温とのに至るまで再び上昇傾向にあることが読み取れる。琵琶

相関は前年 11 月から続く 6 か月間における平均気温の場

湖の容積加重平均水温の変化に認められるこれらの特徴

合に最も高い決定係数が得られた。

はすでに図 3 を根拠に述べた気温の経年変化によく対応

3.3.4.

深度別水温

しており，地球温暖化に対する湖の熱環境の応答と解釈

琵琶湖における年平均水温の経年変化の特徴を深度別することができる。遠藤ほか（1999）は 1965 年〜 1997に 明 ら か に す る 目 的 で， 湖 面（1985 年 3 月 ま で は 0.0

年の期間について同様の解析を行い，1965 年から 1984

m，’86 年 4 月以降は 0.5 m）から水深 30 m までは 5 m ごと，

年までは約 10℃で安定していた容積加重平均水温が以深では底層（水深 75 m）まで 40 m・50 m・75 m につい1985 年〜 1990 年にかけて約 1℃上昇し，湖全体の水温上て過去 58 年間にわたる 5 項移動平均値を算出し，推移を昇が主として底層水温の上昇に伴う現象である点を指摘

グラフ化した（図 5）。その結果，各深度における水温のした。

経年変化にはすでに述べた容積加重平均水温，さらには

容積加重平均水温と気温の年平均値の経年変化に対応

変化の前提となる気温の推移との対応を読み取ることがが読み取れることから，両要素間の相関の程度について

でき，2010 年代半ば以降に認められる水温の上昇は水深検討した。図 6 は，年平均容積加重水温と当該年の前年

40 m 以深，特に 75 m の深度の底層にも及んでいること

11 月から 4 月まで 6 か月間の平均気温との相関を示したが分かる。深度別にみた過去 58 年間における水温の上ものであり，図中に回帰直線の一次式と決定係数の値

昇率は，湖面から水深 10 m までの表層において 0.23 〜（＝ 0.78）を記載した。年平均容積加重水温は単に当該

0.31℃ /10 年であり，水深 40 〜 75 m においても 0.23 〜

年の気温のみに支配されるのではなく，考察の対象とな

0.26℃ /10 年と表層に近似する値が認められる。図からる時間までに湖中に蓄えられた貯熱量にも依存するとさ判読できるように，先に述べた容積加重平均水温の 1990

れるため（遠藤ほか，1999），同一の年についてみた両要

年代初頭にみられる上昇は，20 m 以深の水温躍層より深素の相関は決定係数 0.59 とさらに低い結果となった。図い層における水温の上昇によって生じたと考えられる。

図 6 琵琶湖における容積加重水温の年平均値と気温の 11 月〜 4 月平均値の相関（統計期間：1962 年 11 月〜 2020 年 12 月）
容積加重水温は箕田・有馬（1964）〜孝橋ほか（2021）らの資料に基づき算出し，気温については彦根地方気象台の観測値（気象庁：前掲）によった．

（ 62 ）

─ 80 ─

地球温暖化がもたらす湖沼環境の変容

琵琶湖において水温の上昇が深層まで及ぶ機構には，
気温上昇に伴って流域の積雪が減少することにより，春の上昇，および成層期間の長期化が報告されている（Livingstone, 2003）。

季を中心に密度流として湖に流入する低温な姉川からの河川流量の減少が一因となっている（熊谷，2015a）。琵

4．溶存酸素の変化

琶湖の事例と同じく，アフリカ東部の大地溝帯に連なる

単位体積の水に溶存する酸素の量（重さ）は水温が低タンガニーカ湖（Lake Tanganyika：最大水深 1,471 m）

いほど，さらには水圧（水深）が大きくなるほど多くなとマラウイ湖（Lake Malawi：最大水深 706m）でも，低ることから，以下では濃度（mg/L，従来は cc/L）では温な流入河川の流量の減少による深層水温の上昇が確認なく現場水温の飽和量に対する飽和度（％）を指標に，さ れ て い る（Plisnier, 2004; Verburg and Hecky, 2009;

琵琶湖における溶存酸素の変化について考察する。図化

Vollmer et al., 2005）。チューリヒ湖（Zürichsee：最大水に使用した観測値は水温の項で述べた基礎資料と同じ

深 143 m）における深度別水温の 52 年にわたる長期変化

く，箕田・有馬（1964）ほかの一連の観測結果に依拠しを検証した結果からは，近年の暖冬が深層水温の上昇にた。 深 度 別（ 水 深 0.0/0.5 m・10 m・20 m・30m・ 約

影響を与えており，地球温暖化による湖水の垂直安定度75 m）にみた溶存酸素飽和度の年平均値について，5 項

図 7 琵琶湖における底層水と表層水の密度差，深度別の溶存酸素飽和度，および気温の周年変化の 2017 年 4 月〜 ’18 年 3 月と2018 年 4 月〜 ’19 年 3 月の比較
湖水の密度は孝橋ほか（2020）・鈴木ほか（2021d）の資料に基づき算出し，図化した．
気温については彦根地方気象台の観測値（気象庁：前掲）によった．
─ 81 ─

（ 63 ）

森和紀

反復移動平均値に基づく 1963 年〜 2020 年における経年

湖の深層において溶存酸素濃度の低下が継続する現象

変化を前述した容積加重平均水温・深度別水温と同一のは，同じ熱帯湖の範疇に入る池田湖でも報告されている時系列で図 5 に示した。

（尾辻ほか，2012）。特定の年に不規則に起こる暖冬はあ

図から判読できるように，水深 30m と 75m の溶存酸る意味で特異な一過性の気象現象ではあるが，地球温暖

素飽和度に著しい経年的な上昇は認められないが，湖面化に伴いその生起頻度が近年増しつつあることで湖水のと水深 10 m の表層における値は 1970 年代から富栄養化

鉛直循環が不活発となり，結果的に溶存酸素飽和度の高の影響を受け，やや上昇傾向にあることが分かる。このい表層水による深層への酸素の供給が十分に行われなく現象は 1970 年代の琵琶湖で硝酸態窒素と全リンの濃度なることが懸念される。

が上昇し（熊谷ほか，2005；熊谷，2015b），1977 年に淡水赤潮が発生した事実と整合する。これに対し，底層水5．まとめ（水深約 75 m）では 2010 年代半ば以降に溶存酸素飽和度

本稿では湖水の溶存成分の変化に関し紙面を割く余地の顕著な低下が認められ，同じ時期における容積加重平がなかったが，水温上昇に伴う硝化活性の進行は硝酸イ

均水温と深度別水温の上昇に対応する現象が読み取れ

オン濃度の上昇を引き起こすことから，湖の生態系へのる。すでに述べたとおり，2010 年代半ば以降は琵琶湖の将来にわたる影響についてなお検討する余地が残されて循環期にあたる冬季の平均気温の上昇が明瞭に認められいる。さらに，嫌気的な環境は湖底からの重金属の溶出ることに起因し，湖水の鉛直方向の循環頻度が低くなるを 引 き 起 こ す と 共 に， 底 層 水 の 溶 存 酸 素 と リ ン 酸

ことで貧酸素化の状態が進行していると考えられる。い（PO43--P）濃度との間には負の相関が認められており

わゆる “琵琶湖の深呼吸” の弱体化である。深層から底（Nagare et al., 1999），貧酸素化との関連を注視する必層にかけてみられる溶存酸素飽和度の低下には，地球温要がある。地球規模の気候変動が水文環境に与える影響

暖化の影響に加え，富栄養化の進行に伴う有機物分解のの検証には，事例研究から得られる結果の普遍化を図る

過程で溶存酸素が消費されることも一因である。

ことが重要であり，時間の尺度に比し，空間スケールの典型的な暖冬であった 2018 年 4 月〜 2019 年 3 月，およ

拡張がより大きな意味を持つであろう。温帯湖と熱帯湖

び対照的に厳冬となった前年の 2017 年 4 月〜 2018 年にが国土に共存する日本の水文気象学的特性に基づく知見

おける琵琶湖の理化学的特性の差異を比較検討する目的

は，顕在化する地球規模の気温上昇が湖水と物質の循環で，月別の気温，底層水と表層水の密度差，および深度機構に与える影響を明らかにする上で貴重な情報を発信

別溶存酸素飽和度の周年変化を図 7 に示す。図中にグラすると考えられる。

3

フ化した湖水の密度（kg/m ）は水温と塩化物イオン濃本稿で得られた知見を要約すれば下記のとおりであ度に基づき算出し（Fotonoff and Millard Jr., 1983；気象る。

庁，1999；日本海洋学会，2020），底層水の値は水深 77 m，

1）汎地球的にみた湖沼水温の経年変化には，湖盆容積

表層水については水深 0.5m と 10m の値の平均をもっての大きな五大湖，高緯度地域に位置する温帯湖，おあてた。なお，底層水と表層水の密度差が小さいことか

よび琵琶湖を事例とした熱帯湖の何れにおいても，ら，縦軸は対数目盛で表示した。

気温変化に対する水温の応答が認められる。

考察の対象とした両年における月平均気温の周年変化

2）典型的な暖冬と厳冬における湖水の混合について比が示すように，2018 年〜 2019 年は前年と比較し 11 月〜 2

較検討した結果，熱帯湖の循環期にあたる冬季に底月の月平均値が 1.2 〜 2.6℃高温であった。このような気層水と表層水の密度差が暖冬の年に大きくなる結果，

象条件の下で，底層水と表層水の密度差が厳冬の 2017

垂直安定度が大きくなる現象が生じる。

-43

年 2 月には 3 × 10 kg/m であったのに対し，暖冬の 2018-43）深層における貧酸素層の形成には，地球温暖化に伴3

年 2 月の値は 70 × 10 kg/m と大きくなり，鉛直方向のう深層水温の上昇が大きな影響を及ぼしており，成密度勾配，すなわち垂直安定度が増して循環が妨げられ層が解消されないことにより鉛直循環が不活発となたと考えられる。その結果，深度別溶存酸素の周年変化る状態が引き起こされている。

が示すように，厳冬の 2018 年 2 月〜 3 月には湖水の循環が促進され底層水の飽和度は 94 〜 97％と湖面から水深30m までの値とほぼ等しかったのに対し，暖冬であった 2019 年 2 月と 3 月の水深 77m における値は 70 〜 76％に留まる貧酸素化が認められた。
（ 64 ）

謝辞
日本大学文理学部地球科学科の飯泉佳子准教授には推敲の過程で重要な指摘を賜り，拙稿の改善に助けとなった。2008
年 8 月に実施した琵琶湖の調査においては遠藤修一・滋賀大学教授（当時）に現地でご指導を仰ぎ調査艇「清流Ⅲ」を利用

─ 82 ─

地球温暖化がもたらす湖沼環境の変容させていただくと共に，同行を願った大八木英夫・南山大学准教授に助成していただいた。嘗て訪れたウィスコンシン大学ミルウォーキー校とミシガン大学アナ―バー校の五大湖研究センター，およびタリン市庁舎では貴重な資料を入手することができた。ここに記してお礼申し上げます。

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資
琵琶湖の 1963 年〜 2020 年における水温・溶存酸素の図化にあたっては下記報文に記載の観測値を利用した。ここに年度の昇順に著者名を記し，困難な観測の継続と貴重な資料の取り纏めに対し深甚なる敬意を表する次第です。
箕田冠一・有馬武司（1964）：琵琶湖定期観測，滋賀県水産試験場研究報告，17，pp. 59-92．
中 賢治・箕田冠一（1965）：びわ湖定期観測，滋賀県水産試験場研究報告，18，pp. 67-88．
中 賢治・箕田冠一（1966）：びわ湖定期観測，滋賀県水産試験場研究報告，19，pp. 72-103．
中 賢治（1967）：びわ湖定期観測，滋賀県水産試験場研究報告，20，pp. 73-108．
中 賢治・岩崎治臣・吉原利雄・山村金之助・大野喜弘・村長義雄（1968）：びわ湖定期観測，滋賀県水産試験場研究報告，21，pp. 15-68．
中 賢治・岩崎治臣・大野喜弘・吉原利雄・山村金之助・村長義雄・箕田冠一（1969）：びわ湖定期観測，滋賀県水産試験場研究報告，22，pp. 53-102．
中 賢治・岩崎治臣・吉原利雄・大野利雄・山村金之助・村長義雄（1971）：びわ湖定期観測（43 年度），滋賀県水産試験場研究報告，23，pp. 115-145．
中 賢治・前河孝志・大野喜弘・吉原利雄・山村金之助・村長義雄・高橋 誓・粟野圭一・氏家宗二（1973a）：びわ湖定期観測（44 年度），滋賀県水産試験場研究報告，24，
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中 賢治・前河孝志・大野喜弘・吉原利雄・山村金之助・村
長義雄・木村忠亮（1973b）：びわ湖定期観測（45 年度），
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中 賢治・前河孝志・大野喜弘・千葉泰樹・水谷英志・村長
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中 賢治・前河孝志・大野喜弘・水谷英志・山中 治・村長
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