低温科学

Low Temperature Science

2018 Vol. 76
巨大リザーバ：南大洋・南極氷床

低温科学研究所

INSTITUTE OF LOW TEMPERATURE SCIENCEHOKKAIDO UNIVERSITY, SAPPORO, JAPANhttp://www.lowtem.hokudai.ac.jp

北海道大学 低温科学研究所 編

北海道大学

低温科学
2018 Vol. 76
ISSN 1880 -7593

巨大リザーバ：南大洋・南極氷床

北海道大学 低温科学研究所 編

Edited by Institute of Low Temperature Science,
Hokkaido University

■紀要「低温科学」の変遷
・低温科學，第 1 輯（1944 年）－第 10 輯（1953 年）
・低温科學．生物篇，第 11 輯（1954 年）－第 35 輯（1978 年）
・低温科学．物理篇，第 11 輯（1953 年）－第 53 輯（1995 年）
・低温科学．物理篇．資料集，第 27 輯（1970 年）－第 63 輯（2005 年）（このうち，第 1 輯（1944 年 12 月）〜第 3 輯（1950 年 12 月）は岩波書店発行，第 4 輯（1948 年 10月）は北方出版社発行，第 5 輯（1950 年 12 月）以降は低温科学研究所発行）
・低温科学．第 64 巻（2005 年）〜※第 68 巻（2009 年）Supplement Issue（英文増刊号発行）■著作権・本紀要に掲載された論文の著作権は，北海道大学低温科学研究所に属する．
・ただし，原著者が出典を明示して再利用することは妨げない．
・また，掲載論文の一部または全部を電子的に蓄積し，北海道大学低温科学研究所が行う情報提供
サービスにより公開することがある．

2018 年 3 月 7 日
発

行

者

北海道大学
〒060-0819

低温科学研究所

札幌市北区北 19 条西 8 丁目

URL：http://www.lowtem.hokudai.ac.jp
編
Cover and back cover:All photos © Minoru Ikehara, Yusuke Suganuma, Takeshi Tamura, Hiroshi Sato,
Kazuya Ono, Ayako Abe-Ohchi, Itsuki Suto & National Institute of Polar Research

集

者

印刷・製本

大島

慶一郎

㈱アイワード© 2018 Institute of Low Temperature Science, Hokkaido University

はじめに

地球の氷の約 90％を占める南極氷床は，海水準で約 60 m に相当する淡水リザーバ（貯蔵庫）であり，過去の地球で起こった海水準変動のほとんどは氷床の拡大・縮小によるものである．一方，南大洋では南極底層水という最も重い水が生成される．これは全海水の30-40％を占める巨大な（負の）熱のリザーバであり，世界の海洋の底層に潜り込み，海洋
大循環（熱塩循環）のパターンや強度を規定する．その量や水温の変動は地球の熱の分配に大きく影響し，数百年－数千年スケールの全球気候を左右する．さらに，南大洋は CO2の最大のリザーバであり，氷期・間氷期サイクルにおける CO2 変動は南大洋が決めてきたという説が有力である．このように，熱・水・CO2 の巨大リザーバである南極氷床と南大洋は，全球気候や海水準を決定づける最重要コンポーネンツである．
近年，地球最大の淡水リザーバである南極氷床の融解や流出の加速が明らかになり，海水準の大幅な上昇が懸念されている．また，氷床融解によって生じた淡水が海洋の成層を強め，海洋大循環や CO2 吸収が変化することによって全球気候を激変させる可能性があり，そうした海洋の変化が氷床融解をさらに促進することも考えられる．このように，南
極氷床と南大洋は一体となって全球環境に大変動をもたらす潜在力を秘めている．IPCCの第 5 次評価報告書でも，氷床融解の加速とともに南極底層水の生成量の顕著な減少が報
告されており，いずれは全球規模の熱塩循環が変化する恐れがある．過去の地球では，氷床も海洋熱塩循環も数百年から数万年以上の時間スケールを持って変動してきたが，かつてないスピードで CO2 濃度が上昇し温暖化が進んでいる現在，巨大リザーバである南極氷
床及び南大洋の変容を読み解くことは，地球システムの将来予測において不可欠かつ喫緊の課題といえる．
一方で，南極氷床と南大洋は，その観測の困難さから現状で最もよく分かっていないコ
ンポーネンツでもある．特に，未探査領域とも言える氷と海洋の境界域における観測には，
無人探査機等の新しい観測技術が必須である．さらに，現状の理解と将来の予測のためには，過去の理解が不可欠であり，アイスコア・海底コアや地形情報などによる古環境デー
タの取得・分析が必須となる．南大洋の CO2（炭素）収支やその変動には，生物活動が CO2を取り込み深層・海底へ隔離する，生物ポンプが重要な役割を担っている．数万年以上の時間スケールをもって変動する氷床に対して地殻（固体地球）はすぐには adjust しない（平衡にならない）ので，氷床変動に対する固体地球の粘弾性応答（GIA）の理解も重要となってくる．南大洋と南極氷床が一体となって全球環境変動を駆動するシステムの理解と将来

予測には，観測や分析で得られる知見を取り入れた，大気・氷床・海氷・海洋・固体地球を結合させたモデル研究が必須となる．
このようなシステムの解明に向けて，まず，南極地域観測第 IX 期 6 か年計画「南極から迫る地球システム変動」が 2016 年度より開始された．さらに，新学術領域研究「南大洋・南極氷床」が 2017 年度より開始された．なお，この領域研究の概要については，本巻でも，領域代表を務める川村賢二氏による総説の「はじめに」に述べられている．
これらのシステムの理解とプロジェクトの遂行のためには，分野をまたがった様々な相互作用の理解が本質的であるため，既存の学問分野を超えた研究アプローチが不可欠である．そのためには，各研究者が関係する他分野を広く理解し，異分野間での連携と議論を深めていくことが鍵となる．しかしながら，他分野を理解する敷居は高く，効率的に理解するための文献や教科書がほとんどないのが現状である．
そこで「低温科学」本巻（Vol.76）では，以上の背景のもと，南大洋・南極氷床をキーとする学際研究を大きく発展させる目的で，関係する広範な研究分野を網羅・横断する解説・総説集を供することとした．具体的には，南大洋・南極氷床学際研究に関わる全ての分野，気候力学，気象学，雪氷学，海洋物理学，海洋化学，生物学，計算科学，地球力学，
地質学，地形学，測地学，機械工学，の各分野の方々に御執筆を頂き，計 20 編となる総説集を完成させた．
最後に，総説を執筆して頂いた全ての著者の方々に心より感謝申し上げる．執筆者の皆様の御足労が，研究分野を超越した視点を持つ研究者が育つことを含めて，真の“longterm investment”となること，を信じてここに発刊するものである．

「低温科学」第 76 巻編集委員会
編集委員長：大島慶一郎（北大・低温研)
編集委員：須藤：北川斎（名古屋大学)
暁子（北大・低温研)

目次
はじめに
南極底層水と全球海洋子午面循環

勝又 勝郎

1

大島 慶一郎13

南大洋における観測からみた海洋長期変動

青木 茂

25

棚氷と海洋の相互作用とそのモデリング

草原 和弥

33

岡 顕

43

川合 美千代57

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

71

南極沿岸ポリニヤでの海氷生成と底層水形成

海洋炭素循環モデルの考え方と基礎
南大洋における人為起源二酸化炭素の取り込み
南極海生態系研究の現状と展望─炭素循環と低次生産者の視点から

南極域環境変遷のさらなる理解に向けて ― 珪藻および黄金色藻化石研究の現状と課題 ―須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介
全球気候変動を駆動する南大洋海洋循環 ― アガラスリーケージとウェッデルジャイヤ ―

95

池原 実

121

関 宰

135

南極のアイスコアから復元する過去の気候変動

川村 賢二

145

アイスコアによる海氷面積変動の復元

飯塚 芳徳

153

杉山 慎

169

齋藤 冬樹，グレーべ ラルフ

179

衛星観測による南極氷床質量収支

福田 洋一

187

南極氷床変動と氷河性地殻均衡

奥野 淳一

205

最終氷期最盛期以降の南極氷床融氷史：地形地質学から見た現状と課題

三浦 英樹

227

佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

243

巻 俊宏，吉田 弘259

藤井 昌和，野木 義史

269

最終間氷期の南極氷床崩壊と海水準上昇

南極氷床 ― その変動と海洋との相互作用 ―氷床モデリングの基礎

南大洋の形成自律型無人探査機（AUV）による未探査領域調査
音波探査で海底を見る：海底地形に記録された地球環境変動

地質年代区分表
新生代

中生代
古生代

新第三紀
0.230
古第三紀

百万年前
鮮新世

2.52

億年前
新 生 代

億年前
0
0.66

5.41

第四紀
2.58
ピアセンジアンザンクリアン
メッシニアン

0.660

万年前
完新世
1.17

5.33

後期 名称未定
12.6
中期 チバニアン＊

中
生

1.450

サーラバリアン
ランギアン

代

原

漸新世

代
カ

2.519

リ

始新世

ブ
ア 時 代
始 生 代（太 古 代）

古 生 代

3.589
デボン紀
4.192
シルル紀
4.438

ジェラシアンチャッティアン

なお，本稿では国際層序委員会の定
める国際年代層序表に従いカラブリ
アンの終了（前期−中期更新世の境界）を 78.1 万年前としている．しかし，「チバニアン」の名称を国際
33.9 地質科学連合に申請している研究グ
ループによると，地質時代の世界基準となる国際標準模式地の候補地「千葉セクション」の白尾火山灰に含まれる鉱物を用いた年代測定から，これよりも 1 万年ほど新しい年代値が得られている．この分析結果
から，今後，研究の進展によっては前期−中期更新世の境界が約 77 万年
前に変更される可能性がある．

ルペリアン

バートニアンルテシアン
ヤプレシアン

石炭紀

サネティアン
暁新世

25.00

2.989

180

258
23.0 ＊国際正式名称については審査中．

プリアボニアンン
ペルム紀

カラブリアンアキタニアン

生
先

三畳紀

78.1
前期

バーディガリアン

ジュラ紀
2.013

更新世

白亜紀

中新世

トートニアン

56.0

セランディアン
ダニアン

66.0

オルドビス紀
4.854
カンブリア紀5.410~46.00

日本地質学会が作成した国際年代層序表（2016 年版）に基づいて作成

低温科学 76 （2018） 1-12
doi: 10.14943/lowtemsci. 76. 1

南極底層水と全球海洋子午面循環
勝又 勝郎1)
南極沿岸のポリニヤで冬季に冷却された海水は高密度水として周囲の海水と混合しながら大陸斜面を下り南極底層水となる．低温・高溶存酸素で特徴づけられるこの水塊はインド洋・太平洋の底層を中心に世界の海水の大きな割合を占める．この南極底層水を含む海洋の循環は乱流が卓越し，数年程度の観測では熱や物質の輸送量を正確に見積もれていないことが分かってきた．数十年から百年程度平均化した循環はしばしばその南北の輸送を強調して子午面循環とよばれる．この子午面循環は複雑な三次元構造を持つ．この循環場は大気から風・熱・淡水による強制を受けるだけでなく潮汐による混合や地熱の影響を受けて流れている．これらの外力と海洋循環との関係はよく分かっていないが，南極底層水と周囲の海水との混合が全球の海洋循環に影響を与えている可能性が指摘されている．

Antarctic Bottom Water and global ocean meridional overturning circulation
K. Katsumata1
Antarctic Bottom Water (AABW) originates from dense shelf water mixing with ambient water masses as it flows
down the shelf slope. Dens shelf water is mainly produced by winter brine rejection in polynyas along the Antarctica
coast. Cold and highly oxygenated AABW occupies a significant part of world oceans, mainly in the bottom layers in
the Indian and Pacific oceans. It is recently recognised that ocean currents including the flow of AABW are turbulent
and measurement with a duration of a few years is not appropriate for accurate transport estimate. Even after
averaging for decadal or centennial time scales, the global system of ocean currents has a complicated threedimensional structure. This circulation, often referred to as the meridional overturning circulation, is forced not only
by wind, heat, and freshwater fluxes from the atmosphere but also gravitational tidal forces and geothermal heating.
We do not fully understand quantitative relationships between these forcing and ocean circulation, but recent studies
point out possible mechanisms where AABW mixing with ambient water masses can affect the global meridional
overturning circulation.
キーワード：乱流，気候変動，海水の混合
turbulence, climate change, sea water mixing

1. 南極底層水
1.1 水塊連絡先
勝又 勝郎
海洋研究開発機構 地球環境観測研究開発センター〒237-0061 神奈川県横須賀市夏島町 2-15
Tel. 046-866-3811
e-mail：k.katsumata@jamstec.go.jp⚑) 海洋研究開発機構 地球環境観測研究開発センター
Research and Development Center for Global Change(RCGC), Japan Agency for Marine-Earth Science andTechnology (JAMSTEC), Yokosuka, Japan.

海水は電波を通さない．それゆえ海洋観測はもっぱら現場でセンサーを船から吊りおろすか自動観測ロボットなどが潜水して行うことになる．海洋物理学は大雑把に言えば海流の学問である．だから海洋物理学者にとって興味がある海水の性質は密度である．密度は温度と塩分と圧力から計算できる1．観測を行った場所は緯度・経1

最新（2010 年採用）の海水の状態方程式では温度・塩分・圧力に加え栄養塩などほかの情報が必要になる．

勝又 勝郎2

図 1：南大洋インド洋セクター東経 115 度に沿って観測された温度・塩分．
観測線 I9 は図 3 に示した．点の色は右のカラーバーに即して観測深度を示す．浅い部分（250 m 以浅）は大気の影響を受けてばらつくが，深くなるにつれ（緑色）ばらつきは小さくなる．特に 2000 m 以深を拡大したのが右下の拡大図で，水塊の構造を示す．水温 1.9 度くらいに見られる塩分の極大値
は北大西洋の高塩分水の名残．南大洋深層水は水温 0 度以下の部分．

度で指定されるから，一回の観測では緯度・経度・時刻・（McDougall, 1987）のことを指す．

圧力 の四次元のデータとして温度や塩分が測られる．

海水の性質は水温を縦軸・塩分を横軸にした「温度塩これらのデータを集めて目的に応じて，たとえば深さを分図」の上に点で示される（図 1）．このような図を描く

縦軸として塩分を線で描いた塩分プロファイル（断面図）と，ある地域の海水が往々にして一本の線上に乗ることを見たり，経度を横軸・緯度を縦軸として温度を色で描が知られている．海水の温度・塩分は表面で大気からのいた地図を作成したりする．

強制によって海面で与えられ，海洋内部に入り込んだ後

2

海水の移動より海水の性質そのものに注目したいとき

はゆっくりと周囲と混合・拡散しながら移動するから，には緯度・経度・圧力・時刻は関係ないので縦軸を温度・

温度塩分図の上の一本の線は「ある程度の大きさの海水

横軸を塩分とすると具合がいい．別に縦軸を塩分にしての塊が同じような履歴をたどってきて同じような大気かもよさそうなものだが，大部分の海洋では表層が一番暖

らの温度塩分の強制を受けてきた」と解釈される．このかく海底が一番冷たいので温度を縦軸にして深さと関連ような温度塩分図の特徴的な線を「水塊」と呼ぶ．

付けているのだと筆者は想像している．ある深さの海水よく考えてみると「温度・塩分の異なる海水が混ざっが海流に乗って異なる深さに移動すると，圧力の変化にて一様になる」というプロセスでも温度塩分図の上で線よる仕事を受け温度がわずかながら変化する．深くなれは一本（あるいは一点）になる．ところが，風や大気のば圧縮されて温度が上がるし，浅くなれば温度が下が影響を直接受ける海洋表層数十メートルの境界層と，海る ．この効果を取り除いてやれば，ある海水が移動す

底近くの摩擦の影響を受ける海底境界層を除くと，海洋るのを「同じ温度・塩分の海水」として追跡できるようの混合は小さい．実際に海中に染料を流してそこから鉛になる．
「圧力の変化の効果を取り除いた水温」をポテ

直方向の拡散係数を推定するとせいぜい 10－4 m2 s－1 程ンシャル水温と呼んで，以下の「水温」はすべてポテン

度である．これは 100 m 鉛直に拡散するのに 1000 日程

シャル水温を指す．同様に「密度」とは海中で海水が力度かかるという小ささである．季節変動あるいは数年程を受けずに移動する方向として定義した中立密度度の変動を考える上では，表層・海底の両混合層を除く

3と，海水はほとんど周囲と熱や塩分のやり取りをせずに揺れる船上から正確に鉛直の深さを求めるよりは水圧を測る方が簡単である．現場では圧力を鉛直方向の軸に用いてあとからこれを深さに換算することが多い．
3
圧力による塩分の変化はとても小さいので無視する．
2

移動する（断熱的 adiabatic）とみなせることが多い．

南極底層水と全球海洋子午面循環3

図 2：世界海洋循環実験（WOCE, World Ocean Circulation Experiment）観測線 I9 に沿ったポテンシャル温度（a）と塩分（b）の断面図．黒は海底地形で右側が北向きで豪州大陸，左側が南向きで南極大陸．縦軸が深さで横軸が緯度（下目盛）・距離（上目盛）．観測線の位置は図 3 参照．

1.2 南極底層水ような形で分布する．表層の南極大陸方向には低塩分のでは，南大洋の東経 115 度に沿って実際に観測された

水が存在し上記の海氷融解水と理解される．中層に塩分

温度・塩分の断面図を見てみよう（図 2）．観測は 2004の高い水が存在するがこれは高塩分な大西洋に由来する

年 12 月から翌年 1 月に豪州 Aurora Australis 号をプ

深層水の名残である．AABW はこれより低塩である．

ラットフォームとして行われた．水温も塩分も全体的に図 1 で見たように，温度塩分図上では AABW は短い線

北向きに深くなる構造を示している．ある一定の深さの分に見える．なお，ここでは水温 0 度以下を AABW と断面を考えると北に行くほど水温は高くなる．暖かい水

定義したが，密度 1028.27 kg m－3 より重い水を AABW

は密度が低いから海面高度は北に行くほど高くなっていと定義することも多い．これは Orsi et al. (1999) で用いて，これは人工衛星から確認できる．このような状況でられた基準で，この密度の水塊は南極周極流に沿って流はある一定の深さでは北にいくほど圧力が高い4．海洋れるが，もっとも浅いドレーク海峡の「しきい」を超えで数百キロメートル以上の広がりを持つ大規模な流れ場

ることが出来ないという物理的意味を持つ．

は地衡流平衡していることが知られている．これは圧力と地球回転に由来するコリオリ力が釣り合っている状態

1.3 南極底層水の分布である．図 2 のような場合，圧力は北から南に海水を押前節で水塊を「同じ履歴」をもつ海水と定義したが，しているのでコリオリ力は南から北に働いている．南半

AABW はどのような履歴を持っているのか．これは，球ではコリオリ力は海流の向きを向いて左手の直角方向

低温・高溶存酸素といった特徴と局地的な観測（たとえに働くから，西から東に流れる海流が存在することが分ば Foster and Carmack, 1976）から「南極大陸周辺（まかる．これが南極周極流である．南緯 53 度付近のようれに沖合）のポリニヤで冷却された低温な高密度水に部分的に逆向きの傾きがみられるが，これは周極流が（DSW, Dens Shelf Water）が 中 層 の 周 極 深 層 水

蛇行していることで説明される．

（Circumpolar Deep Water）と混合しながら大陸斜面を水温（図 2a）をみると，上層ほど暖かく下層ほど冷た駆け降りて AABW となる」と推定されている（詳細はいが，南極大陸（図左側）に向かう表層近くには冷たく

本誌大島の記事）．溶存酸素は大気から飽和濃度で混合（0 度以下）軽い海水がみられる．これは冬季の海氷が融されて，それ以降は海水中の微生物の働きで減少する一

解してできた海水である．この図の底層付近で水温 0 度方である．だから溶存酸素が高いという性質は大気に直以 下 で 青 く 塗 ら れ て い る の が 南 極 底 層 水（AABW,

前まで接していた証拠である．逆に溶存酸素が低い海水

Antarctic Bottom Water）である．塩分（図 2b）も同じ

は表層から海中に潜り込んで長い時間がたったことを示す．そこで南大洋の海底付近の溶存酸素データをプロッ

4

水圧はその点にかかる水（と空気）の重さに由来するから密度の低い水は圧力を下げる働きもある．厳密には海面高度を上げる効果と圧力を下げる効果の両者を計算する必要がある．南大洋では一定の深さで北に行くほど高圧．

トしてみる．溶存酸素が高い「新しい」海水の分布を見れば DSW が表層から沈み込んでくる経路を推定でき
る．底層の溶存酸素（図 3）を見ると，ウェッデル海から

勝又 勝郎4

図 3：海底付近の溶存酸素濃度（Orsi et al., 2005）．濃い色ほど高い酸素濃度で海洋表面から沈み込んでからの時間が短いことを意味する．赤線で観測断面を示す．図 1・図 2 では
インド洋セクターの観測線 I9 を示した．図 6 では加えて太平洋セクター S4P，大西洋セ
クター A12 の図も示す．©Southampton Oceanography Centre, 2005．

東経 60 度くらいまでに高い溶存酸素が海底付近に分布していることが分かる．豪州南部とロス海にも高い値が分布している．沿岸近くでは弱い大陸斜面海流が東から

表 1：西から東に並べた代表的な沈み込み域における底層水の性質．ウェッデル海は Orsi et al. (1999) Fig.3 に，ロス海・
アデリーランドの底層水は Johnson (2008) に，ケープダン
レー底層水は Ohshima et al. (2013) による．

西に流れているものの外洋では強い周極流が西から東に水塊流れていることを考えると，ウェッデル海，インド洋セクター西部，豪州南部，そしてロス海に強い沈み込みが存在することが示唆される．
余談になるが，この点に関して Jacobs の総説（2004，

水温(℃)

塩分

ウェッデル海底層水

－0.8

34.63

ケープダンレー底層水－0.65

34.635

アデリーランド底層水－0.55

34.678

ロス海底層水－0.24

34.702

Fig.8）が興味深い指摘をしている．すなわち，1960 年く
らいまでは AABW は 100％ウェッデル海由来と推定さがいかに大西洋セクターに偏在していて東南極が観測されていたが，年とともにその比率は下がり，1977 年にはれていなかったかが分かる．現在ではウェッデル海・ロ

80％程度（残りはロス海を含む太平洋セクター由来），

ス海・アデリーランド沖・ケープダンレー沖で特徴的な2002 年にはせいぜい 50％程度（30％太平洋セクター，

底層水が見つかっている（表 1)5．ウェッデル海では比20％はインド洋セクター）と観測数が増えるにつれて底層水生成域がどんどん増えているのである．過去の観測

52014 年には，あらたに豪州南部のヴィンセネス湾で新たな沈み込み域が報告されている（Kitade et al., 2014）．

南極底層水と全球海洋子午面循環5較的低温・低塩な DSW が生まれ，東に進むと比較的高温・高塩になる様子が見られる．
沈み込んで海底に達した AABW は北上を始める．
AABW は高溶存酸素とならんで低温という特徴を持つので，上記の溶存酸素と同じ原理で，全球の海底の水温データを集めると AABW の流路が推定できる（Mantyla
and Reid, 1983）．また数値モデルを用いれば，より詳細にどこで沈み込んだ DSW がどれくらいどの海盆に流れて い く の か 考 察 す る こ と が で き る．Kusahara et al.
(2017) による数値モデルを使った AABW シミュレー
ションの結果を図 4 に示す．ポリニヤで海中に注入された高密度水が海底地形に沿って大西洋・インド洋・太平
洋の各海盆に向かう様子が詳細に捕らえられている．
これを一歩進めて Johnson (2008) は，船舶やアルゴフ
ロート6 によるデータを集めて世界中の海水の中に含まれる AABW の割合を推定した（図 5）．世界の底層水は
大西洋北部の冬季の冷却に由来する北大西洋深層水とAABW が知られているが，両者の割合を温度・塩分・溶存酸素などのデータから計算した．それによれば縁辺海を除いた 1.293×109 km3 の海水のうち，36％が AABW
21％が NADW と推定される．当然のことながら，北大
西洋深層水は大西洋で多く見られ，インド洋・太平洋では AABW が多い．海底地形に接している水塊という観

図 4：沿岸ポリニヤで注入された高密度水 DSW を 25 年間追跡した分布（Kusahara et al., 2017）．海洋循環数値モデルでシミュレートした結果を示す．相対濃度が対数スケールで示されている．主な流出経路は以下の九か所．A1. アルゼンチ
ン海盆西端，A2. スコシア海からアルゼンチン海盆東端に向
かうウェッデル深海平原，A3. アメリカ南極海嶺南斜面沿い，
E1. 南西インド海嶺とケルゲレン海台西岸を通るエンダー
ビー深海平原，E2. ケルゲレン海台東岸，E3. 豪州南極海盆
内南東インド海嶺超え，E4. 東経 160 度北上，P1. ニュージー
ランド東岸北上，P2. ロス海から南東太平洋海盆経由太平洋
南極海嶺沿い．A1，A2，A3 は大西洋に，E1，E2，E3，E4 はインド洋に，P1，P2 は太平洋に向かう．大西洋・インド洋・太平洋はそれぞれ赤・緑・青の縁取りで表されている．

点では，0.180×109 km2 の海底のうち 26％が北大西洋深層水に 58％が AABW に接していた．前者が後者よ

Ship-based Hydrographic Investigation Program）であり若干密度が低いことを考えると納得のいく数値である．ここで得られた結果として，南大洋で統計的に有意る．

な AABW の体積減少が挙げられる（図 6）．この減少の原因はわかっていない．仮説として「南極氷床の融解に1.4 AABW の数十年スケールの変動
子午面循環の話に移る前に，近年の観測から明らかに伴い底層水生成量が減少」あるいは「生成される底層水の密度が軽くなった」の二点が考えられている．

なった AABW の変動の話をしたい（本誌青木の記事も

AABW を含む深層水は体積が大きく海水の熱容量は参照）．アルゴフロートは 2000 m 深までしか観測しな

大気のそれより桁違いに大きいので，温暖化により地球

い．それ以深のデータは限られた船舶観測のものがほぼに増加した熱のほとんどが海洋に入っていると考えられすべてといえる．1980 年代から 90 年代に行われた世界ている（Trenberth et al., 2014）．海洋の中で熱の多くは

海 洋 循 環 実 験（WOCE, World Ocean Circulation

表層にとどまるが，無視できない量が深海に吸収されてExperiment）では各国の船舶を用いて当時最高精度のいるという見積もりもあり，温暖化の正確な把握のため

海洋断面観測が行われた．その際の観測点を 10 年あるには深海の観測が急務となっている．地球表面のフラッ

いはそれ以上の間隔をおいて再観測することで，海洋のクスに換算した具体的な数字を挙げておくと，大気上端十年スケールの変動を明らかする計画が全球海洋船舶ハにおける地球に入ってくる過剰な熱の見積もりは 0.5～

イドログラフィ調査プログラム（GO-SHIP, Global Ocean

1 Wm－2 で，このうち 9 割が海洋に入っていると考えられる（Trenberth et al., 2014）．一方 3000 m より深い海

6アルゴプロジェクトで用いられる自動観測ロボット．このプロジェクトは世界 34 カ国が参加している国際プロジェクトで2000 m 以浅の海洋を自動観測する浮力調整機能付き衛星通信
機能付きフロートを多数（3800 台以上）展開している．国数・台数は 2017 年 11 月現在．

洋には 0.1 Wm－2（Kouketsu et al., 2011）程度となる．
AABW に直接入るという意味で 0℃の等温度面を通ってより深い海洋には 0.027±0.009 Wm－2（Purkey andJohnson, 2013）程度の過剰な熱が入っていると推定され

勝又 勝郎6

図 5：北大西洋深層水（上）と南極底層水（下）の分布（Johnson, 2008）．それぞれの水塊の量をその点における「厚さ」として表している．大西洋では北大西洋深層水が多いが，インド洋太平洋では南極底層水が圧倒的に多い．

て い る．こ れ は 面 積 を か け る と 14±5 TW と な る．

数千年スケールで海洋循環が定常であるとすれば，南Purkey and Johnson (2013) はさらに淡水流入や海面高度

極周辺から北上して行った AABW は，最終的にはまたへの影響も評価していて AABW の寄与は一年あたり

南極周辺に戻ってくるはずである．前節で溶存酸素や温99±56 Gt の淡水流入，一年あたり 0.52±0.18 mm の海度といった海水とともに移動する目印を用いて海水の循

面上昇と見積もっている．前者は例えば東南極の 2006

環を推定する手法を紹介したが，それを地球上のあちこ

年 の 氷 床 融 解 量 の 見 積 も り 一 年 あ た り 132±60 Gt

ちの海洋で行えば，だいたいの海水の循環を推定できる．

（Rignot et al., 2008）と同程度の数字で氷床融解が深層水

このような大雑把な方法で 1987 年に描かれたのが，かに影響を与えているという仮説に矛盾しない．

の「コンベヤーベルト」である．この図は直感的に分かりやすいのだが，不正確な点が多い．たとえば，南極付

2. 全球海洋子午面循環

近で沈み込む AABW が含まれていない．ほかにも以下に述べるような海洋循環の本質を欠いているのでここで全球規模の海洋循環の話に移る．ひと昔前までは「熱は紹介しない．図 1 で紹介した 1980 年代以降の世界海塩循環」や「海洋大循環」などと呼ばれていたが，海洋洋循環実験をきっかけとして海洋物理観測は大きな進歩

循環の駆動力としては熱や塩だけでなく風が大きな役割を見せた．それに従って全球海洋循環像も大きく現実にを果たしていること，気候システムの維持において海洋近づいた．ここでは昔の海洋循環像に見られた「大河のが熱や物質を南北方向に運ぶ役割が重要であること，のような海流が一定速度で海洋を流れる」という単純な描二点が近年明らかになるにつれて子午面循環（Meridional

写をアップデートするかたちで現代的な海洋循環像を紹

overturning circulation）と呼ばれることが多い．

介する．

南極底層水と全球海洋子午面循環72.1 海洋子午面循環の特徴
ベルトではない
ベルトの最大の問題点は連続であることである（Lozier, 2010）．一か所を引っ張ると全体が同じ速度で移動する．確かに，大規模な海流は地衡流バランスしており非発散ではある．しかし局所的には定常ではない．
例えば，子午面循環のある場所はほかの場所より早く流れることがある．渦が発生することもあるし（Kawabe
et al., 2005），数十日程度の振動現象（Warren et al., 2002）なども報告されている．
ベルトと同種の誤解に北大西洋の深層水の沈み込みが停止すれば全球の海洋循環が停止するかのような記述がなされることがある．実際の大西洋の観測では沈み込み
量と子午面循環の量に有意な関係は見られない（Lozier,2012）．後述するように子午面循環には風が与える運動量の寄与も大きい．そのような場所では沈み込みがなくなっても風があれば循環は続く．
熱塩循環だけではない
古い教科書には海洋循環は「表層は風による風成循
環・中深層は温度と塩分のコントラストによる熱塩循環」などと書かれていた．しかし数値シミュレーションを用いた実験（たとえば Tsujino and Suginohara, 1999; Saenzet al., 2012）により，風による効果と温度塩分による効
果はそう簡単に分けられないことが分かってきた．別な言い方をすれば，風だけで駆動した子午面循環と温度塩分だけで駆動した子午面循環を足し合わせても実際の子午面循環像は再現できない．両者が非線形に作用しあっているためである．
ジャイアではない
海洋表層は風によって駆動されている．前述したとおりそこでは大規模な海流は地衡流平衡していて圧力とコリオリ力が釣り合っている．また地球が北から見て反時
図 6：繰り返し横断観測（repeat hydrography）で明らかになった AABW の減少（Purkey and Johnson, 2012）．上から
豪州南大洋海盆を通る I9 線（ほぼ東経 115 度），ウェッデル・
エンダービー海盆を通る A12 線（ほぼ東経・西経 0 度）
，アム
ンゼン・ベリングスハウゼン海盆を通る S4P（ほぼ南緯 67 度，
太平洋セクター）に沿った等温線の変化．観測線は図 3 に示した．図中右下の凡例は観測年を示す．図中の色付きの線は等温度線．年を経るごとに等温度線が下がって，0℃以下の水塊である AABW の体積が減少していることを意味する．
©American Meteorological Society. Used with permission．

計回りに回転している影響で，海洋の西側に南北に流れる強い海流が生じやすい．実際，北太平洋には黒潮が，北大西洋にはメキシコ湾流が，南太平洋には東オースト
ラリア海流が，南大西洋にはブラジル海流が，南インド
洋にはモザンビーク海流がある．深海の観測がほとんどなかった時代には，深層もそのように流れていると考えられていた（Stommel, 1958）．
冒頭に記したように海洋は電波を通さない．だから表層ではなく深層の海流を測るために海水の密度と同じ浮き（フロート）を海中に流しても，その場所が分からな
い．しかしながら海洋は音波を通す．観測網が比較的充勝又 勝郎8

図 7：大西洋の中深層の流れの軌跡（Bower et al., 2009）．北緯 50 度近辺の深さ 700 m と1500 m で音波探知位置測定装置が付いたフロートを 40 本投入して二年間追跡した．軌跡
は一日一点．流れは乱れていて多くの方向に様々な速度で流れている．右下の囲み図は投入地点と二年後の地点を直線で結んだ図．赤色が 700 m，青色が 1500 m．
（色は温度アノマリ．温度 T のアノマリは (T－Ti)/Tmax で定義される．Ti は投入地点の水温，Tmax
は観測された最大の温度変化（700 m では 6.4 度，1500 m では 1.8 度）．点線は測位失敗
で 推 定 し た 軌 跡．
） Reprinted by permission from Macmillan Publishers Ltd: Nature(Bower, A. S., Lozier, M. S., Gary, S. F., & Böning, C. W. Interior pathways of the North
Atlantic meridional overturning circulation. 459(7244), 243-247), copyright 2009．

実している大西洋には，海中に音響測位システムが設置た「ベルトではない」ことを表している．

されており，
海中のフロートの位置を知ることが出来る．

この流れ場をむりやり東西方向に平均して表したのが

図 7 はそのようなフロートにより観測された中層深層の図 9 である（Talley, 2013）．この程度簡単になると以下流れを記録したものである（Bower et al., 2009）．表層ののように子午面循環を言葉で説明できる．
「南極周辺で循環にあるメキシコ湾流に対応する北向きの深層西岸海

急冷されて沈み込んだ深層水は南極周極流を経由して一流があるかと思いきや，実際のフロートは西岸にとどま部はインド洋・一部は太平洋・そして一部は大西洋の底らず外洋内部にしみ出して北にも南にも東にも西にも移層を北上する．北上する過程で主に熱の拡散により密度動している．つまり，子午面循環を担う深層循環は単純を減らし，一部は主に風によって南大洋で湧昇する深層なジャイアではなく乱流に近い乱れた流れであることが水に加わる．この深層水は大西洋北部で冷やされた沈み分かった．数値シミュレーションを用いた研究による込んだ水塊を含む．南大洋で湧昇した水塊の一部は南極と，数年程度では乱流に見えるこの流れも十年あるいは沿岸付近に達し，循環を閉じる．同じ水塊の一部は太平百年程度平均すると一方向に海水を輸送している

洋・インド洋の中層（正確には上部深層）に湧昇する．

（Wunsch and Heimbach, 2006）．深層循環はこのように

これら上部深層水の一部は前述の深層水と同様南大洋で長い時間平均してはじめて見えてくる流れなのである．

湧昇し，一部は太平洋・インド洋・大西洋の表層水（正確にはモード水）やインドネシア通過流など複雑な表層

2.2 子午面循環の特徴
上述の通り数十年から数百年といった長時間平均したの循環を形成するが最終的には大西洋北部の冷却を受け深層に戻って循環を閉じる．
」

循環を考えるとそこには海水・物質の一方向の輸送が存ベルトではない子午面循環という事実は以下の通り循

在する．その長時間平均した海水の輸送を描いたのが環の「速さ」にも幅があることを意味する．つまり 100図⚘である（Marshall and Speer, 2012）．注目したいの年間平均して海洋中のある点 A からほかの点 B に移動

は矢印が一部途切れていることである．これは上で述べすると分かっても，その所要時間は単なる「AB 間の距南極底層水と全球海洋子午面循環9

図 8：子午面循環の概略図（Marshall and Speer, 2012）．矢印の色は底層（青）・深層（緑）・中層（黄）・表 層（赤）を 表 す．Reprinted by permission from Macmillan Publishers Ltd: Nature
Geoscience (Marshall, J., & Speer, K. Closure of the meridional overturning circulation throughSouthern Ocean upwelling. Nature Geoscience, 5(3), 171-180), copyright 2012．

図 9：東西平均した海洋循環像（子午面循環）．色は底層（青）・深層下部（緑）・深層上部（橙）・中層（赤）・表層（紫）を表す．数字は Sverdrup 単位であらわされた長時間平均した時の流量（1 Sv＝106 m3s－1）で正が北向きまたは下向き．大西洋・インド洋・太平洋・南
大洋をそれぞれ Atl，Ind (I)，Pac (P)，So と略記した．BS は太平洋からベーリング海峡を抜けて大西洋に抜ける流れ．©Copyright 2013 by The Oceanography Society．

離÷平均流速」ではなくて，非常に早く到達する水塊も，に達するのはこの意味で「平均して」太平洋で 595 年，

あれこれ寄り道して非常に遅く到達する水塊も存在する

インド洋で 335 年，大西洋で 275 年程度である（Stuiver

ことになる．つまり所要時間も分布を持つのである．こet al., 1983）．

のような複雑な流れ場に対しては，海洋中の大気から注入された放射壊変炭素をつかった推定をおこなえば，この分布のある意味での平均値が与えられる．それによれば，南大洋から北上する AABW が 1500 m 程度の中層

3．子午面循環と南極底層水
子午面循環はどのように駆動されているのか，という勝又 勝郎10

質問は難問である．海洋循環の定量的な理解（どこにど以上の思考実験の内容をより現実的な設定で定量的にれほどの強さの流れがあって，どのように変化している

解析したのが Ito and Marshall (2008) である．海洋表面か）が不足しているのがそもそもの理由だが，よく考えで一定の密度と運動量を与えるという設定で AABW のてみると「駆動する」という言葉を物理的にどのように

子午面循環を解析して，AABW 循環の強度は AABW

解釈するかという点がはっきりしていない．子午面循環と湧昇流の間の鉛直混合係数の 1/2 乗に比例することをの「エネルギー源」という意味では風と大気からの熱と予測した．異なった仮定を用いた Nikurashin and Vallis

淡水フラックスと潮汐とわすかながらの地熱と答えられ(2012) のモデルでは 2/3 乗であった．すなわち南大洋のるが，それぞれの寄与を定量的に見積れるほどのデータ

鉛直混合が強くなると全球の子午面循環も強くなる．

は存在しない．シミュレーションモデルで見積もること

Hughes and Griffiths (2006) は斜面を駆け降りる高密度も可能だが，風と大気のエネルギーが鉛直混合を通じて水を陽に取り込んだモデルを用いて AABW と全球子午海水のポテンシャルエネルギーに変換される過程がよく面循環の関係を考察した．このモデルでは子午面循環の分かっていないので，シミュレーションモデルの結果を流速は，Ez0.45 に比例する．Ez は斜面を下る高密度水が鵜呑みにはできない．子午面循環の「運動量源」という周囲の海水を混合する強さをあらわす係数で，重力流が意味では，沈み込み域では浮力，湧昇域では風が「駆動

速度 U で傾き力」と考えられるが，圧力項の解釈が難しい（Marshall

時間当たりの混合量が Ez U sin となる．つまりここでand Pillar, 2011）．

も高密度水の混合が強くなると子午面循環が強くなっての斜面を流れているとき，単位幅単位

ここではとくに AABW との関係に焦点を当てて，

い る．理 想 化 し た 設 定 で 考 察 す る と 以 上 の よ う に，

「AABW は全球子午面循環を駆動するか」という問いを

AABW 生成に伴う混合の強化は全球子午面循環を強化「AABW に関連する物理量が変動したら全球子午面循することが予測される．

環はどれほど変動するか」という問いに置き換えて考察する．
すぐに思いつくのが南極周辺の高密度水の生成が停止

4. まとめ

したら全球子午面循環が変化するか，という問いである．

南極底層水 AABW および全球海洋の子午面循環そし

溶存フロン用いた Orsi et al. (1999) の見積もりによればて両者の関係を駆け足で概観した．人口の多い大陸から2500 m より深くに沈み込んでいく AABW は 8 Sv 程度

遠く厳しい環境の南大洋での観測量は不足していて，まである（Sverdrup は流量の単位で 1 Sv＝10 m s ）．一

だ分かっていないことは数多い．一方で，各国の南極観方で南大洋の上を西から東に吹くジェット気流によって測活動・自動観測ロボット・バイオロギングなどの努力

南 大 洋 で 湧 昇 す る 周 極 深 層 水 は 20 Sv 以 上（例 え ば

でデータは少しずつ積み上げられている．どうしても簡

Sallée et al., 2010）である．流量を見る限り南極周辺の

単な海洋循環像（「ベルトコンベヤ」「AABW はウェッ

高密度水の沈み込み量は風によって湧昇する量の半分以

デル海のみで生成される」など）は魅力的でそれをもっ下である．風の寄与を考えるに，高密度水の沈み込みがて複雑な現実の海洋を理解したい気持ちはある．一方，停止しても風による湧昇が停止しなければ全球の子午面

観測データを積み上げれば積み上げるほど複雑な南極気循環が停止することはなさそうである．ここでもう一度候システムは，その姿を複雑なまま見せつけてくる．そ図 9 に注目する．実は AABW の生成のための高密度水の複雑なシステムの中から海洋とくに AABW にかかわの沈み込みは，風による深層水の湧昇のすぐ隣で生じてる疑問のうち，筆者が重要と考えるものを最後にまとめいる．つまり両水塊の間には強い混合が起こっている可

る．

6

3 －1

能性が高い．ここで極端な場合を思考実験してみる．すなわち，沈み込みと湧昇の間の運動量の混合が極端に強ければ，下降する沈み込みと上昇する湧昇の運動量が相殺して子午面循環が南大洋の沈み込みと湧昇だけで閉じるという場合が考えられる．一方で密度の混合が極端に強ければ，沈み込んで行った DSW の密度はすぐに周囲

⿠ポリニヤにおける外力（温度，風）と沈み込む高密度水の性質（温度・塩分）との関係．
⿠ポリニヤにおける外力と沈み込む高密度水の量との関係．
⿠ポリニヤでの沈み込み量と AABW の生成量との関係．

の軽い密度と混合してしまうため冷却直後の高密度水と⿠AABW の近年の体積減少の原因の密度コントラストが強化されて沈み込みが強くなる場

⿠AABW 生成量と子午面循環の関係

合も考えられる．

以上．

南極底層水と全球海洋子午面循環

11overturning circulation through Southern Ocean upwelling.

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南極沿岸ポリニヤでの海氷生成と底層水形成
大島 慶一郎1)
世界の海洋の深層まで及ぶ最も大きな循環は，重い水が沈み込みそれが徐々に湧き上がってくる，という密度差による循環である．沿岸ポリニヤでの大量の海氷生成が重い水のソースになっている．
衛星マイクロ波放射計データ等による海氷生産量マッピングからは，南極沿岸ポリニヤでは，非常に高い海氷生産があることが示され，世界の深層に広がる南極底層水がここを起源として形成されることと整合する．南大洋ではロス棚氷ポリニヤが最大の海氷生産を持つ．第 2 位の海氷生産量を持つのがケープダンレーポリニヤであることがわかり，日本の観測からここが第 4（未知）の南極底層水生成域であることが発見された．第 3 の南極底層水生成域であるメルツ氷河沖では，2000 年初頭の氷河崩
壊後に海氷生産量が 40％も減少し，その結果として，ここでの底層水生成も激減した．

Sea-ice production in Antarctic coastal polynyas and bottom water formation
Kay I. Ohshima1
Global overturning circulation is driven by density differences. Saline water rejected by sea-ice production incoastal polynyas is the main source of dense water, and thus sea-ice production is a key factor in the overturning
circulation. The mapping of sea-ice production derived from satellite microwave radiometer data demonstrates thatice production rate is high in Antarctic coastal polynyas, in contrast to Arctic coastal polynyas. This is consistent
with the formation of Antarctic Bottom Water (AABW), the densest water mass which occupies the abyssal layer ofthe global ocean. The Ross Ice Shelf polynya has by far the highest ice production in the Southern Hemisphere. The
Cape Darnley polynya is found to be the second highest production area, leading to the discovery of the missing (fourth)source of AABW in this region. In the region off the Mertz Glacier Tongue, the third source of AABW, sea-ice
production in the Mertz polynya decreased by as much as 40 %, due to the glacier calving in early 2010, resulting in asignificant decrease in AABW production.
キーワード：沿岸ポリニヤ，南極底層水，海氷生産，マイクロ波放射計，ケープダンレーポリニヤ
coastal polynya, Antarctic Bottom Water, sea-ice production, microwave radiometer, Cape Darnley
Polynya

1. 海洋深層循環
世界の海洋の深層まで及ぶ最も大きな循環は，重い水が沈み込みそれが徐々に湧き上がってくる，という密度差による循環である．世界中の海の深層水（deep water）の元となる重い水は北大西洋（North Atlantic）の北部と南大洋（Antarctic Ocean）の 2 箇所で潜り込み，それぞ連絡先
大島 慶一郎北海道大学 低温科学研究所〒060-0819 北海道札幌市北区北 19 条西 8 丁目
Tel. 011-706-5481
e-mail：ohshima@lowtem.hokudai.ac.jp⚑) 北海道大学 低温科学研究所
Institute of Low Temperature Science, Hokkaido
University, Sapporo, Japanれ 北 大 西 洋 深 層 水（North Atlantic Deep Water：
NADW），南極底層水（Antarctic Bottom Water：AABW）と呼ばれている．この深層への潜り込みが起点となり，
約 1500-2000 年で世界の海洋を一巡りするゆっくりした
循環，海洋深層循環（deep water circulation）が作られる．このようにしてできる海洋の大循環を模式的に示したのが図 1 で（本巻の勝又図 8 及び図 9 も参照）
，海洋のコ ン ベ ア ベ ル ト（Ocean Conveyorbelt）と 呼 ば れ る大島 慶一郎14

図 1：海洋のコンベアベルトと 2 つの深層水の形成域．
太平洋における南北断面図は南極底層水を起源とする海水の割合（Johnson, 2008 より）を示
す．奥野淳一氏（国立極地研究所）作成．

（Broecker, 2010）．また，海水の密度は温度（熱）と塩分りの部分は南極底層水起源の水で占められていることが（salinity）で決まることから，この密度差による深層循

わかる．南極底層水起源の水は，全海洋の 30-40％をも

環は熱塩循環（thermohaline circulation）とも呼ばれる．

占め，北大西洋深層水起源の水の約 2 倍であると見積も北大西洋深層水の場合，冷やされるだけで深層まで沈られている（Johnson, 2008）．南極底層水は北大西洋深

み込む重い水が作られるのに対し，南極底層水は海氷生層水より重く，全世界の底層に広がっている（本巻の勝成を伴って重い水が作られる．海水が凍って海氷となる

又図 5 も参照）．

とき，できるだけ真水成分で凍ろうとする性質がある．

さて，熱塩（深層）循環を閉じさせるためには，深層

海 水 の 塩 分 が 3.0-3.4％ に 対 し，海 氷 の 塩 分 はで潜り込んだ海水が湧き上がる機構が必要となる．これ

0.3-1.0％，
すなわち，海水の塩分の 7-9 割ははきだされ，を担っているのが，
主に潮流による鉛直乱流拡散である．

濃縮された高塩分水，ブライン（brine）が下の海へ排出

海洋は重い水ほど下方にあり成層しているが，鉛直拡散されることになる．そのため，大量に海氷が作られる場

により上方の軽い水が強制的に下方へ運ばれると，浮力

所では塩分の高い重い水ができ，それが元となって南極を得ることになる．ごく限られた海域で沈み込んだ海水

底層水が生成される．

は，鉛直拡散によって得た浮力によって海洋全域で徐々南大洋と北大西洋で生成される南極底層水と北大西洋に湧き上がって，循環を閉じることになる．重い水の沈

深層水は，それぞれ北上，南下して深層に拡がっていき，

み込みが弱くなったり，沈み込む場所が変わったりする

全海洋の深層を占めることになる．図 1 の太平洋の南北と，海洋深層循環が変わることになる．そうすると，海断面図は，海水の性質から，南極底層水を起源とする海の持っている熱容量は非常に大きいので，地球上の気候

水の割合を示したものである（Johnson, 2008）．この図が激変することになる．実際に古い過去には深層循環がでは，水温・塩分のほかに，溶存酸素（dissolved oxygen），

今のものとは異なっている時期があり，そのために地球

リン，シリカ，硝酸，渦位など，海水の持つ様々な性質の気候が大きく異なっていたことが示唆されているから海水の起源を推定している．太平洋では 2000 m 以（Broecker, 2010）．

深の水は 2℃以下であるが，この断面図から，そのかな

なお，海洋の大循環は，このような密度差による鉛直

沿岸ポリニヤと底層水形成

15

図 2：
「海氷の生産工場」沿岸ポリニヤでの海氷生成と南極底層水生成の模式図．

循環である熱塩循環の他に，風の力によって駆動される
風成循環がある．海洋の表層から 500-1000 m くらいまでの水平方向の循環は主にこの風成循環であり，この循

図 3：南大洋の海底付近におけるフロン(CFC-11)の濃度分布．
単 位 は pmol kg－1．Orsi et al. (1999) を 元 に 加 筆 し た 青 木（2011）より．

環による水平方向の流速は深層循環によるものよりずっと大きい．一般に海流と呼ばれる流れは，この風成循環によるものである．

付近におけるフロン（CFC-11：chlorofluorocarbon）の濃度分布を示したものである（Orsi et al., 1999）．フロンは2. 南極底層水の形成

人工的に作られた物質で 1930 年前後から大気中に存在し，大気と接して間もない海水ほど高いフロン濃度を示

南極底層水の形成には海氷生成による重い水の生成がす．底層でフロン濃度が高いということは，表層から底不可欠となるが，ここで重要になってくるのが，沿岸ポ層に水が潜り込んでいること，つまり底層水の生成域にリニヤ（coastal polynya）と呼ばれる場所での大量の海近いことを意味する．図 3 で分かるように，フロン濃度

氷生産である（図 2）．沿岸ポリニヤとは，生成された海は南極の沿岸に近いほど高く，特にロス海（Ross Sea）
・

氷が風や海流によって次々と沖へ運ばれ薄氷域が維持さウェッデル海（Weddell Sea）
・アデリーランド（Adélie

れる場所である．通常海氷は，ある程度厚くなると自らLand）沖で高い値を示している（地名は図 4 を参照）．

の断熱効果の働きによって，それ以上は成長しない．し

図 4 は，これまでの研究に基づいて南極底層水の生成域

かし，沿岸ポリニヤでは，十分成長しないうちに海氷がとその流出経路を模式的に示したもので，
ロス海・ウェッ

運びさられるため薄氷域が維持され，大量の熱が大気にデル海・アデリーランド沖が南極底層水の 3 大生成海域

よって奪わる．奪われた熱に比例して海氷が生産されるとされており（Orsi et al., 1999），フロン濃度分布ともよので，ポリニヤでは海氷が大量に生産されることになる．

く対応している．

沿岸ポリニヤはいわば「海氷の生産工場：Sea Ice fac-

南極底層水の起源水は，大陸棚上での高海氷生産によtory」と言える．南極大陸周辺の沿岸ポリニヤでは，大る高密度陸棚水であるが，底層にまで沈み込むような重陸からの寒気により大量の海氷が作られ，大陸棚上ではい水になるには，重い水を溜めておく機構が必要となる．

高密度陸棚水（dense shelf water）が生成される．この

ロス海及びウェッデル海は，広大な大陸棚と棚氷（ice

高密度水が陸棚斜面を下りながら，周りの海水と混合しshelf）を持っており，沿岸ポリニヤでできた高密度陸棚

徐々に量を増しながら底層へと潜り込んで，南極底層水

水は，広大な大陸棚を循環しながら，棚氷によってさらが作られることになる．ただし，南極の陸棚のどこからに冷却され，棚氷水（Ice Shelf Water：ISW）が作られでも底層水が作られるわけではない．

る．両海では，陸棚水が溜め込まれながら冷却されるプ

南極底層水がどこで生成され，どのように拡がっていロセスが底層水の形成には重要と考えられている．一るのかを調べるには，海水の性質，特に化学トレーサー

方，アデリーランド沖は広大な大陸棚や棚氷を持たない（chemical tracer）が有効となる．図 3 は，南大洋の海底

代わりに大きな窪地（depression）を持っており，沿岸大島 慶一郎16

図 4：南極底層水の生成域と流出経路．
Orsi et al. (1999) を参考に青木茂氏（北大低温研）が作成したものを加筆．

ポリニヤでできた高密度陸棚水を溜める機構を有していで流量を増し，南極底層水となった際には，その 3 倍程る（Williams et al., 2010）．このように，南極底層水が形

度の 15-20 Sv 程度の流量を持つことになる（周極深層成されるためには，広大な大陸棚や棚氷，あるいは大き水については本巻の草原及び勝又も参考）．フロンなどな窪地の存在が重要な条件と考えられていた．

のデータから，このうちの約 50-60％がウェッデル海で，重い水が大陸棚上に十分溜まると，陸棚から斜面を降

約 30-40％がロス海で，約 10％がアデリーランド沖から下することになる．その際に，重い水は，まず地衡流バの底層水と見積もられているが，これらは大雑把な見積

ランス（地球の回転効果によるコリオリ力と圧力傾度力もりであるとともに，最終的な南極底層水としての流量によるバランス：geostrophic balance）によって，斜面のであり，元々どの海域からどの程度表層から底層へ潜り

浅い方を左に見るようにして，ゆっくりと斜面を降下し込んでいるのか，という起源を同定するには至っていなながら，西方に向かって流れることになる．しかし，峡い．

谷のような急激な地形変化にぶつかると，重い水は一気に速度を増して谷を下る流れとなる（Baines and Condie,
1998）．このようにして重い水は，峡谷などに集中する

3. 海氷生産量のマッピング

形で，徐々に底層に広がっていく．その際には，上方やどこに薄氷域（ポリニヤ）があるかを検知し，そこで周辺の海水を混合し取り込むことで，徐々に南極底層水の海氷生産量がわかると，どこで重い水ができているかとしての流量を増していくことになる．

を推定することができる．しかし，冬季の沿岸ポリニヤ

フロンなどの観測から，南極陸棚上で表層から潜り込の現場観測は，沖に厚い海氷が広がっているため非常にんで底層水となる高密度陸棚水の潜り込み流量は南極全難しく，南大洋のどこでどのくらい海氷や重い水が生成体で 5 Sv（1 Sv＝106 m3 s－1）程度と見積もられている

されているのかは全くわかっていなかった．南極域のよ（Orsi et al., 2002）．そ れ が 上 層 に あ る 周 極 深 層 水

うな現場に行くことが困難な海域を広い範囲にわたって（Circumpolar Deep Water：CDW）などと混合すること計るには，人工衛星による観測しかない．ただし，南大沿岸ポリニヤと底層水形成17

図 5：南大洋における年間積算海氷生産量と定着氷のマッピング（2003-2011 年で平均）．
生産量は海氷の厚さで換算し，2 m 以上の海域を左下のカラースケールでシェードしている．定着氷は青で示す．Ohshima et al. (2016) の図を，二橋創平氏（苫小牧高専）が加筆・修正．Nihashi and Ohshima (2015) のアルゴリズムによる．

洋は厚い雲に覆われている場合が多く，可視光や赤外線を検知し，そこでの氷厚を推定する，というアルゴリズでの観測では難しい．海氷の観測に威力を発揮するのがムを南大洋において開発した．これによって，毎日天候

マイクロ波（microwave）である．マイクロ波は可視光によらず，どこに薄氷域つまりポリニヤが出現しているや赤外線に比べ波長が長い（センチのオーダー）電磁波

かがわかる．さらに，薄氷の厚さがわかると，大気よりで，雲があっても透り抜けることができる．

奪われる熱を計算できる（氷が薄いほど多く熱を奪われ開水面か，厚い海氷か，薄い海氷かによって放射される）．下層の海から熱の供給がないとすると（冬季の沿るマイクロ波の強度（輝度温度）や偏波比は僅かながら

岸ポリニヤでは概ねこの仮定が成り立つ），この奪われ異なる．この地表面から雲を透り抜けて放射されるマイる熱量分，海氷が生産されることになる．このようにしクロ波を衛星に搭載されたマイクロ波放射計（micro-て，Tamura et al. (2008) は，初めて南大洋での年積算のwave radiometer）でキャッチすることで，海氷分布や海氷生産量の分布（マッピング）を示した．

薄氷域を検知することが可能となる．1973 年に初めて

図 5 には，SSM/I より高分解能の AMSR を用いた最人工衛星によるマイクロ波放射計観測が行われるまで，

新の海氷生産量マッピングの結果が暖色系カラーで示さ

全球の海氷分布は正確にはわかっていなかった．現在でれている．海氷生産の大きい領域が沿岸ポリニヤである

は，衛星マイクロ波放射計によって，毎日ほぼリアルタ

ことや，南極底層水の主生成域であるロス海のポリニヤ

イムで海氷分布を見ることができる．特に 2012 年から

で最大の海氷生産量があることなどがよく表現されていは， AMSR2 （Advanced

Scanning

る．第 3 の底層水生成域であるアデリーランド沖（メルRadiometer 2）という日本で開発され打ち上げられた最ツポリニヤ）も第 3 位の海氷生産量を持つ一方で，底層高精度のマイクロ波放射計が，全球の海氷モニタリング

水の主生成域であるウェッデル海は海氷生産量が小さを担っている．

い．このことから，ウェッデル海では単純にローカルな

Microwave

そのような中，Tamura et al. (2007) は，マイクロ波放射計 SSM/I（Special Sensor Microwave Imager）データ

海氷生産だけで底層水が形成されているわけではないことが示唆される．

を用いて，偏波比（垂直偏波と水平偏波の比）が厚い氷

南極沿岸ポリニヤでの海氷生産量がいかに大きいかをと薄い氷では異なることを利用し，薄氷域（ポリニヤ）

示す意味で，北半球での海氷生産量のマッピングの最新18

大島 慶一郎4. 未知の南極底層水生成域の発見
前節の海氷生産量のマッピング（図 5）において，ひとつ注目されるのは，
ロス海に次ぐ第 2 の海氷生産海域が，南極昭和基地の東方約 1200 km にあるケープダンレー（Cape Darnley）沖のポリニヤであることがわかったことである．海氷生産が高いということは，重い水を作りうるということである．南極底層水の生成域は，ロス海・ウェッデル海・アデリーランド沖の 3 大生成域の他に，底層での海水特性の分析から，東南極の 60-80° E 周
辺にも生成域があることが近年になって示唆されていた（Meredith et al., 2000）．フロン濃度の分布からも東南極沿岸域でフロンが高いことが見てとれる（図 3）．また，海底付近の溶存酸素濃度の分布（本巻の勝又図 3）からも，この海域を起点に酸素濃度の高い海域が西方に広がっているようにみえる．底層水は，ロス海とウェッデ
ル海に次ぐ棚氷を持つアメリー棚氷（Amery Ice Shelf）
から生成されるという推定はあったが，決定的な証拠は得られていなかった．海氷生産量のマッピング（図 5）は，この未知（第 4）の南極底層水生成域は，アメリー棚
氷沖ではなく，そのすぐ西にある海氷生産量 2 位のケー
図 6：北 半 球 に お け る 年 間 積 算 海 氷 生 産 量 の マ ッ ピ ン グ（2002-2011 年で平均）．
生産量は海氷の厚さで換算し，2 m 以上の海域を右下のカ
ラースケールでシェードしている．Ohshima et al. (2016) を加筆・修正．Iwamoto et al. (2014) のアルゴリズムによる．

プダンレーポリニヤ（Cape Darnley Polynya）沖である
可能性を示唆している．
ケープダンレー沖では本当に南極底層水ができているのか？ 北大低温研が中心となり，それを明らかにするための観測プロジェクトが日本の国際極年（International Polar Year：IPY）観測として展開された．

版（Ohshima et al., 2016）を，南半球のもの（図 5）と同

2008-2009 年に海洋研究開発機構の白鳳丸と東京海洋大じカラースケールで示す（図 6）．北極海の沿岸ポリニヤの海鷹丸によって，ケープダンレー沖での集中海洋観測に比べると，南極沿岸ポリニヤは格段に高い海氷生産をが行なわれた．その結果，「予想通り，ここで底層水がで持つことがわかる．これは，南大洋は外洋に開かれた海きている！」ことが実測から明らかにされ，この底層水であるため，海氷が発散しやすくポリニヤができやすいはケープダンレー底層水（Cape Darnley Bottom Water：ためである．これに対し，北極海は周りを陸に囲まれ，

CDBW）と名づけられた（Ohshima et al., 2013）．

海氷が発散しにくくポリニヤができにくいために海氷生2009 年 1 月（南極の夏）に行われた海鷹丸による観測

産量も小さくなる．同じ広大な海氷域でありながら，南では，ケープダンレー沖周辺の多数の点で海底までの海

大洋では重い底層水ができるのに対し，北極海ではその水の性質の詳細な観測が行われた．図 7 はその結果の一ような重い水ができない理由となっている．因みに，北つで，ケープダンレーポリニヤ沖の（重い水の通り道と半球で一番海氷生産量が大きいのはオホーツク海（Sea

予想した）峡谷沿いでの水温と溶存酸素（海水中に溶けof Okhotsk）の北西陸棚ポリニヤであり，ここで北太平込んでいる酸素濃度）の断面図である．表面で大気に接

洋表層では最も重い水が生成され，北太平洋全体の中層している水は酸素が豊富にあるが，それが潜り込むと酸（水深 200-1000 m の層）へ広がっていき，北太平洋の中

素は生物活動に使われて減少していく．図 7 で海底斜面

層（鉛直）循環を作っている．なお，全球の海氷生産量に沿って底層に見られる低温で酸素濃度の高い水は，表やそれを応用した熱塩フラックス（Tamura et al., 2011）

層から低温の水が潜り込んで間もないことを示していの デ ー タ は 以 下 の サ イ ト に 公 開 さ れ て い る．http: //る．この層の密度は南極底層水の密度に達しており，こwwwod.lowtem.hokudai.ac.jp/polar-seaflux/の海域周辺で潜り込みが生じ南極底層水が生成されてい沿岸ポリニヤと底層水形成19

図 7：ケープダンレーポリニヤ沖の Wild Canyon（図 9 参照）沿いでの（左図）水温と（右図）溶存酸素の断面図．
2009 年 1 月，海鷹丸で観測．赤棒は図 8 に観測結果を示す係留系の設置点．Ohshima et al. (2013) を平野大輔氏（北大低温研）が加筆・修正．

図 8：係留系で捉えた南極底層水の流出．
ケープダンレー沖の底層水が下り降りると予想した峡谷（水深約 2,600 m）に設置された係留系による（a）水温と（b）下り降りる方向の流速．青線が海底より約 20 m，赤線が海底より約 225 m の地点でのデータ．海氷生成が盛んになって約 2ヶ月後に，底層水の性質を持つ低温で重い水が到来し（赤矢印），それと同期して海底付近ほど強い降下流が観測された．この底層水を伴う降下流は 4-5 日周期をもって半年以上続いていた．Ohshima etal. (2013) を加筆・修正．

ることを示唆している．ただし，この水は他の海域からくなっていることがわかる（図 8 赤矢印）
．この流れは移流されてきた可能性もある．

下層（図 8 の青線）ほど強く，海底に捕捉（強化）されこの観測プロジェクトでは，係留系観測によってさらた流れであることもわかる．海氷生成によって重い水がに決定的な底層水生成の証拠を得ることができた．図 8

潜り込み，南極底層水として拡がっていく過程を直接捉は，ケープダンレー沖の峡谷沿い（図 7 の 02 赤棒の地点）

えた観測と言える．底層水を伴う降下流は，非常にきれに設置した係留系で得られた，底層での水温と流速の 1

いな 4-5 日の周期性を持っており，地球流体力学的にも年間の時系列を示している（Ohshima et al., 2013）．海氷

興味深い現象である．底層に捕捉された重い水が周期生産が盛んになってから 2-3ヶ月後に，低温で高密度の的・間歇的に流出するという特徴は，他の底層水形成域

水が到来し，それに同期して峡谷を下る流れが一気に強でも見られる現象であり，ここで底層水が形成されてい大島 慶一郎20

図 9：衛星合成開口レーダー（SAR）で観測されたケープダンレーポリニヤ．
白いほど後方散乱係数が大きい．白い筋状の列が新生氷（薄氷域）を示している．緑で囲った領域は氷山舌（定着氷）．ヨーロッパ宇宙機構の ENVISAT 衛星による ASAR 画像．
2008 年 8 月 7 日の画像．Ohshima et al. (2013) を加筆・修正．

ることをさらに裏付けるものでもある．また，バイオロ

で，それまでのマイクロ波放射計 SSM/I（1988 年から現

ギング（bio-logging）観測によりゾウアザラシに取り付

在まで継続して運用）の分解能 12.5 km と比べて，ピク

けられた水温塩分計から，ケープダンレーポリニヤ下のセル密度にすると 5 倍以上の分解能を持つ．それでも数大陸棚上では非常に重い水が生成されることや，その重km から高々数十 km のスケールである沿岸ポリニヤをい 水 が 斜 面 を 下 る 様 子 も 示 さ れ た（Ohshima et al.,

捉えるには不十分である．高い分解能で海氷を観測する

2013）
．

のに威力を発揮するのが合成開口レーダー（Synthetic

ここで生成される底層水の流量については，1 点のみ

Aperture Radar：SAR）で，おおよそ 10-100 m というの係留観測のため，大雑把な見積もりしかできないが，高い分解能を持っている．SAR は，放射計とは違い，自衛星による海氷生産量を使った塩分収支からの見積もり

らがマイクロ波を地表面に照射し，反射して返ってきたと合わせ，全南大洋で沈み込む底層水のうちオーダーで信号から地表面の情報を得る，というものである．毎日10％程度がこの海域から潜り込んでいると推定された全球の観測が可能なマイクロ波放射計に対し，多くても（潜り込む流量は 0.3-0.7 Sv）．ケープダンレー底層水

数日に 1 回程度しか観測できないのが難点である．

は，徐々に周極深層水と混合しながら流量を増し西方へ

図 9 がケープダンレーポリニヤを捉えた SAR 画像の移流され，ウェッデル海（大西洋セクション）の深層水

1 例である．白い筋状の列が出来たての新生氷（newに対して最大で 30％を占めると推定された（Ohshimaice）を示しており，風によって新生氷が沖方向へ流され，

et al., 2013）．この底層水生成域発見をサポートする研

100 km×100 km に及ぶ巨大なポリニヤ（薄氷域）が形

究は，その後他の国からも次々と出されており（Wong

成されているのがわかる．また，ポリニヤの東に黒い（散

and Riser, 2013; Couldrey et al., 2013; Jullion et al., 2014），

乱係数小の）定着氷（landfast ice：陸から続く動かない

日本でも，数値モデルによる CDBW の形成と周期流出海氷）域が存在することもわかる（緑線で囲った領域）．

の再現（Nakayama et al., 2014），CDBW 形成に至る混合

これは座礁氷山群（白いパッチ）がアンカーとなって，過程（Hirano et al., 2015）など，第 4 の（4 番目に発見さその間を埋める海氷が固定されて発達した定着氷で，氷れた）底層水の研究は大きな拡がりを見せている．

山舌（iceberg tongue）という言い方もされる．この海次に，なぜケープダンレー沖で，巨大なポリニヤが形

域は強い北西向きの風が卓越し，この風によって東から成され，非常に高い海氷生産が生じるのか？ 図 5 に示

運ばれてくる海氷は氷山舌によって堰き止められること

すようなマイクロ波放射計データからだけでは，分解能に な る．ま た，南 極 沿 岸 に は 西 向 き の 南 極 沿 岸 流が粗すぎるため，ポリニヤの形成機構に迫ることは難し（Antarctic Coastal Current）が存在するが，この海流にい．最新の AMSR2 の分解能は 89 GHz の場合約 5 km

よって運ばれる海氷も氷山舌で堰き止められる．氷山舌

沿岸ポリニヤと底層水形成21

図 11：メルツポリニヤの年積算海氷生産量の時系列（19922015 年）．
三角が SSM/I により，黒丸が AMSR により，見積もった年
積算海氷生産量．Nihashi et al. (2017) を加筆・修正．
図 10：ケープダンレー底層水形成の模式図．
南極大陸から張り出す氷山舌の下流に，多量に海氷が生産される海域（沿岸ポリニヤ）が作られる．この高海氷生産によって重い水が作られ，その重い水が海の峡谷に沿って沈み込み，周りの水と混合しながら南極底層水となって，南大洋さらには全世界の海洋深層に拡がっていく．Ohshima et al. (2013)
を加筆・修正．

多くの沿岸ポリニヤが存在していることや，その多くが定着氷の西側（風下側または下流側）に形成されていることがわかる．つまり，定着氷の存在が，ポリニヤ形成に重要な働きをすることを示している．第 3 の底層水生
成域のアデリーランド沖では，メルツポリニヤ（Mertz
Polynya）での高海氷生産が底層水の起源となっている．

を作る海氷の下は海水が通り抜けられるので，氷山舌のこのポリニヤでは，大陸から突き出して発達しているメ

東側では海氷のみが堰き止められ，氷山舌の西側では開ルツ氷河（Mertz Glacier）とその先に存在する氷山舌の水面が作られやすくなる，という一種のフィルター効果

両者が，東からの海氷を堰き止めることで巨大ポリニヤが働いていると考えられる．このようにして，氷山舌のが出現し高い海氷生産を生んでいる．ところが，このメ存在が，その西（風下・下流）側に巨大なポリニヤを形

ルツ氷河が 2010 年 2 月に大崩壊（カービング：calving）

成していると考えられる．

した．そこで，Tamura et al. (2012) は，この前後の海氷

図 10 は，ケープダンレー底層水が形成される機構を

生産量を調べ，氷河崩壊後に生産量が激減したことを明模式図で示したものである．南極大陸から張り出す氷山らかにした．図 11 は，3 種類のマイクロ波放射計から見舌の下流に巨大沿岸ポリニヤが形成，ここでの高海氷生

積 も っ た 海 氷 生 産 量 を 比 較 検 討 し た う え で，長 期産によって重い水が作られ，その重い水が海の峡谷に（1992-2015 年）のメルツポリニヤの年積算海氷生産量の沿って沈み込み，周りの水と混合しながら底層水となっ時系列を示したものである（Nihashi et al., 2017）．カーていく．このケープダンレー底層水は，その後ゆっくりビングが起こった 2010 年以降は海氷生産量が約半分にと西方へ拡がっていき，ウェッデル海深層水（Weddell

激減したことがわかる．図 12 には，海氷生産の空間分

Sea Deep Water）の一部をなし，南大洋から全世界の海布を示しているが，カービングにより，海氷の堰き止め

洋底層に拡がっていく．なお，ケープダンレー海域は，が一気に弱化し，海氷生産量が激減したことがわかる．

南極昭和基地の東方 1200 km にあり（図 5 参照），日本

さらに，それに伴って，南極底層水も昇温・低塩化，つ南極地域観測隊「しらせ」の行き帰りの経路沿いにある．

まり底層水生成量が減少していることも，日本の海鷹丸

この新しく発見された底層水生成域は，日本の観測隊の等の観測でわかってきた（Aoki et al., 2013；本巻の青木絶好の研究ターゲット海域であり，実際に観測プロジェも参照）．底層水生成の減少は海洋深層循環の弱化を引クトが進行中である．

き起こす可能性がある．これらの研究は，氷河・氷床の変動が底層水の生成にも大きな影響を及ぼすことを初め

5. 東南極での南極底層水形成と氷河・棚氷の関係
図 5 に は，開 発 し た ア ル ゴ リ ズ ム を 用 い て 定 着 氷て示した研究であり，氷床海洋相互作用の研究の重要性を示すものでもある．一方，海氷生産量を見積もる手法の開発は，底層水生成域の発見だけでなく，底層水の変動の予見まで可能とすることも示された．

（landfast ice：陸から続く動かない海氷）の分布も青色で広い陸棚・窪地と棚氷が底層水形成には不可欠と今ま示している．東南極（図の右半分）には海氷生産の高いで考えられてきたが，ケープダンレー底層水の発見は，

22

大島 慶一郎図 12：メルツポリニヤの年積算海氷生産量の空間分布（2003-2015 年）．
生産量は海氷の厚さで換算し暖色カラーで示す（スケールは右下）．青色は定着氷を示す．
Nihashi et al. (2017) を加筆・修正．

それらの条件がなくても海氷生成が非常に強力であれば底層水が作られることを示唆している．海氷生産量マッ

謝辞

ピング（図 5）からは，ケープダンレー沖ほどではない

図作成等に協力頂いた二橋創平博士，北川暁子氏，おが，東南極に海氷生産量が大きいポリニヤ海域がいくつ

よび原稿への有益なコメントを頂いた須藤斎博士に深くもあることが示されており，これらの海域でも多量では感謝いたします．

なくとも底層水ができている可能性がある．実際に海鷹丸での係留観測から，南極第 6 位の海氷生産域であるビンセネス湾ポリニヤ沖（位置は東経 110°付近；図 5 参照）
でも底層水生成のシグナルが観測されている（Kitade etal., 2014）．
ケープダンレーの上流（東側）のアメリー棚氷沖プリッ

参考文献
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ら，これらのポリニヤでも衛星から見積もられる海氷生
産量とよく対応する塩分・密度の増加があり，底層水，もしくはケープダンレー底層水の前駆水となるような高密度水が生成されていることが明らかになった（Williams et al., 2016）．しかし，プリッツ湾の背後にあるアメリー棚氷の融解により，高密度水の生成が抑制され，そのためケープダンレー沖ほどの大量の底層水形成には至らないことも同時に示唆された．これは，ポリニ
ヤ海氷生産による高塩化と棚氷融解による低塩化の兼ね

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Speer (2013) Remotely induced warming of Antarcticも示唆している．現在，西南極で海洋による棚氷融解がBottom Water in the eastern Weddell gyre. Geophys. Res.

加速していることが大きな問題となっている（Paolo etal., 2015；本巻の杉山，福田，草原を参照）．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；本巻の青木を参照），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）さえある．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か，地球環境の未来を予測するうえでも非常に重要なテーマとなってきている．

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低温科学 76 （2018） 25-31
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南大洋における観測からみた海洋長期変動
青木 茂1)
南大洋ではいたるところで海水特性の長期的な変化が生じている．ここ数十年間にわたる観測の蓄積から，南極底層水についてはその密度と体積の減少が明瞭になってきた．相対的に，ウェッデル-エンダービー海盆では暖水化傾向が強く，アムンゼン-ベリングスハウゼン海盆とオーストラリア-南極
海盆では淡水化傾向が強い．沿岸大陸棚上では，ロス海やウェッデル海南西部の陸棚水に淡水化傾向が観測されている．沿岸高密度水の淡水化と底層水特性変化との関連性，暖水化・淡水化の定量的評
価とメカニズムの理解が求められており，沿岸氷海域での持続的な観測の確立が望まれる．

Long-term oceanic variabilities observed in the Southern Ocean
Shigeru Aoki1
Long-term changes in sea water properties are ubiquitous in the Southern Ocean. From in situ hydrographic
observations for the recent decades, decreases in density and volume in Antarctic Bottom Water are detected.
Freshening of shelf waters are observed in some sectors. Hence it is of high priority to understand the oceanic
property changes quantitatively to uncover their relationship and mechanism, with an effort in establishing thesustained observation network on the continental shelf region.
キーワード：南極底層水，高密度陸棚水，暖水化，淡水化
Antarctic Bottom Water, Dense Shelf Water, Warming, Freshening

1. はじめに与する（本巻の杉山，草原を参照）（図 1）．こうした全体的な特性から，南大洋は，大気や雪氷圏との関わりで生

南大洋は，世界の海をつなぐ扇の要のようなユニーク

じた特性変化が表層や深底層にもおよびやすく，全球規

な大洋である．その子午面循環の特性から表層と深・底模の変化の起点となりうる場所である（本巻の勝又を参層とがつながり，さらにその周極性から三大洋とつな照）．

がっている．一方，南極大陸の大陸棚沿岸域は，局所的

南大洋は，人間生活域からの隔絶や氷をともなう過酷には沿岸ポリニヤでの海氷生産にともなう高密度水の生な自然環境といった地理的な特性から，歴史的にも最も成が底層水の形成の基礎となると同時に，別の海域では観測の少ない大洋である．これに加え，その広大さが南高温である深層水からの熱供給が棚氷や氷床の融解に寄

大洋の全体的な理解を困難にしている．19 世紀末のチャレンジャー号や 20 世紀初頭のメテオール号といった歴史的な観測航海を皮切りに，深層水の湧昇，南極底

連絡先
青木 茂
北海道大学 低温科学研究所〒060-0819 北海道札幌市北区北 19 条西 8 丁目
Tel. 011-706-7430
e-mail：shigeru@lowtem.hokudai.ac.jp⚑) 北海道大学 低温科学研究所
Institute of Low Temperature Science, Hokkaido
University, Sapporo, Japan

層水の供給をはじめとする南大洋の子午面循環像が確立されていくが，初期の観測の空間的な分布は極めて限られている．それでも，1960 年代にはじまるエルタニン号
を中心とする一連の観測（Gordon, 2012）は，南大洋広域を現代的な観測精度で観測しており，現代の観測と直接比較可能なベースラインとしての重要性をもっている．さ ら に 1990 年 代 か ら の WOCE (World Ocean
Circulation Experiment，世界海洋循環実験) 計画とその

青木 茂

26

図 1：南極大陸沿岸部の氷況．棚氷（灰色）・定着氷（青色）
・海氷生産量（暖色系カラー）の分布を示す．黒矢印は亜寒帯循環の概略，赤矢印は南極周極流の概略を示す．Nihashi and Ohshima（2015）の原図に加筆．

後継計画，2000 年代からの Argo 計画の進展により，時間的な変動の実態を捉えることのできる観測点の数が空

2．海盆域の変化・沿岸域の変化

間的にも増えてきた．その成果は気候変動に関する政府

近年，南大洋ではいたるところで海水特性の変化が生

間パネル（IPCC）の最新の報告書（Rhein et al., 2013）にじていることが明らかになってきた．特に，IPCC の第も結実している．

5 次評価報告書では，底層水温の暖水化がクローズアッ

南大洋の中でも，一年のほとんどを海氷に閉ざされ，プされた．WOCE/CLIVAR/GO-SHIP のここ 20-30 年

氷山が頻繁に漂流する大陸沿岸域では，海洋観測の展開の繰り返し観測の結果から，南極大陸をとりまく海盆域

はさらに遅れている．アメリカの基地に面するロス海ででは，おしなべて，暖水化し淡水化しつつある傾向がみは 1957-58 年の国際地球観測年以来の観測が断続的に実られている（Purkey and Johnson, 2010, 2013）．暖水化

施されてきているものの，それ以外の海域での観測は不傾向はウェッデル-エンダービー海盆で強く，淡水化傾十分であった．それでも 1980 年代くらいから，幾つか

向はアムンセン-ベリングスハウゼン海盆とオーストラの海域で観測の蓄積が増えてきた．

リア-南極海盆で強い（図 2）．より長期間のさまざまな

こうした現場海洋観測の進展や資料の蓄積により，南観測資料を統合した解析結果からも，底層では暖水化に

大洋の底層や沿岸域が急激に変化している現状が徐々にともなって密度が低下し，一定の密度で定義したときの明らかになってきた．沿岸域でも，その地域的な特性が層の厚さが薄くなり，体積が減少したとされている

明らかになるとともに，長期的な変化特性が分かりつつ（Azaneu et al., 2013）．

ある．本稿では，南極大陸の周辺を中心として，近年の表層でも変化がみられる．歴史的なデータに近年の現場観測から明らかになりつつある海洋の中・長期的なArgo デ ー タ を 加 え て ト レ ン ド を 求 め た Durack and変化を概観していきたい．

Wiffels（2010）は，南緯 65 度以北の南大洋で，南極表層

南大洋の長期変動27

図 2：塩分と水温の変化による密度変化が海水位に与える影響（mm/yr）．挿入パネルの棒グラフ
で，左から順に塩分，水温，両者の総和を示す．Purkey and Johnson（2013）に基づき，海盆ごとにみた 4000 m 以深について作図．WEB はウェッデル-エンダービー海盆，AAB はオーストラリ
ア-南極海盆，ABB はアムンセン-ベリングスハウゼン海盆をそれぞれ示す．

水付近から南極中層水にかけての低塩化と周極深層水にルジャイヤがあり，その北縁を南極周極流が東南進する．

対応する亜表層の高塩化がどこでもほぼ一様にみられる

南極半島の東岸はラーセン棚氷などがある大陸棚域が，ことを示した．

南西部沿岸域にはフィルヒナー-ロンネ棚氷を背後に擁大陸沿岸域では，観測点の分布はさらに不十分なうえする広大な大陸棚が広がる．これらの大陸棚において形に偏りがあるものの，平均としてみると淡水化し，低密成された高密度陸棚水が，南極底層水の重要な母海水と度化している（Azaneu et al., 2013）．塩分の変化率はなっている．これより東側の沿岸は，グンネルスバンク－0.012（±0.007) /10 年，密 度 の 変 化 率 は －0.014まで棚氷が発達している．さらに東側，グンネルスバン（±0.007)kg m /10 年とされている．こうした変化傾

クからケープダンレーの西側まではほぼその場で結氷し向はそれぞれ地域性をともなっており，地域的な海水のた定着氷が発達しており，海氷生産量としてはおしなべ

挙動特性とともに変化の地域性を考えることは，変化のて少ない（図 1）．一方で，ケープダンレー沖のポリニヤ原因を考える上での基礎となる．

では薄氷の連続的な形成と移送によって海氷生産量は大－3

きくなり，底層水の形成につながっている（本巻の大島
2.1 ウェッデル-エンダービー海盆

を参照）．

西を南極半島，東をケルゲレン海台に区切られたこの

ウェッデル海・ウェッデルジャイヤのグリニッジ子午

海盆には，南極の低気圧性循環の中で最も強いウェッデ

線上の観測線では，これまで観測が精力的になされてき

青木 茂

28

ている．1977 年から 2001 年まで，温暖深層水（WDW,

0.03 kg m－3 軽くなった（Couldrey et al., 2013）．この位

Warm Deep Water）は 0.032℃/10 年で上昇している

置はケープダンレー沖周辺で新しく形成された底層水の（Smerdsrud, 2005）．その長期的な昇温傾向に加えて，通り道にあたり，ケープダンレー底層水（Ohshima et al.,1980 年代後半と 90 年代後半には低温化する期間がある

2013）の変質の可能性も指摘されている．

といった十年規模の変化もみられる．90 年代後半の低

コスモノート海近辺の陸棚上では，変化は激しいもの

温化には，モードライズ・ポリニヤの形成との同時性がの，傾 向 と し て は 低 塩 化 し て い る（Schmidtko et al.,

指摘されている．底層では，1984 年から 2008 年までの2014）
．リュツオホルム湾のオングル海峡では，表層のデ ー タ の 解 析 か ら，ウ ェ ッ デ ル 海 深 層 水（WSDW,

塩分に十年規模の変動があり 1982 年から 1991 年にかけ

Weddell Sea Deep Water）と ウ ェ ッ デ ル 海 底 層 水て 0.2-0.3 低下している（Ohshima et al., 1996）．また，（WSBW, Weddell Sea Bottom Water）が全般的な暖水傾

1982 年から 1991 年までに比べて 1998 年の亜表層水温向を示していることが報告されている（Fahrbach et al.,は高い傾向にあった（Aoki and Hashida, 2000）．東から2011) ．

西へ，南極周極流域からウェッデルジャイヤへの影響を

1

大陸棚斜面では，沿岸流が南西陸棚域へ流入する東側と流出する西側で，1960 年代から 2005 年にかけての時橋渡しする場所として，ウェッデル-エンダービー海盆の東部にも注目が集まり始めている．

系列から WDW のコアにあたる深さの水温の上昇（0.07（±0.04）℃/10 年）とその深度の上昇が観測されている

2.2 オーストラリア-南極海盆（Robertson et al., 2002; Robertson, 2010）．ただし，このケルゲレン海台-ガウスベルク海嶺と南東インド洋海

水温時系列には 1970 年代中盤と 1990 年代中・終盤に低嶺に挟まれたオーストラリア-南極海盆では，大陸沿岸

温化した時期があり，この 2 つの低温化イベントにはさ氷床が最も低緯度側に張り出している．ロス海から移流

まれた 70 年代から 90 年代だけで考えると，昇温傾向はしてきた底層水に，アデリー海岸沖を筆頭とする幾つかより強まる（0.12℃/10 年）ことになる．前者の低温化の沿岸海域において産み出された高密度陸棚水の沈み込

イベントのタイミングはウェッデル・ポリニヤの発生しみが加わることによって，その底層水の特性が形成された時期に対応している．WSDW も推定誤差の範囲内程

る．沿岸域には海氷生産量の高い沿岸ポリニヤが多く分度での暖水化傾向を示す．暖水化傾向は，1980 年代後半布している（図 1；Tamura et al., 2008）．

以降に限ると，より明瞭である．

オーストラリア-南極海盆全体では，1960-71 年から

大陸棚上西部では，1970 年代からのデータにより，陸2008-2012 年にかけて南極底層水は低塩分化している

棚水は低塩化（－0.01（±0.07)/10 年）および多少の低（Aoki et al., 2005, 2013; Rintoul, 2007; Shimada et al.,

温化（－0.05（±0.04）℃/10 年）がみられる（Schmidtko

2012; van Wijk and Rintoul, 2014）．低塩分化の傾向は，

et al., 2014）．北西部では 1989 年から 2006 年の 17 年間

ロス海からの流入経路に沿って，上流側でもっとも強く，にかけて－0.05/10 年程度の低塩化がみられる（Hellmer

下流へ向けて徐々に弱まっている．水温は全般に上昇傾

et al., 2011）．低塩化の原因は定かではなく，トレンドも向を示しているが，こちらは流入経路にそって下流ほど考慮期間によって変化するが，Hellmer et al. (2011) はそ強いという結果が得られている．

の原因として海氷生産の減少と降水の増加の可能性を挙げている．

沿岸域については，海氷生産の大きいメルツポリニヤ
近傍のアデリー海凹で，1969 年から 2008 年までと比べウェッデルジャイヤの東側に位置する海域でも，変化て，2010 年以降陸棚水の塩分が急激に低下したことが分が観測されている．東経 30 度では，1990 年代中盤からかっている（Shadwick et al., 2013; Lacarra et al., 2014）．

2000 年代後半にかけて，大陸棚斜面の下部にあたるとこ

この塩分の低下は，主な海氷生産域であったメルツ氷河

ろで，底層水の水温が約 0.1℃上昇し，密度は 0.025-の氷河舌の西側にできるポリニヤの面積が，2010 年の氷河舌崩壊にともなって，15-40％減少したことが原因と考えられる（Tamura et al., 2012; Nihashi and Ohshima,1

ウェッデル海では地理的な特性や歴史的な経緯もあり，水塊に独自の名称が頻用されている．Circumpolar Deep Water はWarm Deep Water に 対 応 し，Antarctic Bottom Water はWeddell Sea Deep Water（南 極 底 層 水 の 密 度 帯 に あ る）とWeddell Sea Bottom Water（概ねウェッデル海盆に限定される
より重い海水）とに分けられる．

2015）．こうした陸棚水の変化は，底層水に影響を与えることが考えられる（Aoki et al., 2013）．やや下流側のデュルビル・トラフでは，1994 年から 2008 年にかけて，陸棚水が低塩化している．上流側の酸素同位体比の観測では，2001 年に比べ 2015 年では，塩分が高いものの酸南大洋の長期変動

29

素同位体比2 の増加をともなっていない（Aoki et al.,

こうした塩分低下の主要な原因として想定されている

2017）．こうした底層水の形成スポットでは，地域的・広のは，隣接する西南極域での陸氷流出・融解である．主域的な陸氷・海氷の状況の両方が，全球規模の海洋循環として人工衛星観測などを基礎として，近年の氷質量のに影響を及ぼし得ることを示している．

流出の加速が指摘され（Rignot et al., 2008），棚氷の融解の加速も指摘されている（Paolo et al., 2015）．しかしな

2.3 ロス海・アムンゼン-ベリングスハウゼン海盆

がら，西南極氷床付近の海域では歴史的にほとんど観測

太平洋-南極海嶺の東に広がるこの海洋セクターでは，が行われてきておらず，本格的に海洋観測が始まったの

ロス海南西部にあたる陸棚域からの高密度水の沈み込み

は 1990 年代に入ってからである．パインランド氷河のが底層水を形成する．ロス海の東側にあるアムンセン

近傍では，底面付近で 1994 年から 2009 年にかけて水温

海・ベリングスハウゼン海では，南極周極流が沿岸陸棚の上昇が観測されている（Jacobs et al., 2011）．周辺の陸域と近接しており，この熱による西南極氷床の融解が大棚斜面域においても周極深層水のコアでの水温が上昇

きな課題となっている（本巻の杉山，草原を参照）．

し，コアのある深度も上昇している（Schmidtko et al.,

ロス海の南極底層水は，観測されている期間の中でも，非常に大きな変化を示している．1974 年から 2004 年に2014）．アムンセン海では，現在韓国を中心として西南極海域の観測が精力的に展開されている．

かけて，太平洋-南極海嶺に近いある場所では，底層では水温が＋0.074℃上昇し，塩分は－0.020 の減少，溶存酸
素も－5 mol/kg の減少を示した（Ozaki et al., 2009）．

3．おわりにオーストラリア-南極海盆へ向かう大陸棚斜面上の底層

南極底層水については，ここ数十年間にわたる観測の水も，1950 年代から 2000 年代にかけて塩分が低下して蓄積から，その体積の減少が明瞭になってきた．南極底

い る（Jacobs et al., 2002; Jacobs and Giulivi, 2010;

層水の「生産量減少」仮説はこれまでにも提唱され論争

Budillon et al., 2011）．この変化は，下流側のオーストラが あ っ た が（Worthington, 1977; Brocker et al., 1999;

リア-南極海盆で観測されている塩分変化の主要な部分

Orsi et al., 2001），またここへ来てその時間軸や妥当性・を占めていると考えられる（Shimada et al., 2012）．ま定量性，海盆ごとの違いについて，さらに議論が続く状

た，1992 年と 2011 年に同じセクションで観測した結果，

況 に な っ て き て い る（Johnson, 2008; Purkey and底層に加えて，表層での低塩化・低密度化や周極深層水Johnson, 2013; van Wijk and Rintoul, 2014）．

の暖水化が報告されている（Swift and Orsi, 2012）．

南大洋における淡水含有量の増加は，主として南極氷

ロス海の大陸棚域は，南極の沿岸としては最も充実し床・棚氷の流出・融解増加と関連付けて議論されている．

た観測がなされてきた場所であるが，ここではさらに顕

ただし現状では超過淡水ソースの見積もりも，Rignot et

著な低塩分化傾向が観測されている．1958 年から 2008

al.（2008）の 140±90 Gt/yr（Purkey and Johnson, 2013）

年までで，陸棚水には全体として－0.03/10 年の塩分低を採用したり，幾つかのリファレンスを組み合わせた下がみられ（Jacobs and Giulivi, 2010），酸素同位体比も350±100 Gt/yr（Rye et al., 2014）を採用したりと，誤差概ね低下しており，陸氷起源成分の増加を強く示唆して範囲まで考えると研究によって一桁近く異なっており，いる（Jacobs et al., 2002）．

表層から底層まで含めて，淡水流入超過量の見積もりと海洋で増加した淡水貯蓄量の見積もりが収束している状2酸素の安定同位体には 16O と17O，18O の 3 つが存在する．水の中の酸素の安定同位体比として 16O に対する 18O の存在比を考えることが多いが，観測や実験で用いられる酸素安定同位体
比の変数δ18O は，サンプルの同位体比と基準となる国際標準試料（ウィーン標準平均海水）の同位体比との比の偏差の千分率として定義される．酸素（安定）同位体比といった場合には，一般にこのδ18O のことを指すことが多い．水は蒸発や降水といった相変化に際してその中の酸素同位体比に偏りが起こるため（同位体分別），地球上の水はその履歴を反映した特徴的な同位体比を有することになる．周極深層水のδ18O はほぼ 0‰である．一方，南極氷河・氷床を構成する水のδ18 O は－35～－40‰といった値を示すのに対し，海洋上の降雪の水は－17‰前後の値を示す．これらと比較すると，海氷形成過程では
δ18O は低下し融解過程で増加するが，その変化の程度は小さ
い．海水に対する淡水の起源のこのような顕著な違いにもとづき，混合した淡水の起源を推定することに用いる．

況にはない．今後は，酸素同位体比など海水中の淡水分の起源特定のためのトレーサーの情報などもあわせて，淡水増加量・流入量の見積もりとともに，その時間的な推移も含めて，あらゆる角度から検討されるべきであろう．
南極沿岸域における陸氷の融解に及ぼす海洋の影響を正確に把握することがグローバルな観点からも重要になってきており，陸棚-外洋間，海洋-氷床間の熱塩交換過程の実態把握に注目が集まっている．氷海域での観測において，船舶による船上観測に頼るのみでは今後も大きな理解の加速は見込めないであろう．しかしながら，

30

青木 茂

近年，人工衛星を経由して観測データを伝送する通信技術の発展や海中での観測プラットフォームの挙動を制御する技術の発達は，氷海域における観測に革命的な変化を起こしつつある．アザラシなどの動物に取り付けたセンサーで動物の行動を知るとともに環境情報を取得する
手法─バイオロギング─の発展は，人間のアクセスの難しい場所や行動の難しい冬期の観測を可能にした．自律型無人潜水機，水中グライダーなどによる観測成果もあがりつつある．このような技術を観測域の海況・氷況に即して開発，活用することで，南極沿岸域の観測が充実できるものと期待している．

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低温科学 76 （2018） 33-42
doi: 10.14943/lowtemsci. 76. 33

棚氷と海洋の相互作用とそのモデリング草原 和弥1)
棚氷とは，氷床の末端で海に浮遊している部分である．南極棚氷の底面融解は南極氷床の質量収支を考える上で重要な消耗過程である．南極棚氷底面融解は南極沿岸大陸棚上の三つ水塊によって引き起こされる．一つ目は南極沿岸ポリニヤで形成される高密度陸棚水．二つ目は南極周極流域から大陸棚上に流入する周極深層水．三つ目は夏季海氷融解によって形成される表層水である．この概説では，これらの水塊が棚氷底面融解を引き起こすプロセスを説明し，さらに観測データと数値モデル結果から，南極棚氷毎にその底面融解の熱源が大きく異なることを示す．

Ice shelf-ocean interaction and its numerical modeling
Kazuya Kusahara1
Antarctic ice shelves are the floating part of Antarctic ice sheets, and its basal melting plays a major role inablation mechanisms in the Antarctic ice sheets mass balance. There are three key water masses controlling the basal
melt process over the Antarctic coastal margins: cold dense shelf water formed in Antarctic coastal polynyas, warm
Circumpolar Deep Water originating from the Antarctic Circumpolar Current regions, and Antarctic Surface Waterfrom sea-ice meltwater in summer. We briefly review roles of these water masses on basal melting of Antarctic ice
shelves and show that heat sources for basal melting are largely different from one ice shelf to another, based on
observational data and numerical model results.
キーワード：氷床／棚氷-海洋相互作用，棚氷底面融解，棚氷-海洋結合モデル
ice self-ocean interaction, basal melting of ice shelves, coupled ice shelf-ocean models

1. はじめに用について概説する．南極沿岸域には大小様々な棚氷が存在している（図 1）．南極の棚氷は面積にして南極氷床

氷床とは大陸岩盤の上に存在する厚さ千 m～数千 mの 11％，南極大陸の海岸線の 44％を占める（Drewry etに達する巨大な氷の塊である．現在の気候状態では，グal., 1982; Fox et al., 1994）．その総面積は約 1.6×106 km2

リーンランドと南極大陸上の二か所に存在している．氷であり，これは日本の面積の約 4 倍である．地球上で最床の一部で海にせり出した末端部分を棚氷と呼ぶ．ここ

大の面積の棚氷はロス棚氷で，次いでウェッデル海南端

では，主に南極氷床・棚氷に着目して，海洋との相互作にあるフィルヒナー・ロンネ棚氷である．棚氷の厚さは，海洋側の末端で数十 m～200 m 程度で，接地線（内部氷

連絡先
草原 和弥
Antarctic Climate & Ecosystems Cooperative ResearchCentre, Hobart, Tasmania, Australia
20 Castray Esplanade, Hobart Tasmania 7000, Australia
Tel. + 61-4-8304-4555
e-mail：kazuya.kusahara@gmail.com⚑) 南極気候学・生態システム学共同研究センター
Antarctic Climate & Ecosystems Cooperative ResearchCentre, Hobart, Tasmania, Australia

床と棚氷の境界）付近では数百 m～2000 m にも達する．
分厚い氷によって大気から隔離された棚氷の下の海は，
地球上で極めて特異な環境であり，地球物理学的観点か
らだけではなく，生物-化学的にも興味深い海域であるといえる．
南極氷床・棚氷と南大洋との相互作用は気候システムを考える上で極めて重要である．南極氷床の体積は海水準に換算すると約 60 m に相当し，地球表層に存在する
全淡水量の約 90％に対応する．南極氷床は，正に淡水の草原 和弥34

図 1：南極棚氷の draft（海水面下の氷厚）の分布と海底でのポテンシャル水温の分布．1000 m と3000 m の等深線は黒色のコンターで示してある．青，緑，赤線は南極周極流の南限境界（Bdy），二つの海洋フロント（SACCF と PF）を示す（詳しくは Orsi et al., (1995) を参照）
．海域の名称は以下の通りである．WS（Weddell Sea，ウェッデル海），seIO（southeastern Indian Ocean，南東イン
ド洋），wPO（western Pacific Ocean，西大西洋），RS（Ross Sea，ロス海），AS（Amundsen Sea，
アムンゼン海），BS（Bellingshausen Sea，べリングスハウゼン海）．棚氷の名称は以下の通りである．LIS（Larsen Ice Shelf，ラーセン棚氷），FRIS（Filchner-Ronne Ice Shelf，フィルヒナー・ロン
ネ棚氷），FIS（Fimbul Ice Shelf，フィンブル棚氷），SG（Shirase Glacier，白瀬氷河），AIS（Amery
Ice Shelf，アメリー棚氷），TIS（Totten Ice Shelf，トッテン棚氷），MGT（Mertz Glacier Tongue，
メルツ氷河舌），RIS（Ross Ice Shelf，ロス棚氷），GIS（Getz Ice Shelf，ゲッツ棚氷），PIG（Pine
Island Glacier，パインアイランド氷河），AbIS（Abbot Ice Shelf，アボット棚氷）．

巨大リザーバである．南極の氷床の質量収支を考える

南極氷床から南大洋へ供給される氷の量（淡水量）はと，氷床は南極大陸上の積雪によって成長し，棚氷末端

一年間で 2100-2300 Gt（1 Gt＝1012 kg）と見積もられてでの氷山形成と棚氷底面での融解の二つのプロセスにいる（Rignot et al., 2008; Rignot et al., 2011）．ごく最近

よって消耗する（本巻の杉山を参照）．棚氷はすでに海まで，氷山形成が主たる流出プロセスであると推測され

洋に浮いているために，氷山分離や棚氷底面融解そのもていたが（Jacobs et al., 1992; Jacobs et al., 1996; Hooke,のは全球海面水位にほとんど影響を与えない（Jenkins

2005），最近の衛星データによる棚氷の流動収支解析かand Holland, 2007）．しかしながら，棚氷の形状の変化

ら，棚氷底面での融解が南極氷床 / 棚氷の支配的な消耗は，氷床の力学を介して（本巻の齋藤を参照），大陸氷床

プロセスであることが明らかになってきた（Depoorter

内部に伝播する（Schoof, 2007）．そのため，氷床末端でet al., 2013; Rignot et al., 2013）．Rignot et al. (2013) によある南極棚氷の損失や薄化は南極氷床からの氷の流出加ると，南極全体の棚氷底面融解量は約 1325 Gt/yr と見速を招き，海面水位上昇に寄与する．また，氷床融解水

積もられている．棚氷およびその周辺の氷床の薄化，流の増加は，
南極沿岸域の高密度水形成を弱めることから，

出 速 度 の 加 速 が 報 告 さ れ て い る（Payne et al., 2007;

全球海洋子午面循環の底層セルの弱化を招く可能性があRignot et al., 2008; Pritchard et al., 2012; Paolo et al.,る（Hellmer, 2004; Kusahara and Hasumi, 2013）．

2015）．この主たる原因として，南大洋による棚氷底面

棚氷-海洋間相互作用35

図 2：棚氷-海洋相互作用の模式図．青は高塩分陸棚水を起源とする高密度陸棚水，赤は周極深層水，
緑は夏季表層水を示す．

融解の増加が指摘されている（Jacobs et al., 2011）．氷床
起源の淡水供給量の増加は南大洋の低塩化（Aoki et al.,2005; Rintoul, 2007; Purkey and Johnson, 2013）への寄与も示唆されている（本巻の青木を参照）．

2．南極棚氷底面融解の熱源
分厚い氷によって大気から隔離された棚氷底面は，海洋の熱によってのみ融解する．南極棚氷底面融解に寄与

本稿では，まず南極棚氷の底面を融解させる海洋熱源

する熱源は大きく三つの水塊に分類できる（Jacobs et al.,について概説する．次に，棚氷-海洋の境界での定式化

1992）．Jacobs et al. (1992) は三つの水塊による融解をについて述べる．さらに，三次元海洋モデルの一例とし

モード 1，2，3 として名付け，棚氷底面融解プロセスをて，日本の海洋モデルの一つである COCO を使った研整理している．ここでは，その分類に習い，各モードの究結果を示す．最後に，今後の南極氷床-南大洋研究の棚氷底面融解への役割を定性的に説明する（図 2）．

期待される展開について簡単に述べる．

一つ目の水塊は，沿岸ポリニヤ域で形成される高塩分参考のため，棚氷-海洋相互作用に関する有用な英文

陸棚水（High Salinity Shelf Water, HSSW）を起源とする解説がいくつかあることをここで述べておく．Williams

高密度陸棚水（Dense Shelf Water, DSW）である（モーet al. (1998) は 1980 年代から 1990 年代後半までの棚氷-

ド 1：図 2 の青色部分）．まず，南極沿岸ポリニヤとそこ

海洋間相互作用に関する様々な数値モデルを系統的に整での海氷及び高密度水形成の関係について説明する（本理している．それによると，南極棚氷底面融解に関する

巻の大島及び勝又を参照）．南極沿岸ポリニヤとは，風モデリング研究は，1980 年代の潮汐モデル，1990 年代のや海流の影響によって，強制的に海岸線 / 棚氷境界に形

プルームモデル（一次元モデル），1980 年代後半から成される開水面・薄氷域である．そこでは南極大陸 / 氷1990 年代にかけての鉛直二次元モデル，1990 年代以降

床からの冷たい大気が直接海洋に接触するために，海洋

三次元モデルと変遷してきた．その後，1990 年代後半以から莫大な熱が奪われ，海水が凍って海氷を形成する．

降の 20 年間の棚氷-海洋結合モデルの発展については

海氷が凍る際，海氷内に留まることができない余剰塩分

Dinniman et al. (2016) によって整理されている．Asay-

が海洋に排出される．その結果，沿岸ポリニヤは海氷のDavis et al. (2017) は，最近の高解像度棚氷-海洋モデリ

生産場であると同時に活発な高密度水形成場所となる．

ング研究について整理している．

この高密度水は表層結氷水温（－1.8℃），高塩分（＞34.6psu）で特徴づけられ，高密度陸棚水と呼ばれる．高密

36

草原 和弥

度陸棚水は海底付近に蓄積し，やがて大陸棚外縁を越えて，沖に流出する．大陸斜面に流出した高密度陸棚水は
南極底層水の源になる（本巻の大島を参照）．一方，棚氷の方向へ流れたものは，その底面を融解する熱源の一つとなる．棚氷下では結氷水温の圧力 / 水深依存性と断熱圧縮による昇温より，たとえ水温が表層結氷点の水塊であっても，棚氷底面を溶かす熱源となる．ポテンシャル
水 温 基 準 の 結 氷 水 温 は 1000 m で 約 0.76℃ 低 下 す る（Jackett et al., 2006）．
二 つ 目 は，周 極 深 層 水（Circumpolar Deep Water,
CDW）である（モード 2：図 2 の赤色部分）．この水塊は北大西洋深層水を起源とし，南極周極流の中層から下層に大量に存在している（本巻の勝又を参照）．周極深層
水は南大洋において相対的に高温（1～2℃）
・高塩分（～34.7 psu）で特徴づけられる水塊である．周極深層
水が大陸棚外縁を横切って大陸棚上に流入しやすい場所

図 3：棚氷底面での熱と塩分のやりとり．左半分は熱フラックス，右半分は塩分フラックスに関する模式図である．矢印
は熱・塩分フラックスを示す．丸印は水温と塩分の定義点．
黒丸は外部条件として与えられるものを示し，白丸は熱・塩分の保存の式と海水の結氷温度の式を解くことによって診断される値であることを示す．底面融解率（

􀀽，正の値は融解）は TB，SBを求める際に同時に計算される．

がある．そのような場所で，周極深層水がほとんど水塊
変質を受けずに棚氷下に到達すると，非常に効率的に棚の比較を行なう．

氷底面を融解させる熱源となる．

棚氷底面融解（もしくは結氷）とは，物理的に表現す

三 つ 目 は，南 極 表 層 水（Antarctic Surface Water,

ると，棚氷と海洋の熱・塩分のやり取りに付随する相変

AASW）である（モード 3：図 2 の緑色部分）．この水塊化である．図 3 は棚氷底面での熱・塩分のやり取りの模は夏季，
海氷が溶けることによって海洋表層に形成され，式図である．棚氷底面の深度（ZB［m］）において，海洋

太陽放射等によって温められる水塊である．AASW はのポテンシャル水温（TM［℃］）と塩分（SM［psu］）が低塩分・表層結氷点より少し高温で特徴づけられる．棚

与えられた時，底面融解率を計算することを考える．一

氷周辺にこの表層水が多く存在すると，潮汐や風によっ

般に，数値モデルでは TM，SMは棚氷下の最上層モデルて，棚氷下に強制的に押し込まれ，その結果棚氷末端部

グリッドセルの値を利用する．棚氷の下に薄い境界層を分の底面を融解させる．

考え，未知数をそこでの水温（TB［℃］），塩分（SB［psu］）

接地線（groundling line）付近の棚氷底面融解はモーとして，相変化に伴う水位変化（WB［m/s］）を計算す

ド 1 もしくはモード 2 によるものである．融解水の影響る．後で示すように，WBは棚氷の底面融解率（WI）に換を受けた棚氷下の水塊は低塩分低密度になることから，算できる．解くべき式は，結氷水温の式，棚氷-海洋境界

浮力を得て棚氷底面に沿って上昇する（図 2 の棚氷下の層での温度と塩分の保存の式である．

矢印）．この棚氷下の熱力学プロセスによって駆動され海水の水温の結氷点の式はる海洋循環をアイスポンプ（ice pump）と呼ぶ（Lewis

􀀽and Perkin, 1986）．アイスポンプによって上昇してきた

(1)

􀀫 􀀫

水塊の温度が，その深度での結氷水温より低くなると，で与える．ここでは，ポテンシャル水温の結氷点の式を

棚氷底面を結氷させる．

線形化したものを使う．この式によって，棚氷底面下の境界層内での TB と SB が結び付けられている．表 1 に

3．棚氷底面融解率の定式化

熱力学パラメータの意味と値を示す．
次に，境界層における熱量の保存を考える．

前節では模式図を使って，三つのモードで分類される

􂈒

棚氷底面融解について定性的に説明した．ここでは，よ(2)􀀽

り定量的な議論をするために，棚氷-海洋モデルでの底ここで，［W m－2］は棚氷内部に通過する熱量，

面融解率の計算に利用される three-equation 方程式系を［W m－2］は海から境界層に流入する熱量である．また，紹介する（Hellmer and Olbers, 1989; Holland and Jenkins,

融解（結氷）に伴う潜熱

1999）．また，その解と実際の南極沿岸域の水塊分布と（［W m－2］は，質量変化）と融解潜熱（L）の積で表わされる．

棚氷-海洋間相互作用37

表 1：棚氷底面融解に関する熱力学パラメータとその値．

式(3)-(5)を式(2)に，式(7)-(8)を式(6)に代入して，さ記号

らに式(1)を使って，SB について整理すると，

説明

値

単位

（1)式の係数－0.0575℃ psu－1（1)式の係数0.0901℃（1)式の係数－7.61×10－4

℃ m－1

熱交換速度

1.0×10－4

m s－1

塩分交換速度

5.05×10－7

m s－1

􀀫
􎜢􎜂
􎜒􎜲
􀀫􎜢􎜀 􀀫
􀀫
􎜐􎜂
􎜒􂈒

海水の比熱

3992

J kg－1 ℃

􀀫􎜠

融解潜熱

3.34×105

J kg－1

海水の密度

1027

kg m－3棚氷の密度

920

kg m－3

Ts の定義点

ZB

m

棚氷の温度

－20

℃

氷の比熱

2000

J kg－1 ℃－1

棚氷の熱伝導率

1.54×10－6

m2 s－1

H

􎨲

􂈒

􂈒

􎜲
(9)

􎜰􀀽􀀰

が得られる．SB の二次の項，一次の項，定数項をそれぞれ，A，B，C とし，SB＞0 であることに注意して解くと，􀀽􂈒􀁂􂈒 􀁂 􎨲􂈒􀀴􀁁􀁃
􀀲􀁁

(10)

が求める解となる．TB は式（1）に代入して求められる．
相変化に伴う棚氷下の海面変化率は，式（7）（8）を式（6）
(3)

􀀽􂈒􀏁

􀀽􂈒

はバルク式で近似する．
􀀽􂈒

􎜀

また，

􂈒

(4)

􎜐

は，棚氷内部の温度鉛直勾配によって決まるとし，ここでは温度勾配を線形と仮定して，

􎜀􀁺􀀽

􀀽􂈒

に代入して得られる

􎜀

􎜐􀀽􂈒

􂈒

􎜀

􂈒

􎜐

(11)

から計算される．棚氷底面融解率は􀀽(12)で求められる．
􎜐(5)

図 4 は，この解を使って，南極沿岸域の典型的な水温
塩分レンジにおける底面融解率（m/yr）を計算したもので見積もることにする．ここで，H［m］は棚氷の温度である（a：水深 100 m，b：水深 1000 m）．図には南極沿TS［℃］を定義する点の ZBからの距離である．本解説で岸域の典型的な水塊として，東南極アデリー海岸沖の水は，H＝ZBとし，z＝0 m での棚氷内部温度を指定するこ

温塩分プロファイルを重ねてある（Williams and Bindoff,とにする．

2003; Aoki et al., 2005; Williams et al., 2008）．この図の底同様にして，境界層における塩分の保存を考える．

面融解率は，もし T-S ダイアグラム上の海水がまった

􂈒

(6)

􀀽

く変質を受けずに棚氷直下にくると，どれだけ融解 / 結
氷を引き起こし得るかという事を示している（現実や数［psu m s ］は棚氷内部への塩分フラックス， ［psu値モデルの棚氷の底面融解率は融解水と周囲の水が混合

m s ］は境界層への塩分フラックスである．また，融した水の水温塩分場で決まる）．棚氷底面融解率は各深解（結氷）に伴う塩分フラックス［psu m－1s－1］は，度における結氷点からの温度差で決まり，同じ T-S プ）と棚氷底面での塩分（SB）の積で表わ

ロファイルを持つ水塊でも，水深によって融解率が大き

－1 －1

－1 －1

質量変化（
される．

く異なることがわかる．例えば，モード 1 に対応する高(7)

􀀽􂈒
もバルク式で近似する．
􀀽􂈒
ここで，

􎜀

􂈒

􎜐

水（HSSW）をみると，水深 100 m では非常に小さい融解率（＜1 m/yr）であるのに対し，1000 m では 10 m/yr

(8)􀀽􀀰 とした．

本解説では，熱および塩分交換速度（ 􀀬

密度陸棚水（DSW）のうち特に高密度である高塩分陸棚の融解を引き起こす熱源となりうる．次に，同じ密度帯に属する高密度陸棚水と周極深層水による底面融解率を比べてみる．図 4b は接地線付近の底面融解の指標にな）に一定値をる．
（まったく変質がない）周極深層水の底面融解率は

使 用 し て い る が，流 速 依 存 の 形 に す る こ と が 多 い

100 m/yr 以上となり，高密度陸棚水による融解率より（Jenkins et al., 2010）．

ずっと大きくなる．

38

草原 和弥

図 4：南極沿岸の代表的な水温-塩分幅における棚氷底面融解率（m/yr，正は融解，負は結氷）を示す．左は水深 100 m，右は水深 1000 m での分布．赤，緑，青の点は東南極域アデリーランド付近海域（140-145°E）での観測された水温塩分（Williams andBindoff, 2003; Aoki et al., 2005; Williams et al., 2008）．灰色の直線は表層結氷水温を示す．灰色の破線はポテンシャル密度を示し，二本の黒線は 28.00 kg m－3 と 28.27 kg m－3 の中立密度を示す．黒色の直線は図 6 で使用した水塊の境界を示す．

実際の南大洋の海底水温場（図 1）から，各棚氷でどの究例を紹介する．図 5 は棚氷-海氷-海洋結合モデルにモードの融解が支配的になるか推定してみる．図 1 にはよって再現された南極棚氷底面の一年間の単位面積当た

南極周極流のフロントの位置と南限境界を示している

りの融解率の水平分布図である．この数値モデルは東京（Orsi et al., 1995）．この図から，南極周極流が大陸外縁

大学大気海洋研究所及び海洋開発機構において共同で開に最も接近するアムンゼン海やべリングスハウゼン海は発・運用されている海氷海洋結合モデル（COCO, Hasumi,

周極深層水起源が大陸棚上にまで流入しており，モード

2006）に棚氷要素を組み込んだものである（Kusahara

2 の棚氷底面融解が卓越しうる海域であることがわかand Hasumi, 2013）．モデルの領域はおおよそ南緯 35°
以る．一方，ウェッデル海やロス海では冷たい水塊が棚氷

南の南大洋全域である．南極沿岸域の水平解像度は前面の大陸棚上に存在し，モード 1 による底面融解が卓10-20 km で，南極棚氷のほぼ全てを表現している．棚越すると予測できる．東南極域（0°から東回りにロス海

氷底面融解率は three-equation 方程式系に基づいて計算までの領域）は両方が混在している．メルツ氷河やアメされている．

リー棚氷ではモード 1 が，トッテン棚氷や白瀬氷河では

南極棚氷は正味融解しており，その全融解量は年間おモード 2 が卓越しそうに見える．定性的にみると，モー

よそ 800 Gt 程度である．この融解量は衛星データから

ド 2 が卓越するのは時計回りの海洋循環場（ジャイヤ）の見積（Rignot et al., 2013）より小さく，数値モデルの棚の東側に位置する棚氷・氷河で，北からの暖かい水が流氷底面融解量は過少評価している可能性がある．モデル

入しやすい場所である．一方，モード 1 が卓越する場所で表現された底面融解率の水平分布は一様でなく，または，沿岸ポリニヤが発達する場所で，冷たい高密度陸棚

draft の分布（図 1）からだけでは容易に推測することは水が形成域である（本巻の大島の図 5 を参照）
．逆に言できない．これは高密度水形成などの沿岸プロセスや海

えば，モード 2 による棚氷底面融解は，沿岸ポリニヤの

洋循環による大陸棚上の水塊の分布が棚氷底面融解を決

高密度水形成の影響がほとんどない海域でのみ卓越し得める上で重要であることを強く示唆している．南極の三る．

大棚氷であるフィルフィナー・ロンネ棚氷，アメリー棚
氷，ロス棚氷では結氷域も再現されており，海洋モデル

4．南極棚氷底面融解の数値モデリング
三次元海洋モデルによる南極棚氷底面融解に関する研内でアイスポンプが表現されていることを意味する．これらの三大棚氷の面積は南極棚氷の総面積のおよそ 6 割を占めているが，その融解量は全体の 4 割程度である．

棚氷-海洋間相互作用39

図 5：棚氷-海氷-海洋結合モデルによって表現された南極棚氷年間底面融解率（氷換算，m/yr）の水平分布．正値が融解．A-L のラベルは図 6 で使用した棚氷の区分を示す．

一方，
南極沿岸域に細長くへばり付いた棚氷の融解量は，どのように棚氷底面融解が引き起こされているかがわか

南極棚氷の総融解量の半分以上寄与しており，小さな棚る．

氷の融解も南極氷床の質量収支を考える上で重要である．

同様の棚氷-海洋結合モデルを使って，棚氷底面融解
量の将来予測に関する数値実験も実施されている前の二つのセクションでは，南極沿岸域における水塊（Hellmer et al., 2012; Kusahara and Hasumi, 2013;

分布が棚氷底面融解に大きな役割を担っていること示し

Timmermann and Hellmer, 2013; Obase et al., 2017）．そた．図 6 では，この数値モデルの各棚氷（図 5 の A－L）

れらの数値実験によると，温暖化した気候状態では，現の下へ流入する水塊の比率を示す．ここで使用した各水

在よりも暖かい水塊（周極深層水や夏季表層水）が棚氷塊の境界は図 4 に示す．棚氷下の海洋に流入する水塊は下の海洋に流入するようになり，棚氷底面融解が大幅に

棚氷毎に大きく違っており，各棚氷の底面融解を引き起上昇する．この棚氷底面融解の増加は南極氷床内部の流こす熱源が異なっていることがわかる．図 1 と図 4 で推動場も大きく変化させると推察される．

察したように，西南極域に存在しているアムンゼン-べリングスハウゼン海の棚氷群（JKL）では，周極深層水起源の水塊の流入が支配的であることが再現されてい5．おわりにる．また，小さい棚氷では，夏季表層水が棚氷下の海洋

本稿では，棚氷-海洋間の相互作用として南極棚氷底にある程度流入していることがわかる．それに対し三大面融解とその海洋熱源の概略を説明した．この 20 年間

棚氷域では，夏季表層水の流入はほとんどなく，表層結で，いくつもの棚氷要素をもつ三次元海洋モデルが開発

氷水温の水塊の流入が支配的である．このように棚氷-

され，南極氷床 / 棚氷-南大洋相互作用の研究が着実に

海氷-海洋結合モデルを利用すれば，モデル内において進展している（Dinniman et al., 2016; Asay-Davis et al.,

草原 和弥40

図 6：棚氷下の海洋に流入する水塊の割合．各水塊の定義は以下に示す（図 4 参照）．
ISW（Ice Shelf Water）：T（水 温）＜－1.9℃，LSSW（Low Salinity Shelf
Water）：－1.9℃≦T＜－1.7℃ か つ S（塩 分）＜34.6 psu，HSSW（High Salinity
Shelf Water）：－1.9℃≦T＜－1.7℃かつ S（塩分）≧34.6 psu，AASW（Antarctic
Surface Water）：T≧－1.7℃ か つ S＜34.4 psu，MSW（Modified Shelf
Water）：－1.7℃≦T＜－1.0℃かつ S≧34.4 psu，MCDW（Modified Circumpolar
Deep Water）：T≧－1.0℃かつ S≧34.4 psu．

2017）
．今後計算資源の増加に伴って，より高解像度の棚氷およびその影響を気候モデルの中で表現できるであ

棚氷-海洋相互作用モデリングが実施可能となっていく

ろう．このような棚氷要素を含む気候モデルを使って，と思われる．現在の南大洋の棚氷-海洋モデリング研究

熱帯～中低緯度の大気海洋相互作用と南大洋・南極氷床の多くは，特定の棚氷に注目した領域モデルが主流であとの相互作用の解明が期待される．

るが，高解像度南大洋周極モデルさらには全球海洋モデ

さらに，現在活発に議論されているのが，氷床モデル

ルへと展開が期待される．南極沿岸域の地形，流れ，渦，との結合である（Holland and Holland, 2015; Dinniman et

それに伴う水温・塩分場を現実的に表現するためには，

al., 2016; Asay-Davis et al., 2017）．氷床モデルについて

数 km から 5 km の水平解像度が必要であるといわれては，本巻の齋藤の記事を参照されたい．現在のところ，いる．いくつかの研究では海洋モデルの水平解像度の違海洋モデルにおいて棚氷の境界を自由に水平 / 鉛直方向

いによって周極深層水の流入の再現性が変わり，その結に動かすことが困難であること，氷床と海洋の時間ス

果棚氷融解量が大きく変化することが示されているケールが大きく異なること等から，氷床-棚氷-海洋の完（Nakayama et al., 2014）．また海洋モデルを高解像度化

全結合はなかなか進展していない．しかしながら，将来した場合，Williams et al. (1998) が指摘しているように，の海面予測をしていく上で，南極氷床からの寄与を予

潮汐の棚氷融解への影響も重要となるであろう．潮汐は測・評価するために，このような氷床-棚氷-海洋結合モ棚氷下の流速場に大きく影響を与え熱・塩分交換速度

デルの開発が期待される．

（ 􀀬）を変化させること，棚氷外からの水を棚氷に引き込めること，潮汐による海水の混合が加わる等から，現在の棚氷-海洋モデリングの結果を大きく変える可能性がある．
また，大気-海洋-海氷を結合した気候モデルへの棚氷
要素の導入が期待される．現在，気候研究によく利用されている 1°程度（100 km 格子）の解像度では，南極棚氷を表現することが難しい．気候モデルでの海洋モデルの水平解像度が 1/4°
より細かくなれば，ある程度現実的に

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海洋炭素循環モデルの考え方と基礎
岡 顕1)
海洋は大気の 60 倍以上の炭素を含む巨大な炭素リザーバである．本稿では，海の中の炭素の流れ（海洋炭素循環）をコントロールするプロセスについて概観するとともに，海洋中の炭素濃度分布を再現するための数値モデルである海洋炭素循環モデルについて紹介する．モデル作成の際の考え方などについても言及しながら基礎的な解説を行う．

Introduction to an ocean carbon cycle model
Akira Oka1
The ocean contains 60 times more carbon than the atmosphere, and the ocean carbon cycle is important forcontrolling the atmospheric carbon dioxide concentration. Here, an introduction to the ocean carbon cycle modellingis provided for students and readers who are not familiar with the modelling.
キーワード：海洋炭素循環，海洋モデル
ocean carbon cycle, ocean model

1. はじめに洋・陸上に存在する炭素量および各リザーバ間の炭素交換 量（フ ラ ッ ク ス）を 示 し た 図 で あ る（IPCC, 2001;

二酸化炭素（CO2）は温室効果ガスであり，大気中二Sarmiento and Gruber, 2013）．産業革命前において，大酸化炭素濃度は気候状態を決めるうえで最も重要な要素

気中二酸化炭素濃度は約 280 ppm であり，炭素量に換算のひとつである．氷河・無氷河時代などの数億年スケー

すると 590 PgC（1 ペタグラムカーボン＝炭素質量 1015

ルで起こる地質学スケールでの気候変動，数万年スケーg）に相当する量が大気中に存在していたことを示してルで起こる氷期・間氷期サイクル，そして近年の地球温いる．大気は陸上および海洋との間で常に炭素を交換し暖化など，大気中二酸化炭素濃度の変化と密接に関係すており，その交換により大気中二酸化炭素濃度が変化す

る気候変動がさまざまな時間スケールで存在する．大気る．陸上の植生・土壌には 2300 PgC 相当の炭素が存在

中二酸化炭素濃度の変化の要因が何かを調べることは，し，大気中の二酸化炭素は陸上植生の光合成によって吸このような気候変動の仕組みを理解するうえで重要であ収される一方，呼吸や自然発生する森林火災などによりる．

再び大気中に放出され，大気-陸上間のフラックス量は

大気中の二酸化炭素の存在量は，地球上の他のリザー

年間 120 PgC と見積もられている．一方，海面でのガス

バとの炭素交換の結果として決まる．図 1 は，大気・海交換による大気-海洋間のフラックス量は年間 70 PgC と見積もられているが，注目すべきなのは海洋に含まれる連絡先
岡 顕
東京大学 大気海洋研究所〒277-8568 千葉県柏市柏の葉 5-1-5
Tel. 04-1736-4384
e-mail：akira@aori.u-tokyo.ac.jp⚑) 東京大学 大気海洋研究所
Atmosphere Ocean Research Institute, The University ofTokyo, Kashiwa, Japan

炭素量である．海洋中には，大気に比べて 65 倍，陸上に比べても 30 倍近くになる 38000 PgC 相当の炭素が存在している．海洋で何かしらの変化が起こると，海洋に含まれる大量の炭素の流れに変化が生じ，それは大気中二酸化炭素濃度にも大きな影響を与える可能性を秘めていると言える．なかでも，海洋中の炭素のほとんどは深層に含まれており，その深層と大気との炭素交換を考える
上で，南大洋が大きな役割を果たしている．実際，氷期・

岡 顕

44

担っているのは「生物ポンプ」と呼ばれる機構である（本巻の須藤他も参照）．また，海洋中の炭素濃度は海盆間での偏りも見られ，深層での炭素濃度は大西洋で最も低
く，南大洋，太平洋の順に高くなっている．この海盆間の違いは，さきほどの「生物ポンプ」に加えて，深層での海洋深層循環による炭素の輸送が働いていることを反映している（図 3 はその輸送の様子を模式的に示したブ
ロッカーのコンベヤーベルトと呼ばれる図である1）．さ
図 1：大気・陸上・海洋における炭素量とそれらの間の炭素フラックス．括弧の数字は炭素の貯蓄量（PgC），矢印は炭素フラックス（PgC/yr）を表す．数値は IPCC (2001) ，Sarmiento
and Gruber (2013) などに基づいた産業革命前における値．

らに，海面でのガス交換は，大気中二酸化炭素濃度へ影響すると同時に，海洋の炭素濃度分布にも影響を与えている．以上のように，海洋中の炭素は一様に分布しているわけではなく，図 2 で示したような濃度分布を持ち，その空間分布は大気中二酸化炭素濃度を決めるうえでも間氷期サイクルに同調した大気二酸化炭素濃度変化の要

重要な意味をもつ．言い換えると，海洋中の炭素濃度分因として，南大洋の変化に起因した海洋の炭素循環の変布の変化は（たとえ海洋に含まれる全炭素量に変化がな化が重要視されている（Sigman et al., 2010; Kobayashi et

くても），大気中二酸化炭素濃度を大きく変化させる可al., 2015 など）．また，近年の地球温暖化においても，南能性がある．

大洋は人為起源二酸化炭素の吸収に重要な役割を果たし

本稿では，巨大な炭素リザーバである海洋の炭素循環ていると考えられている（詳しくは本巻の川合を参照）．

（海の中の炭素の流れ）をコントロールするプロセスに

このように，南大洋をはじめとする海洋の炭素循環の変ついて概観するとともに，図 2 に見られるような海洋中化は気候変動と密接に関わっている．

の炭素濃度分布を再現するための数値モデルである海洋

図 2 は，海洋中に溶存する炭素の濃度を示したもので炭素循環モデルについて紹介する．海洋炭素循環についある．海洋中の炭素は一様に分布しているわけではなての定量的な議論をするために，海洋炭素循環モデルは

く，その分布には場所による偏りがある．最も顕著に見

近年において欠かすことのできないツールとなっていられる特徴として，表層付近の炭素濃度は低く，深層にる．本稿では，モデル作成の際の考え方などについてもなるほど濃度が高くなっていることが挙げられる．大気言及し，モデルについてこれから学び始める学生，あるとのガス交換は海面で起こるので，このような海洋深層

いは専門外であるがモデルの中身についてある程度詳し

への濃度分布の偏りは（海洋中に炭素が一様に分布している場合に比べると）大気中二酸化炭素濃度を低めに保つ効果があることを意味する．深層への炭素の輸送を

1

ただし実際の深層循環の流れは，図 3 のような単純なものではない．詳しくは本巻の勝又・図 8 の解説を参照．

図 2：海洋中の炭素濃度分布（単位は mol/kg）．上地図の赤線で示した断面（左から西経 30 度，南緯 60度，西経 150 度）における分布を GLODAP のデータ（Key et al., 2004）に基づき作成．

海洋炭素循環モデル

45

􂈂
􀀽
􂈂

􎜀 􎜐􀀫

􎜀 􎜐􀀫

(1)

海洋中の炭素濃度の時間変化（左辺の項）は，海洋の流れ（右辺第 1 項）
，渦などによる混合（右辺第 2 項）
，海面および海中でのソース・シンク項（右辺第 3 項）に従って決まっていることを表している．ソース・シンク項とは，海面では大気との CO2 ガス交換，海中では植物プラ
ンクトンによる光合成などによって生じる物質交換に関わる項である．本稿では，それぞれの項についてモデル
図 3：海洋深層循環を模式的に示した図（Broecker, 1991 に基づき作成）．

作成の際の考え方などにも触れながら解説していきたい．なお，右辺第 1 項と第 2 項については，海の流れや渦によって輸送される効果であり，炭素に限らず，たとく知りたいという読者の方に向けての解説を意識した．

えば海洋中の温度や塩分の輸送についても同様の式で表本稿をご覧になる読者の方にとって，少しでも参考とな現される．つまり，これらの項は炭素循環シミュレー

2

ションに限らず，海洋の物理モデルで温度や塩分をどのる部分があれば幸いである ．

ようにシミュレーションするかという問題にも関わって

2. 海洋炭素循環の数値モデル
2.1 海洋炭素循環モデルの概要

いるので，それらの解説は本稿の趣旨からやや逸脱するかもしれない．しかしながら，モデリングそのものの考え方など炭素循環シミュレーションを説明する際の参考

海洋中の炭素の分布がどのように決まっているのか，にもなるので，これらの項についてもここで解説するこ

その定量的な議論を行うために強力な道具となるのがとにする．また，海洋炭素循環モデルを特徴づける右辺「海洋炭素循環モデル」である．一般に，ある現象をコン

第 3 項のソース・シンク項については，生物生産に関わピュータの数値計算により模倣することを「数値シミュるプロセスにどの程度踏み込んでモデル化するかによっ

レーション」と呼び，その数値シミュレーションを行うてモデルのタイプが分かれるが，ここでは比較的単純な際に使われるコンピュータプログラムのことを「数値モ

黎 明 期 の 海 洋 炭 素 循 環 モ デ ル（Bacastow and Maier-

デル」と呼ぶ．例えば，地球の気候を模倣するために作

Reimer, 1991; Yamanaka and Tajika, 1996 など）を想定られたコンピュータプログラムは「気候モデル」と呼ばして解説することにする［日本語の解説記事としては，れ，地球温暖化に伴う気温上昇を数値的に計算する「地山中（1997, 2002）なども参照］．

球温暖化シミュレーション」もこの気候モデルを使って実施することができる．数値モデルの実体はコンピュー2.2 移流項

タプログラムであり，現象を支配する方程式（数式）を

まず，第 1 項の「移流項」と呼ばれる項は，モデルの数値的に近似して計算する．気候モデルの場合は，風

解像度で直接表現することが可能な大規模な流れによっ

速・気温・水蒸気量などを決める複数の数式を元にコンて輸送される項である．一方，第 2 項の「拡散項」は，

ピュータプログラムが作成されている3．海洋炭素循環

第 1 項では直接表現できない比較的小規模な渦などの流モデルも，そのような数値モデルであり，現実の海洋のれによって起こる輸送を拡散の形で表現したものであ

炭素循環（炭素の流れ）を模倣するために作られたコン

る．移流項は，流速と濃度勾配の掛け算の形として，次ピュータプログラムである．海洋炭素循環モデルの元とのように表される．

なる数式は，気候モデルに比べるとそれほど難しくない
以下のような収支式である．

􎜀 􎜐􀀽􂈒

􂈂
􂈂
􂈂
􂈒
􂈒
􂈂
􂈂
􂈂

(2)

x，y，z は東西，南北，鉛直方向の座標値，u，v は水平方向（u が東西，v が南北）の流れ，w は鉛直方向の流海洋炭素循環についての一般向けの書籍としては野崎（1994）などを参照．
3
気候モデルについての一般向けの書籍としては江守（2008）などを参照．また，氷床モデルについては本巻の齋藤，海洋・棚氷モデリングについては本巻の草原を参照．
2

れ，偏微分は濃度勾配を示している．海洋は成層（重い
水が下，軽い水が上にある）しており，鉛直方向の流れ
はこの成層によって抑えられるため，鉛直方向の流れは弱く，海水の流れは主に水平方向に向くことになる（u,

岡 顕

46

v＞w）
．一方，炭素濃度の分布は，表層で濃度が低く，

2.3 拡散項

深層で濃度が高くなっており，水平方向は鉛直方向に比次に，式(1)右辺第 2 項の「拡散項」についてである．

􂈂􂈂􂈂
べると比較的一様な分布をとる（ 􂈂 􀀬 􂈂 􀀼 􂈂 ）
．移流項
􂈂
􂈂
􂈂
のうち，水平移流（ 􂈂 􀀬 􂈂 ）と鉛直移流（ 􂈂 ）のど

この項も本来は「移流項」として表現すべきものである

ちらが重要となるかは，流れの大きさと濃度勾配の大き

規模な流れによる輸送の効果をモデルに取り入れることさの兼ね合いで決まることになる．外洋の多くの場所でを目的として導入する項である．モデルで直接には表現

は，鉛直の移流項がより重要となり，後述する第 3 項にできない現象の効果をどのようにモデルに取り入れる

含まれる生物ポンプによる炭素の鉛直輸送とのバランス

か，という問題はさまざまな場面で直面する．気候モデにより，炭素の鉛直方向の濃度分布が概ね決定される．

ルにおいて「パラメタリゼーション」あるいは「パラメ

なお，式(1)の移流項を計算する際に必要な流速 u，v，w

タ化」と呼ばれる手法が必要になるのも同様な問題があそのものについては，気候モデルあるいは海洋物理モデ

るからである．例えば，大気において積雲対流は熱や水ルにより計算された出力結果をそのまま利用することに蒸気の輸送に重要な役割を持っているが，気候モデルの4が，モデルの解像度では直接表現することができない小なる ．また，炭素だけでなく海洋の溶存物質（トレー解像度（水平方向 100 km 程度）で個々の積雲（水平 1サー）の濃度分布を決定する式も式(1)と同様なものとkm 程度）を直接表現することは不可能である．そこで，なるが，気候モデルの出力を利用して別途トレーサー分

個々の積雲を表現する代わりに，集団として積雲がどの布のシミュレーションを行うことから，式(1)によりト

ように熱や水蒸気を輸送するのか，その振る舞いを記述

レーサー計算を行うモデルを「オフラインモデル」と呼するための積雲パラメタリゼーションが必要となる．気ぶことがある．逆に,「オンラインモデル」あるいは「オ候モデルには，積雲のほか，水蒸気の大規模凝結過程，

ンライン計算」という場合は，トレーサー計算を気候モ

大気境界層などのさまざまな過程がパラメタ化されたうデルあるいは海洋物理モデルに直接組み込み，両者の計えで組み込まれている．海洋モデルにおいても，いくつ算を並行して同時に計算することを指す．対象とするトかのパラメタ化が導入されており，
ここで取り上げる「拡

レーサーが気候モデルと独立している（気候に影響を与

散項」もそのようなパラメタ化の一例である．
「拡散項」

えない）場合は，オンライン計算をする必要はなく，（気の具体的な表記として，最も簡便な形では次のような式候モデルの計算を省略してその結果だけ使うという意味で表される．

で）計算負荷が軽いオフライン計算を行うほうが効率的である．本稿で解説する海洋炭素循環シミュレーション
は，こちらのオフライン計算を想定しているが，オンライン計算が行われることもあることを追記しておきた

􎜀 􎜐􀀽

􂈂
􂈂

􎜁

􂈂
􂈂

􎜑􀀫 􂈂􂈂 􎜁は水平方向の拡散係数，􂈂􂈂􎜑􀀫 􂈂􂈂 􎜁

􂈂
􂈂

􎜑 (3)

は鉛直方向の拡散係数で

い．海洋炭素循環は大気中の二酸化炭素濃度に影響を与ある．拡散項の実体は小規模な流れによる移流項である

え，それを通じて気候にも影響を及ぼす．逆に，気候がから，ここでも成層の影響を考慮して水平方向と鉛直方

変わると海洋の温度・塩分・流速場が変わることになり，向の拡散係数を別々に用意し，流れが強い水平方向の拡海洋炭素循環に影響を及ぼす．そのような両者の相互作

散係数は，鉛直方向よりも数オーダー大きな値に設定す用をモデルで直接表現するためには，オンライン計算がる．式(3)では，拡散の方向を水平と鉛直に分けて表記必要となる．海洋炭素循環モデルのほか，陸上の植生モしているが，もっと工夫した表現として，拡散の方向をデル，さらにはオゾン層生成に関わる大気の化学過程な水平と鉛直とに分けるのではなく，「成層に沿った方向

どについても気候モデルに直接組み込んでオンライン計（等密度面に沿った方向）」と「成層を横切る方向（等密算を行うモデルのことを地球システムモデルと呼んでい

度面を横切る方向）」に分けて表現する方法がある．前5る ．地球システムモデルでは，これまでの気候モデル

者の拡散を「isopycnal diffusion（等密度面拡散）」，後者においては境界条件として与えていた大気中二酸化炭素の拡散を「diapycnal diffusion」と呼ぶ（Cox, 1987）．こ濃度などについても，予報変数としてモデルで直接計算のような工夫をする理由は，全球スケールの比較的荒いすることができる，より包括的な気候モデルである．

解像度の海洋モデル（水平解像度 100 km 程度）で直接表現することができない中規模渦による輸送を，この等

例えば，筆者は気候モデル MIROC（Hasumi and Emori, 2004）
や海洋大循環モデル COCO（Hasumi, 2000）を利用している．
5
例えば，MIROC をベースに開発された地球システムモデル
MIROC-ESM（Watanabe et al., 2011）などがある．
4

密度面拡散はより適切に表現することが出来るからである．というのは，それらの中規模渦は（水平方向というよりは）等密度面に沿って動くことが知られており，そ海洋炭素循環モデル

47の渦によって生じる温度・塩分・炭素などのトレーサーれるなどして食物連鎖のなかで炭素が循環する．プランの輸送も等密度面に沿った方向になるので，拡散を（水クトンの死骸や排泄物となった炭素は海洋深部へ沈降し平方向と鉛直方向というよりは）等密度面に沿う向きとながら，徐々にバクテリアによる分解を受ける．その分

それを横切る向きに分けて，前者の拡散係数を後者の拡解が比較的効率良く起こる結果として，海底までたどり

散係数よりも大きく設定することで，渦の輸送の効果を着く有機物はほとんどなく，海中でほぼすべてが分解さより適切に表現することができるというわけである．されることになる．この分解の過程で，炭素は有機炭素からに，この中規模渦の成因は，大気において天気図で見ら無機炭素に再び戻されることになる．以上の結果としられる日々消えたり出来たりする高気圧・低気圧に伴うて，表層の無機炭素が有機物の形で深層に輸送されるこ渦と同様なもので，そのような渦が生成・消滅を繰り返とで，無機炭素を運ぶ大きな鉛直輸送を生む6．このよす結果として，温度勾配あるいは密度勾配を解消するよ7
うな有機物の形で起こる鉛直輸送を「生物ポンプ」と呼うな輸送を生み出すという性質もある（つまり，渦は温び，図 2 で示した炭素濃度分布を説明する上でも重要な度勾配を解消するように熱を運ぶ）．そのような効果を役割をもつ．

モデルに取り入れるために「thickness diffusion（層厚拡

海洋炭素循環モデルを作成する場合，このような炭素散）」をさらに加えて考慮する（Gent and McWilliams,の流れをできるだけ忠実に再現するのが本来は望まし

1990）．この層厚拡散は，東西方向に流れが卓越し南北い．しかしながら，できるだけ忠実にというのにも限界

方向の移流が小さくなる南極周極流付近では，とくに重がある．例えば，植物プランクトンや動物プランクトン

要な役割を果たすと考えられる．拡散項の計算に必要なにはさまざまな種類がいるので「できるだけ現実に忠実

拡散係数は，温度や塩分を計算する際に海洋物理モデルにそれらをモデル化したい」ということであれば，現在で用いていた値と同じ値を，海洋炭素循環シミュレー

知られているプランクトンの全種類を考慮する必要があションの際にも用いることになる．

る．それはちょっと難しそうだというのはモデルの専門家でなくてもお分かりいただけるかと思う（仮にそのよ

2.4 ソース・シンク項

うなモデル化を試みたとしても，現実の海にはまだ見つ

海洋炭素循環モデルを特徴付けるのは，海面および海

かっていない新種のプランクトンもたくさんいると思わ中での炭素交換を表現する式(1)右辺第 3 項である．海れるので，そのようにがんばって作ったモデルでも現実

面では大気とのガス交換を通じて，海中では海洋の生物の海とはやはり違うものになってしまう）．数値モデル

活動の結果として炭素交換が生じる．以降の説明の都合はどんなに高度なものであってもそれはあくまで模倣で上，右辺第 3 項を前者と後者の項に分けて次のように表あり，現実そのものを再現できるわけではない．このよ

記しておく．

うな立場に立つと，考えられるプロセスをやみくもにモ
􀀽

􎜀

􀀫

􎜐

􎜀

􎜐

(4)

デルに組み込むわけにはいかないことが分かる．モデルを作成する際には，模倣したい自然現象が想定されるべ

まずは後者の海中での炭素交換について考えてみよう．

きであり，そのような想定なしにモデルを作成すること

海中の炭素には，海洋に溶存している炭素（無機炭素）は出来ない．モデルを作るには，対象とする現象（模倣と，生物・有機物として存在している炭素（有機炭素）

したい現象）について，それを再現するのに最低限必要とがある．量としては，無機炭素のほうが有機炭素に比な要素は何かを見極め，本質となるプロセスを取り出しべて圧倒的に多く，式(1)の炭素濃度 C は無機炭素の濃てモデルに組み込むことが重要となる．

度を想定している．よって，このまま大雑把に，無機炭素のみを考えて，生物・有機物に含まれる有機炭素を無視して考えたくなるが，存在量は小さくても炭素の輸送に果たす（生物ポンプとしての）役割は大きい．海洋の表層付近において，光合成により植物プランクトンが無機炭素を取り込むことで，無機炭素は有機炭素に形を変える．その植物プランクトンは光合成・呼吸などを繰り返しながら，死亡あるいは動物プランクトンに捕食される．その動物プランクトンも捕食・呼吸・排泄を繰り返しながら，さらに大型の動物プランクトンなどに捕食さ何と比較して「大きな」輸送量であるかというと，無機炭素の移流・拡散に比べてという意味である．無機炭素は海水の流れによる移流と拡散のみで輸送される（式(1)の移流・拡散項で表
現）のに対し，それとは別にここで述べたような有機物として運ばれる鉛直輸送が存在する．後者の効果は，前者の効果に比べて無視することができないほどの大きな輸送量となるので，その鉛直輸送の効果を（式(1)のソース・シンク項に取り入れて）考慮する必要が出てくるわけである．
7
広い意味では，後述する「アルカリポンプ」も「生物ポンプ」のひとつであるので，ここで述べたポンプは「有機物ポンプ」と呼ぶほうがより正確である．しかし，本稿での「生物ポンプ」
は「有機物ポンプ」のことを指すとする．
6

岡 顕

48

2.4.1 生物ポンプ

来は有機物の量を陽に考えて，生成・分解とともにそのさて，話を海洋炭素循環に戻すと，この場合に模倣し量がどのように増減するかを直接表現できたほうが望またい現象は，図 2 に示したような全球スケールの炭素濃しいと思われる．しかし，ここでも有機物の沈降する速度分布を説明するために必要な炭素循環（炭素の流れ）

度が，海洋循環（移流や拡散）に比べて十分に速い場合である．そのためには，複雑な食物連鎖のなかで炭素がは，有機物が水平的に流される影響が十分小さくなり，

どのように循環するかについては，その詳細までは立ち

有機物の存在量を陽に考慮することなく，栄養塩の鉛直

入らないことにして，生物活動の結果として生じる炭素輸送の効果を取り入れることが可能である．実際には，の鉛直輸送（生物ポンプ）の効果のみをどうにか取り込

水平方向へ輸送される効果は無視したうえで，鉛直下向

めないかという発想が必要になる．そのような発想のもきの有機物フラックス（と，黎明期の海洋炭素循環モデルでは，有光層（光が届する．

く層，海面から深さ 100 m 程度までの層）における植物
プランクトンの栄養塩の取り込み速度（Prod）を次のよ􀀽􎜀 􎜐

うに表現した．
􀀽 􎜀􎨬 􎜐

􀀫(5)）を次のような経験式で表現

􎜀 􎜐

􎝇 􎜁􎜑
􎨰

􀀬􀀨 􀀼 􀀩
(7)􀀬􀀨 􂉥 􀀩

ここで，b はセディメントトラップのデータから決定さは光（I）と温度（T）の関数，N は栄養塩濃れる経験定数である［Martin et al. (1987) による b＝は半飽和定数である．この式は，光が多い，温度－0.858 が広く利用されている］．なぜ，有機物フラックが高い，あるいは栄養塩濃度が高いほど生物生産が高く

スが式(7)で表されるような分布になるのかという疑問なるという依存性を取り入れた式になっている．さらにも湧いてくるが，これを観測データから得られた事実とこの式を使って，生物ポンプの大きさ（正確には，輸出してひとまず受け入れて先に進んでしまうのが，地球規生産と呼ばれる，有光層下部での下向きの有機物フラッ模の現象に興味をもつモデラーの発想である．

ここで
度，

􎜀 􎨬

􎜐

クス量）を次のように表現した．
􀀽􎨰

ここで EP は輸出生産（Export Production），

以上を利用すると，式(1)の右辺第 3 項として用いる(6)は有光

式は次のように表現することができる（正確にはアルカ
リポンプの寄与も加える必要があるが，それについては後述する）．

層の厚さである．式(5)は植物プランクトンにより取り􀀽􎜀

込まれる栄養塩を表しているのに対し，式(6)は死骸や

􎜐

􀀺

􂈂 􎜀􎜐
􂈂

(8)

排泄物として有光層下部へと下向きに輸送される有機物

ここで，フラックスを表したものとなっている．前述したとおを表す定数である（Redfield によると，この構成比はモ

り，実際には式(5)と式(6)の間を結ぶ，植物プランクト

ル濃度でみてリン酸塩：硝酸塩：炭素＝ 1：16：106 とな

ンや動物プランクトンのライフサイクルに関連した一連

る）．式(8)を計算するには，式(5)が必要であるが，このの栄養塩や炭素の流れが存在する．しかしながら，その式(5)には（炭素濃度 C ではなく）栄養塩濃度 N についような流れは，海洋循環の時間スケールに比べると（第ての情報が必要となる．これは，炭素循環をモデル化す

1 項の移流や第 2 項の拡散によって輸送されるよりも）る場合には，式(8)を評価するために必要な栄養塩につ十分に早く起こっている．よって，本来は，植物プラン

いても同時にモデル化する必要があることを意味する．

クトンに取り込まれる栄養塩が増えたことでプランクト

栄養塩の分布（図 4）は，炭素濃度分布（図 2）と良く似ンの存在量が増えて，その結果として輸出生産が増える

た分布であるが，それは炭素循環が栄養塩循環と密接にのであるが，ここではプランクトンの存在量を陽に考慮

関連しているからである．栄養塩濃度を決める式は，式することはせず，植物プランクトンに取り込まれた栄養(1)と同じ形で，次のように表される．

塩（式(5)で表される量）が，そのまま速やかに有光層下部へ有機物として沈降している（式(6)のフラックスとなる）という表現になっているわけである．
有光層より深い場所では，有機物は分解しながら沈降􀀺

は有機物を構成する栄養塩と炭素の構成比

􂈂
􀀽
􂈂

􎜀

􎜐􀀫

􎜀

􎜐

􀀽

􎜀

􂈂 􎜀􎜐
􂈂

􎜐􀀫

􎜀

􎜐

(9)
(10)

するため，鉛直下向きのフラックスは深さとともに徐々式(1)との違いは，栄養塩については大気とのガス交換に減少する．モデルでこのプロセスを表現するには，本がないこと，および，有機物の構成比を反映してソース・

海洋炭素循環モデル

49

図 4：海洋中のリン酸塩濃度分布（単位は mmol/m3）．図 2 と同じ断面（左から西経 30 度，南緯 60 度，西経 150 度）における分布を World Ocean Atlas のデータ（Conkright et al., 2002）に基づき作成．

シンク項に 􀀱􀀯倍の違いがあることである．有機物

取り込んでいる．ある期間ある場所で見た個々の事象にの構成比を定数として考えるなど，簡略化している今回

ついては必ずしもこのようなパラメタ化が正確に成り立のようなモデルの場合，栄養塩としてはリン酸塩あるいつ保証はないが，気候モデルで用いられるパラメタ化とは硝酸塩のどちらかひとつを陽に取り扱えば十分である

同様に，様々に起こる食物連鎖の結果を統計的に平均し［黎明期のモデル Bacastow and Maier-Reimer (1991) やて見た場合の生物ポンプの効果が式(5)～(8)で表現され

Yamanaka and Tajika (1996) ではリン酸塩が使われていていると考えるわけである．

􀀺る］．どちらかひとつの栄養塩分布が分かれば，その分布に有機物の構成比をかけたものが，もうひとつの栄養

2.4.2 大気とのガス交換

塩分布になるからである（式(9)に構成比をかけたもの

最後に，大気とのガス交換を取り入れれば，海洋炭素は，もうひとつの栄養塩についての予報式になってい循環モデルが完成する．海洋炭素循環は，このガス交換

8る）．有機物の構成比を定数とみなすのはかなり大胆なを通じて大気中の二酸化炭素濃度を変化させ，それによ

仮定のようにも思えるが，実際の海洋でのリン酸塩と硝り気候に影響を与える．ここで考えるガス交換は，海洋酸塩の濃度比は深層ではほぼどこでも 1：16 となってお表層の炭素濃度分布に影響を与えると同時に，大気の二り，この仮定がおおむね正しいことを示している．ただ酸化炭素濃度にも影響を及ぼすプロセスとして働くといし，この比は生物ポンプとしての平均的な値として見るう意味で重要である．大気から海洋への二酸化炭素フべき数値であり，実際の植物プランクトンの構成比そのラックス（

ものについては種による違いなどもあり，必ずしも一定に応じて決まり，式で書くと次のようになる．

）は，大気と海面での二酸化炭素分圧の差であるとは言えないことには注意が必要である．

􀀽

以上のように，炭素循環は栄養塩循環と密接な関係が

􀎱􎜀

􎨲􎜀

􂈒

􎜐

􎨲􎜀

(11)

􎜐

􎜐

あり，炭素循環を扱うには栄養塩循環も合わせて考える

ここで，はガス交換の速度を決めるピストン速度，􀎱

必要が出てくることになる．つまり，炭素循環にとっては溶解度，重要な要素である生物ポンプは，炭素ではなくリン酸塩

は海面での二酸化炭素濃度分圧である．このフラックス

もしくは硝酸塩によって律速されている（炭素は海洋中が分かれば，式(1)の右辺第 3 項として用いる式は次のに豊富に含まれているのに対して，栄養塩は枯渇するこように表現することができる．

􎨲􎜀とがある）ため，式(1)で表される炭素循環モデルには，式(9)で表される栄養塩についての式も加わったモデル

􎜀

􀀽

􎜐

となる．また，生物ポンプは植物プランクトンや動物プ􎜐􎝄

は大気の二酸化炭素分圧，∆ 􎨱

􀀬（モデル 􀀱 層目）

􎨲􎜀

􎜐

(12)

􀀰􀀬 （モデル 􀀲 層目以降）

ランクトンのライフサイクルに関わる複雑な食物連鎖のここで，∆ 􎨱 はモデル第 1 層目の厚さであり，ガス交換

結果として生じるものであるが，その詳細についてはこ

は海面でのみ起こるので，モデルの第 1 層目でのみ値を

こでは陽に表現することはせず，式(5)～(8)で表される

持ち，海面以外での値は 0 となる．式(11)におけるようにパラメタ化した形でその鉛直輸送に対する効果をと 􀎱 は，海面付近での風速や水温などによって計算することができる．

8

もちろん，これは近似である．窒素固定や脱窒などのプロセスを考えた場合には，硝酸塩とリン酸塩の予報式は同じにはなら
ない．

􎨲􎜀

􎜐

についてはあらかじめ値を与えるか，もしくは大気中の二酸化炭素濃度をガス交換に応じて別途予報（計算）する．式(11)のなかで注意が必要 な の は，海 洋 の 二 酸 化 炭 素 分 圧􎨲􎜀􎜐

で あ る．

岡 顕

50

図 5：海洋中のアルカリ度濃度分布（単位は mol/kg）．図 2 と同じ断面（左から西経 30 度，南緯 60 度，
西経 150 度）における分布を GLODAP のデータ（Key et al., 2004）に基づき作成．

は水温や塩分に加えて，海水に溶存する二酸化よらず変化しない保存量であるという特性（利点）があ

炭素（CO2）の濃度に応じて決まる．一方，式(1)で考えるからである．ちなみに，全炭酸 C も状態変化によってている無機炭素（C）は，重炭酸イオン（HCO3－），炭酸

変化しない保存量であるが，個々の炭酸物質 HCO3－，

イオン（CO32－），遊離炭酸（H2CO3），そして二酸化炭素

CO32－，H2 CO3，CO2 については pH と同様に保存量に（CO2）の 4 種の炭酸物質にあるすべての無機炭素を合はならず，状態によって変化する量となる．そのため，わせた濃度である（このことから，C を全炭酸と呼ぶこ

炭素循環モデルでは CO2 そのものを予報変数に採用すともある）．全球的に平均した場合のそれらの存在比は，ることはせず，状態変化に影響されない全炭酸 C とアル重炭酸イオン（HCO3－）88.6％，炭酸イオン（CO32－）

カリ度 ALK を予報変数として採用する．この 2 つの量

10.9％，遊離炭酸（H2CO3）0.1％以下，二酸化炭素（CO2）と温度，塩分などの情報から，炭酸物質の化学平衡を解

0.5％であるが（Sarmiento and Gruber, 2013 など），場くことができ，式(13)で表される海面での二酸化炭素濃所によって値は異なるし，気候状態の変化によっても変度分圧のほか，HCO3－，CO32－，H2CO3，CO2 それぞれわりうるので，これらの比をそのまま利用するわけにはの濃度についても計算することが可能となる．

􎨲􎜀􎜐

いかない．つまり，式(11)の

􎨲􎜀

􎜐

は，全炭酸（C）の濃度だけでは計算することができず，二酸化炭素（CO2)

2.4.3 アルカリポンプ

として存在する炭素の量を正確に知る必要がでてくる．

ガス交換に必要な海面での二酸化炭素濃度分圧を求め

結局，モデルでどのようにしているのかというと，こるには，アルカリ度が必要となることを述べた．このア

こで「アルカリ度」というキーワードが登場する．アルルカリ度は，炭素と栄養塩に続き，モデルの 3 つ目の予

カリ度とは「海洋中に溶解しているアルカリ性物質と酸報変数として別途計算することになる．アルカリ度の分性物質の水素イオン換算量の差を表す量」である（詳細布（図 5）を決めるプロセスとそのモデル化について，は後述）．このアルカリ度と，
全炭酸，
温度，
塩分が分かっ「アルカリポンプ」や「レイン比」などのキーワードを紹ていれば，二酸化炭素濃度 CO2 やその分圧介しながら解説する．

􎨲􎜀

􎜐

を

計算することができる．このことを形式的に式で書くとCO2 の化学平衡）の反応に深く関わる水素イオン H＋の

次のようになる．
􎨲􎜀

アルカリ度とは，炭酸系（HCO3－，CO32－，H2CO3，

􎜐􀀽 􎜀

􀀬

􀀬 􀀬

􎜐

(13)

ドナーとなる陽イオン（例えば H＋自身）と，アクセプ
ターとなる陰イオン（例えば OH－や HCO3－など）とで，

ここで，SST は海面水温，SSS は海面塩分，ALK はアル

どちらがより多いか（H＋アクセプターとなる陰イオン

カリ度であり，f は pCO2 の SST，SSS，C，ALK への依がドナーとなる陽イオンよりどの程度多いか）で定義さ存性を形式的に示すための関数である．モデルでは，これる量である．これを具体的に表記すると，次のようにのアルカリ度についても予報変数として加えて計算を行なる．

い，それにより二酸化炭素分圧やガス交換の計算を行なうことになる．アルカリ度は，より馴染みのある pH とも対応づけることができる量であり，アルカリ度が高い

􀀽􎜠

􎜰􀀫􀀲􎜠

􎸒
􎨳

􎜰􀀫􎜠

􎨲􎸒
􎨳

􎜰􀀫􎜠 􎜀

􎸒

􎸒

􎜐􎨴 􎜰􂈒􎜠

􎜰􀂱􎜀

􎨫

􎜐
(14)

ほど pH は低くなる．pH ではなく，アルカリ度がモデ

一方，すべてのイオンを合わせれば電気的に中立である

ルで使われるのは，pH が温度，塩分，圧力などの状態にという条件から，炭酸系の反応に関与しないイオン（H＋よっても変化してしまうのに対し，アルカリ度は状態にとは常に解離している強酸・強塩基）を用いて，式（14）海洋炭素循環モデル

を次のように書き換えることもできる．
􀀽􎜠

􎜰􀀫􎜠

􎨫

􂈒􎜠

􎜰􀀫􀀲􎜠

􎜰􀀫􀀲􎜠

􎨫

􎜰􂈒􀀲􎜠

􎸒

􎜰􂈒􎜠

CaCO3 に含まれる炭素フラックスと（1 mol の CaCO3

􎨲􎨫

􎜰􂈒􎜠

􎨲􎸒
􎨴

なお，レイン比は無次元量であり，CaCO3 フラックスは，􎜰􎨲􎨫􎜐 (15)

􎜰􀂱􎜀

􎸒

51

􎸒
􎨳

には 1 mol の C が含まれているので）mol 相当量で見ると等しくなることを追記しておく．レイン比の値についこの式から，炭酸カルシウム（CaCO3）の生成・融解にては，定数とする場合は 0.08 程度が適当であることを

よってアルカリ度が変化すること（CaCO3 が 1 mol 溶け

Yamanaka and Tajika (1996) では示しているが，本来はると，の寄与によりアルカリ度が 2 mol ほど上昇す

プランクトン種の分布などを反映した空間分布を持つとる）が分かる．また，CaCO3 に比べると効果は小さいが，考えられる（Sarmiento et al., 2002 など）．炭酸カルシウ

栄養塩である硝酸塩（）の生成・分解によってもア

ムは沈降する間に徐々に溶解するので，生物ポンプと同ルカリ度が変化することも分かる．アルカリ度の予報式

様に炭酸カルシウムの鉛直フラックス分布を決める経験は，やはり炭素や栄養塩と似た式となり，次のようにな的な式を導入することでソース・シンク項を決定する．

る．

具体的には，例えば次のような式で鉛直フラックス分布

􎨲􎨫

􂈂
􎜀

􎜐

􂈂

􀀽

􎸒
􎨳

􎜀

􎜐􀀫

􎜀

􎜐􀀫

􎜀

(16)

􎜐

を決める．

はアルカリ度のソース・シンク項であり，先に述べたように炭酸カルシウムの生成・融解（

）
，およ

􏀳

􎜀 􎜐􀀽

􏀳

び硝酸塩の生成・分解により生じるとして次のように表
される．

ここで，
􀀽􀀲

􎜀

􀀫

􎜐

􏀳

􎜀

􎜐

右辺の第 2 項は，栄養塩＝硝酸塩として式(9)の

(17)
􎜀

􎜐

􏀳

􎝅

􀀬􀀨 􀀼 􀀩

􎨰

􂋅

􂋅

􎸒

􎸒
􏀳

(19)

􀀬􀀨 􂉥 􀀩

は炭酸カルシウム溶解の鉛直スケールを決める定数である．炭酸カルシウムは有機物よりも溶けにくいので，有機物の鉛直フラックス分布（式(7)）に比べると，炭酸カルシウムのほうがより深くまで到達するをそのまま持ってきている（リン酸塩を栄養塩とした場

よ う な 分 布 と な る．

合は

􏀳の 具 体 的 な 値 と し て は，を 16 倍すれば良い）．アルカリ度のソース・

Yamanaka and Tajika (1996) では 3500 m を採用していシンク項でより重要になるのが，右辺第 1 項の炭酸カル

る．有機物による鉛直フラックスを「生物ポンプ」と呼シウムの生成・融解（）である．海洋中のプランク

ぶ一方，CaCO3 による鉛直フラックスはアルカリ度にトンのなかには，円石藻類など炭酸カルシウム殻をもつ

9
大きく影響することから「アルカリポンプ」と呼ぶこと生物も多い．先に述べた生物ポンプが栄養塩の鉛直輸送もある．式(19)を用いて，アルカリ度のソース・シンクを担ったのと同様に，炭酸カルシウム殻をもつ生物につ項となる炭酸カルシウムの生成・融解（

いては栄養塩だけでなく，炭酸カルシウムも鉛直輸送す

うに表すことができる．

􎜀

􎜐

􏀳

ることになる．炭酸カルシウムがどれだけ輸送されるか􀀽

は，炭酸カルシウム殻をもつ生物がどの程度存在するか

􏀳

􂈂

􏀳􎜀

）を次のよ

􏀳

􎜐

(20)

􂈂

に依存する．よって，本来ならばプランクトンを，炭酸また，炭酸カルシウムには炭素も含まれていることから，

カルシウム殻をもつタイプともたないタイプとに分けその生成・融解は炭素濃度分布にも影響を与える．式（8）て，それぞれをモデル化する必要が出てきそうであるが，では，その効果を含んでいなかったが，実際の炭素濃度

ここでもそれを陽に扱うことはせずに「レイン比（rain

ソース・シンク項（

ratio）」という概念を導入して乗り切ることにする．レを利用する．

イン比とは，炭酸カルシウム殻をもつ生物が含まれる割􎜀合を示すもので，CaCO3 フラックスを有機物フラック

􀀽

􎜐

􎜀

）にはそれを含めて次の式（21）􎜐􀀺􂈂 􎜀􎜐 􂈂
􀀫
􂈂
􂈂

􏀳􎜀

􎜐

(21)

スで割ったものとして定義する．レイン比の定義から，
2.5 まとめ次の関係を得る．
􏀳􎜀

􎨽

􎜐􀀽

􂋅

􂋅

(18)

以上で述べたように，海洋炭素循環モデルは炭素濃度の分布を説明するためのモデルであるが，生物ポンプに

上式は有光層下部（ 􀀽 ）における炭酸カルシウムの下向きフラックスを示しており，有機物として運ばれる炭素（􂋅

）にレイン比を掛けることで得られる．

9「炭酸カルシウムポンプ」あるいは「CaCO3 ポンプ」と呼ぶこ
ともある．

岡 顕

52

定も導入したが，モデル結果の分布（図 7）は観測データ
分布（図 1，3，4）の特徴を概ね再現できていることが分
かる．3 つの変数に共通して見られる特徴として，表層に比べ深層での濃度が高く11，大西洋に比べて太平洋での濃度が高くなる分布12 が挙げられる．また，どの変数も北太平洋で最も濃度が高くなるが，そこでの濃度が最大となる深さは栄養塩，
炭素，
アルカリ度の順に深くなっていること13 なども，モデルが観測分布をうまく再現できていることを示している．観測分布の特徴をモデルでも再現できることが確認できれば，モデルの結果を詳しく解析することで，あるいは，モデルの設定を少し変えてみるなどの感度実験をするなどして，分布を決めるプ
ロセスについての定量的な議論に踏み込むことができる．さらに，現在における分布の再現のみならず，気候
変動とともに海洋炭素循環がどのように変化するかについての定量的な議論を行うにあたっても，モデルによる
図 6：海洋炭素循環モデルで扱うプロセスをまとめた模式図．

数値シミュレーションが強力な道具となる．筆者らのグループでも，氷期の海洋炭素循環に関するシミュレー

よる輸送を見積もるためには栄養塩が必要であり，大気シ ョ ン を 中 心 に 研 究 を 進 め て お り（Oka et al., 2011;とのガス交換を計算する際にはアルカリ度の情報が必要

Chikamoto et al., 2012; Kobayashi et al., 2015 など），南大になる．よって，海洋炭素循環モデルでは，炭素濃度（C）

洋が氷期の大気二酸化炭素濃度変動を理解する上で非常に加え，栄養塩（N）とアルカリ度（Alk）の 3 つを予報に重要な役割を果たしていたことを示す興味深い結果も変数として扱うことになる．それらの予報式は，それぞ得られてきている（小林英貴氏博士論文）．本稿の執筆れ式(1)，(9)，(16)である．移流項と拡散項は海水に含の機会を頂いた際，当初は，それらの研究についての内

まれる溶存物質が海流により輸送される効果を表現する

容紹介をするつもりであったのだが，学生や専門外の読ためのものであり，3 つの変数すべてに関わる項である．

者に向けての解説ということで書き進めているうちに，それらに加えて，栄養塩の分布は式(7)及び(10)で表さ

いつの間にかモデルの解説になってしまった．詳細は原れる生物ポンプに大きな影響をうける．一方，アルカリ著論文を参照していただくか，また別途に紹介できる機度の分布には，式(19)及び(20)で表されるアルカリポン

会があればそこにゆずりたい．

プが大きく影響する．炭素濃度は，式(21)で表されるように，生物ポンプとアルカリポンプの両方の影響を受ける（効果としては，
生物ポンプのほうが大きい）．加えて，

3. おわりに

式(11)で表される大気とのガス交換によって，海面にお本稿では，全球スケールの炭素循環に着目した海洋炭

ける炭素濃度が変化するとともに，大気中二酸化炭素濃

素循環モデルについての解説を行なった．一方，同じ炭度に影響を与えることになる．図 6 は海洋炭素循環モデ

素の流れでも，どのような現象に着目するのかでモデリ

ルで取り扱う過程を模式的にまとめた図である．

ングのアプローチは変わってくる．これまで述べたよう

参考までに，本稿で述べた海洋炭素循環モデルを用い
10て筆者が計算した 炭素濃度，栄養塩，アルカリ度の分な全球的な炭素循環というよりは，海洋中の栄養塩や溶存炭素が植物プランクトンによってどのように取り込ま

布を図 7 に示す．モデル化に際して，いくつか大胆な仮生物ポンプ・アルカリポンプの効果で説明できる．
海洋深層循環（図 3）による輸送の効果で説明できる．
13
生物ポンプの鉛直スケール（式(7)のパラメータ ）とアルカリポンプの鉛直スケール（式(19)のパラメータ􏀳）との兼ね
合いで決まる．炭酸カルシウムは有機物に比べて溶けにくい（より深層で溶ける）ことを反映して，アルカリ度が最大になる
深さは栄養塩よりも深くなる．2 つのポンプの影響を受ける炭素濃度が最大となる深さは，それらの中間となる．
11
12
10

海洋炭素循環モデルは Yamanaka and Tajika (1996) に基づき，物理場（式(1)の移流・拡散項に必要な情報）は Oka and Niwa
(2013) で得られた海洋大循環モデルの結果を利用した．パラ
メータ値も Yamanaka and Tajika (1996) に従うが，いくつかの値については再調整を行った（式(5)の 􎜀 􎨬 􎜐 の最大効率を 1
yr－1，式(18)のの値を 0.06 とした）．

海洋炭素循環モデル

53

図 7：海洋炭素循環モデルによる実験結果．上図：海洋中の炭素濃度分布（単位は mol/kg）．中図：海洋中のリン酸塩濃度分布（単位は mmol/m3）．下図：海洋中のアルカリ度濃度分布（単位は mol/kg）．図 2 と同じ断面（左から西経 30 度，南緯 60 度，西経 150 度）における分布．

れ，食物連鎖の過程で動物プランクトンを経由してどのいられている．実際，近年発表された IPCC 第 5 次報告

ように栄養塩・溶存炭素に戻ってくるのか，その過程を書（IPCC, 2013）における地球システムモデルでは，モデル化したい場合は，ここで述べた海洋炭素循環モデ

NPZD モデルをベースに植物プランクトンや動物プラ

ルでは陽に扱わなかった植物プランクトンや動物プラン

ンクトンの種類を増やすなどの改良を加えたモデルが用クトンを予報変数として陽に考慮して取り扱う必要があ

いられている．このようなモデルでは，海洋炭素循環のる．NPZD モデルと呼ばれるモデルは，栄養塩（N）に

みならず，海洋生態系の振る舞いについてもある程度表加えて，植物プランクトン（P），動物プランクトン（Z），

現することが可能となり，地球温暖化の進行とともに海プランクトンの死骸や排泄物などの有機物質を表すデト

洋生態系がどのような仕組みで変化するかをモデルシリタス（D）をモデルの予報変数として陽に扱い，それミュレーション結果に基づいて調べる研究なども行われらの間での物質のやり取りを表現するモデルであるている（Bopp et al., 2013；中村有希氏修士論文など）．

（Fasham et al., 1990；重光・山中，2011 など）．NPZD モより複雑な海洋生態系モデルの開発も進んでおり，日本

デルそのものは，栄養塩の循環を扱うモデルであるが，で開発された北太平洋の低次生態系モデル NEMURO

それに炭素循環を付け加えることも容易である．NPZD(North pacific. Ecosystem Model for Understanding

モデルでは，式(5)と式(6)の間をつなぐ海洋生態系におRegional Oceanography) などがある（Fujii et al., 2002 なける食物連鎖のプロセスなどを陽に表現することができ

ど）．NEMURO では 2 種の植物プランクトンに加えて，る一方，予報変数の数が増える分だけ計算のコストは高

季節的に鉛直移動するカイアシ類を含む 3 種の動物プラ

くなる．NPZD モデルは，計算される植物プランクトン

ンクトンを陽に扱っており，それらのプランクトンが海の存在量と衛星観測によるクロロフィル量とを比較する

洋の生物生産をどのように決めるのかなど，海洋生態系

ことで，モデル結果を直接検証できるという利点もあり，のプロセスに関してより踏み込んだ議論ができるモデル

全球スケールの海洋炭素循環を議論する場合にも広く用になっている．世界各国で開発されたこのような複雑な

岡 顕

54

海洋生態系モデルを相互に比較するプロジェクト
MAREMIP (MARine Ecosystem Model Intercomparison
Project) などの試みも進められており，低次生態系についてのプロセスを理解するうえでの重要なツールとなってきている（Hashioka et al., 2013 など）．さらには，そのようなプランクトンを餌にして，魚類がどう成長・回遊するかを扱うモデル（NEMURO.FISH）などにも発展している（Kishi et al., 2011 など）．また，海洋生態系の多様性を理解するために，100 種類以上の植物プラント
ンを含むモデルを使った研究なども進められている（Follows et al., 2007; Masuda et al., 2017）．このようなモ

Oceanography, 4(2), 79-89.
Chikamoto, M. O., A. Abe-Ouchi, A. Oka, R. Ohgaito and A.
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かな未来に科学が挑む．化学同人，京都．

デルの発展は，モデルの適用範囲を広げて，分野をまたFasham, M. J. R., H. W. Ducklow and S. M. McKelvie (1990) A

ぐような研究の可能性を開くことにつながると考えら

nitrogen-based model of plankton dynamics in the oceanic
mixed layer. Journal of Marine Research, 48(3), 591-639.

れ，今後もさまざまな形でモデルの発展が進むことを楽しみにしたい．
一方で，モデルが複雑化するにつれて，それがあたか

Follows, M. J., S. Dutkiewicz, S. Grant and S. W. Chisholm(2007) Emergent biogeography of microbial communities ina model ocean. Science, 315, 1843-1846.

も万能でどんな問題にでも適用できるのではないかとい

Fujii, M., Y. Nojiri, Y. Yamanaka and M. J. Kishi (2002) A one-

う錯覚を生む危険性もある．先にも述べた通り，モデル

dimensional ecosystem model applied to time-series Station

はあくまで現実のある部分の模倣にすぎず，現実のすべてを再現できるモデルは存在し得ない．新しいプロセスをモデルに取り入れることで可能性が広がる研究がある
一方，対象とする現象に対して不釣り合いに複雑なモデ

KNOT. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in
Oceanography, 49(24-25), 5441-5461.

Gent, P. R. and J. C. McWilliams (1990) Isopycnal mixing inocean

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models.

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ルを使ってしまうと，本質となるプロセスが何であるか

Hashioka, T., M. Vogt, Y. Yamanaka, C. Le Quéré, E. T.

を見誤った研究になってしまう恐れもある．モデルの複Buitenhuis, M. N. Aita, S. Alvain, L. Bopp, T. Hirata, I. Lima,
S. Sailley and S. C. Doney (2013) Phytoplankton competition

雑化・発展が進むなかでも，対象とする現象に対して本
質的なプロセスが何であるかを見極めながらモデリング研究を進めることが大事であろう．

during the spring bloom in four plankton functional typemodels. Biogeosciences, 10, 6833-6850.

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Version 2.1. CCSR Report, No. 13.
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謝辞

description. Technical Report 1. University of Tokyo,

適切な校正と丁寧なコメントを頂いた大島慶一郎編集長，須藤斎編集委員，北川暁子さんに深く御礼申し上げます．原稿にコメント頂いた勝又勝郎さんにも感謝致します．

Center for Climate System Research, Tokyo, Japan.
IPCC (2001) Climate Change 2001: The Science Basis.
Contribution of Working Group I to the Third Assessment
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低温科学 76 （2018） 57-70
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南大洋における人為起源二酸化炭素の取り込み
川合 美千代1)
海洋は，これまで大気中に排出されてきた人為起源 CO2 の約 30％を取り込み，温暖化の抑制に貢献してきた．このうちの 40％は南大洋で吸収されたと見積もられている．人為起源 CO2 はどのように海洋に取り込まれるのか，吸収量はどのように推定されているのか，南大洋はなぜ大きな吸収源となっているのか，その吸収量はどのように変動しているのか，といった疑問と現在の知見に関して，最近の研究のレビューを含めて紹介する．南大洋における吸収量の見積もりは用いる推定方法によって大きく異なっており，このことは，南大洋の海洋循環と CO2 循環の理解が不十分であることを示している．これらの定量的解明が将来の CO2 収支の予測において重要である．

Uptake of anthropogenic CO2 in the Southern Ocean
Michiyo Yamamoto-Kawai1
The Ocean has taken up about 30% of anthropogenic CO2 released into atmosphere. The Southern Ocean has
played a major role in this uptake. Here I review current understanding of what determines the amount ofanthropogenic CO2 to enter into the Southern Ocean, how we can estimate storage of anthropogenic CO2 in the ocean,and how the uptake has been changing with time. Large discrepancies between estimates of anthropogenic CO2 in
the Southern Ocean indicate the need of better quantification of physical and biogeochemical processes in this ocean.
キーワード：人為起源 CO2，海による取り込み，ルベール係数，南大洋，酸性化
Anthropogenic Carbon, Oceanic uptake, Revelle Factor, Southern Ocean, Ocean acidification

1. 人為起源二酸化炭素

源の CO2 であるとされている．その年間排出量は年々増加する傾向にあり，近年では炭素重量に換算して毎年

大気中の二酸化炭素（CO2）濃度は，2017 年 11 月現在，

約 10 PgC（100 憶トン）が排出されている2．産業革命開405 ppm（0.0405％）である1（Tans and Keeling, 2017）．

始以降（1750 年から）現在までの総排出量はおよそ 650

18 世紀後半，イギリスで産業革命が始まった頃はおよそ

PgC（6500 億トン）にのぼるが，現在大気中に蓄積され280 ppm だったと見積もられているので，約 1.45 倍にているのはこのうちの約 40％で，残りは海と陸が 30％増加したことになる．この増加の原因は，石炭，石油とず つ 吸 収 し た と 見 積 も ら れ て い る（Le Quéré et al.,

いった化石燃料の燃焼の他，セメント製造，土地利用変2017；図 1 に 1870 年以降の変化を示す）．もし海や陸に化（森林破壊など）によって大気中に排出された人為起よる吸収がなければ，現在の大気中 CO2 濃度はすでに600 ppm に近く，地球の平均気温は今より 1℃以上高連絡先
川合 美千代東京海洋大学学術研究院 海洋環境科学部門〒108-8477 東京都港区港南 4-5-7
Tel. 03-5463-0753
e-mail：michiyo@kaiyodai.ac.jp
1）東京海洋大学 学術研究院
Department of Ocean Sciences, Tokyo University ofMarine Science and Technology, Tokyo, Japan

かったことになる．つまり，陸や海は温暖化の緩和に重要な役割を果たしてきたのである．
本稿では，海への人為起源 CO2 吸収のしくみについて述べる．また，そのうちの 40％を吸収しているといわれ
ハワイ島マウナロア山にある気象観測所の測定値．乾燥空気中の濃度．
2
PgC はペタ［1015］グラム炭素という単位で，1 ペタグラム（1×1015 g）は 10 億トン（1×109トン）あるいは 1 ギガトンと同じ．
1川合 美千代58

図 1：1870 年から 2016 年までの CO2 排出量と吸収量の経年変化．Le Quéré et al. (2016) を改変．

る南大洋が他の海とどう違うのか，この 40％はどのよう排出源であったと見積もられている（Le Quéré et al.,に見積もられたのか，吸収量はどう変化しているのかと2016）．ただし，図 1 からわかるように，1940 年頃からいったことについて現在の知見をまとめて紹介する．なは年間の吸収量が排出量を上回っており，正味の吸収源

お，ここでいう「人為起源 CO2」は，「産業革命以降，大となっていることがうかがえる（Khatiwala et al., 2009）．

気中 CO2 濃度の上昇によって海水中に増えた CO2」としかし，陸の人為起源 CO2 排出量と吸収量の見積もりは

し，産業革命以前にも同様に海水中に溶けていたであろかなり大きな不確かさを持つことが指摘されており，こう CO2 は自然由来 CO2 として区別して扱う．

れまでの排出・吸収量だけでなく，今後の役割について

もう一つの重要な吸収源である陸については本稿の内も 様々 な 議 論 が 行 わ れ て い る と こ ろ で あ る（例 え ば

容から外れるため，ここでごく簡単に触れておく．陸へ

Arneth et al., 2017; Wang et al., 2017; Peñuelas et al.,の人為起源 CO2 の吸収は，大気中 CO2 増加，気温上昇，

2017）
．

人為起源窒素の供給などで植物の光合成が促進されることでおこると考えられている（Fernández-Martinez etal., 2017）．その一方，陸では人間による土地利用変化に
よって CO2 が排出されてきた．つまり，陸は人為起源

2. 人為起源二酸化炭素の海への取り込み
2.1 ヘンリーの法則とルベール係数

CO2 の重要な排出源であり，同時に重要な吸収源でもあ

図 1 によると，海は常に人為起源 CO2 の吸収源としてる．産業革命開始以降から 2015 年までの積算では，陸働いてきた．どのような仕組みで吸収してきたのだろう（土地利用変化）は人為起源 CO2 の 30％強を排出し，同か．大気中に増加した CO2 の一部は，表層での大気-海時に陸（陸上植物による炭素固定）は人為起源 CO2 の洋間のガス交換によって海洋内部に溶け込む．このプロ

30％弱を吸収してきた．その結果，陸は正味 25 PgC のセスは，高校の化学の教科書に出てくる「ヘンリーの法南大洋と人為起源 CO259則」にしたがって起こる．
「一定温度で一定量の溶媒に素イオン（H＋）が増える．すると，増えた H＋ を減らす

溶ける気体の物質量はその気体の圧力に比例する」とい方向に平衡が動き，式（2）が左に進む5．これらの反応

う法則なので，大気中の CO2 濃度が高くなって CO2 分を合わせると式（3）となる．

圧3（濃度に気圧をかけたもので単位は atm）が上がる􀁃􀁏 􎨲􀀫􀁃􀁏 􎨳 􎨲􎸒􀀫􀁈 􎨲􀁏 􂆒 􀀲􀁈􀁃􀁏 􎨳 􎸒と，海水に溶ける CO2 の量も比例して増加することにな（3）

る．それでは，大気中濃度が 1.45 倍になった現在，海に式（3）から，［CO2］が増えると，その一部は CO32－ を溶けている CO2 の量も産業革命以前に比べて 1.45 倍に消費して HCO3－ に変えられることが分かる．このことなったのだろうか．そんなことはない．理由は二つあが，人為起源 CO2 の吸収効率に関係している．例えば，る．一つ目の理由としては，ヘンリーの法則に従って大大気中 CO2 が 2 倍になると，［CO2］が 2 倍になるまで

気と平衡になる（なろうとする）のは，海洋表面で大気CO2 を溶かすことができるが，増えた CO2 がどんどんに接した海水だけだからである．二つ目の理由として

HCO3－ に変換されれば，さらに多くの CO2 を吸収するは，海水に溶けた CO2 は溶存 CO2 としてだけではなく，ことができ，結果として海水中の全炭酸を大きく増やす

様々な化学種に変化して海水中に存在するが，直接ヘンことになる．そして，この増えた全炭酸の量が，「海水にリーの法則に従うのは溶存 CO2 のみだからである．

取り込まれた人為起源 CO2 の量」となる．つまり，［CO2］

一つ目の理由については，大気に接する海水が多ければ多いほど，より多量の人為起源 CO2 を海が取り込むこの増加に対して，海水中の全炭酸量の増加が大きいほど，
人為起源 CO2 を効率よく吸収できたことになる．

とができるということである．このため，海の上下（上この効率を表す指標として式（4）に示すルベール係数

層と下層）の水のかき混ぜ具合が鍵となる．これについ（RF: Revelle factor）がある（Revelle and Suess, 1957;ては，
海洋における実際の状況を踏まえながら後に示す．

Zeebe and Wolf-Gladrow, 2001）．

二つ目の理由については，海水中の化学反応に関するもので，わかりにくいプロセスなので，ここで詳しく説明

􀁒􀁆􀀽

（4）

する．
CO2 が海水に溶けると，式（1）と（2）の反応が右向き

式（4）の分子は［CO2］の変化率，分母は全炭酸濃度（DIC）におこり，溶存 CO2 に加えて，炭酸水素イオン（HCO3－），の変化率をあらわしている．RF が小さいほど大気中

炭酸イオン（CO32－）の 3 つの化学種に分かれる4．

CO2 の増加に追従して海水の全炭酸濃度が増加すること􀁃􀁏 􎨲􀀫􀁈 􎨲􀁏􂇌􀁈􀁃􀁏 􎨳 􎸒􀀫􀁈 􎨫（1）􀁈􀁃􀁏 􎨳 􎸒􂇌􀁃􀁏 􎨳 􎨲􎸒􀀫􀁈 􎨫（2）を意味し，人為起源 CO2 吸収効率が高いことになる．現在の表層海水の RF は 8～15 である（図 2）．例えば CO2
分圧が 2 倍に上昇して［CO2］が 2 倍（式（4）の分子が海水中のこれら 3 つの化学種の合計を全炭酸（Dissolved1）になったとき，海水中の全炭酸量の増加率は 1/8～1/

Inorganic Carbon, DIC）と呼ぶ．全炭酸に占めるそれぞ

15 である．CO2 が 2 倍になっても，全炭酸は 10％ほど

れの化学種の割合は，水温，塩分，アルカリ度によってしか増えないこと，海域によって 12.5％（RF＝8）から変化し，表層海水平均では HCO

が6.7％（RF＝15）と大きく異なることが分かる．10％の10.9％，CO2 が 0.5％である（アルカリ度については本変化というと小さく聞こえるが，そもそも海水中の全炭

巻 の 岡 を 参 照，海 水 中 の CO2 関 連 化 学 は Zeebe and酸は［CO2］に比べて 200 倍ほど多い（海域毎に異なり

Wolf-Gladrow (2001) に詳しい）．

80～250 倍程度）
．その 10％ということは［CO2］の 20－
3が 88.6％，CO

2－
3

人為起源 CO2 増加により大気中 CO2 分圧が上がると，ヘンリーの法則に従って溶存 CO2 濃度（
［CO2］
）が増加

倍である．つまり，［CO2］として増えた量の 20 倍もの
人為起源 CO2 を吸収していることになる．

する．
［CO2］が増加すると式（1）の反応が右に進み，水図 2 に明らかなように，RF は熱帯域で小さく，極域で大きい．実は本稿で注目しようとする南大洋は RF がCO2 分圧は大気圧 P（atm），水蒸気圧 e（atm），乾燥大気中
CO2 濃度 xCO2（ppm）から次の式で求める：
pCO2＝（P－e）×xCO2．
4
実際には溶存 CO2（CO2aq），遊離炭酸（H2CO3），炭酸水素イオ
ン，炭酸イオンの 4 種類だが，本稿では CO2aq と H2CO3 をあわせたものを溶存 CO2 と称する（CO2＊aq，H2CO3＊ などの名称でも呼ばれる）．海水中の H2 CO3 は CO2 aq の 0.3％以下である．
3

大きく，化学的な観点からは人為起源 CO2 吸収効率が低い海域なのである．
「冷たい水は CO2 をよく溶かす」と

5

このように，海水は水素イオン濃度（［H＋］）を一定に保とうとす る 働 き（緩 衝 作 用）を 持 つ 緩 衝 溶 液 で あ る．海 水 中 で はCO32－ の他にも様々な化学物質が緩衝作用に関与している．

60

川合 美千代

図 2：表層海水のルベール係数．GLODAP-v2.1 データセット（Olsen et al., 2016）に含まれる 19731999 年の観測データを用いて算出．

いうことを知っている人は混乱してしまうかもしれない．事実，南大洋の海水は冷たくてしかも高アルカリ度という CO2 をたくさん溶かすための条件を備えており，
そもそも産業革命以前の全炭酸濃度（自然由来の CO2 が溶けている量）が他の海域に比べて高い（図 3a）．しかし，海水に取り込まれる人為起源 CO2 の量は「大気中CO2 分圧上昇に伴う全炭酸の増加量」であり，南大洋と北極海で小さく，熱帯域で大きいのである（図 3b）．これは次のように説明できる6．水温が低い海水は自然由
来の CO2 を多く溶かしているので，全炭酸濃度が高い．
すでに CO2 をたくさん溶かした海水は，CO2 分圧を上げても効率よく吸収できず，全炭酸の増加は小さい（RFが大きい）のである．また，同じように，CO2 分圧上昇によってより多くの CO2 を溶かすと，CO2 の吸収効率が低下してくる（RF が大きくなる）．このため，今後 CO2
分圧が上がり続けると，海洋による人為起源 CO2 の吸収
効率はどんどん低下していく．図 3c に示したように，
もともと RF の大きい南大洋の海水は，この CO2 分圧に対する RF の上昇率も大きい．一方の熱帯域はもともとRF が小さいうえに，CO2 分圧に対する上昇が緩やかなため，長期にわたって比較的効率よく人為起源 CO2 を吸収することができる（Fassbender et al., 2017）．ここまでについてまとめると，「南大洋は低温・高アルカリ度なため，自然由来の CO2 をたくさん溶かしているが，RFが高く人為起源 CO2 の吸収効率は低い．今後この吸収6より詳細に説明すると，［CO32－］が多い海水は CO2 をどんどん－
HCO3 に変えることができるため，RF が低い．［CO32－］はア
ルカリ度と全炭酸の差（アルカリ度－全炭酸）で決まり，アルカリ度は海域による差は小さく，全炭酸は低温な海水で多い．
このため，低温な海水中には［CO32－］が少なく，RF が高く，
人為起源 CO2 の吸収効率が低い．

図 3：大気中 CO2 分圧を産業革命以前の値から上昇させたときの（a）海水中全炭酸濃度の変化，（b）産業革命以前からの
全炭酸濃度の増加量，（c）RF の変化．青：北極海（31，0℃，
2100 mol kg－1），黒：北西太平洋（34，22℃，2300 mol kg－1），
赤：熱帯域（35，28℃，2300 mol kg－1），緑：南大洋（34，0℃，2300 mol kg－1）．カッコ内に示した海域ごとの代表的な塩分，水温，アルカリ度を用い，常に大気と平衡状態にあると仮定して計算．

南大洋と人為起源 CO261

図 4：各海域における年間最大混合層深度（m）．de Boyer Montégut et al. (2004) から改変．

効率はさらに低くなる．
」となる．

AABW の他にも南極中層水（AAIW）や亜南極モード
水（SAMW）といった水塊も形成され，世界の海の中層

2.2 海水の上下混合や亜表層に広範囲に広がっている．これらの水塊は，沈南大洋は人為起源 CO2 の吸収において化学的には効

み込んで大気と隔離されてから数 10 年から 1000 年経た

率が良くないことは上で述べた．それでは，海による人ないと表層に戻ってこない（Primeau and Holzer, 2006）．

為起源 CO2 吸収のうち，約 40％が南大洋で起きている

つまり，南大洋では大量の海水が人為起源 CO2 を取り込

（Khatiwala et al., 2009; Frölicher et al., 2015）というのはみ，
表層よりも下の層へ長期間隔離していることになる．

なぜなのだろうか．そのカギになるのは前述の「海の上このことは長期的観点からみて重要である．将来 CO2

下のかき混ぜ具合」である．大気中に増えた人為起源

排出規制や CO2 の回収・貯蔵（CCS）などにより大気中

CO2 と接することができるのは表層海水だけなので，よCO2 濃度が減少し始めた場合，それまでに海洋に蓄えらり多くの海水が入れ代わり立ち代わり大気に接することれてきた人為起源 CO2 が逆に大気に放出されることにができれば，吸収効率が低くても，たくさんの人為起源なると予想される．この際，人為起源 CO2 を多く含んでCO2 を吸収することができる．毎年，表層からどの深さいるが常に大気に接している表層水からはすぐに放出がまでの水がしっかりかき混ぜられているか（年間最大混始まると考えられる．しかし，AABW のように長い期合層深度）を示したのが図 4 である．ほとんどの海域で間表層に出てこない海水に隔離された人為起源 CO2 は，は 100 m 以下である．海の平均水深は 3800 m なので，

しばらく大気に戻されることがない．この点を考える

毎年大気に接することのできる海水は 3％程度でしかなと，現在海が人為起源 CO2 をどれだけ吸収しているかだ

い．一方，北部北大西洋と南大洋の混合層深度は 200 m

けではなく，取り込まれた CO2 がどこに運ばれるかといを超え，他の海域に比べて 2 倍以上である．南大洋はそうことも重要なポイントとなる．

の面積も広いため，世界中で最も大量の海水が大気に接

また，南大洋では沈み込む水を補うように大量の別のし，人為起源 CO2 を吸収できる海だといえる．しかも，水が下から上がってくる（湧昇）．これは，主に NADW

南大洋で大気に接した海水は，中層や深層に沈みこみ，を起源とするもので，南大洋に来るまでに数 100 年以上

長い間大気との接触から隔離される．南大洋で沈み込んの時間を経ている．産業革命以前に沈み込んだ海水が初だ南極底層水（AABW）を起源とする水は，全海洋のめて人為起源 CO2 に触れることになるため，人為起源

30-40％を占め，北大西洋深層水（NADW）起源の水のCO2 を一気に吸収することができる．加えて，南大洋の約 2 倍にも及ぶ（本巻の大島を参照）．南大洋では，

強い風も，素早い人為起源 CO2 の取り込みを助けてい62

川合 美千代る．以上をまとめると，南大洋が人為起源 CO2 を（化学的な効率は良くないにもかかわらず）その他の海域よりも多く吸収しているその主な原因は，大量の海水が表層で大気に接することと，人為起源 CO2 を含まない古い水が表層に上がってくることであるといえる．

3. 人為起源 CO2 と自然由来 CO2
ここで改めて，人為起源 CO2 と自然由来 CO2 について説明しておく．最初に述べた通り，本稿では「人為起源 CO2」を「産業革命以降の大気中 CO2 分圧の上昇に応答して海水中に増えた CO2」，
「自然由来 CO2」を「人為起源 CO2 がなくても（産業革命以前の海でも）海水に溶けているであろう CO2」と定義する．両者は同じ CO2 であり，区別して測定できるものではなく，後述のような計算によって分離されるものである．現在の海水に溶けている CO2 の量（全炭酸濃度）は 2000～2500 mol kg－1
であるが（本巻の岡 図 7 を参照）
，そのうち人為起源
CO2 は多くて 70 mol kg－1 程度，3％以下でしかない．
つまり全炭酸のうちのほとんどは，自然由来 CO2 である．このため，海洋における全炭酸の分布や大気-海洋間の CO2 収支は，主に自然由来 CO2 の挙動が決めており，人為起源 CO2 はそこに加わったほんの一部である．
これらの海洋中での循環や大気-海洋間のやりとりにつ
いては Heinze et al. (2015) や本巻の岡などに詳しくまと図 5：全炭酸の鉛直分布とその濃度を支配する要因（野崎，1994 を参考に作図）．南大洋（50° S，115° E）の例を示す．青色は 280 ppm の大気との平衡にあった時の全炭酸濃度で，水温・塩分・アルカリ度によって変化する．灰色，緑色，橙色はそれぞれ，炭酸カルシウムの溶解，有機物の分解，人為起源
CO2 によって増加した全炭酸．2005 年の観測データから算出．

められているが，ここでは人為起源 CO2 の分布や挙動が自然由来 CO2 とどのように異なるのかという点に注目

濃度）に比べて高ければ海からの放出，低ければ海へのして述べる．

吸収となり，差が大きいほどより大量の CO2 をやりとり

まずは分布である．自然由来 CO2 の濃度は（全炭酸濃することができる．海から大気への放出が起きるのは，度も）表層よりも中深層で高く，沈み込んで大気と隔離

CO2 を過剰に蓄えた古い水が表層に上がってきたときされてから長時間を経た古い水で高い．これは，表層でや，海水が暖められて CO2 が過飽和状態になったときの生物活動によって CO2 が有機物や炭酸カルシウムに（暖かくなると溶解度が下がる）である．逆に，海への吸とりこまれ，やがて粒子（死骸や排泄物）として沈降し，収が起きるのは，海水が冷やされたときや光合成によっ

中深層で微生物等による分解を受けて海水に溶けだすこて CO2 が消費された時である．

とによる（図 5）．古い水ほどこのプロセスを多く経験し一方の人為起源 CO2 は，大気から海への一方通行であているため，大量の自然由来 CO2 をため込んでいる．一る．大気中 CO2 分圧が上昇すると，自然由来の CO2 を方，人為起源 CO2 は表層で多く，近年大気に接した新し吸収していた海域では，吸収量が増加し，逆に放出してい水に多い．人為起源 CO2 は表層で大気に接した海水いた海域では放出量が減少する．いずれにしても海水中だけに入り，新しい水ほど人為起源 CO2 をより多く含むの CO2（全炭酸）が増える方向である．このときの「減っ大気に接するためである．

た放出量」や「増えた吸収量」が大気中 CO2 増加によっ

次に大気-海洋間の CO2 のやりとりについてである．
自然由来 CO2 に関しては，大気から海に吸収される場合て海水中に増えた CO2 量であり，すなわち人為起源 CO2となる．

もあれば，海から大気へ放出される場合もあり，海域や，南大洋は，大量の古い水が表層に上がってくる（湧昇

季節によって異なる（Takahashi et al., 2009）．表層海水する）ため，自然由来 CO2 の放出源となる．そして，大中 CO2 濃度が，大気と平衡にある場合の CO2 濃度（平衡気中 CO2 分圧上昇によってこの放出量が減少すること

南大洋と人為起源 CO2で，人為起源 CO2 を海に蓄えている．さらに先述の通63al., 2010; Majkut et al., 2014）．

り，次から次へと古い水が CO2 分圧の上昇した大気に接

複数のモデルの結果をあわせて解析した研究によるとするため，大量の人為起源 CO2 の吸収海域となっている（Frölicher et al., 2015），1870 年から 1995 年までに海洋のである．

に取り込まれた CO2 は 97±8 PgC で，そのうち 30° S 以

また，南大洋の中でも海域によっては大規模な生物生

南の南大洋での吸収が 42 PgC で，全体の 40％に相当す

産や冷却の影響が古い水の湧昇の影響を上回り，自然由

る．人為起源 CO2 が表層で多く取り込まれているのは

来 CO2 の吸収源としてはたらくこともある．以前は南40-60° S で（図 6a），大量の古い水が表層に湧昇してき

大洋全体では正味の CO2 吸収域と考えられてきたがて人為起源 CO2 を吸収し，再び下層へ沈み込む場所に一（Takahashi et al., 2009），これまでの見積もりは放出量致する．30° S 以南の南大洋に存在している人為起源を過小評価していた可能性が指摘されている（Williams

CO2 は 33 PgC で，取り込んだ量 42 PgC に比べて少なく

et al., 2017）．つまり南大洋全域での正味の CO2 の吸収なっており，最も多く蓄積しているのは 20-50° S である

量を過大評価していたことになる．いずれにしても南大（図 6b）．これは，取り込まれた人為起源 CO2 が主に

洋は，大気-海洋間の自然由来 CO2 の交換についても重AAIW や SAMW として低緯度側に輸送されているこ要な海域であることは間違いない．

とを示している（本巻の勝又図 9 を参照）
．モデルからは，南大洋における人為起源 CO2 の取り込みの重要性が

4. 海洋中の人為起源二酸化炭素取り込み量の推定

明らかとなったが，一方でモデル間の見積もり差が最も大きいのも南大洋である．30° S 以南の南大洋での吸収量はモデルによって 32～52 PgC と大きく異なり，その実際に南大洋を含む海洋にはどれほどの人為起源 CO2

幅は全海洋吸収量の 20％にも相当する．Frölicher et al.

が吸収されているのだろうか．その推定方法をいくつか(2015) では，全球規模の人為起源 CO2 収支の決定に重要紹介する．いずれも，南大洋が最も重要な人為起源 CO2である南大洋において，人為起源 CO2 吸収量の不確かさ

取り込み海域であると同時に，見積もりの不確かさが最を軽減することが急務であり，そのためには，南大洋にも大きい海域であることを示している．

おける人為起源 CO2 取り込み過程を詳細に理解する必要があると結論付けている．

4.1 モデルを用いた推定
海洋への人為起源 CO2 の取り込み量は，化学的な吸収4.2 全炭酸観測値からの推定方法（逆算法）

効率と，海水の上下混合によって決まることを述べた．

次に，観測データを用いた推定方法を紹介する．数多これらのプロセスを含むモデルを用いれば，海のどこでくの船舶観測と，そのデータのとりまとめにより，現在どれだけの人為起源 CO2 が取り込まれるかを見積もるの海洋における全炭酸の分布はずいぶん明らかとなってことができる．モデル内で，産業革命以前の CO2 分圧のきた（Olsen et al., 2016）．しかし，産業革命以前の観測もとで行ったシミュレーションと CO2 分圧を徐々に高値がないため，人為起源 CO2 による全炭酸の増加分を直めたシミュレーションを行い，モデル海洋中の全炭酸の接算出することはできない．そこで用いられてきたの増加分を人為起源 CO2 吸収量として算出するのである．

が，逆算法と呼ばれる方法である．まず，観測された全

この際，温暖化に伴う水温や生物生産，海洋循環の変化

炭酸濃度は，産業革命以前に表層にあったときに持つはに由来する全炭酸の変化分を人為起源 CO2 吸収量に含ずの全炭酸濃度，表層で人為起源 CO2 を吸収したことにめる場合がある（Frölicher et al., 2015）．一方，これらをよる増加分（人為起源 CO2）
，海洋内部での有機物分解や「自然由来 CO2 の変化」として「人為起源 CO2 の吸収」

炭酸カルシウム溶解による増加分の和であると考えるとは別々に扱う場合もある（DeVries et al., 2017）
．また，

（図 5）
．海洋内部での有機物分解と炭酸カルシウム溶解

後で紹介する観測データを用いた方法では，水温や海洋による増加分は，溶存酸素，栄養塩，アルカリ度のデー

循環は変化しないという仮定の下，大気 CO2 増加の影響

タからそれぞれ推定することができる．産業革命以前にのみを考えている．したがって，異なる見積もり結果を表層にあったときに持つはずの全炭酸濃度は，当時の大比較する際には「人為起源 CO2」の定義に注意する必要

気 CO2 濃度（280 ppm）とその海水の水温，塩分，アルカがある．今のところ，水温・海洋循環による全炭酸の変

リ度（これらは産業革命以前から変化していないと仮定）

化量は 5 PgC ほどと比較的小さいが，今世紀末までにはを用いて算出することができる．観測された全炭酸濃度

数十 PgC に増加すると見積もられている（Le Quéré etからこれら 3 つの値を差し引くことで，人為起源 CO2 を川合 美千代64

図 6：人為起源 CO2 の（a）表層での取り込み量と（b）存在量（1970 年から
1995 年までの積算値）．モデルシミュレーションの結果．単位は mol m－2．
Frölicher et al. (2015) の図を改変．

見 積 も る こ と が で き る．こ の 方 法 は，も と も と は年代推定の際に，異なる年代に表層にあった水塊の混合

Brewer (1978) や Chen and Millero (1979) によって提案を考慮していないことや，有機物分解の見積もりに誤差されたもので，Gruber et al. (1996) がその改良版をΔC＊があること，年代によって変化するであろう非平衡分を法として提唱した．ΔC＊ 法は，表層での大気-海洋間の一定としていることなどがΔC＊ 法による人為起源 CO2

非平衡分（大気-海洋間の CO2 交換は時間がかかるため，見積もりの不確かさの原因として指摘されている．南大実際の表層海水は大気と平衡に達していない場合が多洋は異なる水塊の混合が盛んで，表層での気体の非平衡い）を考慮することでより確からしい人為起源 CO2 の見分の変化が大きい（古い水の湧昇や水温の変化などによ積もりを行えるものである．ΔC 法を全球の観測デーる）ため，より大きな不確かさが含まれていることが予タに適用して海洋全体の人為起源 CO2 量を初めて見積想される．近年では，海域毎の詳細な水塊混合や，モデもったのが Sabine (2004) である．ΔC 法では，CO2 非ルから推定した非平衡分の変化などを考慮に加えた逆算

平衡分を計算する際，その海水が表層にあった年代を推法改良版の見積もりなども行われているが（例えば，南定する必要があり，これは時間の情報を持った化学成分

大洋では Pardo et al., 2014），複雑で，仮定が数多くなっ（時系列トレーサー）の情報から推定される．人為起源てしまっていることは否めない．

＊＊

気体であるフロン（フロンは商品名で，一般名はクロロ

もう一つ，全炭酸の観測値を用いた人為起源 CO2 推定

フルオロカーボン（CFC））を用いる場合が多い．この方法として，TrOCA 法を紹介しておく．この方法は，

南大洋と人為起源 CO265

有機物分解や炭酸カルシウム溶解の際には全炭酸・酸齢の幅を考慮してはいるが，あくまでも同じ海域から来素・アルカリ度が一定の割合で増減することから，お互

た同じ水塊についての年齢幅である．また，表層での非いの増減を差し引きすれば変化は 0 になるという考え方

平衡分を一定としている．これらの仮定は，ΔC＊ と同で，これらの和は保存性成分であり，TrOCA（Tracer

様に，南大洋での不確かさを高める原因となりうる．

combining

total

Waugh et al. (2006) では，モデル海洋内で TTD 法の有

Alkalinity）として定義する．保存性成分とは，生物活動

効 性 が チ ェ ッ ク さ れ て お り，そ の 結 果，南 大 洋 で はによって変化せず，海水の混合によってのみ変化する成TTD 法による見積もりが 60％も過大評価となっている分のことである．塩分は代表的な保存性成分である．

ことが示されている．

Oxygen,inorganic

Carbon,and

TrOCA も生物活動によって変化しないが，人為起源の

その後，Khatiwara et al. (2009) は，異なる海域を起源

CO2 が加わった場合には高くなる．Touratier and Goyetとする複数の水塊の混合と，表層での CO2 非平衡分の時(2004) と Touratier et al. (2007) では，産業革命以前の間変化を考慮して，より正確と考えられる人為起源 CO2

TrOCA（TrOCA ）を水温とアルカリ度から推定するの見積もりを行った．水塊混合の推定には水温，塩分，式を提案し，現在の TrOCA との差から，人為起源 CO2

PO4＊（リン酸塩と酸素から算出する保存性成分），年齢の量を見積もった．この方法のミソは TrOCAPI である

幅の推定には 2 種類のフロン（CFC-11 と CFC-12）と放が，モデルを用いた検証研究によると，海域毎に水温・射性炭素を用いた．Khatiwara et al. (2009) の見積もり

アルカリ度と TrOCA の関係が異なる可能性が指摘さ方法は，TTD 法と区別するためにグリーン関数法（GF

れている（Yool et al., 2010）．TrOCA 法は計算が簡単

法）と呼ばれている．GF 法では，各水塊がどの海域かで，フロンなど特別な成分の測定値が不要であることから来たかを定量的に推定するため，人為起源 CO2 の存在

ら，近年様々な海域の研究に使用されているが（南大洋

量だけでなく，海域毎の取り込み量も見積もることがででは Shadwick et al., 2014），海域ごとの TrOCA の式

きる．ただし，この方法においても海域毎の非平衡分のの検討が必要なようである．

見積もりの妥当性などの検証が必要である．

4.3 時系列トレーサー観測値からの推定方法

4.4 見積もり結果の比較

PI

PI

PI

全炭酸の観測値を用いず，他の化学成分のデータから

ΔC＊ 法を用いて海洋全体の人為起源 CO2 量の見積も海水中の人為起源 CO2 を見積もる方法がある．フロンりを行った Sabine et al. (2004) によると，産業革命以前などの時間軸を持つトレーサー（時系列トレーサー）のから 1994 年までに海水中に取り込まれた人為起源 CO2

観測値を用いて海水の年齢や履歴を推定し，その海水が量は 118±19 PgC であった．また，北大西洋の NADW

含むであろう人為起源 CO2 量を推定するもので，TTD形成域と，南大洋の AAIW や SAMW の形成域に人為（Transit Time Distribution）法（Waugh et al., 2006），あ起源 CO2 量が多く，14-50° S の範囲内に全人為起源 CO2

るいはグリーン関数法（GF 法：Khatiwala et al., 2009）の 40％が存在しているという結果となった．Waugh etと呼ばれる．この方法では人為起源 CO2 もフロンのよal. (2006) による TTD 法と Khatiwara et al. (2009) の GF

うな不活性気体と同様に，生物活動の影響を受けずに海法の結果では，1994 年までの海水中に取り込まれた人為

洋内部を移動する保存性成分として考える．ある観測点

起源 CO2 量が，それぞれ 94～121 PgC，114±22 PgC とのある時における各成分の濃度は，起源海域での濃度の見積もられた．なお，これら 3 つの見積もりに使用され変遷と，そこから観測点に到着するまでの時間（海水のた全球観測値データセット（GLODAPv1）には沿岸域，

年齢）で決まる．このとき，観測される海水はある程度

北極海，地中海などが含まれていなかったため，6％程度の年齢の幅をもつ水の集合体であることを考慮したのがの 過 小 評 価 と な っ て い る（Khatiwala et al., 2013;

TTD 法である（Holzer and Hall, 2000）．年齢の頻度分

Frölicher et al., 2015）．各見積もりの結果は海洋全体の布と幅をグリーン関数と呼ばれる関数であらわし，海水

人為起源 CO2 存在量としては一致しているが，海域毎のの平均年齢と年齢幅をフロンや六フッ化硫黄（SF6）な分布には有意な差があり，特に差が大きいのが南大洋でどの時系列トレーサーの値から決定する．次に，その平ある（Wang et al., 2012; Pardo et al., 2014）．図 7 に南大均年齢と年齢幅を持つ水の集合体が含むであろう人為起

洋でΔC＊ 法，TrOCA 法，TTD 法（CFC-12）を用いて

源 CO2 濃度を推定する．全球のフロン 12（CFC-12）の

人為起源 CO2 を見積もった例を示す（橋本，2018）．ど

観測値を用いて TTD 法による人為起源 CO2 の見積もの推定方法でも，表層から下層向けて濃度が低下していりを行ったのが Waugh et al. (2006) である．TTD は年ること，北側でより深くまで高いこと，50° S 以南の底層川合 美千代66

図 7：南大洋オーストラリア南部（左下の観測ライン沿い）における観測ベースの人為起源 CO2 の見積もり例（橋本，2018；観測
データは GLODAP-v2.1 データセットから）．右は上からΔC＊法，TrOCA 法，TTD 法（CFC-12）の結果．単位は mol kg－1．左上は Carter et al. (2008) を参考に分類した水塊分布を示す（濃青：亜南極モード水（SAMW），薄青：南極表層水（AASW），緑：
南極中層水（AAIW），黄：周極深層水上部（UCDW），赤：周極深層水下部（LCDW）），桃：南極底層水（AABW）．

でやや高いことについては同様な傾向を示している．水CO2 量は 97±8 PgC であった．また，GLODAP データ

塊分布と比べてみると，北部では SAMW と AAIW，南に含まれる海域に限ると 90±7 PgC であった．この値

部では AABW により人為起源 CO2 が中層や底層に運は観測ベースの見積もりよりも小さい．しかし近年の研ばれている様子がわかる．しかし，絶対値や詳細な分布

究によると，この差は「産業革命以前」に対する設定のは推定方法によって異なり，表層では TrOCA 法が最も差 で あ る こ と が 指 摘 さ れ て い る（Bronselaer et al.,

高い値を示し，底層ではΔC 法が低い値を示す傾向に

2017）．Frölicher et al. (2015) では化石燃料起源の CO2あることがわかる．TTD 法は表層ではΔC ，底層ではが増加した 1850 年以降の人為起源 CO2 を見積もった

TrOCA 法に似た値となっているが，実は同じ TTD 法が，実際にはそれ以前にも土地利用変化による人為起源

でも用いる時系列トレーサーを CFC-12 から SF6 に変え

CO2 排出があった．観測ベースの見積もりでは 1850 年

た場合には見積もり結果が変わってしまう
（橋本，
2018）
．

以前の CO2 増加の影響も含まれており，このため，両者また，図 7 には示していない GF 法の見積もり値は，南に差が生じていたと考えられる．この点を修正した結大洋においてはΔC 法と TTD 法の間の値をとる傾向

果，観測ベースとモデルシミュレーションの見積もりはにあることが知られている（Wang et al., 2012）．これら

よく一致した（Bronselaer et al., 2017）．しかしながら，の方法間の差により，南大洋全体の人為起源 CO2 存在量

モデルは南大洋における人為起源 CO2 を過小評価するの見積もり結果は 30 PgC から 49 PgC と大きく異なる傾向にあり，その原因は，南大洋における風の場がモデ（Wang et al., 2012）．南大洋における人為起源 CO2 量をルでうまく再現できていないためであろうと推察されてより正確に見積もるためには，やはり，異なる水塊の混

いる．

＊

＊

＊

合と，CO2，フロンや SF6，溶存酸素などの異なる気体の非平衡分に関する定量的理解が重要である．

4.5 その他の推定方法

Frölicher et al. (2015) のモデルシミュレーションを用

観測値を用いた人為起源 CO2 取り込み量の推定にはいた見積もりによると，1995 年における海洋中人為起源

他にもいくつかの方法がある．例えば，全球規模の表層南大洋と人為起源 CO267

海水中 CO2 濃度データから，大気-海洋間の CO2 フラッの自然由来 CO2 放出量が増えた．一方，2000 年代には

クスを見積もる方法（例えば Takahashi et al., 2009），同

逆に海洋上部の循環が弱まり，南大洋の湧昇を弱めるとじ海域における繰り返し観測の結果から全炭酸の増加分

同時に別の海域でも CO2 フラックスを変化させ，全体とを実測する方法（例えば Murata et al., 2008; Wakita et al.,

して大気から海洋への CO2 吸収を増加させていた．た2010），その際に，測定頻度が高い他のパラメーターからだし，DeVries et al. (2017) は観測を説明するためのイン

全炭酸の値を推定し，詳細な時空間分布を復元してより

バースモデルを用いた解析であり，循環の強弱そのもの

詳細な見積もりを行う方法（eMLR 法：Friis et al., 2005）のメカニズムは明らかになっていない（Fletcher, 2017）．

などである．これらは本稿で紹介した産業革命以前から

また，DeVries et al. (2017) では，循環の変化による自然の総取り込み量でなく，人為起源 CO2 の現在の取り込み

由来 CO2 の変化と，人為起源 CO2 の取り込み量の変化速度を見積もる方法である．各方法の詳細や比較についを別々に取り扱っている．1990 年代に海洋循環が強化ては，Sabine and Tanhua (2010) や Khatiwala et al. (2013)

した際には，海への自然由来 CO2 吸収は減少したが，大を参照していただきたい．また，近年は観測値とモデル

気に接してから沈みこむ SAMW や AAIW の量が増えの融合（インバース法，データ同化）により，モデルベーたため，人為起源 CO2 の取り込みは増加していた．そのスと観測ベースの推定方法の欠点を補いあうような見積

後 2000 年代に循環が弱化した時には逆に人為起源 CO2

もりも行われているが，それでも南大洋における不確かの取り込みは減少したと見積もっている．

さ は い ま だ 大 き い（例 え ば Gerber and Joos, 2010;
DeVries, 2014）．

今後の南大洋では，気温の上昇，降水と氷床融解水の増加とそれらに伴う成層の強化，一方で風の強化による循環の強化などが予測されている．これらは自然由来と

5. 南大洋における二酸化炭素取り込み量の変化について

人為起源の両方の CO2 収支に影響を及ぼすと考えられるが，その正味の影響については不明である（Dufour etal., 2015）．南大洋における長期のモニタリングは，今後

本稿では，海洋中の全炭酸のほんの一部でしかない人の全球規模の自然由来と人為起源両方の CO2 収支を推為起源 CO2 について述べてきたが，大気中 CO2 増加に測するうえで必須の情報であるといえる．現在，南大洋

よらない自然由来の CO2 の変化も，大気-海洋間の CO2に 200 もの自動観測フロートを投入し，水温や塩分だけ

収支と気候変動の関連を理解するうえでは大事である．

でなく，CO2 に関連する化学成分もモニタリングしよう

4.1 で述べたように，産業革命以降の人為起源 CO2 取りというプロジェクトがアメリカで進められている込み総量に比べると，この変化は今のところ小さいとモ（SOCCOM, https://soccom.princeton.edu/）．約半数のデルからは予想されている．しかし，海域によっては有フロートがすでに投入されて観測を開始しており，冬季

意な変化が観測されているし，短期間の CO2 収支の変動に南大洋から大気へ放出される CO2 が以前に考えられを議論する場合には水温や海洋循環の変化を無視できなていたより多いことが明らかになってきた（Williams etい．また，温暖化によって自然由来 CO2 の変化がより大al., 2017）．今後の継続的なモニタリングと，得られたきくなるとも予想されている．南大洋は，この自然由来

データを基にしたモデルの改善により，南大洋におけるCO2 の変化においても重要な海域であることは先述のと大気-海洋間の CO2 のやり取りとその変動が定量的に解おりである．実際，1990 年代に大気から海洋への CO2

明されることが期待される．

吸収量が減少したことがモデルや観測の結果から示されたが，その原因は南大洋において風が強化され，下層の古い水の湧昇が強まったことにより，海洋から大気への自然由来 CO2 放出が増えたためと考えられている（Le6. 人為起源二酸化炭素の取り込みと海洋酸性化問題

Quéré et al., 2017）．その後 2000 年代には南大洋への最後に，海洋酸性化問題について少しだけ言及しておCO2 吸収量が増加していること明らかとなり，南大洋にく．式（1)～(3）に示されたように，海への CO2 の溶入

おける CO2 の吸収・放出は以前に考えられていたよりもは，CO2濃度と H＋ 濃度の増加（（1）より）と CO32－ 濃度

変化が激しいことが分かってきた（Landschützer et al.,の減少（（3）より）を伴う．人為起源 CO2の増加やその2015）．DeVries et al. (2017) によると，1980 年に比べて他の原因によって，長期間にわたって H＋濃度が増加す1990 年代には海洋上部（0-1000 m）の循環が強化し，南ることを海洋酸性化と呼ぶ．また，このとき同時におこ

大洋での湧昇を 40％も増加させたことで，海から大気へる CO2 濃度の増加や CO32－ 濃度の減少その他の化学変川合 美千代68

化とその影響を併せて総合的に「海洋酸性化問題」と呼たらす CO2 循環へのフィードバックについての理解もぶ場合が多い．CO2 濃度は光合成に，H は様々な海洋

ますます重要となるだろう．

＋

生物の代謝などに影響を及ぼし，CO2－3の減少は石灰化生物（サンゴ，貝類など）による炭酸カルシウムの殻や骨格の形成を妨げる働きをする．人為起源 CO2 の海洋

謝辞への取り込みは，温暖化抑制という面からはありがたい

本稿の執筆に際し，海洋研究開発機構の村田昌彦博士ことであるが，海洋生物，特に石灰化生物にとっては負と脇田昌英博士，北海道大学の大島慶一郎博士，渡邉豊の影響を与えてしまう可能性がある．海洋酸性化は全球

博士，北川暁子氏，名古屋大学の須藤斎博士，東京海洋の海洋で進行しているが，そもそも大量の CO2 を溶かし大学の橋本大青氏から，専門家あるいは一般読者の視点ている南大洋においては，比較的早い時期に生物への影から数多くの有益なご意見を頂きました．心より感謝い響が表れるだろうと懸念されている．実際，南大洋に生たします．

息する石灰化生物の代表である翼足類の殻の現場海水中での溶解が確認されている（Bednarsek et al., 2012）．また，温暖化と酸性化の影響を調べた培養実験では，翼足類の死亡率の増加が観察されている（Gardner et al.,2018）
．翼足類は，南大洋における主要な動物プランク
トンであり，食物網において重要なだけでなく，表層から下層への有機物（炭素）の輸送においても重要な種であることが知られている．このため，南大洋における人為起源 CO2 の取り込みは海洋酸性化を引き起こし，生態系の変化と海洋炭素循環の変化を引き起こすことが予想される．

7. まとめ
南大洋は，大量の人為起源 CO2 を大気から吸収・除去
し，温暖化の抑制に貢献してきた．このことは，モデル
シミュレーションからも観測の結果からも一致した認識である．これは，大量の古い海水が表層で大気に接し，
人為起源 CO2 を大量に取り込んで中深層に隔離するという海洋循環システムの働きによる．一方，南大洋は，
化学的には人為起源 CO2 吸収効率が低く，今後さらに低下すると予想されている．南大洋における人為起源 CO2
取り込み量は，用いるモデルや観測値からの推定方法の違いによって見積もり値の差が大きい．このことは，南大洋における海洋循環や CO2 循環の定量的理解が不十分であることを示しており，将来の人為起源 CO2 の海洋への取り込み，海洋の炭素循環，南大洋における海洋酸性化の予測を不確実なものとしている．その改善のためには，広大な南大洋の観測データの充実，長期モニタリ
ング観測，大規模な沈み込みの起きる時期でありながら船舶観測が限られている冬季の観測などにより，南大洋の CO2 に関わる様々なメカニズムを定量的に解明することが必要である．また，水温や海洋循環の変化による
CO2 収支の変化や，海洋酸性化による生物への影響がも

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南極海生態系研究の現状と展望
─炭素循環と低次生産者の視点から

茂木 正人1，2），真壁 竜介2，3），高尾 信太郎2，3）
本稿では，南大洋における生態系研究の現状と課題を整理した．南大洋の生態系を論じるうえで最も重要な種はナンキョクオキアミであるが，近年ハダカイワシ科魚類が注目されている．日本の生態系研究チームはハダカイワシ科の中でも季節海氷域に分布する Electrona antarctica（ナンキョクダル
マハダカ）をターゲットのひとつとして研究しているが，その繁殖生態や初期生活史については未解
明の部分が大きい．季節海氷域では海氷に含まれるアイスアルジーや海氷融解時におこる植物プラン
クトンの大増殖を起点に始まる食物網が存在する．海氷と海氷下の生態系は密接な関係があり，温暖化による海氷変動は生態系変動をもたらすことになる．

Research issues and vision in the Southern Ocean ecosystem
Masato Moteki1, 2, Ryosuke Makabe2, 3 and Shintaro Takao2, 3This paper reviewed research issues on the Southern Ocean (SO) ecosystem and proposed a vision for them. While
the most important species to be addressed for understanding the ecosystem is Antarctic krill Euphausia superba,
research articles on the myctophid (lanternfish) ecology in the SO have been frequently published in the last decade.
Japanese research team determines Antarctic myctophid fish Electrona antarctica as a target species. However, only
fragments of information have been available on the reproductive biology and early life history in the species. In themarginal ice zone, there is an energy pathway originating from ice algae as well as from phytoplankton bloom foundnear the ice edge in the ice melting season. Change in sea ice dynamics with climate changes is most likely to affect theecosystem in the water column under sea ice.
キーワード：南大洋食物網，動物プランクトン，ナンキョクオキアミ，ハダカイワシ科魚類，仔魚，生物ポンプ
Southern Ocean foodweb, zooplankton, Euphausia superba, myctophids, larval fish, biological carbon
pump

プランクトンの大増殖，氷縁ブルーム ice edge bloom と

1．はじめに呼ばれる）は，植物プランクトンを摂食する動物プラン

南大洋は冬季，およそ 2000 万 m の面積が海氷に覆わ

クトン（二次生産者あるいは一次消費者）にとって重要れる．この面積は南極大陸よりも広く世界の海のおよそであるばかりでなく，そこから三次，四次の栄養段階へ10％を占める．一方夏季には，この面積の 80％以上の海食物網が続く（Arrigo et al., 2010）．また，海氷中や海氷

氷が融解し，海面が現れる．この毎年繰り返される季節

底面には Sea Ice Biota（SIB）と呼ばれる生物群集が存

変化は南大洋の生物の生活にとってきわめて重要なイベ

在することが知られている（Garrison, 1991; Horner et al.,ントである．氷縁域でしばしば見られるブルーム（植物1992; Legendre et al., 1992; Bluhm et al., 2010）
．定着氷

茂木 正人
東京海洋大学 海洋環境科学部門〒108-8477 東京都港区港南 4-5-7
Tel. 03-5463-0527
e-mail：masato@kaiyodai.ac.jp⚑) 東京海洋大学 海洋環境科学部門
Department of Ocean Sciences, Tokyo University ofMarine Science and Technology, Tokyo, Japan⚒) 国立極地研究所 生物圏研究グループ
Bioscience Group, National Institute of Polar Research,
Tachikawa, Japan⚓) 総合研究大学院大学 複合科学研究科
School of Multidisciplinary Sciences, The Graduate
University of Advanced Studies, Tachikawa, Japan2

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

72

図 1：大西洋セクター，スコシア海の食物網の概念図（Murphy et al., 2007 を改変）
．ナンキョクオキアミに依存する食物網（左，krill-dependent pathway）と 依 存 し な い 食 物 網（右，krill-independent pathway）．左 の 図 で は，ナ ン キ ョ ク オ キ ア ミ（krill,
Euphausia superba）が基礎生産者である植物プランクトンを摂食し，ナンキョクオキアミは鰭脚類（seals，ナンキョクオットセ
イ，カニクイアザラシ，ウェッデルアザラシなど）やペンギンなどに食べられる．右はナンキョクオキアミが少ない場合の食物網．植物プランクトンはカイアシ類に摂食され，カイアシ類は端脚類（Amphipods）やハダカイワシ類（Myctophids）に食べられる．写真の Electrona antarctica は南大洋で最も生物量の大きいハダカイワシ科魚類．ハダカイワシ類は鰭脚類やペンギン，飛翔性の海鳥類など（other predators）に捕食される．右の図ではコオリウオ類（Icefish）が高次捕食者の下に位置しているが，インド洋セクターではハダカイワシ類とコオリウオ類は同所的に分布しない（本文参照）．本文中では，左右の食物網をそれぞれ適宜
krill-centered pathway，copepods-myctophids centered pathway と表記しているが同じ意味である．

の底面は想像以上に複雑な構造を呈し，珪藻類を中心と類（Myctophidae, myctophids）やカイアシ類（Copepoda,

したアイスアルジー（海氷に生息する微細藻類）のみな

copepods）を中心においた食物網の図も描かれるようにらずその構造を利用してカイアシ類，端 脚 類，オキアミなり（図 1；Murphy et al., 2007），特にハダカイワシ類に類，魚類など多様な動物も生息している（Bluhm et al.,

着目した論文も頻繁に出版されている（Collins et al.,2010）
．同様に，冬季に広大な面積を覆っている浮氷中

2008, 2012; Flynn and Williams, 2012; Saunders et al.,にも珪藻類などの基礎生産者，カイアシ類ノープリウス

2014, 2015, 2017; Moteki et al., 2017a, 2017c）．これらオ幼生，有孔虫などからなる微小な SIB が高密度で含まれキアミとハダカイワシは，大陸棚斜面から外洋域にかけている（Swadling, 2014; Ojima et al., 2017）．これらのて分布するキー・プレーヤーであるが，さらに長期間海SIB は春から夏の海氷融解期に海中に放出され，氷縁ブ

氷 に 覆 わ れ る 大 陸 棚 海 域 に は Euphausia crystalloro-

ルームとは別に食物網の起点となる可能性もある（本巻

phias（コ オ リ オ キ ア ミ，ice krill）や Pleuragrammaの須藤ほかも参照）．

antarcticum（コオリイワシ，silverfish）といったやはり

たんきゃく

南大洋の食物網については Euphausia superba（ナン大きな生物量をもつ種が分布している（Hubold, 1985;

キョクオキアミ，krill）を抜きにして論じることはでき

Kock, 1992）．これら 2 種はエネルギー量もオキアミにない．E. superba（以下，オキアミ）の生物量は膨大で，匹敵するかそれ以上であることから（Hückstädt et al.,

鯨類，鰭 脚 類（アザラシやオットセイ），ペンギン類や2012），南大洋生態系変動を理解するうえで重要である

飛翔性海鳥類など多くの捕食者の餌となっている（Ducklow et al., 2006, 2012; Smith et al., 2012）．同様に，（Trathan and Hill, 2016）．一方，近年ではハダカイワシ

広大な外洋域をもつインド洋セクターでは Thysanoessa

き きゃく南極海生態系研究の現状と展望

73

spp.（オキアミ科の一種）についての研究も待たれる．

とができる．これらの図では，ひときわ大きいオキアミ

これらの食物網はいずれも季節海氷域を舞台としたもの写真を中心として，エネルギー・炭素の流れが描かれので，海氷の存在・季節的消長と密接な関係をもつ．している．オキアミは主として植物プランクトンを摂食

かしその海氷の存在そのものが研究者のアクセスを阻し，そのオキアミは上述の大型動物（高次あるいは頂点

み，海氷下の生態系について多くの謎が残っており，周捕食者）に食べられる．つまり食段階としては下から 1

年にわたる生物の動態や生活史の理解には程遠いのが現（植物プランクトン），2（オキアミ），3 段階（捕食者）の状となっている．気候変動に伴う海氷変動は生態系の構みとなる．このように短い食段階を経て高次までつなが造を変貌させるだろうとの予測から，現在，日本の南大る食物網は，エネルギーの転送効率が高いため，鯨類を洋生態系研究チームは，オーストラリアの研究者と連携始めとした大型動物の莫大な生物量を支えることができを取りながら，東京海洋大学練習船「海鷹丸」を観測プ

る．

ラットフォームの主力として観測を継続している（図 2；

南極海の生態系についての研究は，スコシア海（Scotia

Moteki et al., 2017b）．ターゲット海域は，オーストラリSea）や 南 極 半 島 の 西 側 海 域（Western Antarctic

アの南側から昭和基地までをカバーする「南大洋インド

Peninsula, WAP）を中心に盛んに行われてきた．この海洋セクター」である．本稿は，最近のトピックを取り上域は，島嶼が多く分布し海底地形が複雑で大陸棚域が散げながら南大洋の生態系を概説するとともに，食物網を在する．こういった地形に南極周極流がぶつかると湧昇

中心に研究課題を抽出・整理することを目的とした．特流が形成され，海底から植物プランクトンの増殖に必要に，近年注目されながらも未知の部分が大きいハダカイ

な栄養塩や鉄が表層（有光層）に供給される（Murphy et

ワシ科魚類について紙面を割いた．

al., 2012）．そのためこれらの海域では一次生産が活発

プランクトンについては和名の無いものも多いが，魚類の和名は岩見ほか（2001）によって，水産上重要な 54

とうしょで，珪藻類を主食とするオキアミの生物量も大きい（Holm-Hansen et al., 2004; Murphy et al., 2012）．

種について整理・提唱されている．研究者ではない方々

南極海は東向きの南極周極流が大陸周辺を回っているにとっては和名があるとイメージしやすいかもしれない

ことから，プランクトンなど海洋生物の分布は南極海全が，逆に先入観を招いてしまうこともある．例えば，南体で概ね一様である，と長年考えられてきた．スコシア

極海とその周辺海域でのみ進化した魚類の分類群ノトセ

海や南極半島西側海域において膨大な生物量をもつオキ

ニア亜目 Notothenioidei にはナンキョクカジカ亜目の和アミについても，その他の海域でも同じレベルの生物量名が当てられるが，日本にもいるカジカの仲間とは直接が存在すると考えられていたわけである．ところが，近の類縁性は無い．本稿では，読みにくくなることを避け

年，各国の調査で得られたデータを統合することによりるため頻出する重要な種にのみ和名と学名を表記したあオキアミの分布パターンが明らかとなってきた結果と和名を使用したが，頻出しない種は学名のみ使用した．

（KRILLBASE; https: //www. bas. ac. uk/project/krill-

ただし，Electrona antarctica については頻出するもの

base/），オキアミの全生物量の 70％がスコシア海や南極の，和名がナンキョクダルマハダカと長いため，学名を半島を含む 0°から 90°E の 25％くらいの海域に集中し短縮し E. antarctica として使用した．イメージをつかて い る と い う こ と が 分 か っ た（Atkinson et al., 2004,

む参考に，いくつかの生物の写真を図 3 と 4 に示した．

2008）．
さらにはそのスコシア海でも，オキアミの生物量には2．南大洋の食物網・エネルギー転送経路

年変動や季節変動があることなどが分かってくるにつれ，オキアミを介さないエネルギー経路・食物網が提唱

南大洋の生態系を論じるとき，最も重要な種はオキアされた．Murphy et al. (2007) は，スコシア海の食物網をミといって差し支えないであろう．オキアミは推定 4 億

シンプルな図で表した（図 1）．左側はオキアミを中心とトンの生物量を誇り（Siegel and Watkins, 2016），鯨類，し た 栄 養 段 階 が 3 つ の 食 物 網 krill-centered (krill-

ペンギン類，オットセイなど大型動物の主要な餌となっdependent) pathway で，右側はオキアミが少ない年の食ており，その生物量の変動は彼ら高次捕食者の個体群変物網 copepods-fish centered (krill-independent) pathway

動に影響を及ばす可能性をもっている（Trathan and Hill,である．これらの食物網では，端脚類 Amphipods やカ2016）．南大洋の食物網は，しばしばこのオキアミを中イアシ類 Copepods，コオリウオ科魚類 Icefish，ハダカ

心に描かれる．実際に，Antarctic food web という言葉

イワシ科魚類 Myctophids も含まれている．端脚類のうでインターネット検索するといくつかの図を見つけるこ

ち Themisto gaudichaudii は詳細な分布様式や生態につ74

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

図 2：（上）東京海洋大学練習船「海鷹丸」．全長 93 m，国内総トン数 1886 トン，ベッド数 107．日本の南大洋生態系研究のプラットフォームとなっている．砕氷船ではないが，船首を強化した耐氷船．コンピューター支援により船の位置・方角を一定に保つことが可能で，深海数千 m までの塩分・水温等の海洋環境データを取得することができる．
（左下）RMT1＋8 の投入．開閉式のプランクトン採集システム．上部に網口 1 m2（目合 335 m，白色）のネット，下部に 8 m2（4.5 mm，緑色）のネットを 3 セット備えている．最上部のフレームで保護されたコントロールユニットは，ワイヤーケーブルを通じて船上のパソコンとされており，研究室でモニターを見ながら任意の深度で上下のネットの開閉が同時にできる．海鷹丸では 2000 m の深度からの採集が可能．2ノット程度の速度で曳航し，ゆっくり巻き上げながら採集する．RMT は，ナンキョクオキアミの分布密度を把握するための世界標準となっている．
（右下）IONESS（アイオネス）の投入．RMT と同様の開閉式プランクトン採集システムで，一度の曳網で 8層からの層別採集ができる．短時間でプランクトンや魚類仔魚の鉛直分布データを得る強力な観測機器．

南極海生態系研究の現状と展望

75

図 3：南大洋の魚類と大型動物（魚類はすべて生鮮状態で撮影）．A：ハダカエソ科 Notolepis coatsi；B：ハダカイワシ科
Protomyctophum bolini；C：ハダカイワシ科 Gymnoscopelus nicholsi；D：コオリイワシ（ノトセニア科）Pleuragramma antarcticum；E：ハダカイワシ科 Electrona antarctica の仔魚；F：コオリウオ科 Neopagetopsis ionah，胃にオキアミ類が充満している；G：カニクイアザラシ Lobodon carcinophagus，海洋観測中に海鷹丸に集まってくることがある；H：アデリーペンギン
Pygoscelis adeliae，近づく海鷹丸に驚いて逃げる後姿．海氷に描かれた赤い模様は彼らの糞．オキアミ類を食べたものと推測される．

いての知見は未だ乏しいが，南極海のあらゆる場所に多てきた一方，小型の種は不遇の扱いを受けてきた．しかく 分 布 し，様々 な 生 物 の 餌 と な っ て い る 種 で あ る

し，細かい目合（60-100 m）のネットで採集すると小型（Bocher et al., 2001; Padovani et al., 2012）．カイアシ類の種が数的に卓越し，生物量においても大型種のそれをは南極海のみならず世界の海で食物網をつないでいる．

上回ることがあることなどが近年分かってきた

南極海ではいくつかの大型の種について盛んに研究され（Makabe et al., 2012, 2017）．コオリウオ類は，南極海の76

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

図 4：南大洋の動物プランクトン．A：カイアシ類 Calanus propinquus，B：カイアシ類 Metridia gerlarchei，C：カイアシ類
たんきゃく
Oithona similis，D：貝形類 Ostracoda sp．
，E：オキアミ類 Thysanoessa sp.，F：サルパ Salpa thompsoni，G：端 脚 類 Themisto
gaudichaudii．

極寒環境で進化したノトセニア亜目魚類を構成する科のは実際にキングペンギン，ナンキョクオットセイ，ミナ

ひとつである（川口，2005）．ノトセニア類はほぼ底生性

ミゾウアザラシなどの重要な餌となっているで大陸棚上に分布する．中でもコオリウオ科魚類は比較（Sabourenkov, 1990; Collins et al., 2008; Koubbi et al.,

的大型の種が多く，しばしば大型動物にも食べられてい2011; Saunders et al., 2017）．

るが，krill-dependent pathway ではオキアミの捕食者と窒素の安定同位体比15N と炭素の安定同位体比13C

しても登場する．そして，ハダカイワシ科魚類である．

を組み合わせた食物網解析の手法は，現在では定番と南大洋の外洋域には 35 種が知られているが，生物量がいってもよい（富永・高井，2008）． 15N の値は食物段階

多 い 種 は Electronaの目安， 13C は炭素供給源を示す．縦軸にantarctica，E.

carlsbergi，Gymnoscopelus braueri，G. opisthopterus，Krefftichthys13

anderssoni，Protomyctophum bolini（図 3）などで，彼ら

13

N，横軸に

15

C を取ると， 15 N は食物段階が上がると上昇するがC はあまり変化しないので，ひとつの経路であればグ南極海生態系研究の現状と展望77

ラフ上で縦に各分類群のプロットが並ぶ．南大洋でも近トがあることも理解する必要がある．一方で，我々が研年盛んに安定同位体比を使った食物網の研究が行われて究を始めた時期には，バイオテレメトリーの手法を使っ

い る（Cherel et al., 2011; Hückstädt et al., 2012;

た研究により，ペンギン類やミナミゾウアザラシなどがStowasser et al., 2012）．スコシア海でも，懸濁粒子食者

数百 m 以上の深度まで潜行することが明らかになり始

suspension feeder から魚類，海鳥類，オットセイまでのめており，その深度にどのような生物がどれくらい生息38 分類群について安定同位体分析を行った研究があるしているのかということが，次の研究課題となっていた．

（Stowasser et al., 2012）．この研究では図 1 の二つの食2000 年になって，上述の条件を満たすネットやウィンチ物網の構成種を扱っているため，上述のようなグラフを等の設備を装備した東京水産大学（現東京海洋大学）練作成すると各分類群のプロットが不規則に散在しただけ

習船「海鷹丸」が建造された（図 2）．海鷹丸では RMT1のように見えるが，それぞれの食性を既往の知見に基づ＋8（長方形中層トロール rectangular midwater trawl，

いて検討すると，多くの分類群が植物食性の懸濁粒子食

1 m2 と 8 m2 のネットを備え，1 回の曳網で 3 層から採者（つまりはオキアミ）の 1-1.5 段階上に位置すること集ができる）など開閉式のネットを用いた深度 2000 mが分かった．このことは，粒子状有機物 Particulate or-までの生物採集が可能となり，2002 年 12 月から 2003 年

ganic matter（POM，植物プランクトン起源)→オキアミ

1 月にかけて，新しい海鷹丸での南大洋観測航海が開始→高次捕食者（脊椎動物）というエネルギーの流れがあされた．その後，南大洋航海は毎年のように継続され，ることを意味し，krill-dependent pathway が安定同位体

この稿が出版される 2018 年に，インド洋セクターにお比分析からも証明されたことを示している．さらに，ナ

い て 行 わ れ る 航 海 が 13 回 目 と な る（Moteki et al.,

ンキョクオットセイやミナミオオフルマカモメなどが，2017b）．

その上の第 4 段階にあることは，カイアシ類－ハダカイ

海鷹丸を使った一連の研究から，インド洋セクターのワシ類を介した krill-independent pathway の存在をも中・深層を含めた動物プランクトンや魚類の空間分布様示している．

式が徐々に分かってきた．そのひとつは，魚類やカイア
シ類，オキアミ類，浮遊性刺胞動物類が，大陸棚縁辺部

3．インド洋セクターの食物網（水深約 1000 m）を境に南北で群集組成が変化することである（Amakasu et al., 2011; Moteki et al., 2011; Ono et

スコシア海で提唱されている二つの食物網について南al., 2011; Toda et al., 2014; Tachibana et al., 2017）．例え大洋インド洋セクターで検証していくことは，日本の生ば魚類では，北側ではノトセニア亜目魚類，南側では中態系研究チームの命題のひとつである．我々が本格的な

深層性魚類が優占する群集で構成される．オキアミ類に

南大洋生態系の研究を始めたとき，インド洋セクターについては，北側のナンキョクオキアミが，南側になるとおけるプランクトンや魚類の分布様式を解明することを

コオリオキアミ Euphausia crystallorophias が中心の群

当面の目標とした．一般に海洋では生産性の高い表層域集に切り替わる．このような大陸棚縁辺部で切り替わる

epipelagic zone（水深 0-200 m）の研究が先行する．南分布様式については，Van de Putte (2010) も指摘してい大洋インド洋セクターでも同様で，表層を研究対象としる．

た動物プランクトンの分布についての研究が，オースト

Murphy et al. (2007) の右側の食物網に戻ると（図 1），

ラリアによる大規模な研究プログラムによって行われてハダカイワシと並ぶ位置にコオリウオ Icefish が入っていた（Nicol et al., 2000, 2010b）．表層域の研究とは異ないる．しかしインド洋セクターでは，ハダカイワシ類とり，中・深層 meso- and bathypelagic zones（中層 200-

コオリウオ類がほとんど同所的に分布しないことから，

1000 m，深層 1000-3000 m）からの生物採集は，十分にこの図からコオリウオ類を除外したものがインド洋セク

長いワイヤー（目標深度の 2 倍程度）を巻いたウィンチ

ター外洋域の現実の食物網により近いと考えられる．しが船舶に備えられていることが必要となる．また，どのたがって，ハダカイワシ類の重要性はスコシア海より相深度から生物が採集されたのかを知ることは重要な情報対的に高くなっているだろう．スコシア海で見られることなることから，開閉式ネットの装備も求められる．当の同所的分布は，この海域の複雑な海底地形に起因する

然ながら，繰り出すワイヤーが長くなれば 1 地点当たり

複雑なフロント構造と関係していると見るべきであるの観測時間も長くなるので，全体の観測点数は減らさな（Holm-Hansen et al., 2004; Murphy et al., 2012）．

くてはならない．中・深層を含めた分布様式の解明のた
めには，これらいくつかの条件を満たすことやデメリッ

78

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

4．大陸棚域の食物網：コオリオキアミとコオリ
ウオ
前述したように南大洋には，オキアミを中心とした食物網 krill-centered pathway と，カイアシ類・ハダカイ

zone にカイアシ類・ハダカイワシ類を中心とした食物
網，大陸棚斜面域 slope zone に沿った形で存在するオキ
アミを中心とする食物網，そして，コオリオキアミ・コ
オリイワシを中心とした大陸棚域 neritic zone の食物網が比較的明瞭に分かれて存在すると考えられる．

ワシ類を中心とした食物網 copepod-myctophid centeredpathway がある．そして，もうひとつ重要な食物網がある．コオリオキアミ ice krill・コオリイワシ silverfish を

5．ナンキョクオキアミについての課題

中 心 と し た 食 物 網 で あ る（Smith et al., 2012）．krill-ナンキョクオキアミは世界で最も研究者から注目されcentered に 倣 っ て 書 け ば ice krill/silverfish centeredている海洋生物のひとつだが，その生活についてはまだ

pathway ということになる．コオリオキアミもコオリ

分からないことも多い．200 m より浅い表層が彼らの主

イワシも主として大陸棚域に分布する．これら 2 種は前要な生息域だが，比較的頻繁に 200 m 以深の中層に鉛直

述の二つの食物網と同様に補完関係にあり，どちらかの回遊を行い，海底付近でもカイアシ類やデトリタスを食生物が少ないともう一つの食物網に依存するという構図

べていることが知られるようになった（Schmidt et al.,になっている．例えば，アデリーペンギン（図 3）は海氷

2011）．さらには，水深 3000 m 以上の海底付近でも摂餌が少ないときにはコオリイワシ，多いときにはコオリオの様子が遠隔操作型無人探査機（Remotely Operated

キアミを食べる傾向にある（Ainley et al., 1998）．

Vehicle, ROV）で 観 察 さ れ て い る［Clarke and Tyler,

大陸棚域は当然のことながら海氷に覆われる期間が長2008; 関連して，海底付近での交尾行動も ROV で観察さくなるか，もしくは周年に渡って覆われるため，コオリ

れている（kawaguchi et al., 2011）］．これらの知見は，

オキアミとコオリウオ（図 3）の生活は海氷と密接に関オキアミの生物量を見積もる際に表層のみならず中・深係があると想像される．コオリオキアミは珪藻類やデト層や海底近くの生物量についても検討する必要があるこ

リタス detritus（生物由来の有機物粒子．プランクトンとを示しているだけでなく，海底付近の鉄がオキアミのの遺骸そのものやそれらが凝集したもの，動物プランク

糞を介して表層に供給される可能性も示唆している．オ

トンの糞粒など．通常微生物群集を伴う），小型の動物

キアミは表層域で珪藻などの植物プランクトンに依存すプランクトンなどを摂食するため，海氷底面に繁茂するる一方で，鉛直移動によって表層の一次生産を促進して珪藻類や，これらを主体とするデトリタスが重要な栄養

い る 可 能 性 が あ る［関 連 す る 論 文 と し て Nicol et al.

源と考えられる（Falk-Petersen et al., 1999）．海氷はま(2010a)も参照されたい］．季節海氷域の生物生産を明らた，捕食者から身を守るシェルターの役割も持っているかにする上で，物質の沈降過程のみならず，生物が物質だろう．コオリイワシは，その卵が海氷底面で見つかる．

を有光層（光強度が海面の 1％になる深度）まで上昇さ

この卵は海氷直下で産卵されるのか，中層で産卵されたせることによる生物生産に対する正の効果についても検ものが浮上してくるのかは分かっていないが，孵化する討する必要があるだろう．

までの間，海氷下面の複雑な構造が卵を守る役割を果た

水平的な分布についても課題が残されている（以下，

すことは想像に難くない（Vacchi et al., 2004, 2012）．

海洋前線の位置については図 5 を参照されたい）．これ

このように，コオリオキアミとコオリウオが海氷に強ま で 南 極 周 極 流 南 限 境 界 Southern Boundary of the

く依存する生活史を持っているということは，海氷量のAntarctic Circumpolar Current (SB-ACC) がオキアミの変動に生残率が影響を受けるということでもある

分布を決める海洋前線とされてきた．オーストラリアが（Mintenbeck and Torres, 2017）．彼らはいずれもアデ実施した BROKE と BROKE-West は，オキアミを主要

リーペンギンやアザラシ，ミンククジラなど大型動物のな研究対象とした広い水域をカバーするプロジェクト

餌として重要であることが知られており，彼らの生残率だったが，SB-ACC を越えた最も北側の観測点でもオキの変動はこれら大型動物の食性に直接影響をもたらすこ

アミが採集され，分布の北限を特定することができなとになる．しかしながら，どちらの生物も海氷域に生活かった（Nicol, et al., 2010b; Nicol and Raymond, 2012）．

の場を持つという特性から，研究者にとっては生態・生最 近 で は，南 極 周 極 流 南 限 前 線 Southern Antarctic

活史のみならず生物量を見積もるための情報も乏しいの

Circumpolar Current Front (SACCF) を北限と考えるとが現状である（OʼDriscoll et al., 2017）．

南極海全体でオキアミの分布範囲が合理的に説明ができしたがって，インド洋セクターには，外洋域 oceanicるとされる一方，南極前線 Antarctic Polar Front (APF)南極海生態系研究の現状と展望

79

図 5：南 極 を 取 り 巻 く 海 洋 前 線．STF：亜 熱 帯 前 線 Sub-tropical
Front，APF：南極前線 Antarctic Polar Front，SACCF：南極周極流
南限前線 Southern Antarctic Circumpolar Current Front，南極周極流南限境界 SB-ACC：Southern Boundary of Antarctic Circumpolar
Current．Orsi et al. (1995) のデータを元に作成．

を北限とするモデルを使った研究もある（Nicol and

生と個体群動態を使ったモデルで示している．オキアミ

Raymond, 2012; Cuzin-Roudy et al., 2014）．オキアミがは夏には植物プランクトン，冬はアイスアルジーにある出現しなくなる境界の北側では，ハダカイワシ科魚類が程度依存した生活史を持っているが，餌が切り替わる秋

高次捕食者の餌として優占するため，そこが copepod-に一時的に飢餓に見舞われる．オキアミの生物量が増大

myctophid centred pathway への転換ポイントとなる．

すると，餌をめぐる競合によってこの飢餓の期間が長く

この北限の見極めは，どのような環境要素がエネルギーなり，その結果，幼生の生き残りに影響が出る．個体群の経路（食物網）を決めているのか知るうえで重要な課の増大と秋に起こる飢餓による縮小が，5-6 年の周期で題である．この北限は海洋前線の位置とリンクしている

繰り返されることによって生物量の変動が起こる．このが，前線の位置が近年南下傾向にあることが知られるよモデルは一方で，捕食者の生物量（捕食圧）の増大がむうになった（Sokolov and Rintoul, 2009; Gille, 2014）．こしろオキアミの生物量の変動を安定させることも示してのことは，前線の南下が南大洋の生態系構造や生物過程

おり興味深い．Ryabov et al. (2007)はまた，秋季におけを経て物質循環に大きな変化をもたらすことを示唆してる植物プランクトンの生産力の強弱が若齢オキアミの加おり，注視すべき課題である．

入に大きな影響を与える可能性を示した．この研究のオキアミの生物量は 5-6 年の周期で増減を繰り返すこベ ー ス は Palmer Long Term Ecological Researchとが知られており（Atkinson et al., 2008; Ross et al., 2014;(Palmer LTER) という 1990 年代に南極半島西側海域

Saba et al., 2014），これは周期的な気候要素の変動（エル（WAP）で始まった長期観測プログラムであり（http://

ニーニョ現象，南極振動 Southern Annular Mode，植物

pal.lternet.edu/），他にも大きな成果を挙げている．いプランクトンの現存量，海氷に覆われた期間など）によっ

うまでもなく，オキアミ個体群の増減は南大洋生態系にて引き起こされるとされてきたが，実際にはどのモデル

大きな影響を及ぼす．長期モニタリングは経費がかかるもこのオキアミの増減をうまく説明できていなかった．

上に研究成果も出にくいが，このような生物の変動プロ

一方，Ryabov et al. (2017) は，これらの気候要素のようセスを理解するうえで避けては通れない．

ないわば外的要因によってこの変動が起こるのではな
く，種内で生じる餌の競合によって起こることを個体発

80

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

6．ハダカイワシ類の生態

とんど採集されていない．彼らの成魚は，SB-ACC から
APF までほぼ同所的に分布するが，産卵のためには比ハダカイワシ科魚類には約 250 種が含まれ，北極海を較的大きな規模の南北回遊を行っているらしい

除く世界中の海に分布し，そのうち 35 種が南大洋の外（Saunders et al., 2017）．ハダカイワシ類全体の生物量を洋域に分布するとされている．10 年くらい前から英国考えると，この回遊は炭素の大規模な季節的水平移動と南極観測局（British Antarctic Survey，BAS）を始めと捉えることもでき，物質循環の視点からも重要である．

して，ハダカイワシ類に焦点を当てた論文が盛んに発表

E. antarctica の産卵期についても定説がない．スコシ

されていることからも分かるとおり，ハダカイワシ類はア海では春や夏よりも秋に生殖腺の成熟度が高いことか

南大洋の生態系研究における重要なポジションを確立しら，産 卵 期 は 秋 か ら 冬 で あ る と 考 え ら れ て い る がたといってもよい（Collins et al., 2008; Shreeve et al., 2009;（Saunders et al., 2014, 2017），インド洋セクターでは夏（1Saunders et al., 2014, 2015, 2017）．

月）でも仔魚が普通に採集されるし（Moteki et al., 2009,

南大洋を北から南へ下がっていくと途中でいくつもの2017a），WAP 海域では冬（5 月，6 月）にも採集される

海洋前線を通過する．なかでも南極前線（APF）は生物（Kellermann

にとって重要な前線のひとつで，この前線を境に生物相(1986) は，スコシア海で卵と仔魚が 5-8 月に採集される

andSchadwinkel,

1991）．Efremenko

が大きく変わる．この北側には亜熱帯前線 Sub-tropical

ことを示している（この論文には後述するようにやや問

Front (STF) があり，ここから南側を南大洋と定義する

題もある）．一年中産卵している可能性もあるが，生物ことが多い（図 5）．冬季にほぼ海氷で埋め尽くされる南生産が大きく異なる高緯度海域の夏と冬で仔魚が適応戦側の海域には南極周極流南縁（SB-ACC）がある．この略を柔軟に変えることができるのだろうか．Moline et

前線も生物には重要な前線で，南北で生物相が変化する

al. (2008) は，いくつかの文献情報をまとめて産卵期をことがある（Tanimura et al., 2008）．SB-ACC は，周極

4-6 月，孵化時期を 12-3 月としているが，産卵から孵化

深層水 Circumpolar Deep Water (CDW) が湧昇する発散まで 8-9ヶ月かかるというのは，やや考えにくい．

域であり，亜表層のポテンシャル水温極大が 1.5℃の等食性は，その生物の生態を知る上で基本的な情報であ

深線の位置として定義される．ハダカイワシ類の成魚り，南極海のハダカイワシ類についてもよく調べられては，それぞれの種がある程度南北に広がる分布範囲をいるが，近年はやはりスコシア海における研究が盛んで持っている（Hulley et al., 1990; Duhamel et al., 2014）．例ある（Shreeve et al., 2009; Saunders et al., 2014, 2015）．

えば Electrona antarctica は南極前線（APF）より北側でス コ シ ア 海 で は E. antarctica の 他，E. carlsbergi，

採集されることはほとんど無いが，同属の E. carlsbergi

Gymnoscopelus

は SB-ACC より南で採集されることはない．彼らはそProtomyctophum bolini などが優占するが，ここでは個

れぞれ広い分布域を持っているが，仔魚はどこでもいつ

体数が最も多い E. antarctica の食性を中心に述べる．

でも採集されるわけではなく，産卵はいくつかの条件をスコシア海では，E. antarctica の主要な餌はオキアミ，

満たした海域・時期に行われると考えるべきである

Themisto gaudichaudii（端 脚 類，図 4），Metridia spp.

（Saunder et al., 2014）．E. antarctica は，大型の雌が SB-（カ イ ア シ 類，図 4）で あ る（Shreeve et al., 2009;

ACC より南側で見つかることや，仔魚が高緯度海域を

Saunders et al., 2014, 2015）．オキアミはハダカイワシ科

中心に多く見つかることなどから，SB-ACC 付近まで産魚類の餌としてはサイズが最も大きく，E. antarctica の

卵回遊を行っていると考えられている（Moteki et al.,

他には Gymnoscopelus nicholsi（図 3）という大型の種し2017a; Saunders et al., 2014, 2017）．しかし，成熟卵をか食べていない．実際に E. antarctica も小型の個体は持った個体や卵はほとんど見つかっておらず，産卵場所

あまりオキアミを食べていない（Roweder, 1979）．結果については推定の域を出ない．その他の種についても産として，ハダカイワシ科全体ではオキアミの生産量／日

卵生態についてはほとんど分かっていない．スコシア海の約 2％を消費しているにすぎないことから（Saundersでの研究では，体長組成や成熟度などから E. antarctica

et al., 2015），ハダカイワシ科魚類が krill-independentと K. anderssoni が SB-ACC の南側で産卵している可能

pathway に組み込まれることに無理はない（Saunders性が指摘されているが，その他の種については APF 付

et al., 2015; Murphy et al., 2007; Shreeve et al., 2009）．

近が主要な産卵海域ではないかと推定されている

Murphy et al. (2007) が提唱した図は，複雑な食物網・エ（Saunders et al., 2017）．実際に我々の観測でも，60°S

ネルギーの流れを二つの経路（選択肢）に大胆に単純化

以南では E. antarctica 以外のハダカイワシ科仔魚はほして描いている．しかし，最も生物量の大きな E. ant-braueri，Krefftichthys

anderssoni，

たんきゃく南極海生態系研究の現状と展望

81

arctica がスコシア海でオキアミを重要な餌としている

この論文は仔魚の形態に基づく総説的な記述の一部で，ことは，E. antarctica が krill-dependent の経路において論文から同定の根拠を検証することはできないし，仔魚

オキアミと高次捕食者の間に入っていることを意味すのサイズが小さい場合の同定形質についての記載も無

る．SB-ACC 以南に多く分布しているのは E. antarcti-

い．North and Kellermann (1989) は，暫 定 的 な 同 定 と

ca，G. nicholsi，G. braueri お よ び K. anderssoni で断った上で，10 mm の E. carlsbergi 仔魚のスケッチを（Saunders et al., 2017），その他の種は SB-ACC 以南には掲載している．我々の研究チームで E. antarctica につあまり出現しない．G. braueri と K. anderssoni の餌はいては，仔稚魚期の形態発育や仔魚の分布様式について

カイアシ類が中心でオキアミをほとんど食べないが，オの研究を行ったが（Moteki et al., 2007a, 2017c），仔魚のキアミを食べる E. antarctica と G. nicholsi は SB-ACC

同定については既往の論文や成魚の分布域を参考にした以南において，他のハダカイワシ科魚類とは別のエネル

ものの，暫定的であることは否定できない．

ギーの流れにいると考えるべきであろう．

Efremenko (1986)は，スコシア海において E. antarcti-

ハダカイワシ科魚類の餌としては，同じオキアミ類でca と E. carlsbergi を含むハダカイワシ科魚類 10 種の卵も Thysanoessa spp.の方がオキアミよりも重要であると仔魚の分布を記述しており，しばしば引用される．こ（Saunders et al., 2015）．オキアミが主に珪藻などの植物の論文はすべてが「真実ならば」重要な情報を含むが，プランクトンを食べるのに対し，Thysanoessa 属はより各種の同定の根拠が確認できない．根拠となる論文が示

雑食の傾向が強く，その食性はブルームの状況に比較的されてはいるが，その多くがロシア語でしか出版されて制限されにくいと考えられている（Falk-Petersen et al.,

おらず国内では入手困難である．同定は，シリーズ法で1999; Donnelly et al., 2006）．分布もオキアミより外洋行ったことが書かれている．シリーズ法とは，同定可能（北側）である（Ono et al., 2011）．安定同位体比を用いな比較的大きな個体から，単独では同定不可能な発育初た研究では，Thysanoessa spp.はカイアシ類などの sus-期の個体を連続的に揃えたシリーズを基に，シリーズすpension feeder に近い食段階にある（Stowasser et al.,

べての同定・記載を行う方法である．方法自体は仔稚魚

2012）
．

研究には一般的だが，これを卵にまで遡って同定したと上記の E. antarctica の食性はスコシア海についてのいう記述をそのまま信用してよいものか悩ましい．実際

研究だが，その他の海域でも断片的ではあるが情報があに前述の North and Kellermann (1989) も E. carlsbergi

る（Kozlov and Tarverdiyeva, 1989; Kock, 1992）．多くの記述にこれらの論文を引用していない．同定以外にの外洋性魚類は日和見食者 opportunistic feeder であるも，鉛直分布や出現時期について述べているが，いっさことから周りの生物相によって食性も変わる．E. ant-

いのデータが示されていない．じつは，6 章で引用した

arctica も海域によってはスコシア海と食性が大きく異Moline et al. (2008) はこの論文を引用しているが，卵・仔なることを示唆しているが，インド洋セクターでは包括

魚の出現時期については無視したふしが伺える．一方的な食性の研究は行われていない．

で，Efremenko (1986) は出現時期をほぼ周年としている．
Efremenko は南大洋の仔魚の形態記載や出現様式につ

7．ハダカイワシ類仔魚の研究
7.1 Electrona antarctica と E. carlsbergi

いて大きな貢献をしてきた研究者で，筆者は Efremenko(1986) も大部分は「真実」であると思っているが，未だにそれを検証できないでいる．いずれにしても，E. ant-

上述の研究はほぼすべてが成魚について行われたもの

arctica と E. carlsbergi の仔魚の形態学的な判別方法のであり，その初期生活史に焦点を当てたものはほとんど

確立は，初期生活史の研究を進めるうえで必須である．

なかった．最も重要な種のひとつである Electrona ant-

余談だが，この論文は Journal of Ichthyology という英arctica と Electrona carlsbergi については，仔魚を形態

文 誌 で 読 む こ と が で き る が，こ の 雑 誌 は Voprosy

で分けることすら現時点では難しい．E. antarctica につ

Ikhtiologii というロシア語の雑誌をイスラエルの会社がいては仔魚から稚魚にかけてのシリーズ標本に基づいた

英文に翻訳したものであり，オリジナルではない．ロシ

記 載 が あ る が（Rasoanarivo and Aboussouan, 1983;

ア（旧ソ連）には魚類学の大きな蓄積があるが，その大Moteki et al., 2017c），E. carlsbergi についての記載は乏部 分 が ロ シ ア 語 な の が 残 念 で あ る．Journal of

しい．しかし，Moser and Ahlstrom (1974)は，変態期のIchthyology は高価で，現在日本では国立科学博物館のサイズに言及し，E. antarctica が 20 mm くらいなのにみが購入している．

対し，E. carlsbergi は 12-13 mm としている．しかし，これらの 2 種の分布域は，E. antarctica が APF 以南，

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

82

E. carlsbergi が APF 以北というイメージであるが，は田中ほか（2009）によくまとめられている．より深くAPF 付近ではオーバーラップする．実際に我々が研究学ばれる方にお勧めしたい．

を行った 140°
E トランセクトでも，わずかだが E. antarctica が 60°
S 以南でも採集された．特にスコシア海では，このイメージは怪しくなる．こちらでは同所的な分

7.3 Electrona anratctica 仔稚魚の形態発育と個体発生的鉛直移動布が普通に見られるといってもよい（Saunders et al.,E. antarctica は 変 態 期 transformation stage を 持 つ2015）．これは，すでに触れたハダカイワシとコオリウ（Moteki et al., 2017c）．ハダカイワシ類は大きな眼を有オの同所的分布の原因と同様で，海洋フロント構造が複し，体や頭部の体側から腹面にかけて発光器を持つこと

雑に入り組んでいることに起因していると思われる．

が大きな特徴であるが，仔魚期にはこれらの特徴はない．

WAP においても E. antarctica が大陸棚海域に分布する

仔魚は体表の色素が乏しく，ほぼ半透明である（ホルマことが知られているが，これも上部周極深層水 Upper

リン固定後は白色）．顎歯や咽頭歯などの口腔内の歯はCircumpolar Deep Water (UCDW) が大陸棚上に乗り上わずかに見られるか出現していない．餌を濾しとるためげてくることと関係していると解釈されているの鰓耙を支える骨もまだ軟骨の状態である．稚魚期は，（Donnely and Torres, 2008）．

体制（細胞・組織・器官などの分化の程度やそれらの配さい は置の状態から見た生物体の基本構造）は成魚とほぼ同じ
7.2 なぜ初期生活史の研究をするのかであるが成熟までにしばらくかかる発育段階である．仔

魚類のみならず生物の死亡率は，体の発達が未熟な状

魚は体長 19-21 mm の変態期を通して一気に稚魚期に入態で生まれて間もない時期に高い．この時期をうまく乗る．
「一気に」と書いたのは，極めて狭い体長範囲で体制り越えられれば（生き残れれば），成体になれる確率は大の変化が起こること，そして変化の経過が分かる変態期

きく高まる．つまり生活史初期の生残率が，その生物のの個体が極めて少ないことから，短期間のうちに不連続

個体群動態に大きな影響を及ぼす．この考え方は水産資的ともいえる変化が起きていると判断されるためであ

源学の分野において魚類資源の将来予測に応用されている．実際に Moteki et al. (2017c) では，112 個体の仔稚魚るものである．つまり，仔魚や卵の分布・密度からその（6-37 mm）を調べたが変態期と定義できたのは 6 個体

年級群の資源予測を行うことができる．仔魚の減耗要因にすぎなかった．この変態期には，まず体表が色素に覆については餓死や捕食が考えられ，魚類はそれぞれの進われ，その後，眼径と上顎長が急速に増大し，発光器が化の過程で，
卵やふ化仔魚に対する捕食者の少ない場所，

出現する．顎や口腔内の歯は急速に増加，骨格全体も軟あるいは孵化した仔魚がすぐに餌にありつける場所を産骨から硬骨へ発達（化骨）し，摂餌関連・遊泳関連の機卵場所として選択するようになったはずである．した能が完成する．このような体制の変化は，生息場所や食がって，卵や仔魚が多く採集される場所の環境条件や仔性の変化と結びついたものであると考えられるが，実際魚の餌生物を始めとした初期生活史を知ることにより，に分布深度も急速に変化する．

仔魚が生き残るために何が好ましい条件かを明らかにす

仔魚期にはほとんどの個体が 200 m 以浅で採集されることができれば，地球温暖化によってその条件が変化るのに対し，変態期と稚魚期の個体は 200 m より深い深したときに，その種の個体群変動を予測することが可能

度から採集される．ただし，E. antarctica の変態期以降となる．ハダカイワシの個体群変動の影響は，食物網をの個体は，他のハダカイワシ類と同様に日周鉛直移動

通して広範に及ぶことが想定されるため，ハダカイワシ

Diurnal (Diel) Vertical Migration（DVM；詳しくは後述）

類の初期生活史を解明することは重要であるといえる．

を行い夜間には 100 m 付近まで上昇してくる．しかし，このような背景と動機から我々は初期生活史の研究に

仔魚期については今のところ DVM を行うという積極的力を入れているが，実際にはハダカイワシ成魚の定量的な証拠は得られておらず，行ったとしても小規模であるな採集が一般に困難であることも背景としてある．英国と考えられる．この鉛直移動を可能にするのは，稚魚期

南極観測局（British Antarctic Survey, BAS）は RMT25の骨格や鰭の完成によるものと考えてよい．また，大き（網口が 25m の開閉式ネット）という巨大なネットを用

な眼や発光器の獲得は，急速に乏しくなる 200 m 以深のいてマイクロネクトンの定量化に努力を払っているが，光環境では必須であろう．上顎長の発達は，生物量が小海鷹丸では設備的に使用は困難である（Piatkowski et al.,

さくなる中・深層の餌環境への適応，つまり餌サイズの

1994）
．

選択肢を広げるためであると考えられる．このような個2仔稚魚研究の意義や，仔稚魚の一般的な生態について

体発生と形態発育に伴う鉛直分布の変化を個体発生的鉛

南極海生態系研究の現状と展望

83

直移動 Ontogenetic Vertical Migration (OVM) とよぶ．

では，この分布パターンが仔魚にとってどのようなメ

E. antarcitca は，南大洋の高緯度域（SB-ACC 付近より

リットがあるのだろうか．仔魚にとってのメリットは，

南，大陸棚縁辺部まで）において最も個体数・生物量のその水塊が保育所 nursery として適しているかどうか，

大 き い 魚 類 で あ る．他 に も Notolepis coatsi（図 3），

言いかえると餌場として適当か，捕食者から逃れるのにBathylagus antarcticus，Cyclothone microdon などが多適しているかどうか，という点であろう．多くの海産魚

く採集され，Lutzow-Holm Bay の北側海域では，これらの卵は，直径 1 mm 前後の分離浮性卵（岩や海藻などの4 種が，採集された魚類全体の個体数の 95％を占めるこ基質に産みつけられるのではなく，海中にばら撒かれ漂ともある（Moteki et al., 2009）．この OVM は 4 種のういながら発生が進む）
である．孵化したばかりの仔魚は，

ち Notolepis coatsi と B. antarcticus でも認められてい口がまだ開いていないが，大きな卵黄を持ちこれを栄養る．C. microdon はおそらく秋から冬が産卵期と考えら源として発育する．卵黄（内部栄養）を使い切るころにれるが，仔魚期の個体が夏季には採集されていないため，

は口が完成し，仔魚は餌を摂る（外部栄養）ことができ

OVM の有無は確認できていない（Gon, 1990; Moteki et

るようになる．この内部栄養から外部栄養へのスムーズ

al., 2009）．

な切り替えには，口に入る適当な大きさ，遊泳能力の乏しい仔魚でも捕らえることが可能な十分に遅い動き，十7.4 Electrona antarctica 仔魚の空間分布：なぜそこにいるのか

分な栄養価，あまり泳ぎ回らなくても遭遇することが可能な分布密度など，餌（生物）についてのいくつかの条

海洋大のチームはそれまで主力としてきた RMT に加件が求められる．このタイミングでこれらの餌条件に出え，IONESS（アイオネス Intelligent Operative Net andくわさないと仔魚は飢餓になるであろうし，弱れば肉食

Environment Sensing System）を 用 い た 観 測 を性のプランクトンに食われることになるだろう

2010/2011 の航海から始めた．この IONESS は海外では（Hunter，1981；田中ほか，2009）．

ほとんど知られていないギアであるが，MOCNESS（モこれらの条件が，MCDW に揃っているのか，これをク ネ ス Multiple Opening/Closing Net Environmental

検証することは環境変動と E. antarctica 仔魚の生残率

Sensing System）は海洋生物学研究者の間では有名なのの変動を理解するうえで不可欠となりそうだが，仔魚がで，海外で IONESS の説明をするときには MOCNESS

何を餌としているのかを知ることから始める必要があと瓜二つだと言えばよい（Wiebe et al., 1985）．IONESSる．餌生物を特定し，その餌生物の分布や動態を知るこは開閉式ネットで，1 回の曳網で 8 層からの層別採集がとができれば，環境変動が生態系に及ぼす影響を理解す可能である．この IONESS を使って，140°
E と 110°
E

るうえで大きな前進になる．MCDW は，CDW と WW

トランセクトで表層から 400 m までの E. antarctica 仔の間に分布する混合水塊である．WW は冬季に冷やさ

魚の空間分布を調査した（Moteki et al., 2017a）．これまれた表層数十 m から 100 m くらいまでの層が，夏季にで述べてきたように，推定される生物量などから本種はなって表層部分だけが温められ，結果的に中層に残され南大洋食物網における重要種のひとつと考えられている

た低水温の水塊である．夏季，140°
E トランセクトではにも関わらず，水平分布パターンの詳細も分かっていな－1℃以下の水塊は 63°
S-63.5°
S くらいまで広がるが，

かったが，本研究から仔魚が一定の分布パターンを持っ110°
E トランセクトでは 60°
S 以北まで深度 50-100 mていることが明らかになった．夏季の南大洋では，大陸の層に広がっている．これは 140°
E に比べて 110°Eの棚海域から斜面にかけて－1℃以下の低水温の南極冬季

方が，海氷が遅くまで残っていることと関係がありそう

水（WW: Winter water）が分布するが，大陸棚斜面よりである．110°E トランセクトの西側には水深の浅い海脚

やや北側に位置する SB-ACC とよばれる前線近傍では（海底の大きな高まりから外の方へ突き出している小規

1.5℃ 以 上 の 周 極 深 層 水（CDW: Circumpolar Deep

模な隆起部のこと）が北側に張り出しており，この海域

Water）の湧昇がみられる．仔魚は，140°
E トランセクには CDW の影響が及びにくく，海氷が比較的遅い季節

トでは SB-ACC 付近に多く分布し，110°
E では SB-ACC

まで残る傾向がある．E. antarctica の産卵・孵化の盛期付近からさらに北側の 60°
S 付近まで分布域が広がっては不明であるが，我々が観測を行っている 1 月の観測でいた．ふたつのトランセクトでは分布パターンがやや異は卵や孵化直後の仔魚が得られていないことを考える

なるように見えるが，水塊としてみると WW と CDWと，1 月には盛期を過ぎているのかもしれない．推定さの 混 合 水 塊 で あ る 変 質 周 極 深 層 水 Modified CDW

れている仔魚の期間（孵化から稚魚になるまでの日数）(MCDW) を中心に分布しているといってよい．

に 30-47 日を適用すると（Greely et al., 1999）
，我々が採

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茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

集した仔魚は遅くとも 12 月には孵化していることにな

ないし，未発達な消化管の構造と関係しているのかもし

る．仔魚が多く採集される海域は 12 月はまだ海氷に覆れない．安定同位体比や脂肪酸組成といったバイオマー

われており，E. antarctica は海氷下あるいは海氷縁の近カーの分析により過去数週間分の食べたものの履歴を知傍で産卵・孵化している可能性を示唆している．この海

る手法もあるが，正確な分析には一定の重量の試料が必

氷の存在が，上述の餌条件を提供するうえで鍵となって要である．したがって，体長数 mm の仔魚の分析にはあいるかもしれない．

る程度の個体数を集めることが必要であり，アクセスが仔魚の生き残り条件を考える上でもうひとつ必要なこ

容易ではない南大洋での研究には忍耐が求められる．まとは捕食者の存在であるが，これについてはほとんど不た，バイオマーカーによる分析も顕微鏡による観察を補明である．捕食者には端脚類や肉食性のカイアシ類，浮完するものに過ぎないので，消化管内容物の顕微鏡観察

遊性刺胞動物（クラゲなど），その他の魚類など多様な生は必須であり，こちらも忍耐の必要な作業となる．我々物が考えられる．これらから逃れるには暗い場所，つまも E. antarctica の消化管内容物の研究を始めたとき，仔り深い方に生息することが有効だが，彼らの生息場所は魚の初期における高い空消化管率に遭遇し，課題を残し

比較的明るい表層 0-200 m である．彼らは捕食者からた．現在は，採集時にできるだけダメージを与えないこ

見つからないために暗い場所に逃れるのではなく，半透とや，観察の手法を改善することなどの対応をしており，明の体を持つことによって，彼らから見つからないよう

近いうちにいくつかの新たな知見が得られるものと確信に進化してきたのかもしれない．

している．
前述したとおり，仔魚が生残するためには，いくつか

7.5 Electrona antarctica 仔魚の食性の餌条件が必要なことを考えると，nursery の海域・環E. antarctica 仔魚の食性についてはスコシア海での研境や餌の組成はある程度安定していると考えられる．一究がある（Gorelova and Efremenko, 1989）．この研究で方で親魚は，産卵期以外はいくつかの海洋前線をもまたは体長 10 mm 以下と 10 mm 以上の仔魚とに分けて解析がって広く分布する．このことは，ある程度餌の選択性している．10 mm 以下では甲殻類の卵が消化管から多に柔軟性があることを示し，食べられる餌を食べている

く見出されている他，オヨギゴカイ類（多毛類）の剛毛と考えられる（日和見食者 opportunistic feeder とよば

束 chaetae が高い頻度で出現している．10 mm 以上のれる）．したがって，親魚は餌環境が変化しても急に個

仔魚では空消化管率が 90-100％と高く，唯一見つかった

体群動態に影響を及ぼすことはないが，仔魚にとって餌のは剛毛束であった．剛毛束は我々の分析（未発表）に

環境の変化は重要であり，その変化は生残率の低下に直おいてもしばしば出現しているが，デトリタス塊の中に結するだろう．

見られることが多いことから，他の動物プランクトンや魚類がオヨギゴカイ類を食べた後に排出した糞を仔魚が食べているのではないかと考えている．10 mm 以下の

8．日周鉛直移動

仔 魚 で も 空 消 化 管 率 は 高 く（57-89％）Gorelova andハダカイワシ類のような中・深層性魚類を含めて，プEfremenko (1989) もこのことについて，他の研究（他のランクトンや魚類の多くは夜間に浮上し日中は深い深度

種）
でも仔魚の消化管からあまり餌が見つからないこと，に 戻 っ て い く 日 周 鉛 直 移 動 Diurnal (Diel) Vertical

そして，これはエネルギー要求の証拠（evidence of their

Migration (DVM) を行う．DVM は世界中の海や湖で毎

energetic requirements；飢餓の指標という意味か？）か

日繰り返される生物群集の移動としては最も大規模な移もしれない，とコメントしている．しかし，仔魚が皆飢動である．基本的には日出と日没に伴う光環境の変化と餓では生き残れない．

密接に関係し，一般的には視覚的捕食者からの逃避

仔魚の食性を調べるには，Gorelova and Efremenko（visual predator avoidance）が最大の要因と考えられて(1989) のように消化管内容物を調べれば分かるはずだ

いる（Lampert, 1993）．南極においても基本的には捕食が，ネットに捕らわれてからはコッドエンド（網の末端者からの逃避行動が重要な引き金となっていると認識さ部，サンプルが溜まる部分）で他のプランクトンと一緒れている（Robison, 2003）．生産性の高い表層にいればに揉まれるうちに，食べたものを吐き出したり，他のプ

餌生物が豊富かもしれないが，視覚的捕食者には当然狙

ランクトンを飲み込んだりすることがあるといわれていわれやすくなる．

る．様々な種の仔魚でしばしば観察される高い空消化管

このような普遍的とも思われる生物の移動も極域なら率は，消化管の通過時間の速さと関係があるのかもしれではの例外がある．真夏の高緯度域は太陽が沈まなくな

南極海生態系研究の現状と展望

85

る．この白夜に表層に上昇すれば捕食者に狙われやすくない．さらなる広域の分布調査が必要であるが，N. an-

なるかもしれない．夏季に北から南へ向かって観測を進

nulata 仔魚の分布が APF 以南の季節海氷域の中でもかめていくと，徐々に夜の時間が短くなる．エコーサウン

なり南側にあるということは，親魚による産卵のためのダー（計量魚群探知機）を用いた観測では，E. antarcti-

南下回遊が行われていることを意味する．APF 以北に

ca と推定される魚群が 60°
S 以南で DVM を行うのが観分布の中心をもつ種としては，海氷の影響を強く受ける

察されたが，南に行くにつれ（夜の時間が短くなるにつ

海域までわざわざやってくる意味を知ることは，海氷がれ），60°
S では魚群が表層近くまで上昇するのに対し，生態系にもつ意義を考える上で興味深い．

64°
S 付近では深度 150-250 m までしか上昇しなくなり，
65°
S で は 上 昇 が 見 ら れ な く な っ た（Moteki et al.,2017a）．この南北方向の DVM 様式の差異はそのまま季10．魚類仔魚の同定に関する問題点

節変化（日照時間の変化）に現れるはずである．この E.

実は Notolepis coatsi と N. annulata の仔魚を見分ける

antarctica の鉛直移動のパターンは，エコーサウンダーのは簡単ではない．体長約 20 mm 以上の個体では，腹には映らない捕食者や餌生物の移動とも同期していると部の黒色素胞の位置で両種を判別することが可能である

考えるべきで，生物が関与する鉛直的な物質の移動パが（Efremenko, 1979; Post, 1987; North and Kellermann,

ターンが季節によっても大きく変化することを示してい1989），それより小さい個体では種同定は難しい．結果

る．しかしながら，我々が知っているその実態は主に夏として本属についても仔魚の分布に関する研究はほとんについてであり，氷に覆われる季節についてはほとんどど行われてこなかった．これは Electrona 属についても何も知らない．ハダカイワシ類は，光の乏しい海氷域で同様で，E. carlsbergi 仔魚については非常に簡単な記載

は捕食者から見つかりにくくなるために表層近くまで上があるが，その仔魚を E. carlsbergi と同定した根拠が示

昇 し て い る か も し れ な い．し か し，海 氷 縁 辺 域

されていないうえに，E. antarctica との識別点も尾柄部

Marginal Ice Zone (MIZ) で，飛 翔 性 の 海 鳥 類 が E.

に黒色素胞があるかないかという一点にすぎない

antarctica や Notolepis coatsi といった中・深層性魚類を（North and Kellermann, 1989）．したがって，現時点で捕食していることも知られており，海氷分布と生態系のは採集場所以外に E. carlsbergi（APF 以北）と E. ant-

関係性を調べる研究が必要である（Ainley et al., 1986）．

arctica（APF 以南）を区別する材料はないが，E. carlsbergi が海氷近くまで産卵回遊する証拠でも出てきたら

9．Notolepis coatsi と N. anulata（ハダカエソ科）の分布それもできなくなる（幸いにして今のところそういった証拠はない）．Notolepis 属にせよ Electrona 属にせよ，2種を分子生物学的手法により判別することは可能である

N. coatsi は，南大洋季節海氷域の大陸棚縁辺部からが，分析のためには採集された仔魚をエタノール固定か

SB-ACC に分布する魚類としては，E. antarctica と並ん冷凍保存する必要がある．しかし，これらの固定・保存で個体数の多い中・深層性魚類である（Van de Putte et

方法では，標本が破壊されてしまうため，同定結果が得al., 2010; Moteki et al., 2011）．エネルギー量も大きく，られても同一標本の形態観察は不可能ということになっ高次捕食者の餌としても重要である（Van de Putte et al.,てしまう．例えば，冷凍標本を解凍した場合，筋肉や骨2010）．しかし，なぜかハダカイワシ類ほど注目されて格が未発達な仔魚では脱水などにより形態が大きく変おらず，研究対象としても適当かもしれないと考え，
我々

わってしまうため，その復元すら困難である．エタノーのチームでこっそり研究を始めている．E. antarctica とル固定でも同様で，仔魚の重要な標徴形質となりうる黒同様に，まずは仔魚の分布について大学院生が解析を始

色素胞も消失してしまう．この問題を回避するためにめたところ，早速興味深い発見があった．我々が主としは，小さい個体から大きい個体まで連続的に何らかの形て研究対象としている 60°
S 以南には，既往の知見では質でつながる一連の標本群（シリーズという）が必要で，Notolepis 属のうち N. coatsi のみが分布すると考えられ

このシリーズの一部を DNA 分析用に保存し，残りを形ていたが，同属の N. annulata 仔魚が SB-ACC 以南（お態観察用にホルマリン固定する．DNA 分析により種がよそ 63°
S 以南）のサンプルに少なからず見出されたの確定できれば，シリーズ全体が同種ということになるのである．N. annulata は，E. carlsbergi と同様に APF 以で，そのシリーズを使って形態の記載が可能となる．し

北を主な分布域とする種である．さらに我々の調査ではかし現実的には，採集直後に船上で，プランクトンサン

なぜか 60°S 以北では N. annulata 仔魚が採集されていプルの中から半透明の仔魚を抜き出し，生鮮状態のまま

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茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

形態観察・体長測定等を行い，シリーズ標本を集めるのがっていると考えることができる．

は至難の業である．しかし，Electrona 属については，

こういった背景のもと，一方でサルパは増加し，さらAPF から南北に十分離れた海域で採集された仔魚は別に分布域が南下しているらしい．上述したとおり，本来種である可能性が高く，これらの形態比較ができれば両SB-ACC の南側にはほとんど出現しないか，出現しても種を区別する形態形質を明らかにできると考えられる．

そこでは水温が低すぎて再生産できないとされていたが，成熟個体が安定的に見られるようになってきている

11．生態系変動
11.1 ナンキョクオキアミ vs.サルパ（Ono et al., 2010; Pakhomov et al., 2011; Ono and Moteki,2013, 2017）．もともと比較的暖かい水を好むサルパにとっては，
海水温の上昇は何も困ることではないだろう．

オキアミと並んで個体数・生物量において重要な動物

サルパは，魚類や海鳥類によって捕食されるケースは知プランクトンに，サルパ Salpa thompsoni がいる（図 4）．

られているが，栄養価が低く，特に海鳥類のような高エ

サルパは尾索類というグループに属する，ゼラチン質のネルギーを要求する内温動物の主要な餌となっていると管状の体をもったプランクトンである．ゼラチン質とは考えにくい（Pakhomov et al., 2002; Dubischar et al.,

いっても筋肉もあり，体を収縮させることによって体の2006; Saunders et al., 2015; Thiebot et al., 2017）．つまり，中に水を通してジェット推進で移動することができる．

食物連鎖によって炭素を高次へとつなぐ役割をほとんど

個別に遊泳し無性生殖を行う段階（単独個体 solitary）

担っていないことになる（Dubischar et al., 2006）．しかと，鎖状につながり有性生殖を行う段階（連鎖個体 ag-

し，サルパは生態系においては別の点で重要な役割があ

gregate）を繰り返す生活環を持っている．サルパはオる．彼らは沈降速度が速い大きな糞粒を生産することがキアミと同じ suspension feeder であり，植物プランク

知られ，南極のサルパとは別種だがその糞粒は理論的にトンを主な起源とする懸濁粒子をろ過摂食していることは 2700 m/日の速さで沈むという（Bruland and Silver,

から，餌について両者は競合している可能性がある

1981）．加えて，しばしば大増殖して短い世代をもつこ（Perissinotto and Pakhomov, 1998a, b）．サルパは，特にとなどは，表層の炭素を海底に運搬・隔離するプロセス

餌が多いときに大増殖し，植物プランクトンの増殖速度（生物ポンプ）や深海への有機物供給における貢献といっを上回る勢いで摂食することがある．しかし，基本的にた点において大きな役割を持っているはずである

分 布 の 中 心 は 異 な っ て い る（Nishikawa et al., 1995;（Phillips et al., 2009）．オキアミとともに，役割は異なる

Hosie et al., 2000; Pakhomov et al., 2002）．オキアミは主が，サルパの個体群変動は大きな生態系変動の観点からとして SB-ACC より南側に分布するが，サルパはその北も，もっと注目されてもよいだろう（生物ポンプについ側に分布の中心がある．ところが，1926 年以降の信頼でては本巻の須藤ほかも参照）．

きるデータを統合して解析したところ，1970 年代になってからオキアミの南極全体の個体数密度が大きく減少していることが分かってきた（Atkinson et al., 2004）．オ

11.2 高次捕食者の餌としてのオキアミ類・魚類の質（エネルギー量）

キアミの個体数密度は前の冬の海氷面積（氷縁の緯度）

多くの高次捕食者が依存しているオキアミ類の総脂質と正の相関があることが知られている［一方で，1970 年

量は，
季節や海域によって大きく異なっている．例えば，代のオキアミ密度が周期的に起こる高密度の時期だった

南極半島の西側海域（WAP）で得られた値は，インド洋

可能性も指摘されている（Loeb and Santora, 2015）］．こで得られた値よりざっと 50％も高い（Färber-Lorda et

れは海氷の分布面積が，冬季に海氷を餌（アイスアルal., 2009; Ruck et al., 2014）．また WAP では，同じ時期ジー）の供給元あるいはシェルター／ nursery として利でも水温の低い高緯度・岸寄り海域の方が，高い海域（低用する幼生の生残率に影響を与えていることなど，オキ

緯度海域）よりも高くなることが知られている（Ruck et

アミが，その生活史全般に渡って海氷に大きく異存して

al., 2014）．これらのデータは，温暖化による水温上昇等いるためである（Ross et al., 2004; Quetin et al., 2007;

によって，単純にオキアミの分布や生物量が変動するの

Meyer et al., 2017）．また，海氷の減少と関連して植物プ

みならず，餌としての質が変動することも示している．

ランクトンが小型化していることも，オキアミの減少に同じオキアミを食べるにしても餌のエネルギー量が異な

つ な が っ て い る と 言 わ れ て い る（Moline et al., 2004,

れば，捕食者は行動を変えなければならない．エネル

2008）．もともとオキアミが多い大西洋セクターでは温ギーが低ければ多く食べる必要があるし，その他の餌を暖化の進行が深刻で，このことが生物量の減少につな食べることで補完する必要が生じるかもしれない．

南極海生態系研究の現状と展望

87

WAP で は，上 部 周 極 深 層 水（Upper Circumpolar

二次生産者としてオキアミとサルパが重要であり，これDeep Water, UCDW）が陸棚上に侵入することによってらが大型の糞粒 faecal pellet を排泄することで，炭素のE. antarctica が 陸 棚 上 に 分 布 す る と 考 え ら れ て い る

隔離効率は著しく高くなる．また，マリンスノー（1 mm（Donnely and Torres, 2008）．また，E. antarctica の総脂

以上の不定形粒子）も炭素隔離のドライバーとなる．マ

質量はオキアミよりも多いことが知られる（Ruck et al.,

リンスノーの多くは粘性物質による植物プランクトンの2014）．彼らは，本来の分布域である外洋域より Land-凝集，尾虫類のハウス，有殻翼足類の mucus web が元

based の捕食者に利用されやすいと考えられ，実際にアになっていることが知られている（Alldredge and Silver,

ザラシやオットセイ，海鳥類に捕食されている（Barrera-

1988）．植物プランクトンの凝集には植物プランクトン

Oro, 2002）．彼らは，年・海域・季節，あるいは大陸棚域

自体の生理状態が関与しており，残りの二つは尾虫類，に UCDW が卓越するか否かによって，結果的にオキア

有殻翼足類自体の量と摂餌活性が鍵となっていると考え

ミか E. antarctica の食べやすい方を選択するのだろう．

られる．また，このような生物ポンプを促進する動物の一方，アデリーペンギンのヒナでは，より総脂肪量の多

ほとんどは，オキアミやサルパと同様に体サイズの割にいコオリイワシを選択した方が，コオリオキアミだけを非常に小さな粒子を餌にできる特徴を持つことが多いこ

食べているときよりも成長や生残が良いという研究もあとにも触れておきたい．例えば尾虫類は数 mm 以上のり（Chapman et al., 2011），環境変動が餌の質の変化を通ものも少なくないが，1 m 以下の粒子を捕食可能であして大型捕食者の個体群変動に影響を与えると考えられることから，食物連鎖を大きくショートカットすると言る．

われている（Choe and Deibel, 2008）．摂餌を通して有機著しい気候・環境変化が進行している南極半島西部で物を大型化する動物群の機能と動態を把握することは，は，オキアミを主な餌としているカニクイアザラシ（図表層生態系の構造と物質循環を把握する上で欠かすこと

3）も E. antarctica やコオリイワシなどの魚類に餌生物ができないが，南大洋においてオキアミ以外の動物に対をシフトしている可能性が，安定同位体比を使った研究する我々の理解はあまりにも乏しい．

で示唆されている（Hückstädt et al., 2012）．また，冬季生物過程を経て沈降した粒子は，光合成が起こらないにはオキアミへの依存度が下がることも分かってきた．

中・深層生態系を支える重要な餌でもある．言い換えれ彼らは柔軟に気候変動に対応していくと考えられるが，ば，中層以深の生態系中で生じる沈降粒子の利用が炭素

餌そのもののシフトのみならず餌の質の変化が個体群変隔離の量と期間を規定する可能性があるということであ動や食物網全体に与える影響についても注視していく必る．実際に多くの海域において，200-1000 m 深度にお要があるだろう．

ける沈降粒子量の減衰はバクテリアの分解速度から予想されるよりも遥かに大きい．このギャップの原因は12．生態系構造が炭素隔離を制御する？

Oithona 属や Oncaea 属など，小型カイアシ類の沈降粒子食であると考えられている（González and Smetacek,

南大洋における炭素の循環は，植物プランクトンやア

1994; Turner, 2004）．しかし，中層以深における動物のイスアルジーが光合成によって海水中に溶け込んでいる

摂餌生態と沈降粒子の関係に関する研究は依然として進二酸化炭素を吸収することから始まる．これらの光合成

んでいない．小型カイアシ類の知見についても，現場レ活動によって合成された有機炭素は，オキアミをはじめ

ベルでは沈降粒子の大きな減衰が見られた深度で個体数とする従属栄養生物に利用されることで食物連鎖が始ま密度が多かったことくらいで，あとはごく限られた飼育る．これらの有機物は形を変えながら様々な過程を経て実験に基づく推測である場合がほとんどである．表層か

一部は深層へ沈降するが，そのほとんどは表層で分解さら沈降した有機物粒子を捕食し，沈降粒子フラックスのれて溶存有機物となり滞留するか，利用した生物の呼吸減衰に寄与する動物は他にも多く存在するだろう．

によって二酸化炭素となり，再び大気-海洋間のガス交

ここで述べてきた炭素の隔離量とその変動を決定する換に寄与することとなる．全球的に見た場合，一般に光二つの生物過程に関する知見を蓄積し，定量的な理解を

合成生産のわずか 10％程度が中層以深に沈降すると言深めることは，南大洋生態系の構造と気候変動との関係われているが（Martin et al., 1987），実は海域や季節間でを理解するとともに，二酸化炭素変動に対する南大洋生

その程度には大きなバラツキがある．これらの生物活動

態系からのフィードバックを評価する上でも重要であを介した深層への炭素隔離（生物ポンプ）には，生態系

る．

の構造が大きな役割を果たしている．南大洋を代表する

88

茂木 正人，真壁 竜介，高尾 信太郎

13．まとめナンキョクオキアミや E. antarctica を抜きにして南的な海域であり，この生態系構造と動態の解明なくして
南大洋全体の理解には到達できないと筆者らは考えている．

大洋の生態系研究は議論できないが，その他にも注目されるべきバイプレーヤーはいる．例えばオキアミ類
Thysanoessa spp.（本属は南大洋に 2 種分布するが形態謝辞的な分類は困難）であるが，その生物量や生態的意義は2009 年に東京海洋大学と国立極地研究所は連携協定

十分に把握・議論されていない．南大洋の生態系についを締結し，それ以来，共同研究体制を維持・強化してきては，いくつもの重要な総説や本が書かれているがた．本稿に書かれた研究アイデアは，この間に多くの研Thysanoessa spp.をフォーカスした議論はオキアミに比究者や学生と重ねてきた共同研究や議論を基にしていべて著しく少ない．彼らの総脂肪量がオキアミに匹敵する．特に，石丸隆博士（東京海洋大学），福地光男博士（国ること，オキアミのような大きな集団を形成しないもの

立 極 地 研 究 所）
，小 達 恒 夫 博 士（国 立 極 地 研 究 所），の広大な分布域を持つこと，オキアミの脂質の組成が主Graham Hosie 博士（Sir Alister Hardy Foundation forとしてトリグリセリドなのに対して Thysanoessa spp.でOcean Science）には，我々の研究の基礎を築いていただはワックスエステルであることなどを考慮すると，生態

い た．Robert A. Massom 博 士（Australian Antarctic

系における役割は，両者で異なるものの，もう少し議論

Division）との議論は，E. antarctica の初期生活史と海氷されるべきであろう（Falk-Petersen et al., 1999, 2000;との関係を研究するきっかけとなった．ここに記して感Lee et al., 2006; Haraldsson and Siegel, 2014）．

謝したい．ナンキョクオキアミ（図 1）とサルパ（図 4-

本稿では，南大洋の生態系・食物網に関して，これまF）の写真は戸田亮二氏（東京大学）に提供していただいで得られた知見や研究課題について論じてきた．しかた．カニクイアザラシ（図 3-G）は，東京海洋大学水産し，その多くがスコシア海や WAP で得られたものであ専攻科の実習生が撮影したものである．お礼申し上げ

り，東南極（インド洋セクターが大部分を占める）の情る．

報は未だに乏しいのが現状である．スコシア海や WAP
は生産性が高い海域で，オキアミを始めとして生物が多い場所である．同様に，インド洋セクターでもプリッツ
湾からケルゲレン海台にかけての海域で高いクロロフィ
ル a 濃度（植物プランクトン現存量の指標）が観測されている（Moore and Abbott, 2000）．言うまでもなく，生産性が高い海域を観測することは，南大洋全体の生物生

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し，生産性が高いプリッツ湾からケルゲレンにかけての海域を別にすれば，インド洋セクターの大部分は水深4000-5000 m の海底地形の変化が乏しい海域が広がっている．この広大なのっぺりした海域は生産性が相対的にPolar Biol., 20, 311-319.

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低温科学 76 （2018） 95-119
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南極域環境変遷のさらなる理解に向けて― 珪藻および黄金色藻化石研究の現状と課題 ―須藤 斎1)，加藤 悠爾1)，石野 沙季1)，服部 圭治1)，高橋 啓伍2)，真壁 竜介3,4)有孔虫や珪藻をはじめとする動植物プランクトンの遺骸は様々な堆積物中から化石として発見される．これらは微化石と呼ばれ，地層が堆積した年代や過去の環境を知る手掛かりとなり，南大洋域においても，海底堆積物から産出する微化石を用いた古海洋学的研究が続けられてきた．しかし，そのアクセスの困難さから，海洋プランクトンの詳細な生態は完全には分かっておらず，古環境復元を行
うための情報は不足している．また，化石化過程や，堆積中・堆積後にどのような影響を周りの環境から被るのかについての情報は乏しい．さらに，示相化石として用いられている微化石は現生種にほぼ限られており，絶滅種に関する生態情報は皆無に等しい．本稿では，珪藻および黄金色藻化石を用いた南大洋の古環境復元の研究例を中心に紹介しながら，これらの問題点とその解決への糸口を議論する．

For better understanding of the Southern Ocean history using fossil
diatoms and chrysophytes
Itsuki Suto1, Yuji Kato1, Saki Ishino1, Keiji Hattori1, Keigo Takahashi2 and Ryosuke Makabe3,4
The hard parts, such as calcareous shell and siliceous valve, of the zoo- and phytoplankton including foraminifers
and diatoms are preserved in sediments as microfossil. They have been used to know the sedimentary ages andpaleoenvironment. In the Southern Ocean, several paleoceanographic studies have been continued using microfossils
from the sediments. However, detailed ecological preference of the marine plankton, which is essential for
paleoenvironmental reconstruction, has not completely clarified yet, due to the difficulty of gaining access to theSouthern Ocean. In addition, their taphonomy (i.e., what kind of influence suffers them during sedimentation andfossilization) is still poorly understood. Furthermore, there is little ecological information on the extinct species, which
preclude their use as facies fossils. In this paper, we review recent results of the paleoenvironmental reconstructionin the Southern Ocean using fossil diatoms and chrysophytes, and then discuss several problems of paleontological/paleoceanographic studies.
キーワード：植物プランクトン，珪藻，黄金色藻，化石，古海洋復元，南大洋，生態系
phytoplankton, diatom, chrysophyte, fossil, paleoceanographic reconstruction, Southern Ocean,
ecosystem

連絡先
須藤 斎
名古屋大学 環境学研究科〒464-8601 愛知県名古屋市千種区不老町 D2-2 E-430
室
Tel. 052-789-2535
e-mail：suto.itsuki@a.mbox.nagoya-u.ac.jp⚑）名古屋大学 環境学研究科
Graduate School of Environmental Studies, Nagoya
University, Nagoya, Japan⚒）東京海洋大学 海洋科学技術研究科
Graduate School of Marine Science and Technology, Tokyo
University of Marine Science and Technology, Tokyo,
Japan⚓）国立極地研究所 生物圏研究グループ
Bioscience Group, National Institute of Polar Research,
Tachikawa, Japan⚔）総合研究大学院大学 複合科学研究科
School of Multidisciplinary Sciences, The Graduate
University for Advanced Studies, Tachikawa, Japan96

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

も 0℃近くあり，陸上に比べてはるかに暖かい．また，

1. はじめに

夏季には多くの海域で海氷が融解し，季節変化にも富ん

世界中の水域には多種かつ大量の動植物プランクトン

でいる．そのため他の海域と同様に，南大洋でも，そのが生息しており，これらは生態系の根幹を担っている．

季節変化に合わせて動植物プランクトンが増減し，それ地球表面の約 7 割の面積を占める海洋のうち，南大洋はを起点とした豊かな生態系が存在している．

インド洋，大西洋，太平洋とつながっている．これらの水中に生息するプランクトンと言われると，どのよう海域と南大洋を分ける明確な地理的境界は存在しないな生物なのか，あまり見たことが無い読者が多いかもしが，生物分布の観点からは，南極前線（図 1 中の Polar

れない．英文ではあるが学生にも手に取りやすい南大洋

Front）以北にその境界があるとされている．南大洋は，に生息する現生動植物プランクトンの図鑑として，

南極前線以北の海域に比べて低温（約 2～3℃）
・高塩分

Scott

であり，光合成をする植物プランクトンや浅海に生息す

Protists」がお薦めである．これには，珪藻（diatom）やる生物は行き来ができないことから，南大洋には独自の渦鞭毛藻，珪質鞭毛藻，ハプト藻，黄金色藻，プラシノ

生態系が形成されてきた．

藻，緑藻，クリプト藻，ユーグレナ藻，藍藻，襟鞭毛虫，

南極大陸や南大洋の周辺では，氷床からの強い寒気によって強風が吹き荒れ，冬には降雪・結氷が発達し，長andMarchant（2005）の「Antarctic

Marine

繊毛虫の精微なイラストや光学・電子顕微鏡写真が数多く掲載されている．

い夜に閉ざされる．陸上の気温も昭和基地では冬季と夏様々な微小プランクトンのうち，殻や骨格を有するも季で平均 20℃近く，日照時間は月平均で 350 時間以上ものはしばしば化石として堆積物中に保存される．これら異なる．このように（人間が生息するには）非常に厳しは，顕微鏡を用いないと観察が困難であるそのサイズのい環境である印象が強い一方で，南大洋の水温は冬季で小ささから「微化石（microfossil）」と呼ばれる．微化石

図 1：現在の南極大陸周辺の海洋環境と，これまで南大洋と南極大陸で掘削された地点（今後掘削が予定されている海域については赤四角でおよその範囲を示している）．Cody et al.
（2008）を改編．

化石から探る南極域環境変遷

は，ときに堆積物中に大量に含まれ，南大洋においては97

et al., 1990）（図 3）．

20 世紀初頭の南極探検時代から研究が進められている

珪藻類は海水中の栄養塩を使い，春季から夏季にかけ［例えば，放散虫は Popofsky（1917），貝形虫は Müller

て分裂によって速やかにその数を増やす（図 4）．南大洋（1908），珪藻は Heiden and Kolbe（1928）など］．

でも生態系の中心を担う生物であり，有機物や珪素を海

南大洋では海氷が活発に形成され，高密度・高塩分で底に運ぶ生物ポンプ（biological pump）としての重要なはあるが炭酸イオンに不飽和である海水（ブライン，役割を果たしている．化石として残る珪藻の珪質殻は，

brine）が沈み込む底層水の形成場所であるため（本巻の珪藻を食べた動物プランクトンや，それらの動物プラン

大島，勝又を参照），南大洋には，有孔虫や石灰質ナンノ

クトンをエサとする捕食者，さらに上位の高次捕食者のプランクトンなどの石灰質微化石を含まない地層が多い

糞粒（pellet）として海底に運ばれると考えられている（図 2）．一方，珪藻や放散虫に代表される珪質の微化石（Schrader, 1971 など，本巻の茂木も参照）．

は，南大洋周辺の堆積物に豊富に含まれるため，これらは堆積物が堆積した年代を決定する示準化石（年代指標）

1.2 珪藻化石を用いた地質学的研究例

として，また過去の環境を復元する示相化石（環境指標）

南大洋の海底には，珪藻化石が大量に堆積しているたとして様々な研究に用いられてきた．本章では，まず著め，様々な海域においてピストンコアなどで得られた堆者らが主に研究している珪藻類に関して，その生態的特積物試料中に含まれる珪藻化石を用いた研究が行われて徴を簡単に述べた後，珪藻化石がどのような研究に用いきた．その中でも，堆積物の回収率を高める掘削技術のられてきたのか，南大洋域での研究成果の歴史の概要と向 上 や，1968 年 に 始 ま っ た 深 海 掘 削 計 画（Deep Sea

ともに紹介する．

Drilling Project：DSDP），それを引き継ぐ国際深海掘削計画（Ocean Drilling Program：ODP）と国際深海科学掘1.1 珪藻の生態削計画（International Ocean Discovery Program：IODP）

南大洋堆積物や海水中から豊富に見つかる珪藻類は，の実施などによって，より長尺の掘削試料，つまりより珪質の殻を有する植物プランクトンである．珪藻類の分古い時代の堆積物試料を得ることが可能になったため，

布は広く，陸上湖沼や海洋だけでなく，海氷や氷床の表

第四紀（約 258 万年前～現在）や鮮新世（約 533.3 万年

面・内部，高酸性の温泉中，岩についたコケの上など，

前～258 万年前）だけでなく，白亜紀（約 1 億 4500 万年

光と水が供給される様々な環境に生息している（Round

前～6600 万年前），
始新世
（約 5600 万年前～3390 万年前）

図 2：現在の海洋堆積物の分布．南大洋に珪質堆積物（珪藻・放散虫・珪質鞭毛藻などの珪質殻を持つ微化石が大量に含まれる）が分布していることが分かる．Berger（1974）を改編．

98

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

図 3：現在の南大洋によく見られる珪藻種．スケールバーは全て 10 m．1,2.Fragilariopsis kerguelensis，3.Thalassiosira gracilis，4.Odontella weissflogii，5.Actinocyclus actinochilus，6.不明，7.糞粒として観察される多量の F. cylindrus．

図 4：珪藻の生活環．分裂によりその数を増やすが，ガラス質の殻を持つという特性から，分裂するほどにサイズが基本的に小さくなる．ある時点で有性生殖を行い，増大胞子を形成してそのサイズを回復させる．

化石から探る南極域環境変遷

99などといった時代に生息していた珪藻化石の種分類や生顕著に向上している（Bohaty et al., 1998, 2003; Winter

層序学・古環境学的研究も発展していった（McCollum,and Iwai, 2002; Zielinski and Gersonde, 2002 など）．ま1975; Schrader, 1976; Weaver and Gombos, 1981;

た，新たな掘削試料の採取（IODP Expedition 318; Cook

Harwood and Maruyama, 1992 など，本巻の池原も参et al., 2013）や過去の掘削試料の再検討（Cortese and照）．

Gersonde, 2008），それらの総括（Cody et al., 2008）も行

ここで述べた生層序（biostratigraphy）とは，堆積物われている．2018 年以降も複数の国際掘削計画や研究中に見つかる様々な微化石種の出現・絶滅イベントに基航海が計画されており（ロス海での IODP Expedition

づいて堆積物の堆積年代を決定することである．生層序374 やアムンゼン海における Expedition 379，アデリー

学は，現生・化石種の出現・絶滅イベントが確認された海岸近傍での Expedition 373 など；図 1），堆積物の年代

層準と，その周辺の層準から得られる具体的な年代値（地決定は古海洋学研究の根幹を担っていることからも，南磁気逆転イベントや有孔虫化石殻から得られた酸素同位大洋域の珪藻生層序学がさらに発展していくことは間違

体比変動などによる相対年代値，放射壊変をする物質がいない．

含まれている火山灰や火山岩から決定された絶対年代値

一方で，珪藻化石を示相化石として用いることにより，など）と比較することによって発展してきた［南大洋域

過去の南大洋の姿を復元しようとする研究も近年続々とでは Abbot（1974）など．詳細は後述．図 5 も参照のこ

発表されている．例えば，Cortese and Gersonde（2007）と］．生層序学の歴史や手法に関しては，谷村・辻（2012）は南大洋に卓越する珪藻の 1 種である Fragilariopsis

や尾田・佐藤（2013）が分かりやすい．

kerguelensis（図 3-1，3-2）の海域・季節ごとの形態差をこれらの国際掘削計画を通して，珪藻化石生層序の研用いて，古海洋環境変動の復元を試みている．また，

究 が 加 速 度 的 に 進 み（Akiba, 1986; Yanagisawa andCortese et al.（2012）は，風成塵（陸上から運ばれる微小

Akiba, 1998），決定できる年代値の精度もここ十数年でなほこりや砂など．ダストとも呼ばれる）が植物プラン

図 5：生層序における示準化石の年代値を決定する方法の概念図．まず，二層以上の火山灰層などに含まれる放射性物質からそれぞれの放射年代を測定する（図中太線）．本図だと，20万年前と 10 万年前に噴火した火山の火山灰層と分かるため，それらと同層準にある C 種が出現・絶滅した時代は 20 万年前と 10 万年前であると決定される．さらに，C 種が生存していたのは 10 万年間であり，地層の厚さは 100 cm であることから，1 万年に 10 cm 堆積した地層であることが分かるので，C 種の下位（より古い時代）と上位（より新しい時代）に確認される A・B 種や D・E 種の生息した年代も決定することができる（図中破線）．本来は複数の地層で，同様の事象が起きているか確認されたものを示準化石として用いていることに注意．また放射年代を測れる層が多いほど，その年代値の信頼度は上がる．

100

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

クトンの増殖に必須である鉄分の供給源であることに着ど）．同様に，珪藻以外の様々な生物の化石も示準・示相

目し，F. kerguelensis の氷期・間氷期における殻サイズ

化石として用いられている．しかし，生物が化石になるの変化と堆積物中の風成塵含有量変動との間に関連性がまでには様々な物理学的，化学的，生物学的な影響を受あることや，乾燥期である氷期における鉄供給量の復元けるため，実際に生息していた生物群集の構成要素と化につながる可能性があることなどを指摘した．このほか石群集のそれとは大きく異なることが多い．本章では，にも，海底表層堆積物中の珪藻遺骸殻群集と海洋環境と生物化石を用いた研究に親しくない分野の読者のための関係性の検証（Crosta et al., 1997, 1998a, b）や，セジメに，まず化石化過程［taphonomy あるいは taphonomic

ントトラップを用いた珪藻種(群)沈降量の季節変動解析

process；珪藻の化石化過程については，千葉（2014）が（Gersonde and Zielinski, 2000），珪藻の生態情報を基に詳しい］においてどのような事象が起き，最終的に生物した海洋フロントや水塊構造の復元（Crosta et al., 1998a,

遺骸がどのように化石になるのか，さらに，化石を用い

b; Gersonde et al., 2005），珪藻の地理分布を基にした海た分析方法や分析結果の解釈への留意点について述べて

氷関連種（sea ice related species），外洋関連種（openいく．

ocean related species），熱 帯 ／ 亜 熱 帯 性 種（tropical/
subtropical species）の提唱（Armand et al., 2005; Crosta

2.1 沈降中のふるい分け

et al., 2005; Romero et al., 2005）及びこれらの環境指標種

海洋や陸域に生息する生物の一部は，死後に流されてを用いた古環境復元（McKay et al., 2012）などが行われ堆積物に覆われる．死後に完全に分解されて堆積物中にている．さらに，Armand and Leventer（2003，2010）

骨格や殻の外形，皮膚痕などが残ったり（印象化石），低は，現在の海氷分布の衛星データやアイスコア分析の結温・無酸素などの特殊な条件下で軟体部が別の鉱物に置果と，これまで様々な場所で採取された海底堆積物試料換されたり（置換化石），比較的新しい生物化石の骨格中から得られた有孔虫，珪藻，渦鞭毛藻などの微化石群集，などで細胞組織が残ったりする場合があるが，微化石に漂流岩屑（Ice Rafted Debris：IRD，漂流してきた氷山のなるような生物では，その細胞組織が化石として保存さ中に取り込まれていた陸上起源の砂や礫のこと．泥しかれることはほとんどない．そのため，珪質の殻を持つ珪

堆積しないような遠洋の海底堆積物中に砂礫が見つかる

藻や放散虫，珪質鞭毛藻，炭酸塩殻を持つ有孔虫や石灰場合，それらは寒冷期に氷山によって運ばれてきたと考質ナンノプランクトン，貝形虫，有機質の殻を持つ渦鞭えられるため，寒冷な環境の指標となる）などの氷河性毛藻などの丈夫な組織を持つ微小生物や，骨格や歯を持堆積物，各種ミネラルやバイオマーカー，安定同位体なつ大型生物の一部分だけが化石（体化石）として保存さどのデータと比較し，両極域での過去数万年間の海氷分れる．

布変動復元を試みている．

海洋の沿岸域や外洋域に生息するプランクトンは，食

これまで，南大洋で行われてきた海底掘削計画の成果

物連鎖の中で動物プランクトンや魚類に食べられ，一部

は本山（2012）と鈴木（2012）に，最終氷期以降の研究は消化され一部は生きたまま糞粒（フィーカルペレッに限定されるが，珪藻化石群集を用いた南大洋環境変動

ト；図 3-7）として，一部は死骸のかけらとして，海底にに関する研究の成果は香月（2012）に詳細に述べられて速やかに沈降する．潜水調査船により撮影された深海のいる．そこで本稿では，珪藻化石研究によって分かるこ

映像を見ると分かるように，雪が降っているように見えととその問題点，
現生珪藻の生態学的研究に求めること，ることから，これらはマリンスノーと呼ばれている．まそして，それらの情報を統合したときにどのような新した，このような生物由来の微細な有機物粒子のことをデい知見が得られる可能性があるのか，南大洋における珪トリタスと呼ぶこともある．深海には太陽光が届かず，

藻研究の成果を紹介しながら議論していきたい．

浅海に比べると栄養源となる生物が少ないことから，深海に生息する生物にとって，これらは貴重な栄養源に

2. 化石という証拠を用いて研究するときの問題と注意点なっている．
微小プランクトン単体では，水流の渦運動などの影響を受けて沈降速度は極めて遅いが，体積と重量がともに珪藻の被殻はシリカ（SiO2・nH2O）でできており，堆大きい糞粒の場合，一日あたり数百 m 以上のスピード

積物中に化石として残りやすいことから，堆積物の堆積で 海 底 へ と 沈 降 す る こ と が 知 ら れ て い る（Schrader,

年代や過去の環境を知るための手がかりとして珪藻化石

1971; Takahashi, 1986, 1989 など）．糞粒として海棲プラ群集が広く用いられている（Stoermer and Smol, 1999 なンクトンが沈降する過程では，粘性物に包まれているた

化石から探る南極域環境変遷

101

めに溶解から免れるものが多いようであるが，海底までやオパール（opal）などの別の鉱物に置き換わる「交代沈降し化石として堆積物に保存されるのはわずか数％程作用（replacement）」も起こる（堀坂ほか，1993；柳沢，度と見積もられている（高橋，1993; Takahashi, 1995 な

1993a など）
．この交代作用は，場合によっては遺骸の破ど）．

壊の進行を妨げ，保存を助ける方向にも働くが，種同定を困難にすることもある．

2.2 堆積過程における生物群集のふるい分け

このような続成作用による影響をくぐり抜けたものだ

微小生物が海底へ沈降しているときや堆積物中に化石

けが，最終的に化石として堆積物中に保存される．そのとして保存されるときには，殻などの微細構造や骨格がため，これらの過程で生物群集が持っていた情報量はさ分解されることも多い．捕食によって一つの殻や骨がバらに減少することになり，産出した化石群から当時の生ラバラに破壊されたり，一つの生物が持つ複数の殻や骨物群集を完全に復元することは難しく，どこまでが妥当

格が分離したりすることもある．後者に関して例を挙げであるかを熟慮する必要がある．

ると，珪藻類のうち，上下の殻の形状が大きく異なる種

また，堆積後にどのくらい化石として保存され続けるでは 2 枚の殻が離れてしまうことによって，その組み合のかを調査する必要がある．堆積後の経過時間によってわせが分からなくなる．ほかにも，成長段階や生活環の保存率が下がっていくのであれば，それは同一堆積物コ

ある段階において異なった形態を持つ種では，殻の厚さ

ア試料のより古い堆積物と新しい堆積物を比較することや構造が違うために，より丈夫なものだけが化石としてによってある程度分かるかもしれない．しかし，水中に残る場合がある．つまり，化石化過程で全身が産出しな生息している生物の量や数は季節や年間を通して変動しいと，各部位が別種として命名されてしまう（本来一つており，さらにコア試料は数千年分の平均値を見ているの種であった生物が複数の種として認識される）可能性ことになるため，化石保存率の経年変化を調べるのは困が生じることになる．そのため，今後の分類学的研究に難であろう．南大洋堆積物における生物源シリカの溶解

よって，現在の種数よりも少なくなる，あるいは多い種

量の見積もりに関しては，Pichon et al.（1992b）などで数に変更される可能性があることも認識しておくことがも試みられている．

重要である．
さらに，扱っている化石が，その生物が生息していた場所で化石化した現地性のものなのか，それとも遺骸が2.4 生息当時の生物群集と化石として残った生物遺骸
群集の違い

別の場所に運搬された異地性のものなのかを考慮する必上述のように，化石化過程において遺骸群集は様々な要もある．また，化石化後に再堆積する際，水流，波浪，作用を受けることから，次のような点に注意を要する．

重力流などによって物理的に破壊・運搬されたり，淘汰(1)産出する化石はその形質情報のみから分類されたもを受けて同じようなサイズの遺骸だけが集合・再配列さのであり，現生生物における形質・遺伝的情報による区れたりすることもある．これらのような物理的作用に分とは必ずしも一致しない，(2)ある場所から産出した

よっても，生物群集に含まれていた情報が歪められる．

様々な化石は，当時そこで生きていた全ての生物を含んでおらず，他所から運搬されてきた（異地性の）生物化

2.3 堆積後の続成作用石も含まれている可能性がある，(3)ある生物化石が淘

堆積物が固結して堆積岩になる作用のことを「続成作汰によって堆積物中に集積した可能性がある，という 3

用（diagenesis）」と呼ぶが，堆積物と同じように，遺骸点である．さらに，堆積物が堆積していくスピードは海群集も化石として保存されるまでに様々な続成作用の影

域や時代によっても異なり，同質量の試料を扱っている

響を被る．例えば，
上に重なってくる堆積物の圧力で
「圧

場合でも，
数百年から数万年間に堆積した生物群集の「平密（compaction）」が生じ，化石の形状が変形する．大型均」を見ているという点も忘れてはならない．これらを生物遺骸が受ける作用よりは影響が小さいものの，微化

念頭におきながら，化石生物のデータ活用を進めていく

石のような小さな遺骸においても，正確な種の分類を行ことが重要である．

うために本来の形状を復元する必要が生じる．また，間したがって，産出した化石がどのような情報を有し，隙水の影響で殻や骨が溶ける「溶解（dissolution）」もあ

その化石の保存状態や化石群集の種(属)構成の変化から

り，同じ堆積物中に含まれていても殻の厚さ，骨の大き古環境変遷が「どこまで」復元できるのかを熟慮する必さ，成分，構造，形状の違いによって溶解具合に違いが要があるが，これに関して確立された手法はいまだにな生じる．さらに，遺骸全体または一部が黄鉄鉱（pyrite）

い．しかし，生物群集がその生息域の環境変動に大きな102

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

影響を受けていることは自明であり，場合によっては生られること，プランクトンとして海流により遠方まで広物群集そのものが地球環境を変動させることもあること

く運搬され，広範囲に生息しているものが多いことなどから，残された化石記録の変動は過去の環境変動そのもから，示準化石として有用なものが非常に多い．かつてのであるとも言える．つまり，その保存性に関しての議は，いくつかの種を組み合わせて，その群集組成からお論を行う必要はあるが，古生物学的なアプローチによっ

およその堆積年代が決定されてきたが，単一種の生層序て，完全ではないものの過去の地球環境変動を明らかにイベント（出現・絶滅・急多産出など）を用いて，珪藻することは可能であるし，生物進化に関する重要な情報

化石では Yanagisawa and Akiba（1998）や Cody et al.

を得ることもできる．また，現生生物を用いた模擬実験（2008），放散虫化石では Kamikuri et al.（2004）などによなどを行い，化石となる部位の保存性を調査することにり，10 万年以下の精度で年代値が決定されるようになっ

よって，化石情報の有用性が高まるであろう．

てきた．
微化石による堆積年代値は，その多くが確認しやすい，

2.5 「最古」の種がいた時代に関する問題

急激な（大量の）出現と絶滅を基準としているものがほ

現在，様々な生物の遺伝子解析が進み，現生生物の進

とんどであり，少しずつ増え，少しずつ絶滅していくよ

化系統が明らかになってきている［例えば，珪藻ではうな種はあまり採用されていない．また，生層序年代決

Medlin et al.（2000），Sims et al.（2006），クジラ類では定に利用される微化石になった生物は，その多くが海棲，

McGowen et al.（2009）］．これらの研究で推定されてい特に遠洋域に生息していたと考えられる種である．これる生物種の分岐年代には，化石として見つかった最古のは，海洋が広い範囲で類似した環境であること，種が海ものが含まれていた堆積物の堆積年代を用いている．こ流により広範囲に素早く運搬され，分布域が拡大されやれは，より古い時代の堆積物からその種の化石が発見さすいこと，広範囲で環境変動が起きた場合，ある程度のれると分岐年代が（場合によっては大きく）変更されて短い期間で種が絶滅すると考えられることに起因する．

しまうこと，また，化石が見つからない種の分岐年代は

一方で，湖や沼などの淡水域に生息している種は，湖沼見積もれないといった問題も含んでいることを意味すごとの環境が大きく異なることや，湖沼の寿命が海洋よる．さらに，このような化石記録に基づく分岐年代は，りも相対的に短いことなどから，生息する種群そのもの

系統樹全体のうち多くても数点のみであり，化石記録がや種が絶滅するタイミングが異なるため，年代決定には無い種の分岐年代は，そこから外挿されて年代が推定さ利用できない（しにくい）と考えられている．

れている．そのため，化石記録に基づくキャリブレー

第 2 章では，個々の生物で続成作用などに対する耐久

ションポイントから離れているものは信頼性が低い可能性が異なるために，化石群集の種構成はオリジナルの生性が高い．しかし，はっきりしているのは，化石のみが物群集のそれとは異なるという問題を提示した．しかその種が出現（または絶滅）したという直接的な情報をし，珪藻化石生層序においては，堆積環境が大きく変化持つということである．そのような意味で，生物の進化（急激な陸化で海棲生物化石が産出しなくなるなど）しとその原因を探っていくためには，古生物学的研究や現ない限り，それほど大きな問題とはならない．なぜなら，生生物を用いた遺伝学的研究，さらに進化に重要な影響

示準化石として用いられている珪藻種は，すでに保存さを与えたであろう地球環境変動を探る地質学的研究を組れやすく，かつ多量に産出する（より多くの研究者の目み合わせることが重要である．

に留まった）
種が選定されているからである．そのため，年代決定のための作業では，堆積物を古い時代のものか

3. 堆積年代決定種となる珪藻化石と両極共通種の謎の解明
過去の環境を復元するとき，最も大切なことの一つは，

ら顕微鏡で観察していき，年代指標種が確認できるか，それともできないのかが重要となる．これを踏まえて，
次節では，南大洋における生層序学的研究の問題点とその発展性に関して議論をする．

分析している堆積物試料や化石がいつの時代のものかを決定することである．年代値を決めることができる示準

3.1 南大洋域に適応される珪藻化石生層序の問題

化石には，次のような条件を満たす生物化石が適してい南大洋域における珪藻化石生層序は，「はじめに」の章

る．(1)地層中から多産する，(2)短い地質学的時間で出で述べた通り，多くの分類学的研究を基にして発展して現・絶滅する（生息期間が短い），(3)広範囲に分布する．

きた．特に Cody et al.（2008）は，それまでの研究の集

特に微化石は，少量の堆積物試料から大量の標本を集め大成とも言えるものであるが，いくつかの問題点がある．

化石から探る南極域環境変遷

103

示準化石が出現・絶滅した年代は，その周辺の堆積物

胞子化石（詳細は後述）の量と殻サイズの時空分布から，に含まれる火山灰層などから得られた放射年代値や古地

この時代における湧昇活動の変化を示唆する報告をして

磁気逆転イベントの年代値を外挿することによって相対いる．

的に決定されるが（図 5），分析手法や精度の向上，新規

また，珪藻類の殻のサイズを見ると，始新世-漸新世境

データの追加などによって，これらの年代値は修正・変界以降，小型化・脆弱化しているとの報告もある（Finkel

更される［例えば，Gradstein et al.（2004，2012）］．このet al., 2005）．実 際 に 南 大 洋 に 生 息 す る 現 生 の 珪 藻 類

修正・変更により，出現・絶滅した年代の値も変更され（図 3）と漸新世（約 3390 万年前～2303 万年前）のもの

る．化石含有層周辺に年代値を決められる火山灰層が存（図 6）を比較すると，一見して漸新世の方が明らかに大在しない場合も多々あり，また，古地磁気の測定ができ型で分厚い殻を持っていることが分かる．これに関してないこともある．そのような場合，確認された微化石のは，単に分厚い殻が化石として残りやすいという化石の出現・絶滅の年代値は，その周辺域で決定された年代値

保存における選択効果が古い時代ほど強く効いているだが採用されることになる．

けである可能性もあるが，一方で，Stikley et al.（2009）

Cody et al.（2008）によってまとめられた多くの海底が指摘しているように，海水中のシリカ濃度が高い方が掘削コア試料データの中には，報告されてから 30 年以

珪藻殻は化学的に融解しづらいため，その効果が化石化上経っているものもあるため，分類学的に別種になって過程で働いたのかもしれない．これらのことから，シリいたり，出現・絶滅の年代値の改訂が成されていなかっカリッチな南大洋とそのほかの海域の海底堆積物から産たりしている可能性がある．膨大な作業となるが，各掘出する珪藻化石殻の保存状態を調査して比較すること

削コア試料を見直し，最新の分類学的な見地から各年代

は，過去の海洋のシリカ濃度（シリカに富んだ海洋の存指標種の年代値を新たに決定する作業が必要である．

在の有無）を確認する手段になる可能性がある．海棲珪

また，Cody et al.（2008）では，南大洋全域をひとまと藻の多様化と地理的分布に関しては Finlay（2002），

めにして各珪藻種の出現・絶滅の年代値を示しているが，Barron（2003），Cermeño and Falkowski（2009）などでそれぞれの掘削コア試料での出現・絶滅の年代値をよく詳細に議論されている．

見ると，数十万年から百万年近い年代差がある種がいく

一方で，南極周極流の成立から 3000 万年以上経た現つも見つかる．また，コア間（掘削地点間）でなぜ出現

在，南極域と北極域の両方に生息する共通種（bipolar

や絶滅の年代値が異なるのか，という問題も研究対象とspecies）が生物全体のうち数百種いると明らかにされてなり得る．現在の南大洋は大西洋・インド洋・太平洋セ

いる（Gutt et al., 2010）．これらの中には長距離移動でクターと分けられているが，海域ごとに年代指標種が出きる生物も含まれているが，クリオネなどの移動能力が現・絶滅した年代が異なっている可能性もあり，「南大洋」

著しく低い生物も含まれており，なぜ両極に生息する種

珪藻化石生層序とひとくくりにしない方が，より正確なが存在しているのか（または，なぜ同じ生物種が赤道を

年代値の決定につながるかもしれない．

超えて二つの極地に分かれたのか）を明らかにするための分類学的・分子系統学的研究が進められている．珪藻

3.2 時代・海域によって異なる生層序が利用される類でも同様の研究は行われており，両極の外洋と海氷中

始新世-漸新世境界（約 3390 万年前）以前の堆積物にに生息する Fragilariopsis cylindrus（図 3-7）と F. nana

適用される珪藻生層序は，年代指標種が海域ごとに大きに関して，形態的には両極間での違いは見いだされず，

く異ならないのに対し（Fenner, 1985），それ以後は緯度

分子系統解析からも両極種であることを否定できない，や海域ごとに示準化石種が全く違うという特徴があると い う 結 果 が 得 ら れ て い る（Lundholm and Hasle,（Barron, 1985）．これには様々な見解があるが，南極周2008）．これらの両極種と言われている生物を詳しく解極流（Antarctic Circumpolar Current：ACC）が成立し析することによって，始新世以前・以後の地球環境変動

た結果，それまでの温室地球から，全球が寒冷化（氷室史のみならず，それに対応した生物の移動・進化史，海地球）し（Zachos et al., 2008; Huck et al., 2017），両極が流や海域の成立の歴史などを解明できるだろう．

隔離されて南北の緯度に沿った温度勾配が大きくなった

さらに，年代決定に有用な海洋生物種は，海流によっために，珪藻の生産スタイルが温室地球における成層型て広範囲に素早く運搬された，ということを考えると，から氷室地球における湧昇型に変わったためであると指逆に，Weddell Gyre や Ross Sea Gyre などのような環流摘されている（Jordan and Stickley, 2010）．Suto et al.

によって閉じ込められ，ある範囲・時代に分布が限定さ（2012）も，湧昇域に多産する珪藻 Chaetoceros 属の休眠れた種が存在している可能性もある．さらに，これらの

104

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

図 6：漸新世（約 3390 万年前～2303 万年前）の堆積物（DSDP Site 274）から見出された様々な種類の珪藻化石．
現生で多産する珪藻（図 3 を参照）に比べ，非常に大きく殻も厚いものが多く見つかることが特徴．最下段の3 つは珪藻休眠胞子の化石．スケールバーは全て 10 m．

環流が弱まったり，つながったりしたときに，これらの研究での諸問題などについて議論してきた．本章では，種が分布を広げたということも考えられる．従って，南

詳細は分かっていないが，もし解明されれば化石を用い

大洋周辺の掘削コア試料ごとの，珪藻化石年代指標種のた研究にも有効になりそうな生物作用や事柄について述

出現・絶滅年代値を細かく調べることによって，それらべる．

が運ばれた海流の流路やその強度の歴史を明らかにすることができるかもしれない．

4.1 生物ポンプとしての役割
海洋表層，特に有光層には大量の植物プランクトンが4. 生態情報を古環境研究につなげるために生息しているが，有光層に生息している理由は，光合成を行うため，の一言でそのほとんどが説明できる．植物

ここまで，動植物プランクトンが沈降し，堆積していプランクトンは，有光層に留まるために小型化して表面

く過程や，堆積後に発見される珪藻示準化石を利用した積を大きくすることで，水の摩擦抵抗を増やして沈みに化石から探る南極域環境変遷

105

くくし，かつ栄養の摂取面を増す，という進化を遂げてら，これまで提唱されている海洋フロントでの濃集・沈きた．従って，多くの海棲植物プランクトンが微小であ殿とは異なるメカニズムで，大量の植物プランクトンがるのは必然であり，それを食する動物プランクトンも捕短時間のうちに沈殿する場所がある可能性もある．今

食のための器官を微細なものにし，小型粒子を摂食でき後，珪藻殻の沈殿・堆積メカニズムを様々な手法を用いる機能を有したものが繁栄してきたと言える．

て解明していく必要がある．

一方で，様々なプランクトンは，細胞外に粘液を伸ばす，群体を形成する，トゲや枝のような形質を持つ，油4.2 生態系の基礎としての珪藻分を体内に貯蔵して比重を軽くするなどの様々な戦略で南大洋における生態系は，珪藻―オキアミ―魚類・海浮力を増して沈まないようにしている．上位の生物に捕鳥類・哺乳類と示されることが多いように，珪藻類がそ食されて糞粒になる前，つまり単体・群体で生息していの基礎となっている．一方で，オキアミ類が多くない海るときは，ほとんど沈んでいない，ということになる．

域では，端脚類やハダカイワシが高次生物の栄養源と捕食されずに一生を終えるプランクトンが海洋表層に実な っ て い る 可 能 性 が 指 摘 さ れ て い る（Murphy et al.,

際にどれだけいるのか，また，1980 年代から加速した微2007; Moteki et al., 2011，本巻の茂木も参照）．しかし，

生物ループの研究（Azam et al., 1983, 1991）やカイアシ

南大洋の食物網の詳細な構造やメカニズムは定量的な理類の Oithona 属や Oncaea 属などの沈降粒子を捕食する

解に至っていない．

動物の研究（González and Smetacek, 1994），Free living

動物プランクトンのエサとなる珪藻類には，海底からでないタイプのバクテリアの働きなどの研究（Karnerの湧昇流によって豊富な栄養塩が表層に供給されるまで

and Herndl, 1992; DeLong et al., 1993）はあるが，沈まな休眠胞子と呼ばれる特殊な細胞を作り，ブルーム後の貧いことによって，海底への有機物輸送の役割を果たす生

栄養環境を海底で生き延びるという戦略をとっているグ

物ポンプ（biological pump）から外れ，表層で死骸が分ループが存在する（後述．図 10 も参照）
．このような戦解されて生じた栄養塩がどの程度，どのような生物に再略は Seed Stock と呼ばれ，栄養環境が好転したときに，利用されているのか，どのくらいの時間で分解されるのほかのグループに先駆けて栄養塩を独占し増殖することかなどに関しての研究はほとんどない．これに加え，糞ができる（McQuoid and Hobson, 1995, 1996）．このよう粒として沈降している間にどのくらい分解され，どのよな戦略をとる珪藻の Chaetoceros 属は，海洋の 1％以下

うに再利用されているのか，に関しても分かっていないの面積しかない沿岸域において，全珪藻の一次生産量のし，現場における沈降粒子フラックスの減衰メカニズム

数割を担うほどに多数生息している（Tréguer et al.,についてはまだ明確でない（推測の域を出ない）．これ

1995; Falkowski et al., 2004）．南大洋周辺では，Crosta

らに関しては，まず海面付近の波によって生じる乱流をet al.（1997）が，珪藻および Chaetoceros 属休眠胞子の再現する装置を用いた単体・群体プランクトンや糞粒の堆積物中における乾燥重量当たりの殻の産出頻度を示し沈降実験を行い，どのくらいの時間，海面・水中に留まっている．これらの休眠胞子は，湧昇によって海底から巻ていられるのかを知る必要がある．そのうえで，限定さき上げられ，海面に近づき光に反応して発芽・増殖する

れた時間の中で，水中の単体プランクトンやその遺骸・と言われているが，実際にどの程度の水深から，どの程糞粒の分解過程を明らかにする実験，それらを用いて栄度の強さの湧昇があれば海面に到達できるのかという研養塩の行き来を確認する実験など，培養・飼育を含めた究は行われていない．糞粒になっても生きたまま海底に生化学的な研究が必要となる．

沈降するものもあるかもしれないが，相当に深いところ

赤道太平洋や大西洋において，海流がぶつかり合うとに沈殿してしまったものが水面に再び運ばれるとは考えころで珪藻が物理的に掃き寄せられてまとめて沈殿す

にくい．沈殿せずに単体で海面付近を浮き続けているもる，という現象が観察されている（Yoder et al., 1994;のが，その後のブルームに重要な役割を果たしている可Kemp et al., 2006）．南大洋においても南極前線周辺で南能性もある．生物が豊富な湧昇域で重要な生態系の基礎

大 洋 の 特 徴 種 で あ る Fragilariopsis kerguelensis ととなっている珪藻の挙動を知ることは，その生態系をよCorethron spp.の濃集などが報告されている（Kemp et

り詳しく知るためにも必須である．

al., 2006）．このような珪藻が濃集した地層の形成過程を

珪藻のブルームの規模は非常に大きく，クロロフィル

海洋環境と関連付けて Leventer et al.（2010）がまとめ

量の変化として衛星からも観察することができる．例えている．南大洋には複雑な海流系が存在し，また春季にば，Takao et al.（2012）では南大洋インド洋セクターには様々な海域で急激なブルームが発生していることかおける一次生産量の季節変動が，Takao et al.（2014）で

106

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

は東経 110 度と 140 度における珪藻やハプト藻などの植SYTOX® Green 等と併用して手法の妥当性を検証する

物プランクトン群集のクロロフィル量変動が示されてい必要がある］．同様に，オキアミを含む動物プランクト

る．しかし，衛星から得られる情報はあくまでも色素量ンやハダカイワシ，ヒゲクジラの胃・糞内容物を調べるの変動であり，どの種の植物プランクトンが増加していことにより，それぞれの食性を明らかにできるし，これるのか特定できないし，同じ海域・季節に起きるブルー

らの情報を組み合わせることによって，南大洋生態系でムが毎年同じ生物種によって構成されているのかも明ら必要とされる一次生産者の総量を実測値として見積もる

かにできない．例えば，リモートセンシングを用いた一ことも可能になるかもしれない．また，これらの生物間次生産量の観測によれば，南極大陸沿岸域と南極周極流の情報と亜表層や中層での沈降粒子減衰メカニズム，マ

上で特に高い値が示されている（Hirawake et al., 2011）．

リンスノー中における珪藻殻残存率や，それらの海底で

沿岸域では Chaetoceros 属の休眠胞子が Seed Stock のの堆積後における化石になる割合，さらに数千年レベル役割を果たしてブルームを起こしているかもしれないでの化石として保存される割合などの情報がそろえば，が，南極周極流が存在する水域の水深は非常に深いため，千年当たりの堆積物単位重量中に含まれる珪藻殻量か

南極周極流上でのブルームでは南極外洋浮遊棲種のら，当時の有光層に生息した珪藻の存在量を見積もるこ

Fragilariopsis kerguelensis などの別の種が増加しているとができる可能性がある．

可能性が高い．従って，ブルーミングのメカニズムや，それに寄与している種などを知るためには，現地で毎年（可能であれば季節・週ごとに）サンプリングすることが必要となる．

5. 過去の環境を復元できる珪藻の探索と高精度化
珪藻化石による過去の海洋環境の復元を目的とした研4.3 生態系における生物間のつながり

究は，珪藻温度指数を用いた表層水温の復元（Barron,

ブルームを起こす植物プランクトンを基礎として成り

1992; Pichon et al., 1992a; 柳 沢, 1993b; Koizumi et al.,

立っている南大洋の生態系であるが，それらの一次生産

2004），珪藻水深指数を用いた古水深の復元（Yanagisa-

者が，捕食者たちとどのようにつながっているのかにつwa, 1996），海氷の消長や広がりの歴史の推定（Abelmann

いては分かっていないことが多い．生態系内での生物同

et al., 2006; Olney et al., 2009），珪藻の生産量や海底への士のつながりについての知識を深めるには，それぞれの沈積量の時空分布復元（Cortese et al., 2004）などが行わ海域に生息している生物を，サイズを問わずに採取・観れてきた．古環境を復元するために化石から得られる情察するのが効果的である．例えば，現場で確認した海水報は，特に絶滅してしまった種に対しては非常に少ない中の珪藻生息量とオキアミの胃や糞の内容物を比較すれし，示相化石となる種も生物群集全体から見れば少数でば，どのような珪藻種がどのくらい捕食されているのか，ある．しかし，絶滅種に関しても，現生生物の生態・形

糞の中で生き延びて Seed Stock となり得る珪藻・休眠態と詳細に比較することで，これまで分からなかったよ

胞子がどのくらいあるのかなどを知ることができる．たうな過去の環境を復元できる示相化石として活用できるだし，現場で生きている珪藻と死んでいる珪藻を正確に可能性はある．古海洋環境指標種としての珪藻化石や環判別する必要がある［SYTOX Green などの蛍光染色

境 変 動 に 関 し て は，Jordan and Stickley（2010）やに よ り 生 死 判 別 は 可 能 で あ る が，研 究 例 も 少 な くLeventer et al.（2010），千葉・澤井（2014），谷村（2014）（Veldhuis et al., 2001; Znachor et al., 2015），種によってに網羅的に紹介されている．

®

感受性が異なるなどの問題点もある（Venkatnarayanan
et al., 2016）．蛍光を利用しない方法として，死細胞のみ

5.1 底層流によって失われた記録を 染 色 す る Evans Blue も あ る（Crippen and Perrier,

始新世-漸新世境界以後にタスマニア海峡とドレイク

1974）．処理が簡単で，染色後も一定期間その状態を維海峡が開いたことにより形成された南極周極流（ACC）

持できる（Garrison and Tang, 2014）などの利点がある

は，流速は 10-50 cm/s，流幅が広い海流であり，海底下ことから船上での利用が検討されている．しかし，極域

約 3000 m の堆積物を削剥することもある（Barker andの 珪 藻 で 試 し た 例 は 少 な く（Raymond and Knight,

Thomas, 2004; Lyle et al., 2007）．ACC の強い流れに影2003），厚い細胞膜を持つ藻類によっては染色されにく響を受けている間，ACC 直下の沈降物や堆積物は海流いために（Da Luz et al., 2016）生細胞の割合を過大評価

によって流される．そのため，ACC の影響が弱まって

す る お そ れ が あ る（Li and Song, 2007）．そ の た め

再び堆積が始まるまでの期間に堆積物の間隙（年代指標化石から探る南極域環境変遷

107となる生物化石の欠落などから確認できる．ハイエイタ

多産する，もしくは近縁の絶滅種を限定し，その時代ごスと呼ばれることもある）
が生じることになる．実際に，との産出頻度や分布の変遷を探れば，過去に ACC がど

漸新世前期の海底堆積物の分布は少なく，急激な全球環のあたりを流れていたのかを知ることができるかもしれ

境変動（特に南極大陸の寒冷化と氷床形成，Coxall et al.,ない．

2005）が起きたこの時代の詳細を知るうえで大きな障害となっている．これまで，この堆積間隙の地理分布など

5.2 風成塵は一次生産に役立っているのか？

を根拠として ACC 流路の復元が行われてきた（Lyle et

風成塵は，海洋表層，特に HNLC 海域［High Nutriental., 2007）が，そもそも堆積物が保存されないため，堆積（または High Nitrate）Low Chlorophyll 海域：表層に栄間隙が存在する時代の分析は困難であり，ACC の連続

養塩（硝酸塩・リン酸塩・ケイ酸塩）が高濃度で存在す的な長期変動史は完全には明らかになっていない．

るにもかかわらず，植物プランクトンの生物量が比較的

上記の問題を解決する方法として，堆積物が連続して低い状態が維持されている海域のこと］への鉄供給源の存在している場所，つまり ACC 流路の北部もしくは南一つと考えられている（Martin, 1990; Pollard et al., 2009;

部の堆積物で得られる情報を利用することが考えられ

Sigman et al., 2010）．高緯度域における風成塵の地球環

る．Tanimura et al.（2007）は，世界中で掘削されたコア

境システムへの役割については，Bullard et al.（2016）にの海底表層堆積物試料中（つまり，ほとんど現在の生態よりまとめられている．

情報を有している）に含まれる，外洋に多く生息する珪

水中の鉄は，有機物と複雑に反応して無機イオン，無藻 Thalassionema 属に属する複数種の殻産出量を詳細

機・有機錯体，無機・有機コロイド，生物・非生物粒子に明らかにしている．同様に，Armand et al.（2005），などといった様々な形態で存在している（Bruland andCrosta et al.（2005），Romero et al.（2005）は，南極大陸

Rue, 2001）．鉄不足環境下に生息する多くの生物は鉄粒周辺から得られた表層堆積物中に含まれる様々な海棲珪

子を直接利用できないことから，これらの溶存態である藻種の分布と頻度を示している（図 7）．これらの種のうイオンや錯体の形で取り込むため，様々な鉄利用機構をち，急激に水温が変化する ACC 流路の外側（北部），ま発達させてきた（内藤，2006）．また，植物プランクトン

たは内側（南部）に特異的に多産する種を限定できれば，種ごとに，鉄の化学形態による利用効率が異なることもその種はすなわち ACC 流路の変動史復元のための指標

明らかになっている（Naito et al., 2005a, b, 2008; Fukuza-

種となり得る．これらの現生種の中から，化石としても

ki et al., 2016）．近年，外洋海水中の鉄濃度の測定方法が

図 7：南極大陸周辺の表層堆積物から得られた珪藻種の産出地点と産出量（ここでは，環境指標種になると考えられている珪藻の一種である Fragilariopsis sublinearis と Thalassiothrix spp. が，珪藻群集全体のうちそれぞれ何％含まれていたか）を示した一例．
水色の線と紺色の破線は，それぞれ冬季と夏季の海氷分布域北端を示している．左図の種は海氷域の内部に多産しているため海氷関連種と考えられ，同様に，右図の種は海氷の無い海域から多産するため，外洋域の指標種とされている．左図は Armand etal.（2005），右図は Crosta et al.（2005）を改編．

108

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

急速に発達しているが，化学形態ごとの鉄の存在量を現下）が，風成塵や氷山の増加に起因しているのか，もし場で測定する方法は未確立であり，それらの存在量・挙

くは湧昇の活発化による溶存鉄供給量の増加に起因して動・植物プランクトンごとの利用能などの知見も十分でいるのかは，はっきりしていない（Bopp et al., 2003）．

はない（西岡，2006）．

また，湧昇によってどの程度の深さから栄養塩が上昇

上述のように風成塵は海洋一次生産に重要な役割を果できるのかなど，湧昇強度と栄養塩濃度の関係性も分たしているとされるが，固体としての鉄粒子は海底に短かっていない．さらに，氷山によってある程度の時間を時間で沈降してしまうため，植物プランクトンが利用しかけて生成される溶存態鉄を利用してブルームが起きる

やすいイオンなどの形態に変化する時間はほとんどない

可能性もある．したがって，ブルームを起こす鉄利用生可能性がある．そのため，植物プランクトン増殖量の変物に関して，陸水や海水の分析，海底での栄養塩湧出メ

動が本当に天然の鉄の供給量に依存しているのかについカニズムの解明，プランクトンの飼育・培養実験や生理て様々な議論が続けられてきた（西岡，2006 など）．植

生態学的研究なども含めた総合的な研究を進めていく必物プランクトン増殖のための鉄の重要性は海洋学におい要がある．実際にどのような生物種が増減しているかなても注目を浴びているが，陸域での研究によって，植物

ど，詳細なデータはほとんど報告されていないため，海プランクトンが利用できる溶存鉄生成の場として，森林

水中の鉄の化学態や濃度などを観測しながら，現生種のや湿地帯の重要性が示されている（Matsunaga et al.,

挙動を明らかにすることが，より詳細な古海洋環境復元

1998）．陸域から海域への鉄の供給や生態系とのつながにつながると思われる．

りについての研究成果は，夏池ほか（2016）に詳細に記されている．海洋では，同じ環境である（ニッチが競合

5.3 海氷とその周辺に生息する珪藻していると思われる）にも関わらず複数種の珪藻が生息

定着氷や流氷を含む海氷の分布面積の変動は，太陽光

しているが，異なる供給源・化学形態の鉄や，ほかの微の反射による寒冷化の作用や生物ポンプによる炭素の循

量元素を利用することによって棲み分けをしているのか

環など，地球環境に大きな影響を与えている．それだけもしれない．これらを明らかにするために，現場での正でなく，上述のように，海氷や氷山は風成塵と同様に海

確な観測および培養実験などの実験室での分析結果を統

洋表層への鉄供給源の一つと考えられているため合した研究が必須である．

（Martin, 1990; Sigman et al., 2010），生態系の基礎である

一方，古海洋学的研究例に目を向けると，堆積物中の一次生産者の増殖にも重要な影響を与えている．した

風成塵含有量の変動は，環境変動と一次生産量の増減にがって，南大洋の歴史を知るうえで，ある時代に海氷が関連づけられて述べられてきた（Rea et al., 1998; Lamy

どの程度広がっていたのかを明らかにすることは重要でet al., 2014）．また近年では，南大洋における一次生産あり，様々な方法で海氷分布の変遷史を明らかにしよう

は，巨大氷山によって運搬される鉄に大きな影響を受けとする試みが行われてきた（本巻の大島，飯塚も参照）．

ているという報告もある（Duprat et al., 2016; Wu and

珪藻化石を用いた海氷分布復元の手法に関しては

Hou, 2017）．

Armand and Leventer（2010）に詳しく述べられている．

したがって，南大洋などの高緯度域における風成塵や海氷下面に付着，もしくは間隙［海氷中でブラインが溶存態鉄の供給量変動と一次生産量の変動の解釈には，存在していた隙間：ブラインチャネル（brine channel）］

様々な要因を考慮する必要がある．例えば，寒冷化すれや表面に生息している藻類はアイスアルジー（ice al-ば大気が乾燥化し，季節風の強化が起こり，陸地から風gae）と呼ばれ，珪藻類がその代表である（Thomas and成塵(鉄)が多く供給されて一次生産量が増える，というDieckmann, 2002; 2010; Caron and Gast, 2010）．珪藻類

シナリオがある．しかし，寒冷化が起きた場合，表層水をはじめとするアイスアルジーは動物プランクトンのエが重くなったり，沿岸の風が強まったりして海洋沿岸のサとなって南大洋の生態系を支える役目を果たしている

湧昇が強化されるということも考えられる．すると，そ（Tynan et al., 2010; Soppa et al., 2016）．季節海氷域でのような湧昇によって，海底に沈降した後に溶存態とも，周年を通じて海氷が分布することのない海域でも，なった鉄が，海底堆積物からにじみ出た栄養塩とともに植物プランクトンバイオマスの多くを珪藻が占めている

再び海面付近に運搬され，植物プランクトンの増殖につが（Garrison et al., 1986, 2005; Tréguer et al., 1995;

ながることになる．また，寒冷化すれば，氷山によってLizotte et al., 1998），どのようなプロセスを経て，海氷中運ばれる鉄を豊富に含んだ陸起源の堆積物の量も増加すに珪藻などが取り込まれるかについては，Arrigo et al.

るだろう．このように，一次生産量の増加（CO2 量の低（2010）が詳細に紹介している．また，Ligowski et el.

化石から探る南極域環境変遷109（2012）は，ブラインチャネル内と海水中の両方で生活す残りやすい種が海氷関連種（sea ice related species）とる代表的な種である珪藻 Chaetoceros dichaeta の海氷内して扱われ，過去の海氷分布の変遷を知るための手がかと融氷後の海水中での形態差（sea ice form と plankton-

りになっている（図 7）．南大洋における海氷関連種は，

ic form として分けている）や，それぞれの環境下での生Armand et al.（2005）が，南極大陸周辺の海底堆積物の存戦略について議論している．

228 表層試料から得られた主要な珪藻化石 14 種の産出

一般的に，海氷内の藻類の成長を支配する第一要因は量分布を，現在の海氷分布と比較することでまとめてい

栄養塩の利用量と考えられている（Thomas et al., 2010）．

る．これらのデータにより，長期的な海氷分布の変遷史

海氷上の積雪量が多くない限り，海氷下面においても春を知ることができると考えられるが，より詳細に海氷関

季から夏季にかけて光合成に必要な光量は充分にあるが連種各種の生態学的特徴を吟味することで，海氷の季節（Grossi et al., 1987），海氷周辺では温度や塩分，海氷の変動なども復元できるかもしれない（図 8 はその概念

空隙率などによって栄養塩の利用効率は制限されてい図）．なにより重要なのは，どのような種がどのようなる．そのため，海氷に生息する珪藻類は一般に殻が薄い

場所にどれくらい生息しており，季節や年数を経るごとことが多いと考えられる．ただし，珪化作用は細胞成長にどのように群集組成が変化するのか，という現在の海率や Si(OH)4 の濃度，細胞内外の栄養塩や温度などに影

氷分布域における珪藻種の生態情報である．

響を受け，低温ほど珪化度は高くなる（Thomas et al.,

また，他の環境指標種においても言えることであるが，2010）．また，鉄制限も一部の珪藻種の殻を厚くする

絶滅種に関しては，そのほとんどの生態が不明であるた（Hutchins and Bruland, 1998; De La Rocha et al., 2000）

め，環境指標種として利用することは難しい．しかし，が，両極域の海氷環境下の多くで高い鉄濃度は測定されOlney et al.（2009）のように，漸新世堆積物から見つかない（Grotti et al., 2005; Lannuzel et al., 2007）．つまり，る絶滅種を環境指標種として用いようとする試みも行わ

海氷棲珪藻の殻は厚く珪化することになる（Smith andれている．絶滅種を信用に足る古環境指標種として立証

Nelson, 1985; Nelson et al., 1989）が，ここでも鉄分が珪することは容易ではないが，例えば，有孔虫殻から復元

藻類の繁栄だけでなく，殻形成の規制要因になっている

される酸素同位体比変動（過去の水温変動の指標となる）

可能性がある．

とある特定の珪藻種の産出量の変動が相関（逆相関）的

まれに保存の良い海氷棲珪藻化石殻が堆積物中から見であれば，寒冷（温暖）種である可能性は高い．また，つかることがあるが［Stickley et al.（2009）では北極海

近年，珪藻殻そのものから酸素同位体比を計測する技術

において始新世の深海堆積物中から報告］，そのほとんが発達したことで，珪藻殻から直接に海洋環境を復元す

どの種は薄い珪質殻を持ち，容易に溶解してしまうためる試みもされており（Leng and Swann, 2010; Snelling etに 化 石 と し て 保 存 さ れ な い（Ligowski et al., 1992;

al., 2014），将来的には珪藻化石殻そのものから，その化

Barron and Baldauf, 1995; Armand and Leventer, 2010）．

石種が生息していた水温などを復元できるようになる可そのため，海氷近辺に生息している殻が厚く化石として能性もある．

図 8：海底堆積物中の珪藻化石を用いた海氷分布域復元の方法（概念図）．

110

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

6. 未解明の生物種
様々な時空間スケールで環境が変動する海洋生態系において，環境変動の影響を強く受けながら，植物プラン
クトンは多様な群集を形成・維持し，一次生産者として生態系全体を支えている．これは，海洋環境変動下において，植物プランクトン群集内の各々の種が，環境が好適な局面では生産・増殖をする一方で，環境が不適な局
面では耐久・休眠などといった別の生態戦略をとって個体群を維持・活動している結果でもある．例えば，一部の渦鞭毛藻類や珪藻類，黄金色藻などは，それらの生活
史の中で栄養増殖に不適な環境になると，休眠シスト・胞子を形成する（Hargraves, 1976; Dale, 1983; Sandgren,1983）．珪藻類 Chaetoceros 属などでは内部形態に違いのある休眠細胞も報告されている（Hargraves, 1979; Ishii et al., 2012）．海洋の一次生産力の変動メカニズムや古環境の解明において，藻類の個体群維持活動における休眠シスト・胞子の機能の定量的評価は不可欠であるが，現生種の生態や化石種の分類学的研究などを含めて，南
大洋での研究例は未だ少ない．
本章では，南極域に生息しており，化石でも報告されてきてはいるが，これまでほとんど研究されてこなかった植物プランクトンの 2 つの分類群を紹介する．これらは双方とも生息環境の変化を乗り越えるための休眠細胞を形成するが，現生種の生態と化石種の分類を解明・確立することで，新たな南極環境変動史を解明する鍵とな
りうる．
6.1 南大洋の現生・化石 Chaetoceros 属休眠胞子
休眠胞子が化石として堆積物中から頻繁に確認されているが，現生種も含めて休眠胞子の分類学的研究がほとんど行われてこなかったグループに，海棲浮遊性珪藻
Chaetoceros 属がある（図 9）．Chaetoceros 属は，海洋全一次生産量の 20～25％の生産を行い，特に，沿岸湧昇流
域では 90％以上の一次生産を担っている（Nelson et al.,
1995）
．生態系の底辺という観点からも，また漁業・養殖業などにおいても非常に重要な生物であり，生態学的な観点から研究が行われてきた（Rines and Theriot, 2003）．
本属の亜属の一つである Hyalochaete 亜属の多くの種
は，海水中の栄養塩が豊富なときは 1 日に数回の分裂を繰り返し，鎖状の群体を形成し他の珪藻類と同様に大量に増殖する（図 10）．一方で，栄養塩が枯渇した環境下になると，栄養細胞時よりも殻が厚く丈夫な「休眠胞子」と呼ばれる特殊な細胞を形成し（McQuoid and Hobson,
1996; Suto, 2003），栄養環境が好転するまで海底に沈降・

図 9：南大洋の海水から得られた現生 Chaetoceros 属栄養細胞（1,2）と 休 眠 胞 子（3）．ス ケ ー ル バ ー は 全 て 10 m．
1.Chaetoceros dichaeta，2.C. bulbosus，3.不明．

化石から探る南極域環境変遷

111

図 10：珪藻の一属，Chaetoceros 属の生活環．他の多くの珪藻類と異なり，貧栄養状態になると，休眠胞子と呼ばれる殻の厚い特殊な細胞を形成して，環境が好転するまで海底で耐え忍ぶという戦略をとる．

堆積し，一時期を過ごすという特殊な生活史を持つ（板これまで須藤らの研究により，北太平洋や大西洋域の倉，2000）．休眠胞子の一部は，湧昇などのイベントに休眠胞子化石の分類が進められてきたが，南大洋の堆積よって海底の栄養塩とともに表層に運ばれ，発芽して栄物 中 か ら は，そ の 存 在 の 報 告（McColumn, 1975;

養細胞となり再び分裂を開始する．栄養供給が長期間起Harwood et al., 2000）があるものの，分類学的研究はほこらない場合，本亜属以外の珪藻はその多くが死滅してとんどされておらず，
さらにそれらがどのように分布し，いる（海底に堆積した休眠胞子は，栄養供給が無くても地質学的な時間スケールで消長を繰り返してきたかなど

約 20 年間生息することができる）ため，1 回の湧昇によといった情報は無い．また，湧昇の強度や頻度，栄養状

り有光層まで運ばれた休眠胞子は，発芽後に他の珪藻に態の変動などによって，どのようにその生息分布が変化

先んじて栄養を独占し分裂を進めることができる．このするのかといった情報もない．これらの情報は，南大洋ような環境が続くと，休眠胞子の形成と栄養細胞の分裂

海底堆積物中の休眠胞子化石の分類や群集組成変動を分が繰り返され，珪藻群集の中で優占種となっていく．

析すること，また，現世海洋の海水を汲み上げて，本属

Chaetoceros 属の栄養細胞殻は非常に薄く，細胞の死

栄養細胞・休眠胞子や他の珪藻類の群集組成，栄養塩組後に溶解してしまうが，厚く珪化した休眠胞子の殻はし成，それらの季節変動などを調べることにより明らかにばしば他の珪藻と共に堆積物（主に細粒堆積物や石灰質できるであろう．このような情報を蓄積することで，休団塊）の中に化石として保存される（Akiba, 1986）．そ

眠胞子化石を湧昇強度や栄養塩変遷の指標として用いるのため，休眠胞子化石の増減は，上記のような長期間（季ことができるようになる．

節的に，もしくは数年～数十年間）栄養が枯渇し，その後湧昇によって栄養が豊富に供給される海洋，特に湧昇6.2 南極域の現生・化石黄金色藻類シストが起こりやすい沿岸域の環境を示す環境指標として利用

黄金色藻（chrysophyte）は主に淡水環境に生息する

されてきた（Suto et al., 2012 など）．また，Baldauf（1992）

微細藻類で，分類学的には，不等毛植物門の 1 綱であるが指摘した始新世―漸新世での珪藻群集の大きな入れ替

黄金色藻綱（Chrysophyceae）に分類される（Duff et al.,

わり（turnover）とともに，未研究域である南大洋を除1995）．休眠期には，上述の Chaetoceros 属のように，珪く様々な海域で休眠胞子の多様度や産出頻度が上昇して質の殻を持つ球体あるいは楕円体のシストを形成するいることも明らかになっている（Suto, 2006; Suto et al.,（Duff et al., 1995）（図 11）．黄金色藻シスト化石は珪藻

2012）
．

化石と共産することが多く，化石として保存されやすい．

112

須藤 斎，加藤 悠爾，石野 沙季，服部 圭治，高橋 啓伍，真壁 竜介

図 11：南極域から見つかった黄金色藻シスト．1-12.化石．13-15.現生．
スケールバーは全て 5 m．

特に北半球高緯度域の淡水湖沼において，珪質湖底堆積や海氷の融け水からの流れ込みに由来すると考えられ物から黄金色藻シスト化石の産出報告が多くなされておる．このことから，海底堆積物中に含まれるシスト化石

り，その成果は Duff et al.（1995）や Wilkinson et al.（2001）の産出量変動を地質時代に遡って調べることで，連続的にまとめられている．南大洋の海底堆積物にも，珪藻化

な南極氷床変動（氷床融解イベントや，融氷水の流路・石とともに黄金色藻シスト化石が多産する場合がある

流量など）を復元するための有用な指標になり得る（南が，これに関する研究例はほぼ皆無であり，DSDP や

極氷床とその変動に関しては，本巻の関，福田，杉山，ODP の船上リポート中に，シスト化石の図版（顕微鏡写

草原も参照のこと）．

真）がわずかに示されている程度である（Perch-Nielsen,
1975; Harwood and Gersonde, 1990）．

しかし，黄金色藻の中には，少ないながらも海棲種も知られており，海氷中からも Archaeomonads と総称さ黄金色藻類の大半は淡水棲であるため，南大洋の海底れる黄金色藻シストが報告されている（Mitchell and

堆積物における黄金色藻シスト化石の産出は，南極氷床

Silver, 1982, 1986; Takahashi et al., 1986）（図 11-11）．し化石から探る南極域環境変遷

たがって，南大洋で産出する黄金色藻シスト化石の全てが陸の淡水由来であるとは言い切れない．黄金色藻シスト化石を古環境指標として確立するためには，海底コア中に産出する黄金色藻シスト化石の分類学的研究や産出量変動の調査のみならず，現在の南極域における海水・淡水中の黄金色藻類の栄養細胞・シストの分類を行い，それらの季節変動などの生態を明らかにすることが必要
である．

7. 分かっていること，分かっていないこと
堆積物中の化石を用いて過去の環境や年代に関する様々な情報を取り出すことができるが，化石化過程そのものや，化石化の間やその後に化石群集や形態がどのように変化したのかを確実に知る方法はいまだに確立していない．また，現生種に関しても，特に南大洋域へのア
クセスの困難さなどの要因から，一年～数年を通した詳細な生態が分かっている生物種は多くない．
微化石を使って古環境をより正確に復元するためには，現生種であれば現在の海洋環境のデータを基に，絶滅種であれば現生の近縁種の情報を基に，より再現性の高い情報を集めるほかない．また，海洋や植物プランクトンの研究者のみならず，地球環境そのものや様々な生物群，さらには地球物理学・化学分野の研究者を巻き込
んだ共同研究が望まれる．本稿で挙げた微化石を用いた研究に関する様々な問題とそれらの解決案は，南大洋に限られたものではなく，全海洋において共通する問題でもあるが，人的な影響が少ない南大洋でこれらの研究を実施することへの優位性はとても高い．一方で，個人や一研究機関，限られた期間で実施することが困難な研究が多いのも認めざるを得ない．複数の研究者や各国の研究機関が，分野・国境の垣根を超えて研究を遂行することができれば，より正確な古環境の復元を行えるだけでなく，より確実な将来予測へとつなげることができるかもしれない．

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doi: 10.14943/lowtemsci. 76. 121

全球気候変動を駆動する南大洋海洋循環― アガラスリーケージとウェッデルジャイヤ ―池原 実1)
南大洋は全球気候変動にとって重要な役割をもっている．巨大な物質リザーバである南大洋における諸現象（生物ポンプ，海洋フロント，海氷分布，表層成層化，湧昇等）の変化の理解が大気 CO2 濃
度変動の原因とプロセスを解き明かすために重要である．南大洋での海洋フロントの移動は，アガラ
スリーケージの変化を介して大西洋子午面循環の強弱に影響する．また，ウェッデルジャイヤの拡
大・縮小は，南極周極流の移動とともに海氷分布域やそれらの融解スポットを変化させることから，
南大洋における成層化の程度や生物ポンプの地理的多様性とそれらの変化をもたらしている．

Ocean circulation in the Southern Ocean driving global climate change― Agulhas leakage and Weddell gyre ―Minoru Ikehara1
The Southern Ocean plays a very important role in the global climate change on the present and geologic past.
To resolve the causes and processes of atmospheric CO2 change, it is important to understand the mechanisms andprocesses of sub-systems in the Antarctic Cryosphere such as a change of biological productivity, surface water frontal
system, sea-ice distribution, surface stratification, and wind-driven upwelling. Migration of the Southern Ocean fronts
affects the intensity of the Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC) through changes in the Agulhas
leakage. In addition, expansion and reduction of the Weddell gyre changes the geographical variability and itschanges of surface stratification and biological pump. These changes are derived from changing the sea ice
distribution and their melting spots with migration of the Antarctic Circumpolar Current.
キーワード：南大洋，アガラスリーケージ，ウェッデルジャイヤ，海氷，南極周極流
Southern Ocean, Agulhas leakage, Weddell gyre, sea ice, Antarctic Circumpolar Current

1. はじめにてきた．HNLC 海域は，表層混合層に栄養塩が豊富に存在しているにも関わらず，海水に溶存している鉄が不足

南大洋（Southern Ocean）は負の熱と CO2等の物質のしているために植物プランクトンの一次生産が制限され

巨 大 な リ ザ ー バ で あ り，全 球 気 候 変 動 の 鍵 を 握 る．

ている海域のことである．鉄仮説では，南大洋の HNLC

Martin らが提唱した「鉄仮説」（Martin, 1990）以来，南海域において，氷期に陸域から大気経由のダストとして

大洋は高栄養塩・低クロロフィル（high-nutrient, low-

多量の鉄が海洋に供給されると，一次生産が増大して大chlorophyll: HNLC）海域の代表的な海洋として注目され

気から海洋への二酸化炭素吸収が促進されていたと考えられている．このような南大洋における生物ポンプの駆

連絡先
池原 実
高知大学 海洋コア総合研究センター〒783-8502 高知県南国市物部乙 200
Tel. 088-864-6719
e-mail：ikehara@kochi-u.ac.jp⚑) 高知大学 海洋コア総合研究センター
Center for Advanced Marine Core Research, Kochi
University, Nankoku, Japan

動効率の変化を復元する研究が様々な古環境代理指標（プロキシ）を用いて行われてきた（例えば，Ikehara etal., 2000）．
南 大 洋 を 特 徴 付 け る 南 極 周 極 流（Antarctic
Circumpolar Current: ACC）
（図 1）は水深 3000 m 程度の厚みを持つ世界最大級の表層循環流であり，ドレーク
海峡での流量は黒潮流量の 4 倍以上の最大 135 Sv（106m3/s）に達する．ACC や海氷分布，表層水温，塩分など

池原 実

122

図 1：南半球における海洋循環とアガラスシステムの概念図．背景のカラーは Ocean Data View (Schlitzer, 2013) とWorld Ocean Atlas Data 2013 (Locarnini et al., 2013; Zweng et al., 2013) を用いた海洋表層における（a）年平均水温と（b）
年平均塩分の分布を示す．矢印（黒と白）は主要な表層循環パターンを示す．海洋フロントの位置は Belkin and Gordon(1996) に基づいた．海氷分布は Comiso (2003) に基づいており，冬季海氷縁（WSI）は 9 月の平均海氷密接度（1979-1999）
が＞15％の位置を示しており，夏季海氷縁（SSI）は 2 月の平均海氷密接度（1979-1999）が＞15％の位置を示す．南大洋
は風成循環である南極周極流によって複数のゾーンに分けられ，各ゾーンは異なる水温と塩分で特徴づけられる．図中の略号は次の通り．アガラス海流（Agulhas Current: AC），アガラスリーケージ（Agulhas leakage: AL；渦で示されている），アガラスリターン海流（Agulhas Return Current: ARC）
，亜熱帯前線（Subtropical Front: STF）
，亜南極前線（Subantarctic Front: SAF）
，極前線（Polar Front: PF），南極周極流（Antarctic Circumpolar Current: ACC）
，冬季海氷
縁（winter sea ice limit: WSI）
，夏季海氷縁（summer sea ice limit: SSI）
，ウェッデルジャイヤ（Weddell gyre: WG）．

の変動は，南大洋の海洋循環とそれに伴う深層から大気に，中緯度域のストーム（台風やハリケーン）の経路にへの CO2放出の強さや南極氷床に作用し，炭素循環や海エ ネ ル ギ ー を 供 給 し て い る（Hu et al., 2015; Palter,

水準変動を介して全球気候変動を駆動していると考えら

2015）．西岸境界流は，人為起源の温暖化に反応してされている（例えば，Sigman et al., 2004）．実際に，南大洋

らに温暖化を助長し，極端気象を発現させることが予測における現場観測データの蓄積によって，ACC 付近のされている．南アフリカ南端部において，アガラス海流

表層から亜表層において暖水化と低塩化が進行しておりの 大 部 分 は ア ガ ラ ス リ タ ー ン 海 流（Agulhas Return（Gille, 2008），ACC が極側へシフトしていることが推察

Current）としてインド洋に戻る（図 1）．アガラス海流されている（Aoki et al., 2003）．このような全球気候変の一部分がアガラスリーケージ（Agulhas leakage）を経

動と南大洋変動との相互作用の実態解明のために，過去

由してインド洋―大西洋ゲートウェイを超えてインド洋に CO2 濃度が大きく変動した時代の実態を明らかにすの熱と塩分を大西洋に供給している．

ることは有力なアプローチである．本稿では，南大洋に

大西洋子午面循環（Atlantic Meridional Overturning

おける海洋循環と全球気候変動の関係の一端を，南極周Circulation: AMOC）は，北半球の中緯度域における熱と極流，アガラスリーケージ，ウェッデルジャイヤに着目

炭素の輸送の大半を担う主要な子午面循環であり（図しながらレビューする．大気 CO2 濃度変動機構とも密2），その循環の強さや北向きの熱輸送の長期変化は，全接に関連する南大洋における海洋フロントと海氷縁の南球的な熱塩分配を介して気候を変化させる．アガラス海

北シフトに関しては，池原（2012）にまとめられている．

流は，インド洋から南大西洋への熱塩移流としてのアガ

また，1990 年代における南大洋の古海洋変動の復元研究

ラスリーケージを支配することで AMOC に影響し（図例は池原（2001）に詳述されている．本稿とあわせて 2

1），結果として全球海洋循環に関わっている（Beal et al.,つの総説を参照されたい．

2011）．このようにそれぞれの大洋間での海水のやりとりが行われる特定の海域をゲートウェイと呼び，テクト

2. ア ガ ラ ス リ ー ケ ー ジ と 大 西 洋 子 午 面 循 環（AMOC）

ニックな時間スケールにおける海洋循環と気候変動を支配する因子としても重要である（詳細は本巻の佐藤ほかを参照）．例えば，オーストラリア大陸と南極大陸に挟

アガラス海流（Agulhas Current）はインド洋の西岸境

まれたタスマニアゲートウェイや南米と南極の間のド界流である．このような西岸境界流は熱帯の熱と塩を高レークゲートウェイは，大陸移動に伴って，いつ開裂し緯度へ運搬する媒体であり，全球気候を和らげるとともて南極周極流が成立したのかが新生代の気候変動と南極

全球気候変動を駆動する南大洋

123

図 2：全球の海洋循環の概念図（Talley, 2013）．紫：表層および水温躍層，赤：水温躍層下部および中層水，オレンジ：インド洋深層水（Indian Deep Water: IDW）と太平洋深層水（Pacific Deep
Water: PDW），緑：北大西洋深層水（North Atlantic Deep Water: NADW），青：南極底層水（Antarctic Bottom Water: AABW），灰色：ベーリング海峡通過流，地中海と紅海への流入．

氷床発達史を検討する上で決定的に重要である．タスマ

しかしながら，その後アガラス海流の位置や流量など

ニアゲートウェイの変遷史については，鈴木（2012）にに関する現場観測研究が進展した結果，1990 年初頭以降

詳しくまとめられている．

アガラス海流が強化しているのではなく，渦活動（eddy

アガラスリーケージと気候変動の関連に関しては，こactivity）が活発化したことによってアガラス海流の影れまで多くの研究がなされてきた．例えば，アガラス

響範囲が拡大していたことが最近報告された（Beal andリーケージは南半球偏西風帯（Southern Hemisphere

Elipot, 2016）．黒潮やアガラス海流などの強い海流であwesterly winds）の位置，つまり南極周極流から亜熱帯

る西岸境界流周辺では，同時に数百 km 程度のスケール

ジ ャ イ ヤ を 隔 離 す る 亜 熱 帯 前 線（Subtropical Front:を持つ渦活動も非常に活発となる．例えば，日本近海でSTF）と関係していると考えられている（de Ruijter etも渦活動と黒潮大蛇行の関連などが議論されている（鹿al., 1999; Biastoch et al., 2009; Rouault et al., 2009）．この島ほか，2008）．アガラス海流のような西岸境界流にお概念に基づくと，近年の温暖化に伴って偏西風帯が南下

ける渦活動の増加は，極側への熱の移動を増加させ，かした場合，アフリカ大陸と STF との間のゲートウェイ

つ，海洋フロントを超えて水塊相互に栄養塩を交換するが拡がるためインド洋から大西洋への熱塩移流が増えることに寄与する．このような渦の効果については，同様ことになる（Beal et al., 2011）．逆に，氷期で想定されての西岸境界流である黒潮，東オーストラリア海流，メキ

いるように偏西風帯が北上すれば，アガラスリーケージ

シコ湾流でも指摘されており（Hu et al., 2015; Palter,は縮小することになる（Bard and Rickaby, 2009）
．この

2015）
，温暖化の進行に伴う海流系の変化予測についてようなアガラスシステムの変化が AMOC を介して全球重要な視点を提供している．

気候変動のトリガーやフィードバック機構となっている

アガラスリーケージの変動が AMOC に影響を与える可能性が指摘され注目されている（Beal et al., 2011）．例

ことがモデル実験からも指摘されている．リーケージのえば，温暖期に偏西風帯の南下によって熱塩移流が強化

強さの変化は大西洋の成層化の程度と深層水の沈み込みされたとしたら，南大西洋の塩分総量が増加し，北大西

強度を変え，AMOC を数百年スケールで異なる安定状

洋深層水（NADW）形成域への塩分輸送量が増大するた態に導くことが示唆された（Weijer et al., 2001, 2002）．

め，結果として AMOC が強まることとなり，さらに温つまり，アガラスリーケージが強まると，大西洋が相対

暖化が加速されることが考えられる（正のフィードバッ

的に高塩分化し，AMOC がより安定的に循環することク）．

となる（図 3）
．

池原 実

124

図 3：現在の大西洋子午面循環（AMOC）の概念図（Buizert and Schmittner, 2015）．
原 図 は Talley (2013) に よ る．図 中 の 略 号 は 次 の 通 り．南 極 底 層 水（Antarctic
Bottom Water: AABW），下 部 周 極 深 層 水（Lower Circumpolar Deep Water:
LCDW），南極中層水（Antarctic Intermediate Water: AAIW），亜南極モード水（Subantarctic Mode Water: SAMW），太平洋深層水（Pacific Deep Water: PDW），
インド洋深層水（Indian Deep Water: IDW）
，北大西洋深層水（North Atlantic Deep
Water: NADW）．南大洋では，相対的に密度が小さく溶存酸素の少ない IDW とPDW が，密度が大きく高塩分の NADW の北側で湧昇している（Talley, 2013）．

氷期・間氷期スケールでのアガラスリーケージの変動示唆している（Peeters et al., 2004）．

は，
南アフリカ沖の海底コアの解析から復元されている．

Simon et al. (2013) は，南アフリカ東方沖の海底コア

例えば，Martínez-Méndez et al. (2010) は，アフリカ大陸（CD154 17-17 K）を用いて過去 10 万年間の浮遊性有孔最南端の喜望峰沖で採取された 2 地点の海底コアから浮虫の遊性有孔虫化石殻を抽出し，酸素同位体比（O）との変動を明らかにした．また，浮遊性有孔虫群集の変化

Mg/Ca 古水温，浮遊性有孔虫群集組成の変動を過去 35も並行して求めることで，アガラスリーケージ群集と呼万年間にわたり復元するとともに，

O と Mg/Ca 比かばれる種群に着目した解析も行い，アガラス海流の上流

O（つまり表層塩分）の変動を復元した．こ側の変動パターンも示した．その結果，アガラスリター

れらの解析結果は，単純に氷期に表層水温が低下するとン海流における渦活動の増加が，亜熱帯前線より南方のいう変動パターンではなく，
過去 3 回の氷期の最寒期と，亜南極表層水を一部巻き込む南西インド洋ジャイヤとのそれらに引き続く融氷期に表層水温が高くなる傾向を示

混合を引き起こすことを見いだした．このことは，アガし，氷期の海洋表層の塩分が間氷期に比べて有意に高ラス海流自体がアガラスリターン海流と南西インド洋かったことを示した．このことから，氷期のアガラス海

ジャイヤのダイナミクスと強くリンクしており，南大西

流が温暖で高塩分化していたことが推定される

洋におけるリーケージ下流域の変動はアガラス海流の地（Martínez-Méndez et al., 2010）が，その具体的な要因と域的な変化を反映している可能性があることを示していメカニズムはよくわかっていない．また，アガラスリーる（Simon et al., 2013）．2016 年には国際深海科学掘削

ケージの影響が及ぶ海域，つまり渦として熱塩を運ぶア計画（International Ocean Discovery Program: IODP）

ガラスリングが西進する南アフリカ西方沖における海底による南アフリカ沖掘削（IODP Exp. 361）が実施されコアの解析からは，アガラスリーケージが氷期から間氷ており，今後，更新世～鮮新世のアガラスリーケージ変期への移行期（融氷期）に最も強くなることが推測され動に関する研究成果が次々に公開されることが期待されている（Peeters et al., 2004; Beal et al., 2011）
．このこと

る．

ら海水の

18

18

18

は，融氷期のアガラスリーケージの強化が AMOC を間
氷期モードに移行させる強制力として働いていたことをO と Mg/Ca 古水温を復元し，アガラス海流自体

18全球気候変動を駆動する南大洋

125

3. ウェッデルジャイヤの変動
南大洋を特徴づける東向きの南極周極流は世界最長の海流であり，その流量は約 135 Sv と非常に大きい．南極周極流は水温と塩分が急激に変化するいくつかの前線を伴って流れており，亜南極前線（Subantarctic Front:
SAF），極前線（Polar Front: PF），南周極流前線（Southern
ACC Front）などがある．南極周極流の赤道側には亜熱帯ジャイヤが存在し，その極側には主要な海盆に対応してウェッデルジャイヤ（Weddell gyre）とロスジャイヤ（Ross gyre）と呼ばれる時計回りの亜寒帯循環が存在する（図 1）．西南極氷床から張り出す巨大な棚氷（フィッシャーロンネ棚氷）からは絶えず氷山が流出し，南極半島東岸のラーセン棚氷からは度々巨大氷山が流出するため，
温暖化の象徴として各種メディアに取り上げられる．
また，ウェッデル海は南極底層水と海氷の主要な生成場でもある．それゆえ，ウェッデル海は現在進行形の環境
変化の実態や過去に起こっていた古海洋変動ダイナミク
スを解き明かす要となる海である．
南大洋における海氷分布域は冬季に拡大し，夏季に縮小するという大きな季節変動を示す．南大洋の海氷分布域は一様ではなく，ウェッデルジャイヤが存在する南大西洋やロスジャイヤが存在する南太平洋では，より低緯度側へ張りだしている（図 1）．そのため，南極大陸を取り囲む南大洋では，太平洋，大西洋，インド洋の各セク

図 4：氷融解ホットスポット（ice melting hot spot）を示す南
大洋大西洋セクターの海底地形と水温分布図（Geibert et al.,2010）．
（a）海底地形図の上に海洋フロントを示してある．
南極周極流（ACC）とウェッデルジャイヤの境界（WG/ACC）
は Orsi et al. (1995) に基づく．破線で囲まれた楕円部分が氷
融 解 ホ ッ ト ス ポ ッ ト．
（b）表 層 水 温 分 布 か ら 認 め ら れ る
ウェッデルジャイヤ．実線は 0.5℃の等温線．東経 25 度付
近に東西の表層水温境界が位置する．

ターや亜寒帯循環の有無によって，海氷分布域の北限や海洋フロントの位置，水温，塩分分布などに経度ごとの鉄制限下の南大洋において生物生産が活発化するホット

多様性が生まれる．特に，南大西洋においては，ウェッスポットが形成されていると主張した（Geibert et al.,デルジャイヤが存在するために冬季海氷縁がより低緯度

2010）．このウェッデルジャイヤ北東端の生物生産ホッ側へ張り出し，ドレーク海峡を通過した南極周極流も南トスポットはアフリカ大陸西岸沖の湧昇流海域に匹敵す

緯 60 度付近を中心として東進する．ウェッデルジャイ

るサイズであり，今後の海氷分布の変化と南大洋におけヤの東端は東経 20-30 度付近にあると考えられている

る CO2 隔離の将来予測にとって見逃すことは出来ない

が，それより東方のインド洋セクターでは冬季海氷縁とと指摘されている（Geibert et al., 2010）．

それとほぼ同義である南極周極流南方境界（southern

このような氷融解ホットスポットは，過去の気候変動

boundary of ACC）は，より高緯度（南極）側へ南下するにおいてどのように変化をしてきたのだろうか．南大洋（図 1）．よって，東経 20-30 度付近のウェッデルジャイにおいて氷（海氷もしくは氷山）が存在した地質学的証

ヤ東端には同じ緯度帯でも表層水温が変わる境界が生じ拠の一つとして漂流岩屑（ice-rafted debris: IRD）があるる（図 4）．Geibert et al. (2010) は，相対的に表層水温の（池原，2012）．池原（2012）が，南大洋における IRD の高い水塊と接するウェッデルジャイヤ北東端を「氷融解有効性と注意点をまとめているので，その詳細について

ホットスポット（ice melting hot spot）」という概念で表は別稿に譲る．また，過去の海氷分布の復元には珪藻群現した．ウェッデル海で生成された海氷がウェッデル

集解析が有効である（例えば，Gersonde et al., 2005）．残ジャイヤによって運ばれ，ジャイヤ北東端域で相対的に念ながら，現時点において氷融解ホットスポットや水温の高い水塊と接することで，局所的に大きな海氷融

ウェッデルジャイヤの変動史に関する知見はほとんど蓄解が生ずることになり，海氷の上に降り積もったダスト

積されていない．しかしながら，現在は海氷の影響が皆由来の鉄などの親生物元素が供給されることによって，無である南西インド洋の海底コアの解析から，氷期には

がんせつ

池原 実

126

図 5：南大洋における 2002 年から 2010 年の（a）氷山の体積分布と（b）年平均淡水インプットの分布．Tournadre et al. (2012) を一部改変．
（a）には，AMSR-E センサーによる海氷データに基づいて，夏季海氷縁が黒線で，冬季海氷縁が赤線で示されている．

その海域が海氷に被覆され，現代（完新世末）とは明ら形で氷山が流下して拡散し，それらが融解することで多かに異なる海洋環境であったことが報告されている量の淡水が南大洋に供給されているのである（Manoj et al., 2012, 2013）．さらに，この南西インド洋海（Tournadre et al., 2012；図 5）．

域では，日本主導でデルカノライズとコンラッドライズ

ウェッデルジャイヤは活発な鉛直循環のために深海とにおいて海底コアが採取されており，これらを用いた古大気が直接接することができる世界最大の海であり，大環境変動研究による進展が期待される．

気 CO2 の吸収場（生物ポンプ）としての役割だけでなく，

上述の通り，ウェッデル海は西南極氷床由来の氷山が南大西洋の亜熱帯水と南極大陸を隔てる熱的緩衝材とし多量に流出する現場である．最近の人工衛星センサーのても重要であり，その変動（拡大／縮小）は全球的な気発達により小規模（100～2800 m）な氷山の検出技術が候変動に大きなインパクトを与える．また，その北側を進み，南大洋における氷山分布をより定量的に把握する

流れる南極周極流においても，表層から亜表層（水深ことができるようになってきた．Tournadre et al. (2012)1000 m 位まで）が明らかに暖水化と低塩化を示していは，2002 年から 2010 年における南大洋の氷山をデータ

ることがわかっており，南極周極流の位置が極側へ移動

ベース化し，そのサイズや存在量等を描画することで，していることが原因だと考えられている．アガラスリー

南極氷床からの氷山の流出と南大洋での氷山の融解に明ケージやアガラスリターン海流のダイナミクスもインド

瞭な季節サイクルがあることを明らかにした．南大洋に洋から大西洋への熱塩移流を支配していることから，存在する氷山の大部分は小型の氷山であるが，それらはウェッデルジャイヤの拡大／縮小やアガラスリーケージ

大型（＞5 km）の氷山の分布と密接に関係していることの弱化／強化は，南大洋成層化や南極中層水などを介しも明らかとなった．また，特筆すべき点は氷山の定量的て全球気候変動に大きなインパクトを与える．しかしな推定である．南大洋に存在する氷には海氷と氷山がある

がら，ウェッデルジャイヤの挙動を復元するのに適したが，そのうちの約 40％が氷山であり，それら氷山全体の位置の海底コアが欠落しているため，それらの変動の実

年平均体積はおよそ 400 Gt（25-30％の誤差を含む）で態は不明であり，今後の研究課題として重要である．

あることから，南極氷床からの氷山の流出と融解によって南大洋に莫大な量の淡水がインプットされていることになる（Tournadre et al., 2012；図 5）．氷山の半減期は

4. 南大洋の基礎生産変動

約 200 日と見積もられていることから（Jacka and Giles,

南大洋やベーリング海などの極域海洋では，一般的に2007），大部分の氷山は南極大陸から流出してから 1 年

海洋表層における基礎生産量が大きい．これは極域の海程度で融解すると考えてよい．ウェッデル海から流出し

洋表層に栄養塩が豊富に存在することに起因する．豊富た氷山は，ウェッデルジャイヤに乗って南極半島沿いにな栄養塩は，冬季の暴風による海水の混合や湧昇流に流れ，スコシア海付近で南極周極流によって東へ流され

よって中深層から表層に供給されている．しかし，海洋ていく．よって，基本的にはウェッデルジャイヤに沿う

表層に栄養塩が高濃度で存在するにも関わらず，植物プ

全球気候変動を駆動する南大洋

127

ランクトンの生産量が比較的低い状態が維持されている
高栄養塩・低クロロフィル（HNLC）海域が，南大洋，北太平洋亜寒帯域，東赤道太平洋に存在する．HNLC 海域
における基礎生産量変動は，大気中の CO2 濃度の変動機
構としても重要視されており，その極域海洋における基礎生産量変遷史は，光環境や栄養塩供給，マイクロ栄養塩としての鉄の供給量の変動に支配されていると考えら
れ て い る．特 に，John Martin に よ る 鉄 仮 説（Iron
Hypothesis; Martin, 1990）の提唱以来，HNLC 海域における鉄供給と生物ポンプ（biological pump）の駆動効率の変化が CO2 濃度を変化させるプロセスとして注目され，現場海洋での鉄散布実験や HNLC 海域における古海洋研究が盛んに行われてきている．
南大洋は地球規模の気候システム変動において極めて重要な役割を持っている．図 6 に，南大洋における海洋
循環と炭素循環を示す概念図（Sigman and Boyle, 2000
を改変）を示す．南大洋の場合，亜南極前線や南極前線などの表層フロントと栄養塩濃度は密接な関係があり，周極深層水（Circumpolar Deep Water: CDW）の湧昇に
よって南極前線より南の南極表層水に栄養塩が豊富に供給される状態が常に維持されている（図 6a）．しかし，
現在では鉄律速によって南大洋は典型的な HNLC 海域となっている．氷床コアや海底コアの記録から，氷期には南米や豪州からのダスト供給量が増大していたことが

図 6：南大洋における海洋循環と炭素循環を示す概念図．
Sigman and Boyle (2000) を改変．
（a）間氷期，（b）氷期．
STF：亜熱帯前線，PF：極前線，SAMW：亜南極モード水，AAIW：南極中層水，CDW：周極深層水，AABW：南極底層
水

わかっている（例えば，Ikehara et al., 2000; MartínezGarcia et al., 2009）．このような氷期のダスト供給の増解の効果も大きくなって表層の成層化が強化され，その加によって，南大洋の基礎生産が増大し生物ポンプが効

結果，CDW の湧昇が制限されて基礎生産量が低下して率的に働いていたと考えられている（図 6b）．しかし，いた（図 6b）．このような南大洋の成層化は，南大洋の

南大洋全体で氷期に基礎生産量が増加していたわけでは

中深層水から大気への二酸化炭素の放出を制限することなく，完新世に比べて氷期に有意に基礎生産量が増加しにも寄与していたと考えられる（Anderson et al., 2009）．

ていた海域は南極前線より北側に限定されている

近年，南大洋の成層化の変動や偏西風帯での湧昇流の（Kohfeld et al., 2013；図 7）．南極前線より南では，氷期

強弱が，氷期・間氷期スケール，および，より短い時間に冬季海氷分布域が拡大するとともに，氷山の流出と融スケールでの大気-海洋間の炭素循環を支配しているプ

図 7：南半球における輸出生産（export production：海水中の生物生産が海洋底へと輸送される量）の分布図．Kohfeld et al. (2013) を一部改変．完新世後期を基準としたときの最終氷期最寒期（LGM）の輸出生産の差で表されている．赤は LGM に輸出生産が増加し，青は逆に LGM に輸出生産が減少したことを示す．

池原 実

128

図 8：南大洋の 3 地点における極前線の南側での湧昇の強度を示すプロキシである生物源オパールフラックス（Opal Flux）の変動（Anderson et al.,2009）
．南大洋において生物源オパールの沈降フラックスのプロキシとして有効な 231-プロトアクチニウムと 230-トリウムの比（231Pa/230Th）もプロッ
トされている．最終融氷期［およそ 17,000（17ka）年前～10,000（10ka）年
前］に湧昇流が強化していたことを示している．南大洋の各セクター（A）
太平洋，（B）インド洋，（C）大西洋から得られたコアの解析結果．

ロセスとして着目されている（Anderson et al., 2009）．

昇もまた，南極前線より南側での CDW の湧昇強化の間

南大洋には世界最大級の表層流である南極周極流が流

接 的 な 証 拠 と な り う る．Anderson et al. (2009) は，れ，その上空には大陸に妨げられること無く非常に強い

CDW の湧昇によって表層にもたらされた栄養塩が低緯

偏西風が吹いている．この偏西風起源のエクマン湧昇度方向へ輸送され，南極前線や亜南極前線付近において（wind-driven upwelling）が表層の栄養塩濃度を変化さ

冷 却 さ れ て 沈 み 込 み，南 極 中 層 水（Antarctic

せる因子の一つである．最終融氷期には，それまで成層Intermediate Water: AAIW），および，亜南極モード水構造が発達していた南極前線の南側において湧昇流が強（Subantarctic Mode Water: SAMW）として，それぞれ化され，基礎生産量が増加したことが明らかになってい中層（およそ深度 100-1000 m の範囲）と亜表層（深度約る（Anderson et al., 2009；図 8）．このとき活発化した湧100 m までの範囲）で，さらに低緯度方向へと輸送され昇流の影響で，南大洋から大気へ二酸化炭素が放出され，ることを重視した．これが赤道などの湧昇域等で表層へ

融氷期に大気二酸化炭素濃度を増大させた．この最終融もたらされることで，現場の基礎生産量が増加し，輸出

氷期における南大洋の湧昇流強化は，南極における一時生産として海底への生物起源粒子フラックスが上昇する

的な寒冷化現象である Antarctic Cold Reversal (ACR)

ことにつながる（Anderson et al., 2009）．

の前後に 2 回起こっていたことが推定されており（図より長い時間スケールにおいては，南大洋における過8），大気中での C 生成率や南極氷床コアの二酸化炭素

去 110 万年間のダスト供給量と基礎生産量の変動史が明

濃度が 2 段階で変化することと整合的である（Anderson

らかとなっている（Martínez-Garcia et al., 2009）．南大

et al., 2009）．

西洋（ODP Site 1090）では，氷期に主に南米パタゴニア

14より低緯度の熱帯・亜熱帯域における生物生産量の上を起源とするダスト供給量（アルカンや Fe の埋積速度）

全球気候変動を駆動する南大洋129が増大し，生物ポンプが駆動して表層生物生産量（アルた．セジメントウェーブ（sediment wave）の発見であ

ケノン埋積速度）が有意に増加していた．このような氷る．

期・間氷期スケールの周期的な変化が，過去 110 万年間

深海底のセジメントウェーブは，数 10 m から数 km

継続していた．また，過去 400 万年間の南大西洋へのダの波長と数 m の波高を持つ大規模なベッドフォーム（堆スト供給量変動が復元されており，中期更新世気候変遷積形態）であり，底層流や乱泥流によって形成されるこ期（mid-Pleistocene climatic transition: MPT；80～120とが知られている（Wynn and Stow, 2002）．泥（粒径 63万年前）を挟んで，ダスト供給量が大きく変調したことm 以下）から構成される場合，マッドウェーブ（mud-が明らかとなっている（Martínez-Garcia et al., 2011）．

wave）とも呼ばれる．底層流に起因するセジメント

その結果から，MPT 以降に南大洋へのダスト供給量がウェーブは，北大西洋深層水（NADW）の通過流路であ増加し，南大洋での鉄肥沃化が進んだ結果，生物ポンプ

るアイスランド南方の北部北大西洋で顕著に認められるの活発化によって大気二酸化炭素濃度が減少し，地球規（例えば，Manley and Caress, 1994）．一方の南大洋では，

模の寒冷化が進行したというシナリオが提案されていウェッデル海西部の南極底層水が流下する海域で認めらる．

れている（例えば，Howe et al., 1998）．しかしながら，コンラッドライズ南西斜面で見つかったセジメント

5. セジメントウェーブから探る鮮新世以降の南極周極流の変化

ウェーブは水深 3000 m 付近に認められ，白鳳丸航走中に周辺海域から取得したサブボトムプロファイルや海底地形記録では，南極底層水が流れていると考えられる水

南極周極流は水深 3000 m 程度の厚みを持つ世界最大

深 5000 m 付近のエンダービー深海平原にはセジメント

級の表層循環流であることはすでに述べた．その厚みのウェーブは観察されなかった．そこで，コンラッドライ

おかげで，
南極周極流の主要な流路やフロントの位置は，

ズのセジメントウェーブは南極底層水によって形成され一部で海底地形との相互作用によって支配されているているのではなく，南極周極流に起因しているという仮（Sokolov and Rintoul, 2009）．例えば，ドレーク海峡を通説を立て，3 年後の白鳳丸 KH-10-7 次航海において 12過した南極周極流は，スコシア海を経由してサウスサン

本の測線を追加してセジメントウェーブの時空間分布を

ドイッチ諸島の北側を回り込む形で東進し，南西インド

明らかにすることで，南極周極流との関係の解明を試み

洋海嶺（Southwestern Indian Ridge: SWIR）に沿って流た．その結果，コンラッドライズのセジメントウェーブ

れている．また，南インド洋のケルゲレン海台が巨大なは，波長 1～2 km，波高 10～100 m で，1 つのウェーブ障壁となるために南極周極流の主要部はケルゲレン海台

構造の長さは最大 40 km 程度に及ぶことが明らかと南部の凹地を通過している．このようにその一部が海底なった（Oiwane et al., 2014；図 9a）．このような大規模

地形に制約を受けながら流れている南極周極流は，地質

セジメントウェーブのクレストの走向（ウェーブの頂部

学的時間スケールにおいて，いつ頃から現在と同じようが連なる方向）は，場所によって異なるが，等深線に平な流路となり，その流路の変遷は南大洋の海洋環境や全行または準平行に分布する．また，コンラッドライズの球気候変動とどのように関係してきたのだろうか．その海底面においてセジメントウェーブが観察される領域は

一端は意外なアプローチから復元されてきた．

水深 2400～3400 m 程度に限定され，サブボトムプロ

2007 年度に実施された白鳳丸 KH-07-4 Leg 3 航海にファイルからは，コンラッドライズ北側斜面にもセジメ

おいて，昭和基地のはるか北方に位置するコンラッドラ

ントウェーブが観察された．Durgadoo et al. (2008) は，イズ（Conrad Rise）にて反射法地震探査とピストンコア

コンラッドライズ周辺海域の観測と数値実験に基づい採取が行われた．著者が中心となって進めている国際深て，南極周極流ジェットがコンラッドライズ付近で南北

海科学掘削計画（IODP）のプロポーザル作成のためのに分かれることや，水深 2000 m を超える深海において

第 1 回事前調査であった．過去にコンラッドライズにおも一定の流速をもつことを示した．南極周極流ジェット

いて深海掘削はもとより反射法地震探査も行われていなの通過する海域とセジメントウェーブの分布域がほぼ一かったため，予備情報はほとんど皆無であった．コン

致することから，コンラッドライズのセジメントウェー

ラッドライズは暴風圏まっただ中に位置するため，強まブは南極周極流によって形成されたと結論した（Oiwane

る暴風の合間を縫って，わずか 1 側線（約 30 マイル）の

et al., 2014）．

みではあるが，海底地形と海底下地震断面のデータを得

さらに特筆すべきは，コンラッドライズの反射法地震ることが出来た．得られたデータは意外なものであっ探査断面にもセジメントウェーブが検出されたことであ

130

池原 実

図 9：南大洋インド洋セクターのコンラッドライズ南西斜面域において描画されたセジメントウェーブ．Oiwane et al.
(2014) を一部改変．
（a）海底地形図と反射法地震探査の測線（赤線），等深線は 100 m 間隔．
（b）測線 KH-10-7 Line 35 における反射法地震探査プロファイル．縦軸は地震波が反射して往復する時間（Two-way travel time: TWT）で示されており，単位は秒である．上部 Unit A には明瞭なセジメントウェーブが認められるが，下部 Unit B にはセジメントウェー
ブは存在しない．

る（図 9b）．反射断面上での層相や堆積体の形状をもとは全く異なる．断層による変位も Unit A にはみられなに，
コンラッドライズでの音響層序は 2 つのユニット（上いため，ユニット A/B 境界にはある程度の時間間隙（ハ位より Unit A，B）に区分された．Unit A は，海底面をイエタス）と堆積環境の変化が含まれている可能性が高はじめとして全体に振幅が弱く音響的に透明であり，内い．コンラッドライズは海洋プレート上に孤立した海底部の反射面は地表のセジメントウェーブに平行で波状をの高まりであるため，陸源砕屑物の供給と堆積は期待で呈し，側方への連続性はよい．セジメントウェーブのク

きないことから，堆積物相の変化は海洋環境の変化を表

レストの位置は上位に向かって斜面上方へとわずかに移している可能性が高い．よって，Unit B の堆積は南極周動する（図 9b）
．Unit A の下部では，下位の Unit B が最極流の影響がなかった時代のものであると考えられる．

大 170 m ほど浸食されていることが確認された．また，したがって，前期更新世から鮮新世における温暖な時代

ピストンコアによって採取された表層堆積物は浮遊性有に，南極周極流が現在よりも南側を流れていたとすると孔虫を若干含む均質な珪藻軟泥からなり，含水率が非常

セジメントウェーブの時空間変動を合理的に説明するこに高い．一方，下位の Unit B は全体に側方連続性は比とができる．このように，コンラッドライズのセジメン

較的よいが，セジメントウェーブ構造は認められない．

トウェーブの時空間変動に基づいて，南極周極流が前これらの観察結果に基づいて堆積環境を解釈すると，期～中期更新世に北上し，それ以降現在とほぼ同じセッ

Unit A 全体が現在と同じような南極周極流の影響下でティングとなったとする南極周極流更新世北上仮説が提堆積した珪藻軟泥からなる堆積物である可能性が極めて示された（Oiwane et al., 2014；図 10）．

高い．また，海底コアの堆積速度から見積もった Unit A

地質時代における南極周極流の北上イベントは，南大の堆積開始年代はおおよそ 170 万年前頃であった．堆積

洋の海洋環境変動および全球気候変動の中でどのように速度の誤差を勘案すれば，Unit A の堆積開始時期は前位置づけられるのであろうか．その一つの視点は，南極期～中期更新世であると言える．一方で，Unit B は反射

氷床との関連である．近年，東南極ドローニングモード

強度やレンズ状堆積体を含むことなど層相が Unit A とランド（Dronning Maud Land）のセールロンダーネ山地

全球気候変動を駆動する南大洋

131

図 10：南大洋インド洋セクターのコンラッドライズ（Conrad Rise）周辺における南極周極流（ACC）の流路と堆積モデルの概念図．Oiwane et al. (2014) を一部改変．
セジメントウェーブが観察された海域を矢印で示している．
（a）Unit B 堆積時（鮮新世温暖期）の堆積システム，（b）Unit B 堆積時には，ACC はコンラッドライズの南を流れていた，（c）Unit A 堆積時（第四紀更新世）の堆積システム，（d）Unit A
堆積時には，ACC は現代と同じようにコンラッドライズの上を流れていた．
SWIR：南西インド洋海嶺（Southwestern Indian Ridge）．

（Sør-Rondane Mountains）における地形・地質調査と宇ケージを制限することになり，結果として AMOC を弱宙線生成核種を用いた岩石の露出年代の解析から，鮮新め，全球的な気候の寒冷化を加速したとするシナリオが世以降の東南極氷床高度の変化が復元された．その結提案されている（McKay et al., 2012）．

果，東南極氷床の高度が更新世において少なくとも 500m 低下したことが明らかとなった（Suganuma et al.,2014）
．これらの結果は，現在よりも温暖だった鮮新世

6. まとめと今後の課題には東南極氷床高度がもっと高かったことを示唆してい南大洋は過去から現代に至る様々な時間スケールにおる．東南極氷床の他の地域でも同様の報告がなされていける全球気候変動にとって重要な役割をもっている．特る（例えば，Liu et al., 2010; Yamane et al., 2015）．

に，炭素などの化学物質の巨大なリザーバである南大洋

このような鮮新世の東南極氷床の増大を説明するためにおける諸プロセス（生物ポンプ，海氷分布，表層成層には，南大洋から南極への水蒸気供給量を考慮したから化，湧昇等）の変化が大気 CO2 濃度変動の一部を支配しく り が 必 要 で あ る（Altmaier et al., 2010; Kong et al.,ている．南大洋での海洋フロントの移動が，アガラス

2010）．更新世における南極周極流の北上と東南極氷床

リーケージの変化を介して大西洋子午面循環の強弱に影

高度の低下は，おそらく南大洋の寒冷化に伴うウェッデ

響することで，全球気候変動を駆動している可能性が高

ルジャイヤと海氷分布域の拡大による亜熱帯から南極へい．また，ウェッデルジャイヤの拡大・縮小は，南極周の水蒸気供給量の低下（McKay et al., 2012）が原因の一極流の移動とともに海氷分布域やそれらの融解スポット

つであろう（図 11）．McKay et al. (2012) は，西南極氷床を変化させることから，成層化の程度や生物ポンプの地の拡大と南大洋の寒冷化が 330 万年前から 260 万年前に理的多様性をもたらしている．このような地質学的時間かけて発生した季節海氷域の拡大をもたらし，それらはスケールでの南大洋の海洋フロントや海洋循環の変化

南半球偏西風帯と南大洋における海洋フロントの北上とは，極域への水蒸気供給量の変化や南極氷床高度の変化連動していたと考察している．また，このような南大洋とも密接に関係している．

のフロントや海氷分布域の拡大（北上）は，アガラスリー

南大洋における古海洋学研究にさらなるブレークス

池原 実

132

図 11：南大洋における鮮新世後期以降の海洋循環の再編（Suganuma et al., 2014）．
（a）鮮新世温暖期，（b）更新世．ACC: Antarctic Circumpolar Current，WG: Weddell Gyre，AAIW: Antarctic Intermediate Water，AABW:
Antarctic Bottom Water，EAIS: East Antarctic Ice Sheet．

ルーをもたらす方向性の一つは，既存の古環境指標（プロキシ）の高度化と新たなプロキシの開発と応用である．

謝辞

南大洋では，熱帯や亜熱帯域に比してまだまだプロキシ

大島慶一郎博士（北海道大学），および，須藤斎博士（名開発の余地がある．特に，炭酸塩からなる有孔虫殻は炭古屋大学）には，原稿の改訂に際して有益なコメントを

素・酸素同位体比や微量元素の分析を可能とするため，いただいた．記して謝意を表します．

プロキシの素材として大いに利用されているが，南大洋の海底では有孔虫化石が保存されにくく有孔虫によるプ
ロキシ分析はほぼ期待できない．また，古水温プロキシの代表例であるアルケノン古水温計も高緯度海洋には適用できないことがわかってきた．このような悪条件を克服するためには，セジメントトラップ沈降粒子を含む現生試料を活用して様々なプロキシ（微化石群集，化学組

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低温科学 76 （2018） 135-144
doi: 10.14943/lowtemsci. 76. 135

最終間氷期の南極氷床崩壊と海水準上昇
関 宰1)
近年，極域氷床の融解が急速なペースで進行中であることが明らかになり，温暖化によって海水準が大きく上昇する懸念が高まっている．産業革命前よりも僅かに温暖な最終間氷期（13 万～11.5 万年前）には，6～9 m もの急激な海水準上昇があったとされる．これが事実なら，現在と似た気候状態
で，南極氷床の大規模な崩壊を誘発する臨界点が存在することになる．現在の平均的な気候状態はすでに最終間氷期のレベルに達しており，南極氷床の大規模な崩壊が将来に起こり得る可能性の検証は喫緊の課題と言える．本稿では最終間氷期の気候状態や海水準変動，南極氷床の安定性についての最新の知見を解説し，将来，南極氷床の大規模融解が引き起こされる可能性について考察する．

Collapse of Antarctic ice sheet and sea level rise in the Last Interglacial
Osamu Seki1
Recent observations have revealed that the fastest melting rate of polar ice sheets ever observed is ongoing andthere is growing concern of significant rise of sea level in the future. Geological records have suggested that abrupt
rises in sea level (6-9 m rise) happened during the Last Interglacial when global mean sea surface temperature wasslightly higher than the preindustrial level. If this were really happening, there is a critical ice sheet stability thresholdresulting in the catastrophic collapse of polar ice sheets and substantial rapid sea-level rise in the interglacial climate
regime. Given that the current global mean SST has already reached the Last Interglacial level, it is urgent issue toevaluate whether massive collapse of the Antarctic ice sheets could occur in the future. In this article, we review
climate state, sea level fluctuation and stability of Antarctic ice sheet in the Last Interglacial.
キーワード：最終間氷期，海水準，南極氷床崩壊
Last Interglacial, relative sea level, Antarctic ice sheet collapse

1. はじめにが，気候変動がもたらす脅威リストのトップに挙げられるのが「種の絶滅」と「海水準の上昇」と考えられてい近年の地球温暖化により，産業革命以前と比べて全球る．この 2 つの共通点は，一度引き起こされたら元に戻

平均表層気温にして約 1℃も上昇しており，すでに水害・せないことにある．確かに，絶滅してしまった生物種は

異常気象の頻度増加など，全世界規模で生活を困難にさ

もう二度と地上に現れることはなく，「種の絶滅」は完全せる多くの問題が生じている．気候変動
（温暖化）
は我々

に不可逆的な出来事であり，自然の多様性を良しとするの生活のあらゆる局面において様々な影響をもたらす

生物学の価値観においては，多様性の維持がいかに重要であるかは直感的に理解できるだろう．一方，
「海水準

連絡先
関 宰
北海道大学 低温科学研究所〒060-0819 北海道札幌市北区北 19 条西 8 丁目
Tel. 011-706-5504
e-mail：seki@lowtem.hokudai.ac.jp⚑) 北海道大学 低温科学研究所
Institute of Low Temperature Science, Hokkaido
University, Sapporo, Japanの上昇」の場合，厳密には元に戻せないわけではない．
しかし，それは一旦引き起こされてしまったら，元の状態に戻すには人間の一生をはるかに超えた時間を必要とするため，基本的には元に戻せないものと捉えてよいだ
ろう．海面の安定性は人間の社会や文明の発達に恩恵をもたらしたと考えられており，現在に至る複雑な人間社会が発達できたのはここ数千年にわたり海水準が安定していたことが土台となっているとする見方がある．海水

136

関 宰

準上昇が引き起こす低地の水没は，
我々の生活圏を狭め，それに伴う食料不足や大量の難民の発生などの計り知れない社会的・経済的ダメージをもたらす可能性が高い．
経済や文明の基盤となる大都市の多くが海面近くの低地に築かれていることを考えれば，海水準上昇がいかに深刻な問題か容易に理解することができるだろう．
海水準上昇の原因は，海水温の上昇による海水の膨張と氷河や氷床の融解・流出による海水量の増加がある．
2013 年に出版された気候変動に関する政府間パネル（IPCC）の第 5 次報告書によれば，このまま温暖化が進行したときの 21 世紀末の海水準上昇は最大で 1 m 近くに達すると予測されている（Church et al., 2013）．この

図 1：南極大陸の地理的特徴と氷床量（海水準相当）および近年の氷床厚の変化（Paolo et al., 2015 を改変）．

予測における海面上昇に対する各要素の寄与は，海水の熱誇張の効果が最も大きく，次いで山岳氷河，グリーン
ランド氷床となり，南極氷床の寄与はごくわずかと推定されている．海水準を 60 m 程度上昇させるほどの淡水量を有する南極氷床であるが，温暖化に対しては比較的安定であると考えられていた．
ところが，近年の研究の進展により，この見通しがま
ちがっていることがわかってきた．氷床の安定性に関しては，大気の 1000 倍の熱量を持つ海洋との相互作用が

図 2：南極棚氷の底面融解のメカニズム．

特に重要であり，氷床の基底が海面下にある地域におい崩壊は引き起こされるのだろうか？ もし起こるとしたて（図 1），棚氷下の海洋に亜表層の暖水が貫入して氷床

ら，どの氷床がどのくらい融解し，どの程度の海水準上の底面から融解が進み，さらに棚氷が流出するというプ昇が起きうるのだろうか？ また，海水準上昇はどのくロセスが，これまで考えられていた以上に棚氷の分離にらいの速度で起こりうるのか？ そして，不可逆的な氷重要であることが分かってきた（図 2；Pritchard et al.,床崩壊へと至る臨界点（ティッピング・ポイント）はい2012; Favier et al., 2014）．また，棚氷の分離を加速させ

つ訪れるのだろうか？

るもう一つのプロセスとして，夏季における降水や棚氷

気候氷床結合モデルによる将来予測以外の方法で，上表層の融解によって引き起こされる棚氷の破砕やクレバ記の問いの答えに迫ることができるもう一つの方法は，スの生成の効果も見落とされてきた．これらの氷床崩壊

過去の温暖期の気候の状態や変動を詳細に調べることでプロセスの理解を基にした最新の氷床モデル研究によれある．古気候研究の強みは，気候が変化した時に何が起ば，今後の海水準上昇の速度はそのプロセスを考慮してこり得るか？ という問いに対し，過去に“実際に起こっいない IPCC 第 5 次報告書の予測より大きくなるとされた事例”を示すことで，説得力のある知見を提供できるる（DeConto and Pollard, 2016）．そして，それを裏付け点にある．過去に実際に起こったということは，また同るように，予想を超える急速なペースでの南極氷床の底様の気候状態になれば，気候システムは再び同じ現象を

面融解が進行中であることが最新の観測から明らかに引き起こしうることを意味するからである．

なってきている（Khazendar et al., 2016）．

そして，幸いなことに現在よりも暖かい時代が過去に

近年の研究によると，温暖化が産業革命前より 2℃進

存在していたことがわかっている．こうした過去の温暖行すれば，最終的に不可逆的な氷床の崩壊が起こる可能期の研究から将来の氷床融解の可能性とそれに伴う海水性が示唆されている（Golledge et al., 2015; Hansen et al.,準の上昇を推定する試みが，現在，盛んに行われている．

2016）．全球平均表層気温がこの 100 年ですでに 1℃上

将来の温暖化地球のアナロジーという観点では，過去

昇してしまったことを考えると，南極氷床の大規模な崩350 万年間の間に複数存在する温暖期（例えば 300 万年

壊が将来起こり得る可能性を検証することは喫緊の問題

前 の 鮮 新 世 温 暖 期 な ど）が 特 に 注 目 を 集 め て い るといえる．果たして現在進行中の地球温暖化によって，（Dutton et al., 2015a）．また，この期間の大半を占める

最新の気候氷床結合モデルで示されるような南極氷床の更新世（258 万～1 万年前）は温暖な間氷期と寒冷な氷期

最終間氷期における南極氷床の崩壊

137

図 3：代理指標および古気候モデルにより復元された最終間氷期と産業革命前の表層温度偏差の分布（Otto-Bliesner et al., 2013）．図中のシンボル（○）は温度代理指標による推定地点を示す．

が周期的に繰り返されている時代であるが，その中にはしかし，当時の北極圏の気温は主に花粉分析から推定さスーパー間氷期と呼ばれる現在よりも温暖であった時代れているが，高緯度域の陸上植物の生産季節は夏季にも存在する．本稿では，過去のスーパー間氷期の中でも偏っているため，それらの推定は夏季にバイアスがか

古気候復元データが最も充実しており，当時の気候が最かっている可能性があることに留意する必要がある．まもよく理解されている一つ前の間氷期（最終間氷期）にた，表層海水温の復元データに目を向けると，最終間氷

焦点を当て，当時の気候状態や海水準の変動，南極氷床期では北半球に比べ南半球の方で著しく表層が温暖化しの安定性について解説し，南極氷床の大規模な融解が将ている傾向がある（Hoffman et al., 2017）．このように，

来引き起こされるのかどうかについて考察してみたい．

現在と最終間氷期では全球平均表層温度は同じでありな
がら，その空間的分布に違いが見られることは重要な点

2．最終間氷期の気候状態である．この違いの原因としては，温暖化を引き起こした要因が異なっていたことが考えられる．現在進行中の

最終間氷期は約 13 万年前に始まりおよそ 11.5 万年前

温暖化は主に二酸化炭素などの温室効果ガス濃度の増大頃に終焉した一つ前の間氷期である．様々な温度代理指に起因しているのに対し，最終間氷期の温暖化はミラン標に基づく最新の推定では，この時代の全球平均表層気

コビッチサイクルと呼ばれる地球の公転軌道の離心率や温は産業革命前に比べて約 1℃程度高かったとされてい自転軸の傾き，自転軸の歳差運動の周期的変化によってる（図 3；Otto-Bliesner et al., 2013）．前述したように，引き起こされる地球に入力される太陽放射量の季節的，

現在は既に産業革命前から全球平均表層温度が 1℃上昇

緯度的な変動に地球システムが応答した結果もたらされしており，さらに，現在と最終間氷期の全球平均表層海たものである．また，現在は温室効果ガスの強制力に対水温度も同様に，産業革命前より 0.5℃高いと推定されする地球システム応答の過渡期にあり，まだ十分に地球ている（Hoffman et al., 2017）．従って，全球平均温度とシステムが平衡に達していないことにも留意する必要がいう観点からも，現在は最終間氷期と同等のレベルに達ある．

していると言える．このように，地表温度の平均状態が現在とほぼ同じである最終間氷期であるが，古気候記録によれば北極圏と南極の気温はそれぞれ 5～8℃，3～5℃

3．最終間氷期の海水準の推定

ほど産業革命前より温暖だったと推定されており

最終間氷期の海水準は，過去の海水準の指標とされる（CAPE Last Interglacial Project Members, 2006; Jouzel

海岸線の地形学的な特徴や浅海性の化石サンゴ記録など

et al., 2007; NEEM community members, 2013），極域はによって，現在よりも 6～9 m 高かったと推定されてい現在よりもかなり温暖化が進んだ状態にあったとされる（Kopp et al., 2009; Dutton and Lambeck, 2012;

る．一方で，最終間氷期の赤道域は現在よりも僅かに寒OʼLeary et al., 2013; Dutton et al., 2015b）．最終間氷期の冷であったと見積もられている（Hoffman et al., 2017）．

海水準上昇に対する海水の熱誇張や規模の小さい山岳氷

138

関 宰

河の融解の寄与は～1 m 程度と推定されている（McKay
et al., 2011; Vaughan et al., 2013）．従って，上記の海水準の推定が正しいなら，この数 m 以上の海水準上昇を説明するには，最終間氷期においてグリーンランドや南極の氷床が融解していなければならないことになる．
そうだとすると，当時どちらの氷床のどの部分がどのくらい溶けたのか？ を明らかにできれば，温暖化に対して氷床のどの部分が脆弱なのかを知ることができる．
現在，表面融解が著しく進行しているグリーンランド氷床であるが，その氷床が全て融解すると海水準が 7 m 上
昇するので，グリーンランド氷床の融解だけで，当時の海水準上昇の大部分を説明可能である．しかしながら，
最終間氷期においてはグリーンランド氷床の南部セク
ターは縮小していたと考えられているが（Colville et al.,2011）
，グリーンランドのアイスコアの研究によれば，当時のグリーンランド氷床融解の寄与は海水準を 2 m ほ
ど上昇させる程度であったと推測されている（NEEM
community members, 2013）．もしこの推測が正しいとするなら，最終間氷期に南極氷床の一部が大幅に縮小す

図 4：オーストラリア西海岸の造礁サンゴ化石から復元された最終間氷期の海水準変動（OʼLeary et al., 2013 を改変）．

ることで，海水準上昇に大きく寄与していたことになる．

（Kopp et al., 2009; Dutton and Lambeck, 2012; OʼLeary et

そして，このことは，南極氷床は僅かな温暖化に対してal., 2013; Dutton et al., 2015b）．こうした数 m の海水準も敏感に応答し，海水準を数 m 上昇させるくらい融解の変動は別の海水準の代理指標である底生有孔虫の酸素する可能性があることを示唆する．また，産業革命前よ

同位体記録からも示唆されている（Grant et al., 2012）．

りも 2～3℃全球平均表層温度が高かったとされる他のこれらの結果は，現在の間氷期よりも僅かに暖かい気候

スーパー間氷期（約 40 万年前の海洋酸素同位体ステー

状態では，海水準は比較的安定なモードから少し不安定

ジ 11）（Masson-Delmotte et al., 2010）や中期鮮新世温暖なモードに移行する可能性があることを示唆している．

期（300 万-330 万年前）
（Haywood et al., 2013）においてまた，多くの地質学的記録で，最終間氷期における海も，海水準は現在よりも～13 m 上昇していたと推定さ

水準上昇のピークが最終間氷期の後期に認められておりれているため（Raymo and Mitrovica, 2012; Roberts et al.,（Chen et al., 1991; Hearty et al., 2007; Blanchon et al.,2012; Chen et al., 2014; Winnick and Caves, 2015），産業

2009; Lambeck et al., 2011; Thompson et al., 2011），この革命前より 1～3℃温暖な気候下では例外なく南極氷床

ことは，継続的に温暖期が続いた果てに突然数 m ものは融解していたことを強調しておきたい．このことか

急激な海水準上昇が起こる可能性を示している．

ら，今後温暖化が進行すれば，最終的に海水準が数 m 以上上昇するのは避けられないように思える．

一方，最終間氷期における海水準変動の頻度に関して
は古気候記録で異なった結果が示されており，未だコン
センサスは得られていないが，少なくとも 1 回，場合に4．最終間氷期における海水準の安定性

よっては複数回の変動があった可能性も考えられている．近年の研究によれば，最終間氷期初期の温暖化ピー

次に最終間氷期における海水準の安定性について考えク時（約 12.7 万年前）と最終間氷期の終盤（11.8 万年前）てみたい．現在の間氷期（完新世：過去約 1 万年間）にに急激な海水準の上昇があったとされ（Kopp et al., 2013;

おいては，融氷期における海水準の上昇が止まった後はOʼLeary et al., 2013），特に終盤の海水準上昇イベントが数千年にわたり極めて安定していたことが知られてお顕著である（図 4；OʼLeary et al., 2013）．こうした海水り，一般に間氷期は氷期に比べ，海水準が安定している

準上昇のダブルピークは最終間氷期の南極氷床の変動をと考えられている．しかし，海岸線の古気候記録によれ

再現した氷床モデル実験においても現れており，南極のば，最終間氷期は安定な完新世とは異なり数 m の海水

海底地形の特徴によるものかもしれない（Sutter et al.,

準変動が繰り返されていた可能性が示唆されている

2016）
．

最終間氷期における南極氷床の崩壊

139

また，過去の海水準の推定で留意すべき点として，氷河性地殻均衡（GIA; Glacial Isostatic Adjustment）の効
果の補正をする必要があることを述べておきたい．GIAとは氷床の発達や消失によって引き起こされる地殻（やマントル）の隆起と沈降作用のことであり，この効果は場所によって大きく異なる（詳しくは本巻の奥野を参照）．過去の海水準を推定する際には，この効果を補正しているため，その推定にはある程度の不確かさが含まれる．さらに，近年，マントルの対流活動に起因する動的地形変化も最終間氷期の海水準の推定に影響を及ぼすことが指摘されており，GIA の補正に加え，今後は動的
地形変化の効果も検証していく必要性が示唆されている（Austermann et al., 2017）．

5．最終間氷期の海水準上昇速度
将来予測に関して，海水準の上昇度合（どのくらい上昇しうるか）の予測と同様に，上昇速度の把握も極めて重要な課題といえる．上昇速度が十分遅ければ，我々は

図 5：気候氷床モデルにより再現した最終間氷期の南極氷床
分 布（DeConto and Polland, 2016）と 氷 床 コ ア の 位 置．
EDML＝EPICA Dronning Maud Land 氷 床 コ ア．DF＝Dome Fuji 氷床コア．VK＝Vostok 氷床コア．EDC＝EPICA
Dome C 氷床コア．TALDICE＝Talos Dome 氷床コア．

その変化に十分対応していけるかもしれないが，上昇速度が予想以上に急速な場合には対応が追いつかない可能性がある．過去に実際に起こった海水準の上昇速度を知

6．南極氷床のどこが溶けたのか？

ることは，今後の温暖化で氷床崩壊が進行した場合に，次に最終間氷期に南極氷床のどの部分が溶けていたの

一体どのくらいの速度で海水準の上昇が起こりうるのかかについて解説したい．最終間氷期において南極氷床がを推測する上で重要な知見となる．最終間氷期に形成さ融解した直接的な地質学的証拠は，ほとんど蓄積されてれた浅海に住む造礁サンゴの化石の年代測定などに基づおらず，実はよくわかっていないのが現状である．しかくと，当時の海水準の上昇速度は 1000 年で 1～7 m でしながら，最終間氷期の境界条件を用いた気候氷床結合

あ っ た と 推 測 さ れ て い る（Rohling et al., 2008;

モデルは，西南極氷床の大部分が融解する結果を示してThompson et al., 2011; Kopp et al., 2013; OʼLeary et al.,

い る（図 5；Goelzer et al., 2016; DeConto and Pollard,

2013）．ちなみに，過去に起こった氷床崩壊による海水2016）．西南極氷床の基底部分は海面下数百 m 以深の所

準上昇速度の最大の見積もりは，最終融氷期に起こったにあり（図 1）
，棚氷の底面が暖かい亜表層水と接していMeltwater Pulse event 1a（約 14,600 年前）の 100 年で数るため，より不安定な状況下にある．西南極氷床は全てm というものであり（Deschamps et al., 2012），最終間融解すると海水準が 4 m ほど上昇すると見積もられて氷期における海水準の上昇速度はこれよりも 1 桁小さい

おり，最終間氷期の海水準上昇度合いとおおよそ一致すことになる．しかしながら最終間氷期の海水準の推定やるため，西南極氷床は最終間氷期の融解セクターの最も年代制約の不確かさが大きいため，実際のところは上昇

有力な候補といえる．実際，現在最も融解が進行してい速度がどの程度であったのかはよくわかっていないのがる地域は西南極氷床である（Paolo et al., 2015）．Sutter

現状であり，復元精度の向上が求められている．また，

et al. (2016) は，最終間氷期における南極氷床融解の再現

現在の大気中への二酸化炭素の排出速度は，少なくとも実験を行い，西南極氷床の大部分を融解させるには，南過去 3 億年間の地球史において例がないほど急速であ

大洋高緯度域の温暖化が決定的に重要で，2～3℃の水温

り，地球システムへの温室効果ガス強制力の急激な入力上昇が必要との結果を示しており，これは南大洋高緯度

に対し氷床がどのように応答するのかは未知の部分があにおける表層水温復元データともほぼ整合的である

る．

（Capron et al., 2014）．また，東南極氷床に関しては，その基底部は大部分が海面より上に位置しているが，ウィ
ルクスベイズンやオーロラベイズン周辺は西南極と同様

140

関 宰

に基底が海面下にある（図 1）．気候氷床結合モデルによると，最終間氷期においてこれらの地域の沿岸部で著し
い融解を示しており（DeConto and Pollard, 2016），それらの地域の氷床も今後の温暖化に対して敏感に応答する可能性がある．

7．最終間氷期における南極氷床崩壊のメカニズ
ム
もし，地質学的記録が示すような数 m もの急激な海水準上昇が最終間氷期において本当に起こっていたとしたら，それはどのようなメカニズムで引き起こされたのであろうか？ そのメカニズムの理解は，将来，大規模な南極氷床崩壊が引き起こされる可能性があるかどうかを検証する上で極めて重要である．そこで，この章では
現在報告されている世界各地の古気候データの解析から示されている，温暖な気候状態における南極氷床の崩壊が引き起こされるメカニズムについて考察し，将来同様のことが起きうるかどうかについても考えてみたい．
前述したように，最新の知見によれば，南極氷床融解の鍵を握るのは海洋と氷床の相互作用であり，暖水の貫入による棚氷の底面融解が重要な役割を果たすと考えられているが，最終間氷期においてもこの作用が重要であったとする主張がある（Duplessy et al., 2007; Holden
et al., 2010）．最終間氷期における北大西洋深層水は現在 よ り も 0.4℃ ほ ど 高 か っ た と 推 定 さ れ て お り（Duplessy et al., 2007），この北半球由来の熱が海洋循環を通して南極海に伝わり，南極海の水温を上昇させたことが，南極氷床の融解に寄与したと議論している．一方
で，Holden et al. (2010) は，北半球と南半球間の熱輸送に重要な役割を担っている大西洋子午面循環（AMOC，
Atlantic meridional overturning circulation；本巻の勝又を参照）の変調が重要な役割を果たしたと主張している．

図 6：北大西洋および南大西洋の海底堆積物コア中の底生有孔虫（C. wuellerstorfi）の安定炭素同位体比（δ13C）とシル
ト平均サイズにより復元した最終間氷期における大西洋子午面循環（AMOC）の変動．折線 A，C，D はそれぞれ，Site
U1304（位 置 53° 03′ N，33° 32′ W；水 深 3,082 m），MD032664（位置 57° 26′ N，48° 36′ W；水深 3,342 m）および Site
1089（位置 40° 56′ S，9° 54′ E；水深 4,624 m）における底生有孔虫のδ13C 変動を示す（Hall et al., 1998; Hodell et al., 2009;
Galaasen et al., 2014）．底生有孔虫のδ13 C 値が高いほど，
AMOC が強いことを示す．折線 B は NEAP-18K（位置 52°
46′ N，30° 21′ W；水深 3,275 m）のシルト平均サイズの変動を示し，サイズが大きいほど AMOC が強いことを示す．図中の灰色で示した期間は急激な海水準上昇が起こった時期（OʼLeary et al., 2013）を示す．

AMOC は大西洋を北向きに流れる海流であり，AMOCが強い時は低緯度の熱が北半球により多く輸送されるがあったことが大西洋の海底堆積物記録に示されておりが，弱まると反対に南半球に熱が輸送され，南半球が温（Irvali et al., 2016），最終間氷期は完新世とは異なり，比暖化する．また，AMOC は熱塩循環つまり海水の密度較的不安定な気候モードであったと考えられる．興味深

差が駆動力となっている循環であり，北大西洋に大量のいことに，AMOC の急激な減衰イベントは OʼLeary et

淡水が供給されるなどして表層水の密度が低下すると減al. (2013) らが主張している海水準の急激な上昇時期と衰してしまう．最終間氷期においてはグリーンランドのよく対応しているように見え（図 6；Hodell et al., 2009;

氷床が融解し，淡水が北大西洋に供給されたことで，Galaasen et al., 2014; Hayes et al., 2014），両者の関連が示

AMOC の急激な減衰が起こり，熱が南半球に輸送され，唆される．AMOC の変動は南極周辺の海洋循環や大気

棚氷の融解が引き起こされたというシナリオが提案され循環にも大きな影響を与えるため，AMOC の急激な減ている（Holden et al., 2010）．実際に，最終間氷期におい衰が南極海の海洋循環に大きく作用し，棚氷下へ貫入すて，グリーンランド氷床の融解や AMOC に大きな変調

る亜表層の暖水流入を加速させたかもしれない．同様に

最終間氷期における南極氷床の崩壊

141

Hansen et al. (2016) は，大気海洋結合モデルの結果から，温暖化の果てにグリーンランド氷床の部分的融解などによる北大西洋への淡水流入量が増加した結果，AMOCの減衰が起こり，海洋循環が変化したことで棚氷下への暖水の貫入が引き起こされて氷床底面融解が加速，大規模崩壊につながったと最終間氷期の大規模な南極氷床崩
壊のメカニズムを議論しており，AMOC の減衰が南極
氷床の不可逆的な崩壊を導くトリガーではないかと提案している．
一方で，南極氷床コアの古気候記録も興味深い変動を示している．特に，沿岸付近の氷床コア（TALDICE や
EDML：図 5 を参照）において，気温の指標である酸素同位体比（δ18 O）が OʼLeary et al. (2013) によって示された海水準上昇イベントで顕著な上昇を示しており（図7；Masson-Delmotte et al., 2011），この時期は海洋循環が変化しただけでなく，南極沿岸の気温も上昇していたことが示唆され，AMOC 減衰仮説と調和的である．さらに，大気の温暖化は，棚氷表層の融解やクレバス形成を促進させるため，大気と海洋の相互作用も氷床の崩壊に寄与していた可能性が考えられる．
もし，間氷期という気候状態において AMOC の減衰
が南極氷床崩壊を加速させるトリガーだとしたら，二酸
化炭素濃度の増大による現在の温暖化においても，同様に AMOC の急激な減衰が引き起こされる可能性があるのかどうかを検証しておくことが，将来予測という観点においても大事である．実は，これまでの将来予測モデ
ルでは AMOC は二酸化炭素の増大に対して比較的安定
であり，温暖化が進行してもそれほど大きく減衰しないだろうと考えられていた（Schmittner et al., 2005）．ところが，最新の研究によれば，これまでのモデルでは設定にバイアスがかかっていたために，温室効果ガス強制力に対する AMOC の応答が鈍かったことがわかってきた

図 7：最終間氷期における南極氷床コアの酸素同位体比（δ18O）変動（Masson-Delmotte et al., 2011）．図中の灰色で示した期間は急激な海水準上昇が起こった時期を示す（OʼLearyet al., 2013）．各 氷 床 コ ア の 位 置 は 図 5 に 示 す．EDML＝
EPICA Dronning Maud Land 氷床コア．DF＝Dome Fuji 氷
床コア．VK＝Vostok 氷床コア．EDC＝EPICA Dome C 氷
床コア．TALDICE＝Talos Dome 氷床コア．

（Liu et al., 2017）．このバイアスを取り除いた気候モデ
ルでは，AMOC は温室効果ガス強制力に対して敏感でさらに検証していくことがますます重要になってくるにあり，温暖化が進行するとやがて急激に減衰するという違いない．

結果が示されている（Liu et al., 2017）．バイアスを補正したモデルが正しいとするなら，将来 AMOC が急激に減衰して南極氷床の融解が加速するというシナリオも十分ありうることになる．これまで，AMOC はその変動

8．最終間氷期の南極氷床崩壊の検証とメカニズムの解明に向けてがヨーロッパなどを中心とした北半球中高緯度の気候に前述したように，温暖化で将来不可逆的な南極氷床の大きく作用するという観点から注目を集めてきた．しか崩壊が起こる可能性が気候氷床結合モデルから示唆されし，もしかしたら AMOC の役割はそれだけに留まらなており（Golledge et al., 2015; Hansen et al., 2016），本当い可能性がある．AMOC 減衰による南極氷床崩壊といに温暖化が進行した果てに南極氷床の大規模な崩壊が引うシナリオは現時点では作業仮説に過ぎないが，今後，き起こされるのかどうかをさらに検証することは喫緊の温室効果ガス強制力に対する AMOC の安定性について課題であり，早急な解明が必要である．この問題に取り

142

関 宰

組むためには，過去の温暖期に実際に急激な南極氷床のCAPE Last Interglacial Project Members (2006) Last

大規模崩壊があったかをしっかりと精査する必要があInterglacial Arctic warmth confirms polar amplification ofる．そして，氷床の崩壊があった場合，氷床が崩壊した地域の特定と崩壊の臨界点となった気候・海洋条件（特に棚氷の下に貫入する海水の温度）を解明することが重climate change. Quat. Sci. Rev. 25, 1383-1400, doi: 10.
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復元の精度という観点では，最終間氷期が最良の研究対

structure of multi-millennial temperature changes at high象となるだろう．しかしながら，最終間氷期における南極付近の気候情報は，氷床コアを除けばほとんど蓄積されておらず，最終間氷期の事象から，将来温暖化が進行した果てに南極氷床が急激に崩壊する可能性を評価できていないのが現状である．
南極周辺海域に適用できる古環境代理指標が限られており，海底堆積物の年代制約や環境復元が極めて難しい
ため，南極近辺の海域における最終間氷期の古海洋研究はあまり進展していない．従って，この海域に適用でき

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きる代理指標の開発が南極海の古海洋環境復元の鍵を握ると考えられる．また，氷床の崩壊へと至るメカニズムとして，グリーンランド氷床を含めた南北両半球スケー
ルの大気-氷床-海洋の相互作用が重要である可能性が示
唆されており（Hansen et al., 2016），こうした一連のプロセスの全体像を把握するためには世界各地の古気候
データの統合的な解析が求められるだろう．そして，各
サブシステムで発生する変化の因果関係をしっかりと検証するためには，氷床コアや海底堆積物コアなど様々なアーカイブから得られる古気候データにおいて共通の年代軸を確立することが決定的に重要であり，また，どのプロセスが特に重要なのかを見極める上で古気候モデル
研究者との連携が必要不可欠となろう．

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適切な校正とコメントを頂いた大島慶一郎編集長および須藤斎編集委員に感謝の意を表します．

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南極のアイスコアから復元する過去の気候変動
川村 賢二1)
南極氷床は地球最大の淡水リザーバであり，南大洋は最大の熱リザーバかつ CO2 リザーバである．
これらの巨大リザーバは，相互作用しながら一体となって全球環境を変化させる．南極環境システムの変動メカニズムを理解するためには，現在の直接観測に加え，過去の変動を紐解く必要がある．南
極氷床を掘削して得られるアイスコアはそのためのツールとして不可欠である．ここでは，新学術領域研究「南極の海と氷床」の全体像と，アイスコアによる長期の気候変動研究について紹介する．

Past climatic variations reconstructed from Antarctic ice cores
Kenji Kawamura1
The Antarctic ice sheet is the largest reservoir of freshwater, and the Southern Ocean is the largest reservoir ofheat and CO2. These gigantic reservoirs interact each other and change the global environment. In order tounderstand the mechanism of variations of the Antarctic environmental system, it is necessary to unravel its past
fluctuations in addition to direct observations. Ice cores obtained from the Antarctic ice sheet is indispensable as atool for the purpose. Here we will introduce the new research project “Antarctic Ocean and Ice Sheet”, and studies onlong-term climate variations through the analyses of ice cores.
キーワード：アイスコア，古気候変動，大気組成，温室効果ガス
Ice core, Paleoclimate change, Atmospheric composition, Greenhouse gas

1. はじめに海水準で約 60 m に相当する最大の淡水リザーバである．一方，北半球に現存するグリーンランド氷床の量は，

本稿では，筆者が代表を務める新学術領域研究「熱-海水準に換算して約 7 m である．化石珊瑚や海底コア

水-物質の巨大リザーバ：全球環境を駆動する南大洋・南の解析などをもとにした過去の環境の復元結果から，南極氷床」の全体に関わるイントロダクションに続き，過極氷床は約 3400 万年前にでき始め，その頃の大気中の去の気候変動を復元して理解するためのアイスコア研究

CO2 濃度は現在の数倍高く，地球表層は現在よりも 5℃に関する解説を述べる．

程度温暖だったと考えられている．約 300 万年前の海水準は現在より 6-40 m 高かったが（様々な研究による推1.1 熱-水-物質の巨大リザーバ
南極氷床は地球の淡水の約 70％（氷の約 90％）を有し，定値に大きな幅がある），CO2 濃度は現在と同程度の 400
ppm かそれ以下であった．さらに，過去 100 万年の氷期-間氷期変動において，約 40 万年前の間氷期（温暖期）

連絡先
川村 賢二
国立極地研究所 気水圏研究グループ〒190-8518 東京都立川市緑町 10-3
Tel. 042-512-0686
e-mail：kawamura@nipr.ac.jp⚑) 国立極地研究所 気水圏研究グループ
Polar Meteorology and Glaciology Group, National Instituteof Polar Research, Tachikawa, Japanには海水準が現在より 6-13 m，約 12 万年前の最終間氷期には 5-9 m 高かったが，CO2 濃度は現在よりだいぶ低い 280-300 ppm 程度だった［最近のレビューは Dutton
et al. (2015) とその引用文献を参照］．間氷期におけるグリーンランド氷床からの海水準上昇への寄与は最大でも7 m であり，最終間氷期では 2-3 m と推定されていることから，これらの温暖な時代の南極氷床は海水準換算で数 m 以上に相当する分が縮小していたことになる．

146

川村 賢二

思われる．しかし，気温や海水温，温室効果による加熱などの外的要因の変化への応答には長い時間がかかるため，南極氷床の変化傾向やその速度，海洋への影響などを把握し予測することは難しい．IPCC 第 5 次評価報告
書は，「20 世紀後半の温暖化が人為起源である可能性は極めて高い」と結論した一方，南大洋と南極氷床に関しては，観測誤差やその気候モデルによる再現との差が大きいことを挙げ，理解の遅れを指摘した．近年に観測された現象を見ても，西南極の温暖化や南大洋深層水の昇温が観測されている一方で，表層水温や東南極の気温には有意な温暖化は検出されず，海氷は最近数十年では増加傾向にあるなど，南極の環境変動には理解されていない部分が大きい．東南極には，降雪の増加のために氷床
図 1：全球気候変動を駆動する南大洋・南極氷床の概念図．

が厚みを増している地域もあるなど，地域性が強く複雑な側面もある．南極氷床や底層水には一度超えてしまうと容易に後戻りがきかない「ティッピング・ポイント

南大洋は南極大陸の周辺から南半球中緯度にかけて広がる海で，太平洋，大西洋，インド洋とつながっている．

（Tipping point）」が存在し，そこに近づいている可能性も指摘されているが，実態はよく分かっていない．

南極大陸の縁辺部の海氷が活発に生産される領域において，南極底層水という最も重い水が生成される．大気か

1.2 南極環境システム解明のための学際研究ら取り込んだ（負の）熱を全海洋の深海に送り込む役割

北半球氷床の氷期・間氷期変動は，大気-北米氷床-固を果たし，その体積は全海水の 30-40％を占めることか

体地球の相互作用で生じたことが，気候・氷床モデルとら，南大洋は巨大な熱のリザーバであるといえる．そのアイスコアデータの連携から明らかにされた（Abe-

量や温度の変動は地球の熱の分配に影響し，海洋大循環

Ouchi et al., 2013）．これに対して，南極氷床の変動におや全球気候を左右する．過去に南極の温度が気候の不安

いては，棚氷（大陸の氷床が海に張り出したもの）の下定性に影響していたことが，アイスコアと気候モデルとへ暖水が入り込むことにより底面から融解し，その影響の連携研究から示唆されている（Dome Fuji Ice Coreが大陸氷床の流出におよぶプロセスが鍵であり，氷床-

Project Members, 2017）．また南大洋は炭素の深海への

海洋相互作用が重要である（Tamura et al., 2012; 本巻の最大の出入口でもあり，氷期・間氷期サイクルの CO2 変

草原を参照）．しかし，温暖化には積雪増加により氷床

動に南大洋が重要な役割を果たしていたことが，アイスを成長させる効果があるため，氷床全体の質量収支の推コアや海底堆積物コア（以下海底コア）のデータから示

定には地域ごとのプロセスを定量化する必要がある．と唆されている．このように，熱・水・物質の巨大リザー

ころが，東南極には表面質量収支が 100 mm/年（水当量）バである南極氷床と南大洋は，全球の気候や海水準を決以下の領域が広大にあるため，その変化を検出して氷床

定づける最重要コンポーネンツである（図 1）．

全体の質量収支に結びつけることは容易でない（本巻の近年，北極域では環境変動が顕在化し，グリーンラン

福田を参照）．

ド氷床や海氷域の縮小が広く認識されている．一方，南南極氷床の縮小（融解）がもたらす淡水の増加は，海極氷床は比較的安定していると考えられてきたが，最近

水の低塩・低密度化を招き，南極底層水の生成を弱化さ

西南極の氷床縮小が相次いで報告され関心が高まってい

せ，海洋大循環を変化させる可能性がある．表層に供給る．しかし，南極氷床の融解や成長のプロセスや，それされる淡水が海洋の成層構造を強化することで亜表層のらの変動の時間スケールなどの詳細は明らかではない．

水温が上昇し，さらに氷床を縮小させるといったフィー

大気の直接観測や南極氷床に閉じ込められている過去のドバックも考えられる．また，気体の溶解度の温度依存

空気の分析から，産業革命の頃に始まった人為起源の性のため，CO2 増加による海洋酸性化は極域で最大とな

CO2 増加は，現在も加速し続けていることが分かっていると同時に，莫大な生産量を持つ南大洋生態系への影響

る．CO2 の増加傾向は将来も続くであろうことから，そを通じて，全球炭素収支を変化させる可能性もある．

の南極氷床への影響がいずれ顕著に現れることは自明と

このように，巨大リザーバである南極氷床や南大洋の南極アイスコアと気候変動

147

図 2：南極環境システムの研究対象の概念図．新学術「南極の海と氷床」を構成する計画研究班も記す．

変化は全球環境変化の駆動力となりうるが，観測が困難

南極氷床と気候の過去から現在に至る変動を把握し，モなために理解やモデル化が難しい．その傾向は特に広大

デルと連携してメカニズムや相互作用を理解する（本巻

な東南極で顕著である．これに対して，底層水生成域のの杉山，飯塚を参照）．A02-2（固体地球班）は精密観測

発見（Ohshima et al., 2013）や，過去数十年にわたる海洋から固体地球応答（GIA）モデルを高精度化し，氷床質

酸性化や氷床質量収支に関わる観測データの蓄積，数十

量収支の変動を明らかにする（本巻の福田，奥野，三浦

万年にわたる海洋環境や大気環境・気候の復元，過去数を参照）．

百万年の氷床高度復元など，日本の観測や研究がリードしている面もある．
2017 年度より発足した新学術領域「熱-水-物質の巨大
リザーバ：全球環境変動を駆動する南大洋・南極氷床」

A03（探査班）は，無人探査技術により氷の下の海底地形や海水特性，空中からの高精細表面形状の計測を可能にし，未探査領域のデータを取得する（本巻の巻・吉田，藤井・野木を参照）．

（略称：南極の海と氷床）は，異なる時間・空間スケール

A04（モデル班）は，大気・海洋・氷床にかかる多階層の様々な相互作用の理解と予測のため，現在起こっていのモデリングを駆使し，精密な現場観測データを統合しる現象の解明と，過去の変動や全球気候との関係の解明

た解析を行う．南極と全球の気候変動の長期スケールをを観測系の両輪とし，それらとモデリングを統合的に進含む相互作用を理解し，
変動メカニズムの解明と「ティッ

める（図 2）．東南極を主なターゲットとした観測と，地ピング・ポイント」の把握を目指す（本巻の齋藤・グレー

域スケールから南極全体，全球までを対象としたモデル

ベ，岡を参照）（図 3）．

研究を融合させ，底層水や周極流，生態系，氷床，固体

公募研究では以下の研究を募集する．
「大気の物理と地球の実態と変動の素過程，およびそれらの相互作用をモデリング」では南極大気の素過程や大循環，領域モデ

明らかにする．

ル，全球高解像度モデル研究，「各種の衛星観測」では計計画研究 A01-1（底層水班）は，底層水の状態・変動

画研究に含まれない人工衛星リモートセンシング，「新とそれに伴う物質循環過程を明らかにする（本巻の勝又，

しい観測・分析手法を用いた研究」ではバイオロギング

大島，青木，草原，川合を参照）．A01-2（古海洋班）はや比較的安価な無人機による観測，古環境指標（プロキ

数百万年間における海洋循環と海氷の変動を復元し，全シ）の開発と高精度化など，「取得データの解析とモデリ

球変動との相互作用を解明する（本巻の池原，関，佐藤

ング」では計画研究と異なる観点でのデータ解析やモデ

他を参照）．A01-3（生態系班）は海氷域の生態系構造とリング研究など．

その動態，海氷変動が海洋生態系と物質循環に及ぼす影響を明らかにする（本巻の茂木他，須藤他を参照）．
A02-1（氷床班）はアイスコア分析と現場観測により本新学術領域では，これらの計画研究と公募研究が連携し，氷床-海洋相互作用や，過去の南大洋と南極気候・
氷床変動の復元，
生物動態などの変動を解明することで，

川村 賢二148

図 3：データとモデルの連携の概念図．

南大洋と南極氷床をひとつのシステムとして理解し，そ充填が支配的であり，その後は雪粒どうしの結合（焼結）れらが種々の相互作用を通じて全球環境変動に果たす役

により圧密が進む．その過程で密度が 300-500 kg/m3

割とメカニズムに迫ることを目指している．多階層の数から約 830 kg/m3 まで増大する．この雪の層はフィル値モデルによるシミュレーションと現場観測データとのンと呼ばれ，その厚さは温度と堆積量によって決まり，融合，分野横断による現場観測や，無人探査技術の工学

50-100 m 程度である．

的発展など，学際的側面の意義も大きいうえ，気候の将来予測や社会影響などへの波及効果も期待される．

アイスコアの各深度における氷の年代は，過去に氷床の表面に雪として積もった時点をゼロとして，現在までの経過時間として定義される．一方で，気泡はフィルン

2. アイスコアによる古環境の復元の底部付近において空隙が大気から隔絶されることで形成される．この深度まで表面に降った雪が到達するまで

本稿は包括的なレビューではなく，気体を中心としてに数百年から数千年かかるため，同深度の氷と空気の間

古環境の指標となる主な測定成分を紹介し，他分野とのには年代差が生じることになる．この年代差は，温度や連携研究にとっての課題について記す．以下にアイスコ堆積量を入力としてフィルンの圧密速度を推定する数値

アや古環境に関する日本語の書籍を紹介するので，参照

モデルによって求められるが，その誤差は最大で 20％にしていただきたい．

達すると考えられており，その高精度化が課題になって・藤井理行，本山秀明編著（2011）「極地研ライブラリー

いる．

アイスコア ～地球環境のタイムカプセル～」（成山堂）
・日本気象学会地球環境問題委員会編（2014）「地球温暖化 ― そのメカニズムと不確実性」（朝倉書店）

2.2 アイスコアの古環境指標
氷床を掘削して得られるアイスコアは，過去の大気やエアロゾルなどを閉じ込めた「タイムカプセル」と言わ・中澤高清，青木周司，森本真司（2015）「地球環境シスれる．氷を切削または融解し，気泡に閉じ込められた空テム ― 温室効果気体と地球温暖化 ―」（共立出版）

気を取り出して分析すれば，過去の大気組成が分かり，・河村公隆 他編（2016）「低温環境の科学事典」（朝倉

氷そのものの分析からは気温や海水温，ダスト，火山な書店）

どの情報が得られる．表 1 に，気体を中心とした主なア
イスコアの測定成分と，それらに含まれる環境情報を示

2.1 アイスコア

した．

南極氷床の上では，降り積もった雪が融解することな氷そのものの解析からは，水の蒸発や凝結に伴う酸く堆積し，圧密という過程を経て氷に変化する．圧密の素・水素同位体比の分別の温度依存性を利用し，過去の初期（表面から 10-20 m 程度）には雪粒の再配置による温度が求まる．各種のイオンや元素，ダストの分析から

南極アイスコアと気候変動

表 1：アイスコアから得られる主な環境情報．
アイスコアの測定成分含まれる環境情報

H2O 同位体（酸素，水素） 気温，水蒸気源の表面海水温

1492.3.1 氷期サイクル
地球の自転軸の傾きの角度や方向は，他の惑星や月の引 力 の 影 響 に よ り，約 23,000 年，約 41,000 年，約

硫酸イオン

火山噴火

ダスト

遠隔地の乾燥度，大気循環強度

CO2，CH4，N2O 濃度

温室効果ガス濃度

CO2，CH4，N2O 同位体

温室効果ガスの放出源・吸収源

N2，Ar 同位体

氷床表面の温度変化

N2，Ar，Kr，Xe 同位体

フィルンの厚さ

O2 同位体アジアモンスーンなどの水循環

O2/N2，O2 同位体

アイスコアの年代ビッチ理論と呼ぶ．1970 年代以降に広く受け入れられCH4 濃度，O2 同位体，10Be

アイスコア間や他の古環境試料との年代対比たが，2000 年台前半に，この理論は誤りであるとし，氷Kr，Xe 濃度

海水の温度

期サイクルの根本要因を CO2 変動に求める研究などが

Kr/Ar，Xe/Ar

氷床表面融解相次いだ．筆者らは，ドームふじアイスコアの O2/N2 と空気含有量

氷床高度，氷化密度

100,000 年の 3 つの周期で変動している．それにより日射の緯度分布や季節性が変化する．気候に影響を及ぼす
それらの「地球軌道要素」の周期的変動，またはその結果としての日射量変動をミランコビッチ・サイクルと呼ぶ．また，北半球高緯度の夏期日射量の変動によって氷期-間氷期の氷床変動が駆動されるとする説をミランコ

南極の日射量とに高い相関関係があることを利用して，高精度（数十万年間で 2000 年程度の誤差）で年代決定を行い，過去 4 回の氷期終焉（退氷期）のタイミングがミは，それらの供給源の環境変動が復元できる．気体成分

ランコビッチ理論と整合的であることを示したのうち，温室効果ガスである CO2 と CH4，N2O の濃度（例（Kawamura et al., 2007）．その後，初めて氷期サイクル

えば Lüthi et al., 2008; Loulergue et al., 2008）はほぼ直接のシミュレーションに成功し，ミランコビッチ理論は基的に復元が可能であるが，試料量がごくわずかなため高

本的に正しいことを示した（Abe-Ouchi et al., 2013）．こ度な計測技術を必要とする．

の研究では，南極ボストークアイスコアの CO2 データに

厳密には過去の大気がそのまま氷床に保存されるわけ

ドームふじコアの正確な年代を移行して，気候-氷床モ

ではなく，フィルンにおいてわずかに変質を受けるため，

デルに入力データとして与えた．また，氷期サイクルにその考慮が不可欠である．フィルンの空隙は狭く曲がりおける全球の気候変動が，北半球の日射量と氷床変動だ

くねっているので，対流による空気の混合は表面付近にけで説明できるわけではなく，南極の気候変動と高い相限られている．そのため，気体の移動は主に分子拡散が関を持った CO2 変動が，氷期・間氷期変動の振幅を 2 倍担っている．分子拡散のもとでは，全ての気体は重力と程度に増幅していたことも明らかになった．南極の気候

温度勾配によって鉛直方向に分離し，その度合いは気体

変動も北半球と似たタイミングで起こり，南極氷床もそごとに異なっている．その結果，質量の大きい分子ほどれに伴って変動していたと考えられるが，その正確なタ

重力分離によってフィルンの下部に濃縮し，温度分離にイミングや量，速度，北半球から南極氷床へのシグナルより低温側に濃縮する．その濃縮度は 0.001％のオーの伝達機構についてはよく分かっていない部分が多く，ダーに過ぎないが測定可能であり，その定量化には窒素

今後解明すべき重要課題となっている（本巻の三浦，奥（N2）やアルゴン（Ar）といった不活性な気体が用いら

野を参照）
．

れる．これらの気体は，大気中の同位体比が長期間一定で化学反応も起こさないため，フィルン内での物理的な分別を読み解くのに有用である（Kawamura et al., 2006,
2013; Buizert et al., 2012）．

2.3.2 突然の気候変動とバイポーラーシーソー
氷期には，南北の半球間で変動が逆になるような気候変動（バイポーラーシーソー）が何度も起こったことが知られており，特に北大西洋の周辺では，数十年間で2.3 アイスコア解析とモデリングとの連携

10℃以上といった急激な気候変動を伴っていた．そのよ

南極環境システムを理解するためには分野間の連携がうな気候の不安定性は大西洋子午面循環（表層で北向き不可欠である．ここでは，長期スケールの気候変動につに流れ，高緯度で沈み込んで深層で南向きに流れる，赤いて，筆者らによるドームふじアイスコアと MIROC 全

道をまたがる大西洋の循環）が変化し，低緯度から輸送

球気候モデルの連携による研究成果を交えて紹介する．

される熱量が変化するために起こると考えられている．
その根本要因としては，北半球の大陸氷床（今は存在しない北米やユーラシアの氷床）から氷山や融解水が海洋

150

川村 賢二

図 4：南極ドームふじアイスコアから得られた過去 72 万年間における気温とダストフラックス変動．バイポーラーシーソーを含
む気温極大のタイミング（最下段の黒三角）とその頻発期（青色），および間氷期（黄色）を示す．

にもたらされることであるとする考えが主流であるが，ある．以下にアイスコア研究として取り組むべき主要な

古環境データにはそれと矛盾する面もあり，よく分かっ課題を挙げる．いずれも日本の研究コミュニティが世界ていない重要問題である．最終氷期以前に同様の現象がをリードして取り組むべき課題と言える．

一貫して起こっていたのかどうかも定かではなかった．
ドームふじコアの気温の指標とダスト（塵）降下量を（1）ドームふじアイスコアの年代決定の精度は世界的に解析した結果により，南極の気温が氷期の中間的な値を類を見ないほど高いが，現状では高精度が保証されてい取るときに全球気候が不安定になり，その傾向が 72 万るのは第 1 期コアの 34 万年間にとどまるうえ，
分析デー

年間で一貫して続いていたことが明らかになった

タの質が良くない年代範囲もある（Fujita et al., 2015）．

（Dome Fuji Ice Core Project Members, 2017）
（図 4）
．そ

最新の分析技術によって，－50℃で保管されている氷試の上で，気候モデルで北大西洋に淡水を 500 年間供給す料を分析し，正確な年代決定を第 2 期コアの 72 万年間る実験を行い，どのような背景要因で気候が不安定になに拡張し，さらに高精度化することが重要である．

るかを調べた．その結果，淡水供給（外部強制力）に対する大西洋子午面循環の応答と全球気候への影響が，氷（2）新たな環境指標の開発と分析を推進し，正確な年代期の中間で強まることを見いだした（図 5 上段）．これを与えることも重要である．気候・氷床モデルと連携しはドームふじコアの解析結果と整合的な結果であり，て南極環境システムや全球変動との相互作用の理解を進

MIROC 気候モデルの振る舞いが基本的に正しいことをめるためには，放射強制力の元となる CO2 濃度の正確な示唆している．さらに，氷期を形成する条件として重要

データがまず不可欠である．そのためには，分析技術のな，（1）北半球氷床の拡大と（2）大気中 CO2 濃度低下の高度化と分析の推進に加え，アイスコアの気体の年代を効果を分離して評価するために，どちらか一方のみを変正確に推定する必要がある．そのため，上述した氷の年化させた（現実には起こらなかった仮想的な条件での）代に加えて，氷と空気の年代差の情報が必要だが，それ感度実験を行った．その結果，気候不安定性の背景要因には過去のフィルンの厚さや涵養量の正確な推定が必要として重要なのは CO2 低下に起因する南大洋の寒冷化であり，長年の課題となっている（Parrenin et al., 2013）．

と底層水の供給増大であり，北半球氷床の存在そのもの

これについては，希ガスや窒素分子の同位体のわずかなではないことが明らかになった（図 5 中・下段）．

分別から，フィルン内で対流や分子拡散がおよぶ深さを推定できると期待される（Kawamura et al., 2013）．

3. 今後の課題

新たな環境指標としては，例えば最近，氷の酸素および水素同位体比を両方用いて，72 万年間にわたる南極内

南極域の複雑な相互作用を紐解くには，アイスコアの

陸と水蒸気起源域（南大洋中緯度）の表面温度が初めて最先端研究の推進と異分野とのさらなる連携が不可欠で同時に推定された（Uemura et al., 2018）．また筆者らは，

南極アイスコアと気候変動

151（本巻の飯塚を参照）．
（3）海底コアは世界中の海から得られ，古環境情報の記録媒体として極めて有用であるが，アイスコアとは独立に年代決定が行われ，その誤差が大きいことが問題となっている（数十万年間で 1 万年の誤差を持つことも珍しくなく，誤差の推定すら難しい）．古環境変動のメカ
ニズムを解明する上では，世界中の海底コアの年代をドームふじコアと精密に対比・統合し，ドームふじアイ
スコアの年代を適用することが極めて重要となる．そのための一つのツールとして，大気中の CH4 濃度が挙げられる．CH4 濃度の変動は主に北半球の気候変動を反映するため，南極のアイスコアと北半球の海底コアとの対比に有用である．ただし，その測定は連続かつ高時間分解能であることが求められる．また，海底コアの古地磁気強度をドームふじアイスコアの宇宙線生成核種のデータと対比させる手法も，年代統合の有力手段として確立されつつある（Horiuchi et al., 2016）．
(4) 沿岸付近や内陸の複数のアイスコアの年代解析から，過去数千年の涵養量の変遷を推定し，近年の温暖化の影響を長い時間スケールの上で精査することは，南極氷床の質量収支を検討する上で非常に重要である．

4. おわりに
南極環境システムの理解のためには，時空間のスケー
ルが大きいシミュレーションや，世界中の古環境データ
を年代統合した上でモデルと連携した解析・解釈が必要となる．そのためには，現在の直接観測から氷床・海洋・大気の相互作用にかかる現場観測データを取得・解析し，それらの知見をプロセスモデルの開発・改良や大規模気候-氷床モデルの調整に活かしたうえで，数値実験を長期に渡って展開する必要がある．そういった観測とモデ
図 5：大気海洋結合大循環モデル MIROC によるシミュレー
ション．
（上）氷期の中間的な CO2 濃度と氷床形状を与え，
北大西洋北部に淡水を 500 年間加え続けた後の温度偏差．
（中，下）大気中二酸化炭素濃度または北半球氷床のみを氷期の中間状態に設定した感度実験結果．気候の不安定性増大にとって CO2 と南大洋の役割が大きいことが分かった．

ルの融合から，過去-現在-将来を通した南極氷床・海洋・
物質循環の応答特性を定量的に解明する展望がひらける．
アイスコアが対象にできる長期スケールの古環境変動の中で，南極氷床の縮小メカニズムの解明にとって特に重要な時代は，現在より海水準が高く南極氷床が縮小しクリプトン（Kr）やキセノン（Xe）の大気中の濃度から，ていた最終間氷期と 40 万年前の間氷期，またそれらの最終退氷期を対象として，海洋全体の温度を求める手法

移行期である．完新世（現在の間氷期）が始まって 1 万を確立した（Bereiter et al., 2018）．これを過去の間氷期年が経過した現在と比べて，CO2 濃度が工業化前と同程などにも適用することが課題である．また，過去の海氷度だった過去の間氷期に，なぜ南極氷床が縮小したのだ

変動をアイスコアから復元することも極めて重要である

ろうか．あるいは，過去の間氷期が地球の「ノーマルな」川村 賢二152

状態で，完新世こそ特別な時代なのだろうか．人為起源の地球環境問題に関する研究の重要性はもとより，このような興味が尽きない謎に迫っていくことができる．

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アイスコアによる海氷面積変動の復元
飯塚 芳徳1)
海氷面積は，氷アルベドフィードバックによって気温変動に対して加速度的に変化するとともに，周囲の気温・海洋循環・生態系・温室効果ガスに大きな影響を与える．海氷面積が過去から現在にかけてどのように変動してきたのかを知ることは近未来の地球規模の環境変動を読み解くうえで重要である．本稿は過去の海氷面積変動を復元するためにアイスコアを用いた研究を紹介する．アイスコアに含まれる海氷面積変動のプロキシにはナトリウムイオン，メタンスルホン酸イオン，臭素などがあり，南極やグリーンランド氷床のアイスコアを用いて近年の地球温暖化の期間から氷期間氷期スケー
ルの期間まで幅広い時系列の海氷面積変動が復元されている．

Sea ice extent reconstructed from ice cores
Yoshinori Iizuka1
Sea ice plays an important role in Earthʼs climate system. Ice cores may reconstruct past sea ice conditions. HereI review the advances that have been made in using chemical tracers such as sodium ion, methanesulfonate ion, andbromine preserved in ice cores to determine past changes in sea ice cover around Antarctica and Greenland.
キーワード：アイスコア，海氷面積，プロキシ，氷床
Ice core, sea ice extent, proxy, ice sheet

1. はじめに
海氷は海水が凍結したものである．海塩が融けている
海水は海塩による凝固点効果のため－1.8℃で凍りはじさ 20 m 程度になるが，一年氷は厚さ数 m 程度である．
南極大陸に鎮座している氷床の平均厚さ（平均約 2500m）や大陸から流れ出た氷山（厚さ数百 m）と比較すると，海氷は薄い．

める．極域の冬の気温は氷点下マイナス数十℃にもなる

海氷はその薄さのため，比較的容易に寒気で形成され，ので，海の表面は広範囲で凍り，晩冬に海氷の面積が季

暖気で消失する．地球規模でみると海は海流によって赤節極大となる．北極は極点周辺が海のため海氷が形成さ

道の熱を極に伝える役割を果たしており，極地では海水れたのちに夏を越した多年氷（越年氷）が発達しやすいのほうが大気よりも温暖である場合が多く，赤道から流が，南極は極点周辺が陸であり，南緯 60 度あたりで大陸れてきた温暖な海水から寒冷な大気へと熱を伝える．し周囲を南極海が南極大陸を取り囲んでいるため，ほとん

かしながら，海氷が形成されると氷が断熱材の役割をにどがその年にできた海氷（一年氷）である．多年氷は厚ない，海から大気への熱のやり取りが抑制されることになる．つまり，海氷が形成されると極域の海はより冷や

連絡先
飯塚 芳徳
北海道大学 低温科学研究所〒060-0819 北海道札幌市北区北 19 条西 8 丁目
Tel. 011-706-7351
e-mail：iizuka@lowtem.hokudai.ac.jp⚑) 北海道大学 低温科学研究所
Institute of Low Temperature Science, Hokkaido
University, Sapporo, Japan

されにくくなり，大気はより寒くなる．また，日射に対する水（海水）の反射率は 6-7％であり，海水は日射の90％以上を吸収することができるが，氷（海氷）の反射率は 40-70％であり，海氷は日射の約 2/3 をはねかえす．
もし海氷上に雪が積もると，反射率は 80-90％となり，ほとんどの日射をはねかえす．極域で雪氷が日射をはねかえすことで，地球表面が輻射熱を吸収できずに表面気温が低下して寒冷になり，さらに海氷面積が拡大してい飯塚 芳徳154

く．その海氷面積の拡大は日射をさらに吸収できなくな

捕食する南極オキアミなどの動物プランクトンが繁殖る状態を生み，さらに表面気温が低下するという互いのし，小型魚類（イワシ）・鳥類（ペンギン），アザラシ，

プロセスを補強する循環がおきる．反射率をアルベドとクジラ，シャチといった豊かな生態系の一次生産を担っいうことからこの相互補完する循環を氷アルベドフィーている（本巻の茂木他を参照）．また，南大洋では，海洋

ドバックと呼ぶ．

に多くの二酸化炭素が溶け込んでおり，今後の地球温暖

海氷は海水よりも塩分が低い．海氷が形成されるとき

化によって大気二酸化炭素濃度が増加すると，その一部に，ブラインと呼ばれる塩分を排出する．海氷上部のブが南大洋に溶けこむのではないかと予測されている．しラインは海氷表面に濃縮して寒気が入るとフロストフラ

かし，海氷が広がっていると二酸化炭素などのガスは大ワー（Frost Flower）という霜を海氷表面に形成する

気と海の間でやり取りができなくなり，海に溶け込むこ（図 1）．また，海氷下部のブラインは海水に排出され，とができなくなる．

周囲の海水は塩分が増加し，密度を増して沈降する．こ海氷は薄いので比較的容易に寒気で形成され，暖気でのため，海氷が形成されることで周囲の海水循環に大き消失する．全球規模でみて地球表面の海氷面積ほど季節な影響を与える．また，海氷の底部は日射が届き，氷とによる変化が著しいものはないのではないか．余談だいう固体の足がかりがあるのでアイスアルジーとよばれが，Youtube で“sea ice extent NASA”と検索すると近る藻が生息する（図 2；本巻の須藤他を参照）．南大洋で年の北極海や南極海の海氷面積の季節・年々変動を動画

は海氷の底にアイスアルジーが発育することで，これをで見ることができ，夏と冬でこれほどに海氷面積に違い

図 1：海氷上に形成される霜（フロストフラワー）．グリーンランド北西部シオラパルク沖の海氷（右）．
白く縞模様に見えるのはフロストフラワー（左）である．フロストフラワーではアイスコアから海氷
面積変動を復元できるプロキシ（Na􀀫，Br）が濃縮する．撮影・提供 的場澄人（北海道大学）

図 2：海氷底に形成される藻類（アイスアルジー）．砕氷船しらせの航路後方で海氷が反転し茶色のア
イスアルジーが表面にみえる．アイスアルジーはアイスコアから海氷面積変動を復元できるプロキシ（MSA）の主な発生源．撮影・提供 野村大樹（北海道大学）

アイスコアによる海氷面積変動

155があるのか，と実感できる．海氷面積は，氷アルベド

変動を議論するときにはこの衛星データを用いることがフィードバックによって気温変動に対して加速度的に変一般的である．日本では気象庁のホームページに衛星に化するとともに，周囲の気温・海洋循環・生態系・温室

よる海氷面積の変動についてわかりやすく解説されてい効果ガスに大きな影響を与える．周囲の環境変化に敏感る（http: //www. data. jma. go. jp/gmd/kaiyou/shindan/

でありつつも周囲の環境変化に大きな影響を与える海氷

index_seaice.html）．ひとことで言えば，1978 年から現

面積が過去から現在にかけてどのように変動してきたの在にかけて，北極海・南大洋ともに海氷面積の減少が顕かを知ることは近未来の地球規模の環境変動を読み解く著である（図 3）．これは地球温暖化によると考えられてうえで重要である．本稿は過去の海氷面積変動を復元す

いて，海氷がなくなることで氷アルベドフィードバック

るためにアイスコアを用いた研究を紹介する．さらに参により，さらに極域の温暖化が加速するのではないかと考になる論文として Curran et al.（2003），Wolff et al.

危惧されている．

（2006）がある．また，2012 年ごろまでの成果をレビュー

アイスコアを用いて 1978 年よりも過去の海氷面積変した Abram et al.（2013）もこのトピックの概要を把握

動を復元することが本稿の主題であるが，アイスコアかするによい論文である．原稿執筆時（2017 年 11 月）のら復元された海氷面積変動を示すプロキシがどの程度確時点で最新の研究のなかでは Maselli et al.（2017）が比からしいのかを評価する際には確度の高い衛星データを

較的良く書かれておりおすすめする．本稿の最後にこの用いることが多い．アイスコアのプロキシを用いれば原トピックの歴史と動向に関する主観を述べた．込み入っ理上は氷期間氷期スケールの数十万年間の海氷面積変動た話が苦手で，信頼性に欠けても構わなく，読みやすいを知ることができるが，そのプロキシが海氷面積を復元

ものをお探しであれば，本稿の最後の章をご覧いただきできることの妥当性を確認するために，先ずは同じアイ

たい．

スコアの 1978 年からの 40 年間のプロキシを衛星による海氷面積と比較し，プロキシの評価をする（図 4）．その後，1978 年より過去の海氷面積をプロキシから復元して

2. 衛星による海氷面積変動（1978 年～）

いくという解析をしていくのが一般的である．

上述した動画などのデータとして使われている近年の海氷面積変動は人工衛星に搭載されたマイクロ波放射計
により観測された輝度温度データから得られている．
NASA （National

Aeronautics

and3. 海底堆積物コアによる海氷面積変動

Space

衛星観測がない，より古い時代の海氷面積変動を復元

Administration：アメリカ航空宇宙局）によるデータがする方法は海底堆積物コアを利用するのが一般的である

公開されており，誰でも利用できる（Cavalieri et al., 1999;（本巻の池原，須藤他も参照）．過去の海氷面積変動復元

Maslanik and Stroeve, 2004; Gloersen, 2006）．衛星が連にアイスコアよりも海底堆積物コアを利用することが多続的に観測をはじめた 1978 年から現在までの海氷面積

い理由は海底堆積物コアによる海氷面積変動の復元のほ

変動は主として衛星によるデータ（図 3）を基にしておうがより信頼できるからである．本稿はアイスコアにより，後述するより過去の海氷面積変動の復元に比べて，る海氷面積変動について述べるが，この点を留意された

その精度は極めて高い．かれこれ約 40 年間のデータが衛星観測から獲得されていることから，近年の海氷面積

図 3：衛星観測による 1978 年から 2017 年までの 9 月の北極
海氷域の年々変動（NASA ホームページから引用）．9 月は北半球の海氷面積の年極小月にあたる．

図 4：衛星観測による南極海インド洋＋ウエッデル海セク
ターの一年氷の季節面積変動とドームふじアイスコアに含まれる海塩 Na􀀫 フラックスの比較（Iizuka et al., 2008 を改編）．

156

飯塚 芳徳

い．海底堆積物コアは数百万年から，ときには数千万年シとして使われている．IP25 は海氷でしか形成されな程度の古海洋環境の復元を可能にする．アイスコアはせいこと，IP25 が沈降して海氷があった場所の海底に堆積

いぜい 100 万年程度の古大気環境の復元しかできない．

することの 2 点のプロセスに概ね支配されるので，海底より古い時代の海氷面積変動を議論するという観点から堆積物コアによる海氷面積変動のプロキシとしてシンプもアイスコアよりも海底堆積物コアを用いる方がよい．

ルであり信頼性が高い．つまり，海底堆積物内で IP25

ここでは簡潔に海底堆積物コアによる海氷面積の復元にが含まれていればその上部の海が海氷に覆われていたこ

ついて紹介する．

との証拠になるので，後述するアイスコアからのプロキ

海洋底には海洋中の物質が堆積する．海氷が覆うこと

シにくらべて，優れたプロキシであるといえる．詳しくで堆積する物質がいつ堆積したのかを明らかにすることは，このプロキシの発案者によるレビュー論文（Belt

で，その海底堆積物コアを採取した場所にいつ海氷がand Müller, 2013）と，IP25 の 起 源 生 物 に 関 す る 論 文覆っていたのかを復元できる．海氷が覆うことで堆積す（Brown et al., 2014）を参照されたい．

る物質を海氷プロキシという．例えば，漂流岩屑（icerafted debris：IRD）がある（図 5）．海氷はその形成時に大陸棚付近で混濁している陸起源の砕屑物（岩屑）を取

4. アイスコアによる海氷面積変動

り込むことがある．海氷はその砕屑物をとりこんだま

ここまで述べたように，現在もしくは近過去の海氷面

ま，陸から遠く離れた遠洋域まで漂流する．この氷が遠積変動を把握するには衛星に頼るのがベストであろう．

洋で溶解すると，その内部に閉じこめられた大陸起源の

また，過去の海氷面積変動を把握するには海底堆積物コ

砕屑物は海底へ沈降し堆積する．海底堆積物の中に見いアを利用したほうが，確度が高い．これらのことから，だされる，海氷起源と考えられる粒子群を，IRD と呼ぶ．

アイスコアによる海氷面積変動の復元は隙間産業的な研南極では主にこの IRD を用いて海氷面積変動を議論し究トピックであることを留意されたい．あえて，アイスている．アイスコアとリンクした南極の氷期間氷期ス

コアによる海氷面積変動の研究の長所を挙げると，海底ケールの代表的な研究として Gersonde et al.（2005）が堆積物コア試料からはそのコアが掘削された 1 地点のみある．Gersonde et al.（2005）は南大洋の最終氷期最盛期の情報しか得られないが，アイスコアを用いると，より（約 2 万年前）と完新世（約 1 万 1 千年前から現在）の海

広域の海氷面積変動を復元できることである．たとえ

氷面積を IRD から復元し，最終氷期最盛期の海氷面積ば，極域の海域はいくつかのセクターに分かれているは完新世の約 2 倍であったことを明らかにしている．

（図 6）が，アイスコアによる研究はセクターレベルの海

北極海氷域ではこの地域のみに生息するアイスアル

氷面積変動を議論しているケースが多い．

ジーが末端に二重結合がある特殊な炭素数 25 のイソプ
レン構造体（Highly branched isoprenoid (HBI)）を生合

4.1 アイスコアとは成する．北極域のアイスアルジーにのみ形成される「アイスコア」とは南極氷床やグリーンランド氷床なHBI であるのでこれを Ice proxy 25（IP25; Belt et al.,

どの雪氷圏で掘削された円柱状の氷試料のことをいう

2007）とよび，IRD と同様に北極域の海氷面積のプロキ（図 7）．両氷床の内陸地域で全長 3 km 以上にもなるアイスコアが掘削されることもある．アイスコアは過去の大気成分（気体成分）やエアロゾル（液体・固体成分）を保存しているという長所があるため，海氷面積変動の復元に限らない学術的価値の高い古環境記録媒体として世界中から注目されている．
現在の地球上には，南極とグリーンランドに大規模な氷塊があり，これらを氷床という．現在の氷床内陸部では，降雪が涵養している．グリーンランド氷床においては夏季融解を生じる（例えば 2012 年 7 月のグリーンラ
ンド全域夏季融解の記憶が新しい）が，両極氷床共に年平均気温が氷の融点を大きく下回っており，基本的には

図 5：漂流岩屑（ice rafted debris：IRD）．撮影・提供 山本
正伸（北海道大学）

夏季でも降雪が堆積する環境にある．ほぼ一年中融解が生じない南極とグリーンランド氷床内陸域では，少しずアイスコアによる海氷面積変動

157

図 6：南極（左）・北極（中央）の海氷セクター（NASA ホームページから引用；一部改編）．および，本稿で紹介した南極氷床（左）とグリーンランド氷床（右）のアイスコア掘削地点．

図 7：南極ドームふじアイスコア．撮影・提供 斉藤健（北海道大学）

図 8：氷床内陸のアイスコアによる古環境復元．

つ降雪が堆積していき，新しい降雪は古い積雪の上に積もることになる．古い積雪はやがて新しい積雪の荷重にいて，10 万年程度を 1 周期とする氷期・間氷期（Glacial-

よって通気性を失い氷になる．このような地域で鉛直方

Interglacial）気温変動が起きていたことが知られてお向に雪氷を採取すると，表面の雪（現在）から深部の氷

り，アイスコアを用いることで気温をはじめとする氷（過去）にかけて，降水とそれに伴う大気中のガスやエア期・間氷期の大気環境を復元することができる．

ロゾルなどの環境情報を取り出すことができる（図 8）．
時系列的には最深部が最も古く，表面が最も新しい古環

4.2 アイスコアに含まれる海氷面積変動のプロキシ

境媒体となる．前述した海底堆積物も古環境媒体である

アイスコアから海氷面積変動を復元するためには海氷が，いくつかの古環境媒体の中で連続的な数十万年間の面積変動に関連する物質などがアイスコア掘削地域まで大気成分やエアロゾルという古環境情報を有しているの運ばれてくることが前提となる（図 9）．このような物質

はアイスコアのみである．

などを環境指標（プロキシ）という．海氷面積変動を示

現在，アイスコアが復元できる古環境は数十万年程度すプロキシにはナトリウムイオン（Na􀀫），メタンスルホ

である．2017 年現在において，南極 Dome C コアが最ン酸イオン（MSA），臭素（Br）の 3 つが幅広く提唱されも古い約 80 万年前までの古環境に遡ることができる．

ている（Wolff et al., 2006; Curran et al., 2003; Spolaor et

海底堆積物コアの同位体比によって識別される時代区分

al., 2013a）．そのほか涵養量や同位体比なども潜在的なMarine Isotope Stage（MIS）で表現すると，氷床コアはプロキシとして利用できる可能性がある（Sinclair et al.,MIS 18～19 まで遡ることができる．過去数十万年にお2014; Porter et al., 2016）．海底コアに比べてこれらのプ

飯塚 芳徳158

図 9：アイスコアから海氷面積変動を復元するメカニズム．

ロキシの確度が劣る理由として，海氷周囲で生成したこ

で表せる．

れらのプロキシが大気循環を経てアイスコアの掘削地域

海氷が形成されると高濃度のブラインが海氷の表面にまで運ばれてくる際に生じる拡散によるプロキシ濃度の

濃縮し，そのブラインが凍結することで，海氷上に高海

希釈，時系列的に不安定な運搬（低気圧性ストームなど

塩分を含む霜（フロストフラワー）を形成（図 1）し，そによる単発的な輸送による時系列的な乱れ），掘削地域の霜が氷床内陸に運ばれてくる．海氷上は海水よりも低に堆積した後のプロキシの変質などが挙げられる（図温になり，－8℃以下で固体となる硫酸ナトリウム塩が9）．簡単に言えば，広域の海氷面積変動を反映する代わ

海氷中に取り残されやすく，海氷から大気中に放出されりに誤差が大きくなっているといえる．そのため，これる海塩エアロゾルは海水の海塩比より硫酸イオン濃度がらのプロキシを単独ではなく複数解析してアイスコアか低くなる．Rankin et al.（2002）や Wolff et al.（2003）にら海氷面積変動を復元する方法が良く用いられている．

よると南極沿岸の積雪において，非海塩性硫酸イオン濃度がマイナスになった（マイナスになることに現実的な4.2.1 ナトリウムイオン（Na ）意味はなく，単にナトリウムイオン濃度から計算した海􀀫

Na は主に海水中に含まれる塩を起源とする（図 9）．

塩性硫酸イオン濃度が実測の硫酸イオン濃度を上回った

塩化ナトリウム（NaCl）は海塩の主成分で，海塩が南極ことを示している）ことから，そのような低硫酸イオン

内陸に運ばれてくると Na􀀫 と Cl􂈒 がその主成分となる．

濃度を有する雪の成因として，海氷上のフロストフラ

海水中に含まれる海塩の組成比は全海域ほぼ一定とみなワーからの起源が考えられている．つまり，Na􀀫 (の一すことができる．この性質を利用し，南極内陸のアイス部)は海氷上のフロストフラワーを起源としており，コアに含まれるイオンのうち，海塩がどの程度含まれてNa􀀫 が海氷面積変動のプロキシとなることを示唆しているのかを算出する方法が良く用いられる．Na􀀫 の全いる．

􀀫てが海塩起源であると仮定すると，その他のイオン種の古くから，氷床に含まれる Na􀀫 濃度の変動は大気循

うち海塩成分が占める割合を算出できる．例えば，硫酸環（極循環）の強度が変化したためと考えられてきた．

イ オ ン の 場 合，海 塩 の SO

/Na の モ ル 濃 度 比 がこのため，Na􀀫 濃度の高低が直接的に海氷面積変動のプ

0.0597 であるので，海塩性（ss）硫酸イオン濃度と非海

ロキシになると考えることに懐疑的な考えを持つ研究者

塩性（nss）硫酸イオン濃度はも多い．これは，
海氷上のフロストフラワーが局所的
（海

􎨲􎸒
􎨴

􀀫

􎨫
􎨲􎸒
􎨲􎸒
􀁛ssSO 􎨲－􀁝􂈒􀁛ssSO 􎨲􎸒􎨴 􀁝􀀽0.0597􀃗􀁛Na 􀁝，􀁛nssSO 􎨴 􀁝􀀽􀁛SO4
􎨴 􀁝

氷面積の 1％程度）にしか分布しておらず，海塩量と海氷面積との直接的な関連性のなさや海氷からの絶対的なアイスコアによる海氷面積変動

159

図 10：南極 Dome C アイスコアの水素同位体比（ D）と ssNa􀀫 フラックス（Wolff et al., 2006 を改編）．

海塩量の不足などが論拠となっている．他方で，海氷起標にならないことを示唆した（図 11）．同時期に Iizuka

源であるという解釈が支持されている大きな理由は，氷et al.（2008）は，南極内陸 Dome Fuji コアに含まれる期の海氷面積が大きい時期に Na フラックスが高いと

ssNa􀀫 が完新世の海氷面積変動の指標になることを示唆いう事実が挙げられる．海底堆積物から復元された氷期した．しかしながら，Abram et al.（2013）はそのレビュー

最盛期の海氷面積は間氷期に比べて大きく，より低緯度論文の中で，ssNa􀀫 は必ずしも海氷だけから飛来してくまで発達していた（Gersonde et al., 2005）．もし，海氷でるものではなく海水面からも運ばれてきていること，低はなく海水から海塩が運ばれてきたとすると，海塩の供

気圧の発達により南大洋から内陸へ短期間に Na􀀫 があ

給地が現在よりもより遠ざかってしまうために，同じ大る流線から運ばれてくるため幅広い海洋セクターとの直気循環強度では間氷期に Na フラックスが高く，氷期接比較が難しいことなどを理由に，Na􀀫 は海氷面積変動に低いという実際とは逆の傾向を示すことになってしまのプロキシとして完全に信頼できるものではなく，少なう．海氷上を起源とすると考えれば，海氷面積が大きい

くとも数十年スケール以上の変動でないと海氷面積変動ため氷期により多くの海塩が運ばれてきたと比較的単純の指標にはならないと結論づけている．

􀀫􀀫

に理由を説明することができる．

最近の研究として，Severi et al.（2017）は南極 Talos

後述するメタンスルホン酸が涵養量の低い南極内陸でDome コアの ssNa􀀫 濃度がロス海と西大西洋セクター

は変質が著しいため，南極内陸のアイスコアを用いて，の海氷面積変動の指標になることを明らかにした．

数回の氷期・間氷期における海氷変動を議論するにはSeveri et al.（2017）は過去 100 年間において，1960 年代

Na􀀫 を 使 用 す る 場 合 が 多 い．代 表 的 な 研 究 と し て はから海氷面積の変動幅が大きくなっていることや，ここWolff et al.（2006，2010）があげられる．詳しくは後述す

20 年間のこの海域の海氷面積が過去 100 年間で最大にるが，南極内陸 Dome C コアの最終氷期の ssNa フラッなっていることを示している．

􀀫

クスが完新世のフラックスの 2 倍になり，海底堆積物コアによって復元されたインド洋セクターの氷期の海氷面

4.2.2 メタンスルホン酸イオン（MSA）

積が完新世の 2 倍である（Gersonde et al., 2005）こととメタンスルホン酸イオン（MSA；CH 􎨳SO 􎸒􎨳）はジメチ

比較し，ssNa􀀫 フラックスが海氷面積変動の指標となる

ルサルファイド（DMS；􀀨CH 􎨳􀀩􎨲S）が酸化したものであことを示唆した（図 10）．しかしながら，Röthlisberger

る．DMS は藻類（アルジー）の代謝産物であるジメチ

et al.（2010）はより詳細な時間スケールでの ssNa と海ル ス ル ホ ニ オ プ ロ ピ オ ナ ー ト（DMSP ；氷面積変動の関係性を考察し，氷期のような寒冷期には

􀀨CH 􎨳􀀩􎨲S 􎨫CH 􎨲CH 􎨲COO 􎸒）が分解したものである．極海

フロストフラワーが形成されやすい新生氷の生産海域がに広がる海氷の下にアイスアルジーと呼ばれる藻類が繁北上するために ssNa􀀫 フラックスが海氷面積変動の指殖している（本巻の須藤他も参照）．夏期になると，海氷􀀫飯塚 芳徳160

図 11：南極 Dome C アイスコアの水素同位体比（ D），ssNa􀀫 フラックス，インド洋セクターの海氷の存在度（Röthlisberger et al., 2010 を改編）．

に日射がもたらされ，海氷の下は藻類（アルジー）の生

MSA と周辺海域の海氷面積の関係を統計的に有意に示

育に好適な環境となる．アイスアルジーは食物連鎖の底した最初の論文である．Curran et al.（2003）は Law

辺を支える基礎生産者として極海の海氷域の生態系を維Dome の MSA 濃度が高いときに冬季の海氷面積が大き持している．このように海氷周辺域はアルジーの生育にいという正の相関を示し，数十年スケールの変動には良好適な環境であり，アイスアルジーが DMS を大気中にい相関があるが数年スケールの変動はあまり一致してい放出することが知られている（Sharma et al., 2012）．海ないことを明らかにした（図 12）．Abram et al.（2010）

辺で感じることができるいわゆる磯の香りはこの DMS

は，南極沿岸の複数のサイトで MSA 濃度が高いときにで，この DMS が大気中で酸化し，MSA となり氷床に運周辺海域の冬季の海氷面積が大きいという正の相関を示

ばれてくる．氷床に運ばれてくる MSA 濃度は海氷末端

し，20 世紀の海氷面積変動を復元している．しかしながの発生源に強く依存すると考えられているため（Curranら，表 1 にあるように地域によって南極沿岸コアのand Jones, 2000），MSA 濃度は海氷面積の指標と考える

MSA と周辺海域の海氷面積は正の相関を示す場合と負ことができる（図 9）．

の相関を示す場合がある．それぞれの論文で正の相関やAbram et al.（2013）はアイスコアから MSA を用いて負の相関の原因についてそれぞれの理由があり，残念な

海氷面積変動を復元するには，1）海氷帯での DMS の生

がらプロキシと海氷面積を結び付ける論理の統一見解が産量，2）DMS から MSA への酸化力，3）氷床への MSA

得られていないのが現状である．正の相関の理由としての運搬と堆積プロセス，4）積雪堆積後の MSA の保存状よく用いられているのが，MSA は冬季の極大海氷面積

態の 4 点が重要であると指摘している．このなかで，1）の指標であり，海氷が多く張り出すことでアイスアルを良く反映する条件のアイスコアであれば，よい海氷面

ジーの生産可能な面積が増えるという解釈である積の指標になる．南極沿岸では，アイスコア中の MSA（Abram et al., 2013）．他方で，負の相関の理由は，MSA

濃度と周辺海域の海氷面積変動は比較的良い相関が得らは夏季の海氷の損失の指標であり，海氷が急速に後退す

れ て い る（例 え ば，Curran et al., 2003; Abram et al.,る夏はアイスアルジーから大気への DMS 放出が多くな

2013）．最初に南大洋の海氷面積変動と雪氷中の MSAるという解釈である（Abram et al., 2013）．また，負の相を 結 び つ け た 研 究 は Welch et al.（1993）で あ る が，関にはもう一つの理由が提案されており，夏季に海氷がCurran et al.（2003）は南極沿岸の Law Dome コアの損失することで DMS 発生源（周辺海氷域末端）とアイアイスコアによる海氷面積変動

161

図 12：南極 Law Dome アイスコアの MSA 濃度（1841-1995）と 80E～140E の範囲の季節海氷の極
大緯度（1978-）（Curran et al., 2003 を改編）．

表 1：南極での複数のアイスコアの MSA 濃度と周辺海域の海氷面積変動の比較（Abram et al., 2013 から引用）．
アイスコア掘削地名

MSA と海氷面積の関係

主な原因

Beethoven Peninsula

正の相関

冬季の海氷面積

Berkner Island

負の相関

MSA の輸送

Coastal West Antarctica

負の相関

夏季の海氷損失

Dolleman Island

負の相関

MSA の輸送

Dronning Maud Land

負の相関

MSA の輸送

Dyer Plateau

正の相関

冬季の海氷面積

Erebus Saddle

負の相関

夏季の海氷損失

James Ross Island (after 1992)

負の相関

夏季の海氷損失

James Ross Island (before 1991)

正の相関

冬季の海氷面積

Lambert Glacier

負の相関

MSA の輸送

Law Dome

正の相関

冬季の海氷面積Mount Brown

正の相関

冬季の海氷面積

Newell Glacier

正の相関

海氷面積

Siple Dome

負の相関

夏季の海氷損失

South Pole

正の相関

海氷面積と MSA の輸送

Talos Dome

正の相関

海氷面積と MSA の輸送

West Antarctica (some points)

さまざま

MSA の輸送

スコア掘削地域との距離が短くなり，掘削地点により多ン-ロス海の海氷面積変動を議論している．アイスコア

くの MSA が運ばれてきたという解釈がある．正の相関の MSA は海氷面積変動と正の相関を示し，冬季の海氷も負の相関もどちらが正しいのかという決定的な論拠は

面積最大期の指標になることを示唆している．過去 300

いまのところない．つまり，やや邪推した言い方になる

年間で最近の数十年は海氷面積が大きく拡大しており，が，正の要因と負の要因が絶妙に関与した場合は，南極

これは温暖化によってアムンゼン低気圧の影響が強ま

沿岸コアの MSA と周辺海域の海氷面積に統計的に有意り，南風が強まったことでロス海の氷が北部に流されるな関係はなくなる．最近の研究として，Thomas andことが原因であると考察した．

Abram（2016）は南極半島のつけねにあたる Ferrigno

南極内陸は雪の涵養量が低く，MSA が損失・再配分

アイスコアの MSA の分析から過去約 300 年のアムンゼしてしまうために指標として用いることは難しいと考え

飯塚 芳徳162られている（Abram et al., 2013）．そのため，南極内陸の張 り 出 す 際 に ブ ラ イ ン に 濃 縮 さ れ る（Abbatt et al.,

アイスコアから海氷面積変動を復元するには前節で述べ2012）．ブラインチャネルへの Br の濃縮（Pratt et al.,た Na を 用 い る 場 合 が 多 い．年 涵 養 量 が 10 cm w.e.

2013）
，フロストフラワーの形成（Kaleschke et al., 2004），

yr－1 以下の地点では，MSA は積雪堆積後の再配分の影

風による剥離（Lieb-Lappen and Obbard, 2015）などを経

響を強く受けることが示唆されている（Weller et al.,て大気中に放出されるため，海氷面積変動の指標になる

2004）．主要な深層コアである Dome Fuji コアや Domeと考えられている（図 9）．Sander et al.（2003）は海氷か

C コアは年涵養量が約 3 cm w.e. yr

ら剥離された海塩を分析し，Br が濃縮していることを􀀫－1であるので，MSAを海氷面積変動の指標として用いることができない．

明らかにした．Spolaor et al.（2013a，b，2014）はアイス

グリーンランド氷床アイスコアによる周辺海域の海氷コアに含まれている Br が Na􀀫 に対してどれだけ濃縮し面積変動復元は南極沿岸よりも難しいとされる（Abramているのかという指標（Br enrichment）を用いて，一年

et al., 2013）．その理由として，南極の海氷に比べて，北氷 の 海 氷 面 積 変 動 を 議 論 し て い る．し か し な が ら，

極海氷は多年氷が発達していること，極点が氷床で緯度

Maselli et al.（2017）は Na􀀫 もまた海氷面積変動を示唆ごとに均質な変化をしている南極に比べて，グリーンラ

することから，Br enrichment を用いることに懐疑的でンド氷床へ輸送される MSA の起源となる海氷セクター

あり，Br フラックスそのもので海氷面積を議論していの特定が困難であり，かつ輸送経路も複雑であることがる（図 13）．Br は人為起源からも放出されるため，近年挙げられている．それでもいくつか研究があり，グリーのグリーンランドコアの Br フラックスは海氷面積変動

ンランド内陸は南極に比べて涵養量が大きいために，を反映していない（Maselli et al., 2017）．

Na よ り も MSA を 用 い た 研 究 例 が 多 い．例 え ば，

最近の南極に関係する研究としてアイスコアではないLegrand et al.（1997）は Summit の MSA の濃度が減少

が，東南極のビクトリアランドの表面雪を採取し，Br としていることから，20 世紀の西バルト海の海氷面積が減

Na􀀫 から海氷面積変動のプロキシとしての Br を議論し少していることを示した．また，詳細は後述するが，グた論文がある（Maffezzoli et al., 2017）．彼らは 2013 年

リーンランドで MSA を海氷面積変動の議論に使用したにビクトリアランドの Talos Dome や GV7（両者ともイ

最 近 の 研 究 と し て は Maselli et al.（2017）が 詳 し い

タリアのアイスコア掘削地点）周辺の表面雪を多点で採（図 13）．

取し，雪に含まれる Br/Na􀀫 が海塩比の Br/Na􀀫 よりも􀀫

高いことを示した．Br/Na􀀫 が海塩比よりも高くなるこ
4.2.3 臭素（Br）とは，このビクトリアランド地域の Br が海氷面積の指

衛星観測によって海氷（一年氷）から BrO が大気中に標になることを示唆している．Na􀀫 の起源として海氷放出されていることが観測されており，一年氷が張り出域以外（＝海水面）の寄与が大きいことや，MSA と海氷

し，光分解が起こる春先に大気中の Br 濃度が極大を持面積の因果関係がうまく説明できていないことから，Brつことが知られている（Nghiem et al., 2012; Spolaor et al.,は今のところより信頼できる海氷面積変動のプロキシで2016）．もともと Br の起源は海水であるが，海水中のあるといえる．なお，Br と同じハロゲンであるヨウ素

Br は主要な塩成分である Na のわずか 0.2％の存在（I）も海氷面積の指標として考えられる（Spolaor et al.,量である（Maselli et al., 2017）．Br は高緯度で海氷が2013a, b）ようだが，アイスコア中のヨウ素（I）の存在度

􂈒

􀀫

􂈒

図 13：グリーンランド Summit，Tunu アイスコアによる過去 250 年間の Br，MSA 濃度（Maselli et al., 2017 を改編）．

アイスコアによる海氷面積変動

163

は Br よりも少ないため，分析精度を向上していく必要

し，降水量は増える．このようなメカニズムで逆相関関がある．

係になることを利用し，20 世紀における Bruce Plateauの涵養量から Bellingshausen 海域の海氷面積を復元し4.2.4 その他のプロキシ

た．その結果，1970 年以降，涵養量が増えていることかNa􀀫，MSA，Br の他のプロキシとして，アイスコア中ら，Bellingshausen 海域の海氷面積が減少傾向を示しての水の同位体比がある．水は酸素原子と水素原子から構

い る こ と を 明 ら か に し た．同 様 に Furukawa et al.

成されているが，両原子とも同位体を持つ．酸素原子（16（2017）はグリーンランド SE-Dome において，過去 60の質量数）の場合，18 の質量数を持つ同位体の存在割合
1816が多く， O/ O の同位体比が，水素原子（1 の質量数）

年間の秋の涵養量が増加していることを明らかにし，その場合，2 の質量数を持つ重水素（D）の同位体の存在割くなっていることを示唆した．これは，温暖化によって合が多く，D( H)/ H の同位体比が良く議論されている．

周辺海域が海氷に覆われる時期がより遅くなったこと

海水中に含まれる同位体比を 0 として千分率（‰）で表で，秋の海水からの水蒸気が大気中により多く存在しや現される同位体比を 値といい，アイスコア中のすくなったために，秋の涵養量が増えることにつながっ

2

1

O，

18

D は掘削地の気温の指標として良く用いられている．

の原因としてアイスランド沖の秋の海氷の張り出しが遅たことを示唆している．

O と D の重みをつけた差を d 値（d􀀽 D􂈒8 18O）とまた，さまざまな条件を与えて，海水や海氷から海塩

いい，水蒸気の起源である海水の状態（海水から大気にが大気中に放出され，氷床で乾性沈着または湿性沈着す

水蒸気がどのように蒸発するのか）を表す指標として知る過程を数値計算（シミュレーション）し，海塩プロキられている．海氷が海水を覆うことで，水蒸気の起源のシ（Na􀀫）が海氷面積の指標になりうるかを評価する取環境が変化するため，d-excess が海氷面積のプロキシとり組みも行われている．たとえば，イギリスのケンブ

して使用できる場合がある．

リ ッ ジ 大 学 が 開 発 し た pTOMCAT（Cambridge

18

Sinclair et al.（2014）は 20 世紀におけるロス海の海氷

parallelized-Tropospheric Offline Model of Chemistry

面積変動について議論している．ロス海の海氷面積はand Transport）によって計算された海塩量を，南極氷床

8-10 月に極大を迎え，このときに Whitehall Glacier ア（Levine et al., 2014）やグリーンランド氷床（Rhodes et

イスコアの d 値が極小を迎えることから，d 値が海氷面

al., 2017）のアイスコアの Na􀀫 と比較した研究がある．

積の指標になると考察した．1950 年代から 1980 年にか

これらの評価は南極では Na􀀫 は海氷面積よりは気象条

けて d 値が増加しており，この期間海氷面積が現在に比件の指標としてのプロキシとなりやすいこと，またグ

べて小さかったことも明らかにしている．また，1993 年

リーンランドでは海氷の拡大がなくても冬の Na􀀫 の極から 2014 年にかけて d 値が大きな値を示しており，近大を示せることなど，Na􀀫 の海氷面積変動のプロキシと年のロス海の海氷面積が大きいことを示唆している．こしてはやや否定的な結論を示している．こういった化学

れは SAM（Southern Annular Mode）と ENSO（El Niño

輸送モデルを組み込んだ数値計算の研究の歴史は浅く，Southern Oscillations）の正の偏差が強くなったことで今後の研究の進展が期待される．

南風が強くなり，海氷をより北側の低緯度域まで広げたことが原因であると考えられている．Rahaman et al.

4.3 アイスコアを用いた海氷面積変動の復元（2016）はロス海の反対側のウエッデル海の 20 世紀にお最後に，4.2 で述べてきたプロキシを用いて，アイス

ける海氷面積変動について議論している．IND-25/B5

コアから復元された氷期・間氷期スケールでの海氷面積

アイスコアの d 値と Na を組み合わせることで，1940-

変動をいくつか紹介したい．南極におけるもっとも過去

1980 年にかけて海氷面積が拡大したことを考察した．

までさかのぼったアイスコアからの海氷面積変動は􀀫

アイスコアの涵養量もまた海氷面積の指標として使わ

Wolff et al.（2006，2010）で議論されている．Wolff et al.

れ る こ と が あ る．Porter et al.（2016）は 南 極 半 島 の（2006）は，南極内陸の冬季エアロゾルの非海塩性 SO 􎨲􎸒􎨴Bruce Plateau の涵養量が Bellingshausen 海域の海氷面がマイナスになることから，南極 Dome C コアに含まれ積の指標になることを示唆した．この海域において海水る ssNa􀀫 がフロストフラワーを起源とし，南極海インド

面気圧が高いとき，Amundsen 海低気圧が弱まり，これ

洋セクターの海氷面積変動の指標になることを示唆した

が海氷面積の拡大と Bruce Plateau での降水量の低下に（図 10）．ここでは，最終氷期最盛期の ssNa􀀫 フラック

つながると考えた．逆に低気圧によるサイクロンが活発

スが現在の 2 倍であり，冬季のインド洋セクターの海氷になると温暖な環境になり，その結果，海氷面積は減少

面積変動も 2 倍であったことが海底堆積物コアの研究か

164

飯塚 芳徳

ら報告されていることから，ssNa􀀫 フラックスを海氷面
積変動の指標として定量的に利用している．過去 80 万
年間で大きな気候シフトがあった 44 万年前を境にして，より近年における間氷期の ssNa􀀫 フラックスは小さい．
これは，より寒冷であった 44 万年より古い時代の間氷期に比べて，最近の間氷期の海氷面積が縮小していたことを示唆する．また，44 万年を境にして気温と ssNa􀀫
フラックスの相関に大きな違いがみられなかったことから，海氷を基軸とした氷アルベドフィードバックのような気温変動が 44 万年前の気候シフトに大きな影響を及ぼ さ な か っ た こ と も 示 唆 し て い る．Spolaor et al.
（2013a）は，南極 Talos Dome に含まれる Br（や I）濃度の分析を行い，最終氷期最盛期の海氷分布域について議論した．Talos Dome の気温に対して Br は正の相関があり，他方で Na􀀫 は負の相関があり（図 14），最終氷期
最盛期の海氷分布域末端が南極沿岸から約 500 km 北上
していたことを示唆した．彼らは Br と気温が正の相関を示す理由として，氷期は現在に比べて多年氷が発達しており，Br の発生源となる一年氷の分布域が北上したためと考えている．
グリーンランドにおけるもっとも過去までさかのぼったアイスコアからの海氷面積変動は Spolaor et al.（2016）
で議論されている（図 15）．Spolaor et al.（2016）は，NEEM アイスコアに含まれる Br を用いて，カナダ北極

図 14：南極 Talos Dome アイスコアの Br イオンフラックス，
水素同位体比（ D），Na􀀫 フラックス（Spolaor et al., 2013a を改編）．

海域の海氷面積変動を復元した．Na􀀫 に対する Br の過剰値（Br enrichment）が一年氷の海氷面積変動の指標に周辺海域の海氷面積変動を議論している．グリーンランなることを示唆し，Br enrichment が気温の指標となる

ド氷床の頂上である Summit と北部の Tunu でアイスコ

O 値と正の相関関係にあることを検出した．気温がアを掘削し，後方流跡線解析（空気塊がどこから来たの

現在よりも 2-3℃高かった 9 千年前に Br enrichment がか時間を遡って計算すること）からそれぞれのアイスコ極大であったことから，この期間の 1 年氷の拡大は最大

アの中に含まれている MSA や Br が発生した海域を設であり，この拡大は多年氷の減少によると考察した．9-

定した．Summit はアイスランド沖北大西洋域，Tunu

11.5 千年前は完新世のなかでも Br enrichment が低いはバフィン海域である．Br は人為起源による寄与があ傾向にあり，この海域の多年氷は完新世初期に発達してり 20 世紀の海氷面積変動のプロキシとしては不適当でいたと考えられる．氷期において，Br enrichment はダあるが，MSA を用いることで両海域の海氷面積を復元

ン ス ガ ー ド・オ シ ュ ガ ー・イ ベ ン ト（Dansgaard-

している．北大西洋域の海氷面積は 1850 年に減少し，

Oeschger cycle；グリーンランド氷床コアに記録されてその後 1950 年から現在にかけて著しい減少傾向を示し

いる数千年を 1 周期とする気温変動）と正の相関があり，ている．他方で，バフィン海域は 1980 年まで一定の海

長い亜間氷期（氷期の中でも温暖な時期）の期間の Br

氷面積変動を示し，その後現在にかけて減少傾向を示し

enrichment は短い亜間氷期にくらべて高い．これは長ている．これは北大西洋域が海流の影響や緯度の低さにい亜間氷期の期間は多年氷の一部が一年氷に置き換わ

よって，産業革命後の気温上昇に海氷の広がりが敏感にり，Br が発生しやすい環境であったことを示唆してい応答するのに対して，バフィン海域は寒冷でやや閉じたる．

海域であるために 1980 年までの気温上昇には耐性を示

18

産業革命後の海氷面積変動については Maselli et al.

していたが，1980 年からは気温上昇の影響を受け始めて（2017）が詳しい（図 13）．Maselli et al.（2017）は MSA

いることを示唆している．これらのグリーンランド周辺と Br を用いて，1750 年から現在までのグリーンランド

海域が今後の地球温暖化に対してどのような変化を示しアイスコアによる海氷面積変動

165

図 15：グリーンランド NEEM アイスコアの Br enrichment と NGRIP アイスコアの気温（ 18O）の関係（Spolaor et al., 2016 を改編）．

ていくのかを追跡していくことは重要である．筆者もコアの成果を Nature に，Curran は南極沿岸のアイスコ

2017 年 5 月にグリーンランド北西部 Sigma A でアイスアの成果を Science に発表し，黎明期としてインパクト

コアを採取し，過去 150 年間のバフィン海域の海氷面積

ある研究成果を残した．黎明期にこれらの一流紙を席巻

変動に関する研究に着手している．

したことは冒頭で述べたように海氷面積変動を復元することが地球環境を議論するのにいかに重要であるのかを

5. おわりに学部生を対象にした教科書ということで，最後に主観物語っている．この意味において，この分野の研究はかれこれ 20 年くらいの歴史しかないにも関わらず重要なトピックであるといえる．

を交えた雑感を述べる．これまでの記載が面白くなけれ

その後，Na􀀫 や MSA が本当に海氷面積の指標になる

ば，ここだけでも読んでもらえれば，なんとなくアイスのか，というやや反対派の研究者からの巻き返しがあっコアから海氷面積を復元することが難しくて，まだまだた．筆者は 2008 年にイタリアで当時の（たぶん今も）ア

研究の余地が残されていることがわかってもらえると期

イスコア研究をリードしていた欧州連合が主催したアイ

待する．

スコアの国際シンポジウムに参加したことがある．このアイスコアから周辺海域の海氷面積変動がわかるのでと き，Wolff が 海 底 堆 積 物 の Gersonde と と も に 彼 のはないか，という潜在的なアイデアは古くからあったの

Nature（2006）の内容をもとにした南大洋の海氷面積にであろうが，2000 年ごろに Wolff と Rankin らによる関する研究発表をしたときに，まわりの聴衆が小声で「そ

ssNa を用いた研究と Curran らによる MSA を用いた

んなにうまく指標になるわけがないだろう」というニュ研究がいわゆるこの分野を活性化させた初期の研究であアンスのことを言っていたことをよく覚えている．

る．彼らの先見性がなければ，この分野の進展はより遅

Wolff はイギリスからの参加であり，欧州連合の中で関いものになっていたであろう．Wolff は南極内陸アイス

連するエアロゾルの研究者が多く，イニシアチブをとり􀀫飯塚 芳徳166

たがっていたフランスとイタリアからの反対意見がかっのような有能なプロキシをみつける日が近いようにも感たように感じた．筆者は当時 Na が南極内陸の海氷面

じる．ということで，この分野はいま再び盛り上がりつ積の指標になるという論文を投稿中で，どうして指標につあるトピックであり，できれば日本からも成果を出しならないと考えるのかをいろいろな研究者と議論したこていきたい．最後にこのようなことを書くのは残念極まとが懐かしい．筆者の独断で書くが，2010 年ごろにはア

りないが，本稿に日本人の論文の引用文献がほとんどな

イスコアからとくに Na􀀫 について，海氷面積を復元す

いことが悲しい現状であり，ぜひ本稿を読まれて興味をるのはやはり基本的に難しい，というコンセンサスがでもたれ，我こそはという方のアイスコア研究への参画をき た よ う な 気 が す る．Wolff の 腹 心 で あ っ た

強く促したい．

􀀫

Röthlisberger が 2010 年に Dome C アイスコアの氷期の海氷面積変動に Na􀀫 が指標として使えない，という論文を発表し，特に南極内陸において MSA は積雪堆積後謝辞に変質してしまうため，南極内陸で海氷面積変動を示す

執筆の機会を与えていただいた川村賢二博士（極地研

良い指標はないので研究の進展が難しいと，トーンダウ究所）に感謝します．写真を提供いただきました北海道

ンした気がする．2012 年にまとめられたアイスコアか

大学の山本正伸博士，斉藤健さん，的場澄人博士，野村ら探る海氷面積変動のレビュー（Abram et al., 2013）に

大樹博士に感謝いたします．執筆にあたり，気象庁・

海氷面積変動を復元することの難しさと，将来の研究進NASA のホームページを参考にさせていただきました．

展への強い期待がよくまとめられている．

お忙しい中，原稿を編集いただくとともに，有益なコメ

その後，Br がアイスコアと海氷面積変動をふたたびントをいただいた大島慶一郎教授（北海道大学），須藤斎

結び付けた．近年になり ICP-MS（誘導結合プラズマ質博士（名古屋大学），北川暁子さん（北海道大学）に深く

量分析計）や IC-MS（イオンクロマトグラフ-質量分析

御礼申し上げます．

計）などの分析機器の向上が Br や I などこれまでアイ
スコアからの定量分析がやや困難であった分析を多くの研究室で可能にしてきたという背景もある．Br の登場
で積雪堆積後の保存が良くない MSA に変わる新しい指標が生まれ，アイスコアから復元する海氷面積変動の研究もやや元気を取り戻してきた感がある．そして，ここ数年間（2014-2017 年）は南極やグリーンランド氷床の様々な地域で Br を用いた海氷面積変動に関する論文が多くみられるようになった．南極内陸のアイスコアにBr の指標を利用した研究もすぐに出てくるであろうし，
そうなれば複数回の氷期・間氷期における海氷面積変動ももう少し定量的に議論できるようになるかもしれな
い．しかしながら，多くの最近の論文はこのサイトのアイスコアはこのプロキシが海氷面積変動として使える（または使えない）というケーススタディー的な内容である．本文中で述べたように正の相関であったり負の相関であったりケースバイケースでアイスコアプロキシがどうして海氷面積変動を示すのかの統一的な論理がない．この意味では 2012 年までの Na􀀫 や MSA を利用してきた研究と大きな変化はない．しかしながら，いまはいくつかのケーススタディーを集めているにすぎないが，これから数年くらいにこれらを俯瞰する大きなパラ
ダイムシフトがあり，アイスコアからの海氷面積に関する新しい環境プロキシ創成や環境復元手法確立が生まれる段階にあるのかもしれない．海底堆積物コアの IP25

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南極氷床― その変動と海洋との相互作用 ―杉山 慎1)
南極氷床は地球に存在する淡水の 60％以上を蓄積し，巨大な淡水リザーバとしての役割を担っている．その変動は海水準，海洋循環，アルベド，地殻隆起など，地球の気候システムに大きな影響を与える．近年の観測技術の向上によって，この氷床が氷を失いつつあることが明らかになってきた．南極沿岸部において顕著な質量損失が報告されており，海洋の変化に影響を受けた棚氷と溢流氷河の縮退がその原因と考えられている．本稿では，南極氷床の特徴と地球環境に果たす役割，氷床変動のメカニズムについて概説した後，近年の氷床変動とそれを駆動する氷床・海洋相互作用について最近の知見を紹介する．

The Antarctic ice sheet― its variation and interaction with ocean ―Shin Sugiyama1
The Antarctic ice sheet stores ＞60% of freshwater on the earth, acting as a giant freshwater reservoir. Changes
in the ice sheet give impact on the climate system of the earth by affecting sea level, ocean circulation, albedo andlithospheric uplift. Recently advanced observational techniques tell us that the Antarctic ice sheet is losing mass.
Significant mass loss is reported from the coastal margins, implying the influence of ocean changes on the ice shelf andoutlet glaciers. This contribution provides a general overview of the Antarctic ice sheet, and its dynamics andpotential influence on the earthʼs climate system. Research results are introduced to outline the recent ice sheet masschange driven by the ice-sheet-ocean interactions.
キーワード：氷床，棚氷，溢流氷河，棚氷底面融解，カービング
ice sheet, ice shelf, outlet glacier, subshelf melting, calving

1. 南極氷床

sheet）と呼ぶ．氷床の表面積（1.4×107 km2）は地球の陸域面積の 8.2％に相当し，氷の体積（2.7×107 km3）は人工衛星画像に写った南極大陸を見ると，くっきりと地球に存在する全氷河氷床の約 90％を占める（Vaughan

白く浮かび上がったその美しさが印象的である．この白et al., 2013）．氷の厚さは平均 1937 m，最も厚い部分でい輝きは大陸表面のほとんど（98％）が氷に覆われていは 4897 m と見積もられており（Fretwell et al., 2013），

る証であり，この巨大な氷体を南極氷床（Antarctic ice

まさに地球最大の氷の塊である．
氷床は陸上に降り積もった雪が，やがて圧縮されて氷

連絡先
杉山 慎
北海道大学 低温科学研究所〒060-0819 北海道札幌市北区北 19 条西 8 丁目
Tel. 011-706-7441
e-mail：sugishin@lowtem.hokudai.ac.jp⚑) 北海道大学 低温科学研究所
Institute of Low Temperature Science, Hokkaido
University, Sapporo, Japanとなったものであり，いわゆる氷河の一種である．氷河の中でも面積が大きく（5×104 km2 以上）大陸規模で陸地を覆うものを氷床と呼び，その他の山岳氷河（mountain glacier）と区別することが多い．地球に現存する氷
床は南極氷床とグリーンランド氷床のみであるが，例えば 2 万年前には北米大陸とヨーロッパ北部がそれぞれローレンタイド氷床とスカンジナビア氷床に覆われていた．大陸規模に広がる厚さ数 1000 m の氷が数万年のう

杉山 慎

170

図 1：
（a）南極氷床の表面標高（等高線の間隔は 500 m）．
（b）氷床底面の標高が海水準よりも高い地域を白抜きで示す．
（c）図 1a 中の破線（東経 60°から西経 120°）に沿った氷床の縦断面図．西南極氷床の一部では氷床底面が海水準よりも低い．

ちに消失する，
これが氷床変動の時空間スケールである．

（Fretwell et al., 2013）．また海洋への淡水流入は塩分の

南極氷床はその規模が大きく，寒冷な気候条件下にある変化を通じて（本巻の青木を参照），南極沿岸および地球ため，通常の氷河とは異なる特徴を持っている．重要な規模の海洋循環にインパクトを与える（本巻の勝又，草特徴のひとつは氷床周縁部に形成された棚氷（ice shelf）

原を参照）．また，氷床が気候・気象に果たす役割も大きである．大陸から海へと流れ込んだ氷の底面がやがて基い．例えば氷床表面はアルベド（光の反射率）が非常に盤から離れ，氷床とつながったまま海に浮いた棚氷とな高いため，全球の表面熱収支を考える上で特に重要である．南極の棚氷は氷床面積の 12％に相当し，氷の厚さはる．また，氷床内陸で冷やされ，沿岸へと吹き降ろす強数 100 m から 2000 m にまで及ぶ（Griggs and Bamber,い大気の流れはカタバ風と呼ばれ，南極域における特徴

2011）．基 盤 に 接 地 し た 氷 と 棚 氷 と の 境 界 は 接 地 線

的な気象現象となっている．さらに，氷の上載荷重に（grounding line）と呼ばれ，その総延長は 5.4×10 km

よって大陸基盤が数 100 m 沈降しており，過去の氷床変と報告されている（Bindschadler et al., 2011）．氷床の表動に追従して現在も年間数 mm の基盤隆起が続いてい面標高は内陸で 4000 m に達する一方で，氷の底面，する（e.g. Whitehouse et al., 2012; 本巻の奥野を参照）．こ

なわち大陸基盤が海水面よりも低くなっている地域があのほか氷床の流動が基盤を削ると同時に堆積物を輸送す

る．特に西南極（West Antarctica）では広い範囲で基盤ることで，地形の形成に主要な役割を果たす．南極沿岸

標高が海水面を下回っており，東南極（East Antarctica）の海底地形には氷床が形成した地形が残されており，氷とは異なった様相を呈している（図 1）．

床変動復元の手がかりとなっている（e.g. Livingstone et4

南極に氷として蓄積された水は地球に存在する淡水のal., 2012）．

60％以上を占め，巨大な淡水リザーバとしての役割を担っている．従ってその量が変化すれば，地球環境に著しい影響を与える．氷床の変動がもたらす重要な環境変

2. 南極氷床の質量収支と流動
かん よう化のひとつは海水準変動である．南極氷床の氷が全て融

氷河氷床が雪や氷を蓄積するプロセスを涵 養（accu-

けて海に流れ込めば，58.3 m の海水面上昇が起きる

mulation），逆に失うプロセスを消耗（ablation）と呼ぶ．

南極氷床・変動と海洋との相互作用

171

図 2：南極氷床の縦断面を示す概念図．主要な涵養・消耗プ
ロセスを青四角と赤四角で示す．

涵 養 か ら 消 耗 を 差 し 引 い た 量 は 質 量 収 支（mass balance）と呼ばれ，氷河氷床の質量変化を示す．山岳氷河の多くでは，降雪と氷河表面での雪氷融解のバランスで質量収支が決まり，これら氷河の表面で起きる涵養と消耗のバランスを表面質量収支（SMB: surface mass balance）という．これに対して南極氷床の質量収支はやや特殊で，表面質量収支に加えて，氷床沿岸で起きるカー
ビング（calving）と棚氷の底面融解が重要である．カービングとは，氷河氷床が水中に氷山を分離する現象を指し，末端が海や湖に流入する氷河，すなわちカービング
氷河を特徴づける消耗プロセスである．一方，棚氷の底

図 3：（a）南極氷床表面の流動速度分布（Mouginot et al., 2017に加筆）．
（b）パインアイランド氷河（2002 年 Landsat 画像）
および（c）しらせ氷河の人工衛星画像（1973 年 Landsat 画像）．単位は年間あたりの流動距離．

面融解は，海洋に広くせり出した棚氷の底面が海水中で融解する現象である．どちらも氷床周縁部で氷と海洋との境界で起きる現象であり，南極氷床が海洋との相互作回ることが判明した（Depoorter et al., 2013; Rignot et al.,

用を受けて変動する原因となっている（図 2）
．

2013）
．

南極で年間どのくらいの降雪があるかご存知だろう

氷河氷床の変動を考える上で質量収支と並んで重要なか．実は私たちが想像するほど多くの雪は降らない．特のが氷の流動である．氷河流動は，ハチミツのような性に標高が高く海から離れた内陸は大気が寒冷かつ乾燥し質を持った氷の粘性変形，及びその底面が融解しているていて，年間の降水量は水当量で 100 mm 以下である

時に生じる底面滑りと底面堆積物の変形によって起き（Arthern et al., 2006; Lenaerts et al., 2012）．例えば札幌る．流動は氷河の上流で涵養された氷を下流に運搬しでは，冬の 1 カ月あたり水当量で 100 mm 程度の降雪はて，低標高域で生じる消耗を補う役割を担っている．南

普通である．それでも南極に巨大な氷床が存在するの

極氷床の消耗はそのほとんどが周縁部で起きるため，内は，雪が融けずにそのまま蓄積されるからである．実際，陸から沿岸への流動が特に重要といえる．

南極における雪氷の融解は，夏のごく短い期間に沿岸で南極における氷流動の重要性は早くから理解されていわずかに生じるのみである．氷床沿岸，特に棚氷表面にたものの，氷床全域で流動速度が明らかになったのは近生じる融解水が氷床変動に影響を与える可能性が近年注年のことである（Rignot et al., 2011a; Mouginot et al.,

目されているものの（Bell et al., 2017; Kingslake et al.,

2017）
（図 3）
．その様相は，粘性流動によって比較的ゆっ2017），雪氷融解が表面質量収支に占める割合は少ない．

くり流動する地域と，氷河・氷流（ice stream）
・溢 流 氷したがってカービングと棚氷底面融解の重要性が推測で河（outlet glacier）と呼ばれる速い流れが氷を海に流しきるが，特に棚氷底面融解の測定は非常に困難で，南極出す沿岸域に分けられる．溢流氷河の底面は融解してお氷床消耗プロセスの実態が解明されたのは最近のことでり，基盤上の氷の滑り，または氷の下に堆積したやわら

ある．人工衛星データを用いた解析によって棚氷の底面

かい土砂の変形によって，年間数 km にも及ぶ流動が発融解が定量化された結果，カービングと棚氷底面融解が生する．厚い氷の底面を観測するのは非常に困難で，溢氷床消耗に占める割合はほぼ同等もしくは後者がやや上

流氷河の流動に関する直接的な証拠は，西南極の氷流で

いつりゅう

172

杉山 慎

実施された掘削孔測定で得られているのみである（e.g.

る必要がある．一方，重力測定は直接質量変化を測定す

Kamb, 2001）．最新の観測データは，一部の溢流氷河がることができるが，空間分解能が低く，氷床下で変動す

急激に加速して，氷床質量減少の原因となっていることる地殻の影響（本巻の奥野を参照）を除く必要がある．

を示している．したがって，速い流動のメカニズム解明

これらの新しい技術によって氷床質量変化が測定されが急務となっている．

るようになって約 10 年．データが蓄積され，独立した測定結果が相互に比較されている．その結果，南極にお3. 南極氷床における近年の質量変動

いて氷が近年減少していることが明らかになってきた．
IPCC 第 5 次レポートでは最新の研究成果をとりまとめ

南極氷床の面積は日本国土の 37 倍に相当し，全域でて，南 極 に お け る 1993-2010 年 の 氷 質 量 変 化 速 度 をその質量変化を正確に測定することは難しい．そのた－135 から－58 Gt a－1（109 t a－1）と示した（Vaughan et

め，氷床の全質量変化がある程度正確に見積もられるよ

al., 2013）．この値は年間 0.37-0.16 mm の海水準上昇にうになったのは 21 世紀に入ってからのことである（van相当する．2005-2010 年における変化速度は－221 から

den Broecke et al., 2011）．例えば 2001 年に出版された－74 Gt a－1 とされており，質量損失が近年増加している

IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change) 第 3可能性がある．同じ期間にグリーンランドではより多く

次レポートでは氷床質量が増加傾向にあると記されていの氷が失われており，損失速度の加速傾向もはっきりしるのに対し（Church et al., 2001），2007 年の第 4 次レポーて い る（1993-2010 年：－149 か ら －94 Gt a－1，2005-

トでは逆に減少傾向が示された（Bindoff et al., 2007）．

2010 年：－290 から－169 Gt a－1）
（Vaughan et al., 2013）．

その後は新しい技術の開発と複数の手法による測定デー

体積では南極氷床の 1/10 に過ぎないグリーンランド氷

タ の 比 較 が 進 み（Shepherd et al., 2012; Hanna et al.,

床でより多くの氷が失われているのは，表面融解が消耗

2013），質量変化の測定に関する信頼性は上がりつつあに占める割合が大きく，北極域の急激な温暖化によってる．

融解量が増えていることが主要因である．一方の南極氷

氷床質量変化の測定が可能となったのは，人工衛星を床では，期間によっては氷が増加傾向にあったとする主使った観測技術の発展による（詳細は本巻の福田を参張もあり（Zwally et al., 2015），現在起きている質量変化照）．ま ず ICESat (Ice, Cloud, and Land Elevationの大きさに対して測定の精度は十分でない．今後巨大なSatellite) や CryoSat に 代 表 さ れ る 衛 星 に 搭 載 さ れ た

南極氷床がどのように変動するのか，観測の継続と測定

レーザー・レーダー高度計によって，精密な地球表面標

精度の向上，さらに数値モデルを使った気候変動への応

高観測が行われるようになった．この手法によって氷床

答予測が求められている（Hanna et al., 2013; 本巻の齋表面を継続的に測定すれば，氷体積の変化が測定できる

藤・グレーべを参照）．

（e.g. Pritchard et al., 2009; McMillan et al., 2014）．また，
衛星データによって測定した氷の流動速度から海洋への氷フラックス（カービングと棚氷底面融解の和）を推定

4. 南極氷床と海洋の相互作用

し，表面質量収支と比較することによって各流域での質

前節で示した南極氷床の質量変化は，地域によってそ量変化が算出できるようになった（e.g. Rignot et al.,の傾向が大きく異なる．特に西南極沿岸の一部で非常に2008, 2011b）．この手法はインプット・アウトプット法

大きな氷損失が観測されており，海洋との相互作用が重（input-output method）と呼ばれ，その実現には領域気要な役割を果たしていることが明らかになってきた（e.

象モデル（RCM: regional climate model）による表面質

g. Pritchard et al., 2009; Vaughan et al., 2013）
（図 4）
．南

量収支の計算精度向上が貢献している（e.g. van den

極氷床の周縁はその 93％が海洋に接しており，そのうちBroecke et al., 2006; Lenaerts et al., 2012）．さらに 2002

74％が浮氷（棚氷または氷河の浮氷舌）を形成している

年 に は 全 球 の 重 力 分 布 を 測 定 す る 人 工 衛 星 GRACE（Bindschadler et al., 2011）（図 5）．そして氷床のほぼ全(Gravity Recovery and Climate Experiment) が打ち上げ周を縁取る氷と海の境界で，主要な消耗プロセスである

られて，氷床質量を直接的に測定することが可能となっカービングと棚氷底面融解が起きている．したがって，た（e.g. Velicogna and Wahr, 2006; King et al., 2012）．上南極氷床の質量変動を考える上で海洋との相互作用が重記 3 つの手法はそれぞれに長所と短所がある．例えば高要なのは当然である．特に最近の観測データによって，度計による測定は空間分解能に優れているものの，標高

海洋が氷床に与える影響の重要性が強く認識されるよう変化から質量変化を求めるためには積雪の密度を考慮すになった．

南極氷床・変動と海洋との相互作用

173

急激で，海洋の変化による棚氷の融解加速がその原因として指摘された．さらに南極の主要な棚氷で観測された
底面融解は過去の予想よりも大きく，各地域の海水温度と 良 い 相 関 関 係 に あ る こ と が 示 さ れ た（Rignot andJacobs, 2002）．その後，南極沿岸における氷床変動と棚氷融解の研究は大きく進展し，近年の氷床質量損失が棚氷の底面融解によって駆動されていることが明らかになった．質量損失が著しい西南極では棚氷の氷厚減少が進んでおり（Paolo et al., 2015），そのような地域では比較的暖かい海水が氷床と接していることが示されている（Pritchard et al., 2012）．これらの観測結果によって，南
図 4：南 極 氷 床 に お け る 2006-2012 年 の 氷 損 失 速 度 分 布（Vaughan et al., 2013 に加筆）．単位は年間当たりの損失量を水当量に換算したもの．

極氷床が海洋環境の変化に敏感な反応を示し，海洋との相互作用によって 10 年程度のごく短い時間スケールで大きく変動し得ることが認識されたのである．
近年，南極各地で様々な研究が実施され，氷河と棚氷

2000 年頃，西南極最大の氷流出量を持つパインアイラの急激な変化に関する観測データが蓄積されると共に，ンド氷河で，急激な氷河末端の後退と氷河流動の加速，氷床変動メカニズムの理解が進んでいる．特に氷の底面

数 100 km 内 陸 に ま で 及 ぶ 氷 厚 減 少 が 報 告 さ れ たが海水面よりも低く，上流側に向けて底面標高が低くな（Rignot, 1998; Shepherd et al., 2001; Joughin et al., 2003）．

る場合，急速な氷流の加速と氷厚減少を伴って氷河が後

また南極半島ではラーセン棚氷が相次いで崩壊し．それ退することが明らかになってきた（e.g. Schoof, 2007;に続いて棚氷に流入する氷河の流動の加速が観測された

Jamieson et al., 2012）．パインアイランド氷河が位置す（Scambos et al., 2003, 2004）．これらの氷河変動はそれる西南極アムンゼン湾では複数の氷河が著しく後退し，まで南極で起きうると考えられていた変動よりもずっと

底面地形の影響を受けて今後も後退が進む可能性が指摘

図 5：南極氷床周縁において，それぞれの氷床地形が占める割合．氷床周縁が棚氷または溢流氷河末端の浮氷を形成している場合を青（模式図 a），氷床が接地した状態で海洋または海氷に面している場合を緑（模式図 b），陸上に氷床末端がある場合を茶で示す（模式図 c）．データと氷床地形の分類はBindschadler et al. (2011) による．

杉山 慎

174

図 6：
（a）南極におけるしらせ・宗谷流域の位置．
（b）しらせ・宗谷流域を赤枠で示す．矢
印は実測された流動速度（Motoyama et al., 2008）．青枠は（c）に示す衛星画像の位置．表
面標高を示す等高線の間隔は 100 m．
（c）リュツォ・ホルム湾の人工衛星画像に昭和基地と主要な氷河の位置を示す．

さ れ て い る（Mouginot et al., 2014; Rignot et al., 2014;
Joughin et al., 2014）．基盤が広い範囲で海水面下にある

5. 東南極昭和基地周辺における氷床変動

西南極は本質的に不安定であり，小さな外力によって崩過去 60 年間にわたる日本の南極観測は，
東南極のリュ

壊し得るとの仮説が提唱されている（Mercer, 1978）．

ツォ・ホルム湾に面した昭和基地を中心に実施されてきこれに対して基盤標高が海面よりも高い東南極では，氷た（図 6）．昭和基地が位置する宗谷海岸には海に流れ込床が比較的安定に存在すると考えられている．実際，現む溢流氷河がいくつも存在し，宗谷流域と呼ばれる氷床

在質量を大きく失っているのは西南極の沿岸部であり，流域の末端部分を形成している（図 6）．また，宗谷流域

東南極では逆に質量増加傾向にあるとの見方があるのすぐ西側には，南極で最も流動の速い氷河のひとつで（Shepherd et al., 2012）．

あるしらせ氷河がある．しらせ氷河は内陸に広がるしら氷床変動の直接的データが次々と報じられると同時

せ流域の末端であり，深層アイスコア掘削が行われたに，氷床を取り巻く海洋の変化，氷床・海洋相互作用のドームふじ基地はこの流域の源頭に当たる（図 6）．東南

重要性を示す研究成果が報告されている．長期の海洋観

極は現在のところ大きな質量損失は報告されておらず，

測データは棚氷の融解が進む西南極で海水が温暖化して比較的安定，または地域によっては質量が増加しているいることを示し（Schmidtko et al., 2014），海洋環境が気可能性がある．しかしながら，東南極に蓄えられた氷量

候や海氷に影響を受けて変化するメカニズムが明らかには西南極と比較して大きく，その変動が南極氷床に与えな っ て き た（e. g. Hellmer et al., 2012; Darelius et al.,る影響は大きい．長年の観測データが蓄積された昭和基

2015）．さらに掘削孔や自動無人潜水艇を使った棚氷下地周辺では，氷床がどのような変化を示しているのであの海洋観測，特殊な氷レーダを使った底面融解測定など

ろうか．

も観測例が増え，棚氷下の海洋循環，底面融解，環境変1969 年から 1974 年にかけて，しらせ氷河の中流域で化などの直接的な証拠が示されている（e.g. Hattermann

氷の流動速度が綿密に測定された結果，この地域で氷がet al., 2012; Nicholls et al., 2006, 2012, 2015; Herraiz-

流動によって伸ばされて急激に薄くなっていることが判

Borreguero et al., 2013）．特に前述したパインアイラン

明した（Mae and Naruse, 1978; Naruse, 1979）．しらせ

ド氷河では氷床と海洋の両面から様々な研究が進められ

氷河の流動加速がその原因として提案されており，現在ており，氷床・海洋相互作用を理解する上で重要な成果の西南極と良く似た現象が起きていた可能性があり興味が挙がっている（Jenkins et al., 2010; Stanton et al., 2013;

深い．その後の 1980 年代に実施された観測でも，同程Dutrieux et al., 2014）．

度の氷減少を示すデータが報告されている（Nishio et al.,
1989; Toh and Shibuya, 1992）．その一方で，海洋への氷
フラックスと表面質量収支の比較から，しらせ流域の氷質量が近年ほとんど変化していないことも示されている

南極氷床・変動と海洋との相互作用（Fujii, 1981; Nakamura et al., 2016）．これらの結果は，
しらせ氷河の中流域で氷が失われる一方で，その他の地域，例えば内陸部で氷の量が増えていることを示唆するものである．しらせ流域は下流部で収束して，幅約 10
km のしらせ氷河末端から大量の氷が流出している（図6）．したがって，しらせ氷河の流動状態が流域の質量変化に重要であることは間違いなく，その経年変化と流動メカニズムの理解が必要である．人工衛星データを用いた流動速度や接地線の測定（Yamanokuchi et al., 2005;
Nakamura et al., 2010），GPS (global positioning system)
や氷レーダを用いた観測が実施されており（Aoyama etal., 2013），今後の発展が期待される．
また宗谷海岸に位置するラングホブデ氷河では，2012
年に棚氷の接地線付近で熱水掘削が実施された（Sugiyama et al., 2014）．接地域と呼ばれる接地線近傍での全層掘削と氷床底面観測は，南極において初めての試みである．この掘削によって，それまで接地線と考えられていた地点からさらに内陸側に薄い海水層が広がっていることが判明した．掘削孔を使って観測を行ったと
ころ，棚氷下の海水は氷河前の海洋と似た特性を示した（Ohshima et al., 1996）．この結果は，外洋から比較的暖かい海水が流入して，棚氷の底面融解に必要な熱を供給していることを示唆する．さらに掘削孔カメラの映像と海水サンプリングによって，冷たく暗く狭い環境に各種の生物が見いだされた．熱水掘削による底面観測は，棚氷底面融解の他，氷床の底面流動や水理環境，氷底湖など，未知の環境探査に有効な手段である．このようにし

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，現地観測データと合わせた解析によって，大気・海氷・海洋と氷河との相互作用を総合的に理解する試みが進んでいる．

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低温科学 76 （2018） 179-186
doi: 10.14943/lowtemsci. 76. 179

氷床モデリングの基礎
齋藤 冬樹1），グレーべ ラルフ2）
本稿では，氷床モデルについての概観を述べた上で，種々の氷床モデルの中でも特に氷床形状を決めるためのモデルを概観する．氷床モデルで氷床をどのように抽象化して表現しているかを解説し，具体例として氷床や棚氷の性質を理解する上での，二つの基本的な氷床モデルを紹介する．

Brief introduction to ice-sheet modeling
SAITO Fuyuki1 and Ralf Greve2
This article presents a brief introduction of so-called ‘ice sheet models,ʼ which may have several different concepts.
Especially among them, the model to determine the ice-sheet shape is introduced. Two basic and standard
approximations for ice-sheet are presented.
キーワード：氷床，棚氷，モデル
ice-sheet, ice-shelf, model

1. はじめにのではない．
例 え ば，数 値 標 高 モ デ ル（Digital Elevation Model,

本項では「氷床モデリング」における基礎的な事項をDEM）という「モデル」がある．通常，リモートセンシ

紹介する．
「モデル」とは大雑把にいえば，ある事象を抽ングや測量で得られた，空間座標情報の集合体であり，象化あるいは近似した表現のことである．多くの分野が氷床・氷河の標高地図のための基本情報である．氷床上「モデル」を使用しているが，単に「モデル」といった場に限れば，「数値氷床モデル」といえなくもない（以下

合に何を表現しているのかというのは千差万別であり，

DEM と記す）．また，氷河性地殻均衡（Glacial Isostatic

どれが正解ということもない．類似の分野でも「モデル」

Adjustment GIA）の分野でしばしば「氷床モデル」が使が表現する対象に多少のずれがあり，時に混乱を招くこわれる（本巻の福田，奥野参照）．これは GIA 計算の「入ともある．そこでまず，本稿で扱う「モデル」「氷床モデ

力」として使われる，過去の氷床変動履歴の仮定，あるル」が何なのか明確にしておきたい．ただし，あくまでいはそこから導き出される履歴の復元のことである（以も本稿における定義であり，各分野の定義を否定するも下，氷床モデル/GIA と記す）
．本稿で取りあつかう「氷床モデル」
は二つのいずれとも性格が異なる．すなわち，

連絡先
齋藤 冬樹
海洋研究開発機構 横浜研究所〒236-0001 神奈川県横浜市金沢区昭和町 3173-25
Tel. 045-778-5569
e-mail：saitofuyuki@jamstec.go.jp⚑) 海洋研究開発機構 統合的気候変動予測研究分野
Department of Integrated Climate Change Projection
Research (ICliP), Japan Agency for Marine-Earth Scienceand Technology (JAMSTEC), Yokohama, Japan⚒) 北海道大学 低温科学研究所
Institute of Low Temperature Science, Hokkaido
University, Sapporo, Japan

ある入力情報に対して氷床形状を決定する仕組みそのもののことを指す．本稿の「氷床モデル」の「出力」がDEM や氷床モデル/GIA に相当する場面もあるが，あくまでもそれはモデルの生産物であり，「モデル」そのものではない．
以下で，そういった本稿での「氷床モデル」（以降鉤括弧を外す）では氷床をどのようにとらえているか，なるべく一般的かつ種々の氷床モデルでの基礎となる見方や共通の見方を解説し，氷床モデルの基礎を紹介する．
ただ，氷床モデルも多様化しており，正確な解説をするためにはかなり冗長な説明が必要となる．そこで冗長

齋藤 冬樹，グレーべ ラルフ180

図 1：概念的な氷床モデルの例．

な繰返しを避けるために特別な表記を導入する．以下あるが，切り放された氷体（氷山）はもはや氷床の一部で，「モデル化する」「モデルを組み立てる」といった表ではなく，モデルの対象から外れる．モデル内での氷の現を用いた場合は，「ある条件を仮定しそれが成立する

生成消滅は表面・底面・側面のみであり，それ以外は考場合の表現あるいは定式化を行う．ただし現実は必ずし慮しない．広義の氷床モデルは，氷の生成消滅過程と流もこの前提条件が成立するとは限らず，注目する時空間

動過程および基盤地形を含めたシステム全体を扱うが，スケールや特徴的な現象の適用にはある程度の限界があ

狭義では氷の生成消滅および基盤地形という環境に対しる．それを踏まえた上で，ある範囲内では経験的・理論

流動がどう決まるか，を取り扱い，環境は別のモデルと的によい近似である．また，この仮定を用いないモデル

して考える（本巻の草原を参照）．いずれにせよ，流動過化を排除するわけではなく，しばしば実際に存在するこ程の表現が，氷床モデルの基本であり核である．次に特ともある」という但し書きがついていると見なしてほしに氷床モデルで流動をどのようにモデル化しているかを

い．

紹介する．

2. 概念的な氷床モデル

3. 粘性流体としての氷床モデル

さて，氷床とは大陸規模の陸上起源の氷体である．お氷床は一般的に流体力学の手法で記述する．すなわち

およそ，氷床モデルでは「陸上に涵養し，流動して，融連続体の基礎方程式である，連続の式，運動方程式，エ

解や流出で消耗する氷体」（図 1）として氷床をとらえてネルギーの保存を用いる．ただし，本稿では力学的な基いる（あるいは，概念的にモデル化する）．現実の涵養・礎に焦点をおき，熱力学的な観点は簡単な紹介にとどめ

融解・流出過程は複雑な物理過程で決まっているが（新る．詳細は Greve and Blatter（2009）（以下 GB2009）や版雪氷辞典 涵養，消耗の項参照），その個別の詳細は問Cuffey and Paterson（2010）（以下 CP2010）などを参照

わないことが多く，正味でどれくらいの氷体の増加減少して頂きたい．

（表面質量収支）があるかのみを気にしたモデル化を行っ

さて，様々な流体の性質があるが，
「準定常」
，
「非圧

ている（前節の但し書き参照，以下略）．表面質量収支は縮」，「非ニュートン粘性流体」と氷床をモデル化する場

氷床の上側の表面（以降単に表面と呼ぶ）と下側の表面合が多い．ニュートン粘性流体，あるいは線形粘性流体（底面）の和である．その間を，重力によって駆動されるとは，流れの速度勾配（歪み速度）と応力が単純な比例

氷の流動によって氷が輸送されることで収支が成立す関係にある流体のことであり，非ニュートン粘性流体は，る．場合によっては側面から氷が切りはなされることも

いわばその比例係数が応力の関数として表現される（具氷床モデリングの基礎

181

み立てる．応力テンソルを用いて

􀁤􀁩􀁶 􀀽􀏁
となる．ここで 􀏁 は氷の密度， は重力加速度のベクトルであり，すなわち氷内部の応力分布が重力のみと釣り合う記述となる．
重力に応じた氷の変形を，内部変形と大気，海，基盤との境界における定式化を用いてモデル化する．大気との境界，海との境界では自由表面，すなわちずり応力がないとする．基盤との境界については応力や地面の性質に依存する「底面滑り」を用いてモデル化する．底面滑りについては測定が難しく，一般的には，速度と応力になんらかの関係を仮定した経験的な記述を行う．
􀀽 􎩢􎜀 􀀬 􂋯􎜐􎩢

内部変形については，速度の空間微分（=歪み速度テンソル） と応力􂈙を用いた構成方程式で記述する．非ニュートン粘性流体仮定のもと，係数 􀁦 が応力を含むその他の状態量の関数となる．
􂈙􀀽f􀀨 􀀬􂋯􀀩 􀀬

係数 􀁦 は例えば温度に依存するが，その場合はエネル
ギー保存を用いて記述する．その他の内部状態について
図 2：氷厚変化をコラムへの流入流出で表した模式図．適切な境界条件の下，連続の式を変形したことによって得られる．

も記述する方程式を組む必要があり，それを含めたもの
が氷床モデルの基礎支配方程式となる．
方程式系を解くためには内部変形と底面滑りに具体的

体的には後述）．非圧縮仮定のもと，流体の密度は時間な定式化が必要である．底面速度は底面のずり応力と圧空間変化せず，一様とする．速度べクトル v として，

力 に べ き 乗 の 関 係 を 仮 定 す る Weertman の 定 式 化（Weertman, 1964 など）を用いることが多いが，近年で􀁤􀁩􀁶 􀀽􀀰􀀬

は別の手法を用いるモデルもある（例えば Asay-Davisとなる（連続の式）．これを変形し，境界条件である表面

et al., 2016 に列挙される）．Weertman の式のべきに何

質量収支 􀁡 􎩳，底面質量収支（ここでは融解を正とする）

を採用するかも含め，底面速度の定式化はモデル毎に異􀁡 􎩢，表面高度 􀁨，底面高度 􀁢，氷厚 􀁈􀀽􀁳􂈒􀁢 の時間発展

なり，多様である．

方程式の形で用いるのが一般的である．
􎩨􂈂􀁈􀀽􂈒􂈇 􎩨􂈙􎩨 􀁤􀁺􀀫􀁡 􎩳􂈒􀁡 􎩢􎨬􂈂􀁴􎩢

この式の導出は，厳密には連続の式と表面および底面

内部変形は，Glen の流動則を用いた，等方の非線形粘性流体の定式化が多くの氷床モデルの基本となっている（CP2010 など）．近年は Glen の流動則の変形や，別の流動則を採用したモデルもある．Glen の流動則では，応力ではなく，等方的圧力-􀁰 （􀁰 はスカラー， は恒等行列）の運動学的境界条件から行い，実際には煩雑である．しからの差（偏差応力）のテンソルかし，導出された式を見ると，氷厚の時間変化が水平方

み速度との関係を記述する．􀁦􎜀 􎜐 は一般的には偏差応力

向の流動フラックスの底面から表面まテンソルの第二不変量の関数を用いる．またその他の比での鉛直積分）発散と表面底面からの生成消滅で記述さ例定数として温度 􀁔 依存の項 􀁁（Rate factor）とそれ以れる形であり，理解はしやすい（図 2）．

外の項 􀁅（Enhancement factor と呼ぶ）を使う．

（水平速度

運動方程式については，準定常仮定のもと加速度に関わる項を消去し，応力の釣合のみを考慮したモデルを組􂈙􀀽􀁅 􀁁 􎜀􀁔􎜐 􀁦􎜀 􎜐􀀽 􀀫􀁰 を用いて歪齋藤 冬樹，グレーべ ラルフ

182

形の傾斜と深さのみに応じた非常に簡単な表現となる．

4. 応力項の近似

構成方程式も同様に近似の手続きをとると，最終的に水内部変形で用いる偏差応力，歪み速度テンソルは，（非平速度分布が，圧縮仮定下で）それぞれ六つの独立した要素をもつ．六􎩮􀁶 􎩸􎜀􀁺􎜐􀀽􀁶 􎩸􎩢􂈒􀀲 􎜀􀏁􀁧􎜐 􎜀􂈇 􎩨 􀁨􎜐

つの要素全てを考慮する流動方程式を Full-Stokes 氷床

􎩮

􎩺
􎩢

􎩮

􀁤􀁺 􀁅􀁁􎜀􀁨􂈒􀁺􎜐 􀀬

モデルと呼ぶ．重力加速度ベクトルと同じ方向 􀁺 ，それとなる（y 方向は省略）．結局，􀁁 と 􀁅 が既知であれば，と垂直に水平方向 􀁸， 􀁹 をとり，応力の釣り合いの式を

水平速度が，水平方向の依存は表面傾斜のみ，底面から書き下すと以下の通りである．

の鉛直方向の積分だけで求められる形式となる．さらに􂈂􀏃 􎩸􎩸 􂈂􀏃 􎩸􎩹 􂈂􀏃 􎩸􎩺
􀀫
􀀫
􀀽􀀰􀀬
􂈂􀁸
􂈂􀁹
􂈂􀁺

鉛直積分することで，水平流動フラックスも鉛直方向の􂈂􀏃 􎩹􎩸 􂈂􀏃 􎩹􎩹 􂈂􀏃 􎩹􎩺
􀀫
􀀫
􀀽􀀰􀀬
􂈂􀁸
􂈂􀁹
􂈂􀁺

度が必要であるが，それはなんらかの底面滑りの法則を積分だけで求められる．なお，積分するためには底面速用いて記述する．
一方 SSA も静水圧近似からさらに項を無視する近似􂈂􀏃 􎩺􎩸 􂈂􀏃 􎩺􎩹 􂈂􀏃 􎩺􎩺
􀀫
􀀫
􀀽􀏁􀁧􀀬
􂈂􀁸
􂈂􀁹
􂈂􀁺

ではあるが，丁度 SIA と対極にあり，鉛直のずり応力項

これに対して，氷床形状などの性質からある偏差応力二つを無視する近似である．表面と底面がいずれも自由項を無視した氷床モデルがいくつかある．まず，大気や表面であるので，水平速度の鉛直方向の変化が非常に小海洋などでもしばしば用いられる，静水圧近似である．

さい，という仮定に相当する．直感的には上流から流動

鉛直スケールに比べ，水平スケールが十分大きい現象に方向に押される力が，流動方向に対して横にある壁とのはよい近似である．

摩擦，および棚氷の先端からの水からの圧力と釣り合う，􀏃 􎩸􎩸􀀽􀏃 􎩹􎩹􀀽􀏃 􎩺􎩺􀀽􂈒􀁰􀀬

という表現である．
􂈂􀏃 􎩸􎩸 􂈂􀏃 􎩸􎩹
􀀫
􀀽􀀰􀀬
􂈂􀁸
􂈂􀁹

静水圧近似から一歩近似を進めたモデルが二つある．
一つは着床した（氷底面が基盤に接している）氷に対す􂈂􀏃 􎩹􎩸 􂈂􀏃 􎩹􎩹
􀀫
􀀽􀀰􀀬
􂈂􀁸
􂈂􀁹

る Shallow-Ice 近似（SIA）であり，もう一つは浮力によって水に浮かぶ棚氷に対する Shallow-Shelf 近似である

􂈂􀏃 􎩺􎩺
􀀽􀏁􀁧􀀬
􂈂􀁺

（SSA）
．
SIA は水平方向の変化が鉛直方向の変化に対して小さ力の釣合の式をこの仮定の下鉛直積分する．表面と底いという仮定を用いた近似であり，鉛直のずり応力（剪面で自由表面であるという境界条件を用いると最終的断応力）項二つが残る．直感的には，鉛直の氷の柱があに，るとして，重力と表面傾斜による応力が横方向の支えがなく，完全に底面のずり応力と釣り合っていると表現できる．
􂈂􎜀􂈒􀁰􎜐 􂈂􀏃 􎩸􎩺
􀀫
􀀽􀀰􀀬
􂈂􀁸
􂈂􀁺
􂈂􎜀􂈒􀁰􎜐 􂈂􀏃 􎩹􎩺
􀀫
􀀽􀀰􀀬
􂈂􀁹
􂈂􀁺

􂈂􀁎 􎩸􎩸 􂈂􀁎 􎩹􎩹 􂈂􀁎 􎩸􎩹
􂈂􀁨
􀀫
􀀫
􀀽􀏁􀁧􀁈
􀀬
􂈂􀁸
􂈂􀁸
􂈂􀁹
􂈂􀁸

􀀲

􂈂􀁎 􎩹􎩹 􂈂􀁎 􎩸􎩸 􂈂􀁎 􎩸􎩹
􂈂􀁨
􀀫
􀀫
􀀽􀏁􀁧􀁈
􀀬
􂈂􀁹
􂈂􀁹
􂈂􀁸
􂈂􀁹

となる．ただし偏差応力の鉛直積分 􀁎􀀽
ている．

􎩨
􎩢

􀏃 􎴃􀁤􀁺 を用い構成方程式も同様に鉛直積分すると，最終的に水平速度（SSA の下では鉛直一様）分布は以下の連立偏微分方

􂈂􎜀􂈒􀁰􎜐
􀀽􀏁􀁧􀀬
􂈂􀁺

程式の形式で記述される（x 方向のみ示す）．

最終的にずり応力は以下のように求められる（詳細はGB2009，CP2010 など）．

􀀴􂈂􀁨􀏃 􎩸􎩺􎜀􀁺􎜐􀀽􂈒􀏁􀁧 􎜀􀁨􂈒􀁺􎜐􀀬􂈂􀁸􀏃 􎩹􎩺􎜀􀁺􎜐􀀽􂈒􀏁􀁧 􎜀􀁨􂈒􀁺􎜐

􀀲

􂈂􀁨
􀀬
􂈂􀁹

この式が成立すると，ずり応力の空間分布が，表面地

􎜁

􎜑

􎜁

􎜑

􎜁􎜁

􎜑􎜑

􂈂􀁶 􎩸
􂈂􀁶 􎩹
􂈂􀁶 􎩸 􂈂􀁶 􎩹
􂈂
􂈂
􂈂
􂈂􀁨
􀎷
􀀫􀀲
􀎷
􀀫
􀎷
􀀫
􀀽􀏁􀁧 􀁈
􀀬
􂈂􀁸 􂈂􀁸
􂈂􀁸 􂈂􀁹
􂈂􀁹
􂈂􀁹
􂈂􀁸
􂈂􀁸

ここで 􀎷 は構成方程式から導出される速度と Rate factor に依存した係数である（導出は GB2009 参照）．
SIA/SSA と Full Stokes の間の中間的な近似の氷床モ
デルも多く存在するが，近似の程度は様々である．それ

氷床モデリングの基礎

183－ 粘性係数は一様（􀁁），時間変化なし－ 基盤は一様で（􀁢􀀽􀀰），時間変化なし，氷床は必ず着床する－ 氷床の端（􀁸􀀽􀁌）で氷厚 􀁈􎜀􀁸􀀽􀁌􎜐􀀽􀀰
－ 氷厚は定常，つまり時間変化なし－ 正味の氷入力（質量収支）は一様（􀁡 􎩳􀀽􀁣􀁯􀁮􀁳􀁴􀀾􀀰），時間変化なし図 3：Vialov（1958）に基づく氷床モデル設定と 􀁌􀀽􀀷􀀵􀀰 km，
􀁮􀀽􀀳， 􀁡 􎩳􀀽􀀳􀀰 cm/yr， 􀁁􀀽􀀱􀀰 􎸒􎨱􎨶􀁹􀁲 􎸒􎨱􀁐􀁡 􎸒􎨳，􀏁􀀽􀀹􀀱􀀰 􀁫􀁧 􀁭 􎸒􎨳，􀁧􀀽􀀹􀀮􀀸􀀱 􀁭􀁳 􎸒􎨱 の時の解．

このモデルを用いて，表面高度の空間分布 􀁨􎜀􀁸􎜐 の解を求めることとする．Vialov（1958）で解が提示されることから，Vialov 解と呼ばれる．導出を概略すると以下の通りである．

ら は ま と め て 高 次 の 力 学 モ デ ル（Higher-Order􀁤􀁩􀁶 􀁑􀀽􀁡 􎩳􀀬

Approximation, HOA）と 分 類 さ れ る．Pattyn et al.
（2008）などにまとめられているので参照されたい．
一般的に，SIA や SSA は氷床や棚氷の力学的釣合を表すのに非常に精度よい近似であることがわかっている．精度が悪くなる地域は，無視した項が支配的になる領域であるが，それらは氷床の分氷嶺，氷床棚氷境界（接地線）の近傍，あるいは氷流と呼ばれる局所的に速度の大きい領域と限られている．従って，SIA 及び SSA は
大局的な氷床/棚氷の性質を理解する上で基礎となる考􀁑􀀽􂈒􀁁 􎨰􀁨 􎩮􎨫􎨲􀁤􀁨􀀽 􀁡 􀁤􀁸􀀽􀁡 􀁸􀀬􎞁 􀁤􀁨􀁤􀁸 􎞁 􀁤􀁸􎩮􎸒􎨱􎩸􎨰􎜣 􎜁􎜑 􎜳

􀁨
􀀽 􀀱􂈒
􀁨􎨰

􎨫􎨱

􎩳

􎨲 􎨫􎨲

􎜁 􎜑

􎩮

􎩳

􎨱

􎩮
􀁡 􎩳 􎨲􎩮􎨫􎨲 􎨱􎨯􎨲􀀲􀁁􎜀􀏁􀁧􎜐􀁁 􎨰􀀽􀀬 􀁨 􎨰􀀽􀀲 􎨲􎩮􎨫􎨲
􀁌
􀁮􀀫􀀲
􀁁􎨰

図 3 に定数にある具体的な値を設定した解を示す．

え方である．ただし，それら領域の力学が重要になる課

結局，任意の 􀁌，􀁡，􀁁，􀁮 に対して 􀁨􎜀􀁸􎜐 の厳密な分

題も少なくなく，適用には注意が必要であることは留意

布を得ることが出来る．別の見方をすると，􀁨 􎨰，L，a，されたい．

A，n の五つの変数のうち四つが既知であれば，残りの一つを求めることが出来るモデルである．

5. 氷床モデルの解析解

5.1.1 Vialov 解を用いた考察

解析解（あるいは厳密解）という用語は若干曖昧では

この氷床モデルの Vialov 解を用いることにより，氷あるが，ここではこの後の節で説明する，数値解（これ床の性質についていくつか考察を進めることが出来る．

も若干曖昧ではあるが）の対義語とした意味で用いてい代表的なものを列挙する．

る．一般的な用語ではないが「シンボリックな解」，とも－ アスペクト比（􀁨 􎨰􀀯􀁌）は 􀁌 の 􂈒􀀱􀀯􀀲 乗に比例する．

いえる．方程式の解が既知の関数等で解け，変数（シンすなわち氷面積が広いほど相対的に薄い氷となるボル）で表現出来る，任意の精度の入力に対して任意の－ 表面高度は質量収支 􀁡 􎩳 の 􀀱􀀯􎜀􀀲􀁮􀀫􀀲􎜐 乗に比例する．

精度の値を求めることが出来る，といった意味である．

􀁮􀀽􀀳 の場合 􀀱􀀯􀀸 であり，すなわち質量収支の変化に限られた例ではあるが，前節の支配方程式系は解析解

対して相対的に感度が小さい．降雪が 2 倍になって􎨱をもつ氷床モデルが存在する．そのうち二つのモデルをも表面高度は高々 􀀲 􎨸 􀀽􀀱􀀮􀀰􀀹 倍にしかならない．

ここで紹介する．どちらも，力学の近似を行った上で，－ 例えば地理的な条件などから氷床の到達範囲を，観さらに限定された状況下の解ではあるが，より一般的な測から降雪量を決定可能であれば，ある流動法則

氷床モデルを考える上で重要な基礎となる．

（􀁁􀀬 􀁮）に対して，この氷床の定常解の氷床分布を一意に決めることが出来る．

5.1 SIA 下での Vialov（1958）による氷厚分布定常解
以下のような氷床モデルを考える（図 3）．

－ 􀁌，􀁨 􎨰 で長さを規格化した場合，􀁨 の分布は 􀁮 だけに依存することがわかる．すなわち h の空間分布－ 鉛直方向（z）と水平一次元（x のみ），二次元を観測から決定することが出来れば，そこから質量－ SIA および Glen の流動則が成立，底面滑りなし．

収支 􀁡 や 􀁁 を未知のまま 􀁮 を決定することが出来齋藤 冬樹，グレーべ ラルフ

184

る（Vialov, 1958; CP2010）．
5.1.2 Vialov 解の拡張
これとは異なる条件で解析解を求める試みもいくつかある．
－ Budd（1969）や，Paterson（1972）は基盤地形が平らでないある特別な場合について解析解を求めている．
－ Paterson（1972）は質量収支がある座標を境に正で一定の領域（涵養域に相当）と負で一定の領域（消図 4：棚氷形状のモデル設定．Greve and Blatter（2009）を元に編集．

耗域に相当）に分かれる場合について解析解を求めた－ Bueler et al.（2005）などではさらに別の質量収支の条件についての解析解を用いた考察を行っている．
－ GB2009 p90 に指摘があるように，つまるところ氷
床分布の解析解を得るために必要なのは質量収支の􀀱􀀯􀁮 の定積分である．
この定積分の値を決めればそれに基づく氷床分布の厳密な解を求めることが出来る．Huybrechts et al.
（1996）で提示された，ある質量収支下の氷床分布の解
析解は，論文中に明記こそしていないが，議論に必要とする精度まで定積分を数値的に求めて計算したと考えられる．

図 5：図 4 の棚氷形状を SSA の下で解いた棚氷速度の解．
􀁈 􎩧􎩬􀀽􀀴􀀰􀀰 􀁭，􀁈 􎩣􎩦􀀽􀀲􀀰􀀰 􀁭．􀁌􀀽􀀲􀀰􀀰 􀁫􀁭，􀁶 􎩧􎩬􀀽􀀱􀀰􀀰 􀁭 􀁡 􎸒􎨱，􀁮􀀽􀀳，􀁁􀀽􀀴􀀮􀀹􀃗􀀱􀀰 􎸒􎨲􎨵􀁳 􎸒􎨱􀁐􀁡 􎸒􎨳， 􀏁􀀽􀀹􀀱􀀰 􀁫􀁧 􀁭 􎸒􎨳， 􀏁 􎩳􎩷􀀽􀀱􀀰􀀲􀀸 􀁫􀁧 􀁭 􎸒􎨳，􀁧􀀽􀀹􀀮􀀸􀀱 􀁭 􀁳 􎸒􎨲 と 設 定 し た 場 合 を 示 す．Greve and Blatter（2009）を元に編集．

と以下の通りである．
5.2 SSA 下での Greve and Blatter（2009）による棚􀎷􀀽

氷速度分布の解
前節では全体に着床した氷（狭義の氷床）のモデルを紹介したが，次に浮力によって浮いた過程（棚氷過程）のモデルを紹介する．詳細は GB2009 に示されている．
－ 鉛直方向（z）と水平一次元（x のみ），二次元．
－ SSA および Glen の流動則が成立．浮力のつりあい
で表面・底面高度が決まる．
－ 棚氷領域のみを考慮，􀁸􀀽􀀰 を接地線（点），􀁸􀀽􀁌 を棚氷端とする．
－ 棚氷の厚さは 􀁸􀀽􀀰 から 􀁸􀀽􀁌 まで線形に変化する（􀁈 􎩧􎩬 から 􀁈 􎩣􎩦）－ 棚氷端は鉛直な面であり，静水圧（の鉛直積分）と釣り合う．
－ 粘性係数は一様（􀁁），時間変化なし－ 􀁸􀀽􀀰 では与えられた速度 􀁶 􎩧􎩬 で棚氷に流れ込む

􀀴
􀀲􀁂􀁈

􎨱

􎜁 􎜑

􎸒􎜀􎨱􎸒 􎜐
􎩮􀁂􀁈 􀁤􀁶 􎩸
􀀲 􀁤􀁸

􎜁

􎜑

􀁤􀁶 􎩸
􀁤
􀁤􀁨
􀎷
􀀽􀏁􀁧 􀁈
􀀬
􀁤􀁸 􀁤􀁸
􀁤􀁸

􎜁 􎜑

􎨱

􀁤􀁶 􎩸 􎩮
􀏁
􀀽
􎜀
􀁤􀁸
􀏁 􎩳􎩷

􎜁

􀁤􀁶 􎩸
􀏁
􀀽
􎜀
􀁤􀁸
􀏁 􎩳􎩷
􀁶 􎩸 􎜀􀁸􎜐􀀽􀁶 􎩧􎩬􀀫

􂈒 􎜐

􂈒 􎜐

􀀴

􎜁 􀏁􀏁 􎜀 􂈒 􎜐 􀀴 􎜑
􎩳􎩷

􎨲

􀀲

􀀬

􎜑􀀬
􎨰

􀀬

SIA と同様であるが，つまるところ流動速度の解を得るために必要なのは，氷厚の n 乗の接地線からの定積分である．今回の設定の通り氷厚が距離の一次関数の場合
は厳密に積分を求めることが可能である．
図 5 に具体的な定数を用いた場合の速度分布の解を表す．ここでは接地線での速度を 􀀱􀀰􀀰 􀁭 􀁹􀁲 􎸒􎨱 と設定したが，このモデル下では棚氷端で速度が 􀀱􀀮􀀶 􀁫􀁭 􀁹􀁲 􎸒􎨱 にも

図 4 に棚氷形状を表す．前節と類似のモデルではあるが，大きく異なる点として氷厚分布は決められている，ということに注意が必要である．このモデルを用いて棚氷の水平流動速度を求めることにする．導出を概略する

達することが分かる．

氷床モデリングの基礎

6. 氷床数値モデル概観

185

る氷床モデルには加えてスぺクトル法のモデルも存在す
る．多くの氷床数値モデルは，共通する点もあるが，数ここまで列挙した氷床モデル以外にも，いくつかの氷

多くの観点で異なる定式化・構築・実装を行っている．

床モデルについては厳密的な解を得ることが出来る．し中 に は SICOPOLIS（Greve and Blatter, 2016 な ど），

かし，現実はより複雑であり，むしろそのようなモデル

ISSM（Habbal et al., 2017 など），PISM（Winkelmann etは非常に限られている．例えば現実の棚氷は，前節のモ

al., 2011 など），Elmer/Ice（Seddik et al., 2012）などフデルの通り流動に対して横方向（図 4 の 􀁹 方向）に一様

リーな氷床数値モデルも存在するので，数値氷床モデルということはまずなくたとえば湾の上にある棚氷の場合がどのように構築されるかを知りたい場合はそれらを入は横に壁があるような状態であり，内陸からの応力が壁手するのもよい方法である．離散化手法については数多による水平方向のずり応力と棚氷全面の海水からの圧力

くある数値計算の教科書で知ることが出来る．

と釣り合う形となる．前節で例示した棚氷端での速度

ここで，最後にもう一度，モデル，あるいは「近似」

は，もしその効果があれば多少抑制されるであろう．

ということを整理したい．モデル化とは要するに現象を氷床の何が知りたいか，というのは千差万別であるだろうが，多くの課題に共通するのは，要するに氷床形状近似的に表現することである．一口に近似といっても色々な階層がある．

の「変化」が知りたい，ということに尽きる（本巻の奥野，三浦，杉山，草原，関参照）．これとは性格が大きく－ モデル入力に関する近似

異なり，気候変動，海洋変動の解釈のために氷床コアのここではほぼ天から降ってきたものとして扱ってい流動の性質を知りたい，という疑問もある（本巻の川村，たが，境界条件をどのように入力するかも，原理的飯塚参照）が，今まで見てきたように流動は形状の関数にはモデルであり，あらゆる誤差を内包する．

であることから，同様に氷床形状の変化も重要な要素で－ 現象そのものの近似ある．そして変化といった場合に，最終的にどうなるか

氷床流動を非線形の粘性流体として扱うことは原理（定常解），ということだけではなく，そこにどのような的には近似である．また，応力と歪み速度の関係で時間で向かっていくか，ということが知りたいのだと考

一般的に用いられている Glen の法則，Weertman

えられる．従って氷床モデルの組み立てには時間微分のの底面滑りも近似である項が必要である．また，前節までのモデルでは考慮しな－ 支配方程式の近似

かったが，現実的には氷の粘性の比例係数である A は理論的な考察や，種々の事情によって支配方程式を氷の温度に依存し，すなわち三次元的に非一様である．

簡単化することがある．SIA や SSA のようにある

そのため，A を決めるための方程式を加えて使う必要が応力の項以外を無視した定式化や，定常を仮定したある．氷床の基本的な二大近似である SIA と SSA はそ

時間微分の無視した定式化，などがある．

れぞれ氷床，棚氷の流動を表現する上で基本的かつ非常－ 離散化することによる近似に精度のよい近似であるが，それでは近似しきれない氷どの方程式を離散化するかの選択には自由度があ

床の振る舞いを評価したい場合もある．いずれか一つ，る．一般に一つの方程式には厳密な恒等式が複数存

その全ての方向に氷床モデルを拡張する場合，要するに在するが，どの式を採用するかは自由であり，数値より多くの過程，多くの項を考慮した氷床モデル構築をモデル内での表現によっては誤差の程度が大きく異考える場合は，氷床モデルの支配方程式を「数値的に」なる場合がある．その上，方程式が同一でもどの手

近似的に解く，つまり数値氷床モデルを用いるしかない．

法で離散化するかの選択も近似である．

「数値モデル構築」，とはモデルで用いる方程式の部分

また，離散化の程度（格子表現の細かさ）はどの程あるいは全部を離散的に表現する，ということであるよ

度か，数値解法をどの精度で打ち切るか，というとく用いられている離散化手法は，有限差分法，有限体積

ころにも近似がある．

法，有限要素法，そしてスぺクトル法であり，それぞれに長所短所がある．世界には多くの氷床数値モデルがあこれらの近似，モデル化の階層のあらゆるところにあるが，例えば Goelzer et al.（2017）にまとめられている

らゆる大きさの誤差が存在する．氷床モデルが現実をう

グリーンランド氷床モデルには有限体積法が一つ，有限まく再現している，逆に現実の再現が悪い，といった場要素法が三つ，残りの直くは有限差分法で記述されてい合には，その課題毎に，一体どの階層による誤差なのかるとある．また，Pattyn et al.（2008）にまとめられていを慎重に吟味することが重要ではないかと考える次第で186

齋藤 冬樹，グレーべ ラルフ

ある．

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低温科学 76 （2018） 187-204
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衛星観測による南極氷床質量収支
福田 洋一1）
地球温暖化による南極氷床質量変動は，海面上昇の要因として大きな関心事である．地上での観測
データが極めて乏しい南極で氷床質量収支を見積もることは，長らくほとんど不可能な課題であったが，1990 年代以降，衛星観測を利用することで，まだ不確定性は残るものの大陸スケールでの質量収支の見積もりも可能となっている．ここでは，まず，氷床質量収支の研究に利用される衛星高度計，
合成開口レーダー，衛星重力の 3 つの観測手法について述べ，これらの手法を利用した南極氷床質量収支に関する最近の研究について紹介する．

Satellite Observations of the Antarctic Ice-sheet Mass Balance
Yoichi Fukuda1
The contribution of the ice-sheet melting is a key factor to the sea level issue. Before the 1990ʼs, it had been almost
impossible to estimate the ice-sheet mass balance in Antarctica where in-situ observations were very limited. Recent
satellite observations have enabled us to estimate the mass balance in Antarctica, although there still remain several
uncertainties. We first discuss three satellite observation methods, which are employed for estimating the ice-sheet
mass balance, and then review the recent studies of the ice-sheet mass balance in Antarctica.
キーワード：氷床質量収支，海面上昇，衛星高度計，合成開口レーダー，衛星重力Ice-sheet Mass Balance, Sea Level Rise, Satellite Altimetry, Synthetic Aperture Radar, Satellite
Gravimetry

1. イントロダクション

量収支が正であるか負であるかが判ればよい．しかしながら現実問題として，南極での質量収支を正確に見積も南極氷床は地球上にある淡水のおよそ 6 割を占め，そることは決して容易なことではない．氷床の表面におけれがすべて融解すると約 60 m の海面上昇を招くと言わる 質 量 収 支 は，表 面 質 量 収 支（SMB：Surface Mass

れている．南極氷床の増減は海水準変動と直結しておBalance）と呼ばれ，これは，降雪量・昇華凝結量と昇華

り，その変動を正確にモニターすることは大変重要な課

蒸発量・融解量，さらには風による積雪再配分量の和と題である．氷床氷の増減は，氷床が新たに得た氷の質量して表される．ところで，南極の現場で実際に観測されと失った質量の差である質量収支（Mass Balance）としるのは降雪量ではなく積雪量であり，しかもその観測がて表される．現在の南極氷床が増大しているのか減少し行われているのはごく限られた場所だけで，SMB の見ているのかを知ることは，原理的には極めて単純で，質積もりは，気象モデルや氷床流動モデルによる推定に頼らざるを得ない．さらに，トータルな質量収支（NMB：

連絡先
福田 洋一
京都大学 大学院理学研究科〒606-8502 京都府京都市左京区北白川追分町
Tel. 075-753-3912
e-mail：fukuda@kugi.kyoto-u.ac.jp⚑) 京都大学 大学院理学研究科
Graduate School of Science, Kyoto University, Kyoto, JapanNet Mass Balance）は，SMB から氷河や氷床縁辺部からの流出量を差し引いたものであり，流出量の見積もりには，氷床・氷河の流動速度はもちろん，棚氷と氷床の境界，すなわち大陸と海洋とが接する接地線の位置や，そこでの氷厚・地形などについても正確な情報が必要である．広い棚氷を持つ南極大陸周辺では，そもそも接地線の位置を決めることすら難しい問題であり，南極の現場

188

福田 洋一

観測から NMB を見積もることが如何に困難かは，容易

計は，1973 年の Skylab で最初の実験が行われ，その後，に想像がつくであろう．

1975 年 に 打 ち 上 げ ら れ た GEOS-3（Geodynamics

南極での NMB の見積もりに衛星観測が積極的に利用

Experimental Ocean Satellite）では，3 年以上の長期にさ れ る よ う に な っ た の は 衛 星 高 度 計（Satellite Alti-

わたり実用的なデータを得ることに成功した（例えば，metry）や合成開口レーダー（SAR：Synthetic Aperture

福田，2000）．また，1978 年に打ち上げられた SEASATRadar）が本格的に利用できるようになった 1990 年代以は，GOES-3 に比べはるかに高精度なレーダー高度計に降のことである．特に 21 世紀になり，まったく異なっ

加え，初の SAR（L-Band）も搭載され，電源装置の不良た発想に基づく NMB の推定方法として，衛星による重のため約 3 ヵ月程度と短期の運用となったが，レーダー

力観測が登場した．衛星重力観測では，衛星軌道から地高度計データとともに SAR データの取得にも成功して

球重力場の時間的変化を直接測定することで，後述するいる．

幾つかの問題はあるものの，対象とする領域全体で積分

1990 年代に入ると，レーダー高度計と SAR を搭載し値としての質量変化を知ることができる．これは NMB

た ERS（European Remote Sensing Satellite)-1/2 がを直接測定していると考えてよい．一方，衛星高度計に1991 年 7 月 と 1995 年 4 月 に，ま た SAR を 搭 載 し た

よる観測では，やはり幾つかの仮定は必要であるが，現RADARSAT-1 が 1995 年 11 月に打ち上げられ，レー場観測では困難な空間的に均質な SMB のデータが得ら

ダー高度計や SAR が南極氷床変動の研究に本格的に用れ，さらに，SAR や他のリモートセンシングデータを利いられるようになった．その後，これらの観測は，2002

用すると，接地線の位置の同定も含め，氷河や氷床の流

年 3 月打ち上げの Envisat（Environmental Satellite）

動に関するより詳細な情報を取得することができる．現ASAR（Advanced Synthetic Aperture Radar）や RA-2

在では，これらの衛星観測データに地上観測やモデルを（Radar Altimeter 2)，2006 年 1 月 打 ち 上 げ の ALOS

組み合わせることで，より正確な NMB の見積もりが可（Advanced Land Observing Satellite）PALSAR（Phased

能となっている．

Array type L-band Synthetic Aperture Radar），2007 年

本稿では，近年，南極氷床質量収支の研究に広く用い

12 月打ち上げの RADARSAT-2，2010 年 4 月に打ち上られ，また，欠かすことができない手段となっている，げの干渉合成開口レーダー高度計を搭載した CryoSat-2

衛星高度計，合成開口レーダー，衛星重力などの衛星観などに引き継がれている．また，2003 年 1 月には，レー測について，その歴史，原理，特徴，限界や問題点につザー高度計 GLAS（Geoscience Laser Altimeter System）

いて述べ，次に，これらの衛星観測を利用した最近の南を 搭 載 し た ICESat（Ice, Cloud, and Land Elevation

極氷床質量収支に関する研究について紹介する．なお，

Satellite）が打ち上げられ（Schutz et al., 2005），レーザー

氷床変動については本巻の杉山も合わせて参照されたい．

の不調で当初予定されていた十分なデータこそ得ることはできなかったが，氷床変動の研究に新たな観測手法を

2．衛星観測2.1 衛星観測の歴史もたらした（Shuman et al., 2006）．
レーダー高度計や SAR は，いずれも 1970 年代に実現
し，1990 年代に大きく進歩したが，衛星重力観測のアイ

衛星観測が始まったのは，もちろん史上初の人工衛星

デアそのものは古くからあるものの，その実現は 21 世であるスプートニック 1 号が打ち上げられた 1957 年 10

紀に入ってからである．歴史上初めて衛星重力観測を実

月 4 日以降のことであるので，その歴史は高々 60 年ほ

現 し た の は，2000 年 7 月 に 打 ち 上 げ ら れ た CHAMP

どである．しかしながら，1960 年代には，すでにリモー（CHAllenging Minisatellite Payload）であり，その後，トセンシングという言葉が使用されており，気象観測を

2002 年 3 月に GRACE（Gravity Recovery And Climate

目 的 と し た TIROS（Television Infrared Observation

Experiment)，2009 年 3 月には GOCE（Gravity field andSatellite)/ESSA（Environmental Science Services Ad-

steady-state Ocean Circulation Explorer）が，それぞれministration），TIROS/NOAA（National Oceanic and

打ち上げられた．この内，GRACE（Tapley et al., 2004）

Atmospheric Administration）シリーズでは，雲の写真

は，様々な原因によって生じる質量移動（質量再分配）

撮 影 な ど が 行 わ れ た．そ の 後，1970 年 代 に はに伴う極めて微小な重力場の時間的変化の検出を可能と

LANDSAT（Land Remote-Sensing Satellite）による地下し，氷床質量変動の研究に限らず，陸水変動，海面変動，資源探査や Skylab での様々な研究など，気象観測以外

さらには巨大地震による地殻変動など，多くの研究分野の衛星観測も本格化した．
（マイクロ波）レーダー高度で革新的な成果を挙げている（例えば，Chen et al., 2006;

衛星観測による南極氷床質量収支

189

Han et al., 2006; Yamamoto et al., 2007; Ramillien et al.,2008; Chambers et al., 2017）．15 年以上の長期にわたって継続した GRACE の観測ミッションは 2017 年 10 月に終了し，その役目は 2018 年打ち上げ予定の GRACEFO（Follow On）に引き継がれることになっている（https://gracefo.jpl.nasa.gov/mission/overview/）．
重力場の時間変化の観測による質量移動のモニタリン
グを第一の目的とした GRACE とは異なり，GOCE は高空間分解能かつ高精度な静的重力場の情報を得ることを目的とした衛星である．このため GRACE とは相補的な役割を果たし，2013 年 10 月のミッション終了までの間に得られたデータは，グローバルな重力モデルの改良に大きく貢献し，南極においても重力異常やジオイドの図 1：衛星高度計による測定の概要．

研究（Fukuda et al., 2016），氷床基盤地形や地殻構造のる座標の基準となる地球楕円体からの距離，楕円体高が研究などに寄与している．

得られる．
歴史的にも応用面でも，レーダー高度計の最も重要な

2.2 衛星高度計

研究対象は海洋であり，楕円体から海面までの距離であ衛星高度計とは衛星軌道から地球表面までの距離を測る海面高を測定することから，レーダー高度計はしばしる装置のことであり，通常，距離の測定にはマイクロ波

ば海面高度計とも呼ばれている．海面高が特別な意味を

周波数帯の Ku バンド（～13.8 GHz）や C バンド（～5.3

持つ 1 つの理由は，図 1 にも示されているように海面のGHz）な ど の レ ー ダ ー 高 度 計 が 使 用 さ れ る．一 方，形状が重力の等ポテンシャル面であるジオイドの形に大ICESat にはレーザー高度計 GLAS が搭載され，緑色

変近く，海面高度計は，第 1 近似として力学的海面高（海レーザー（波長 532 nm）と赤外線レーザー（波長 1064

流によって生じる海面の凹凸）を無視すれば海域でのジnm）により，雲やエアロゾルなど大気の観測とともに，オイド高を直接測定していると考えられるからである．

空間分解能 70 m，測定精度 1 m 以上と，レーダー高度計

ジオイド高がわかれば，それをもとに海域の重力異常がに比べ高空間分解能，高精度での地形や氷床のマッピン

計算でき，
重力異常からは海底地形を知ることができる．

グが行われた．レーザー高度計の測定原理は，衛星から海面高度計は測地学や固体地球物理学の分野にも大きな照射したレーザーパルスの散乱反射を受信し，その往復貢献を果たしている（例えば，福田，2000）．

時間から距離を測定するというもので，マイクロ波電波

現在，レーダー高度計による海面高の測定精度は 2～3の替わりにレーザー光を使用することによる装置やデー

cm に達しており，海面高の変動を定常的にモニターし，タ処理など技術的な差異を除くと，基本的な測定原理はそれを海洋力学モデルに取り込むことで海洋学的に意味

レーダー高度計と同様である．また，レーダー高度計は，のある様々な情報が得られるようになっている．これら

歴史的に海面の高度測定を主目的として利用されてきたの情報は，エルニーニョなどの気候変動とも関連した広ことから，氷床観測への利用では注意すべきことも少な

域の海洋場変動や海水準変動などの研究はもちろん，海くない．そこで，以下では，主にレーダー高度計につい況の監視や漁場の探査など，現業でも広く利用されていてその測定原理について述べることにし，レーザー高度

る．海洋学やそれに関連した分野では，海面高度計は今計については，レーダー高度計との比較において幾つかや欠かせない観測手段となっている（例えば，市川，の特徴に触れるに留める．

2014）．
レーダー高度計で海面高がこのように高精度に測定で2.2.1 レーダー高度計

きるのには，幾つかの理由がある．レーダー高度計の測レーダー高度計の測定原理そのものはいたって簡単

距精度は，
衛星から発射したレーダー波が海面で反射し，で，図 1 に示すように，衛星の直下に発射したマイクロ衛星に戻るまでの往復時間を如何に正確に測るかにか

波レーダーパルスが地球の表面（主に海面）で反射してかっている．測定精度を向上させるためには，大電力の衛星に戻るまでの往復時間から距離を測定するものであ

鋭いパルスを作り出す必要があるが，パルス幅を狭める

る．このとき衛星の軌道を既知とすると，反射点におけと送信電力も落ちてしまう．このため，レーダー高度計

190

福田 洋一

では，送信波として，チャープ信号と呼ばれる時間とと（waveform）の時系列データが得られ，A 点と B 点の中

もに周波数が変化する波で周波数変調した電波を用い，心位置からレーダー波の往復時間，すなわち測距データ

受信波にはそれを復調するフィルターを施し，周波数領を求めることができる．さらに，受信波形は反射点の海域において合成するチャープ圧縮という手法が用いられ況を反映しており，受信波形の傾きから海面の波浪の状ている．これは，送信波と受信波のパターンを比べるこ

態，また，受信信号の強度から海上風の強さを推定するとで往復時間を正確に測定するということで，これによことも可能である．なお，マイクロ波電波を使うレー

り送信出力を落とすことなく，見かけ上，鋭いパルスを

ダ ー 高 度 計 で は，GNSS（Global Navigation Satellite用いたのと同じ効果を得ている．このような送信波を連System）や SAR の観測と同様に，電離層中の荷電粒子続的に照射し，多数の受信波を重ね合わせることで測定や大気中の水蒸気による電波伝播遅延の影響を受ける．

精度を上げている．

この内，荷電粒子の伝搬遅延については，GNSS と同様

図 2 は，ある幅を持つ衛星からの送信波が，海面の照に観測に異なる周波数の電波を使うことでその影響を補射領域（footprint）で反射（後方散乱）し，衛星で受信さ正することが可能で，Envisat では Ku-band と S-band

れた場合の受信強度の時間的変化を示したものである．

の 2 周波が使用された．また，水蒸気については，衛星

衛星から発射された電波の受信強度は，海面での反射のに搭載した水蒸気ラジオメーターや，大気数値モデルを

面積に比例するので，直下の海面からの反射を受信し始用いるなどで補正が行われている．レーダー高度計のめる図中の A 点から増加をはじめ，パルスの後縁が直データは，通常，高度の測定値や軌道情報に加え，この下の地点に達し反射面積が最大となる B 点で最大となような測定値に関連した補正量，地球潮汐や海洋潮汐なり，その後，直下からの反射がなくなり C 点に向かい

どの既知の地球物理学的現象に対する補正量などを含め徐々に減少する．実際の海面高度計では，多数の受信波

GDR（Geophysical Data Record）として提供されている．

の合成で平均的な受信強度としてこのような受信波形

さて，海面には波浪やうねりが存在するものの，半径数キロ程度のレーダー高度計の footprint のサイズでは海面はほぼ平坦と見なすことができる．その為，受信波形の形状もよく揃っており，海面高の測定精度が 2～3
cm に達するのは，このような好条件での数キロ以上の広い領域の平均値としての精度ということにもよる．しかしながら，氷床を対象とした観測では，waveform の形状やその特徴が海面からの反射とは異なり単純ではな
い．また，マイクロ波の散乱反射は表面散乱のみならず
雪氷表面からある深さまでの体積散乱も合わさったものになり，マイクロ波の波長や雪面の状態により，雪面か
らどの深さを測定しているのかも異なる．さらに，平坦でない地形の測定値がどの地点の高さを表すのかといったことや，また，傾斜の急な斜面ではそもそも反射波が得られないなど，氷床の観測は海面に比べ遥かに困難である．
レーザー高度計の測定では，反射は氷床表面からに限られることや footprint のサイズがレーダー高度計に比べてはるかに狭いことなどで，レーダー高度計に比べ高精度な測定が可能である．しかしながら，高度計による氷床質量変動の研究で最大の問題は，このような衛星高度計の測定上の問題より，高度変化をもたらす氷床の正確な密度が不明なことである．衛星高度計が測定するのは高度変化であり，すなわち氷床の体積変化である．
従って，衛星高度計の観測から質量変化を求めるために

図 2：マイクロ波レーダー高度計による測定と受信波形．

は高さを変化させた原因となる物質の密度情報が必要と

衛星観測による南極氷床質量収支191なる．この為，通常は測定場所の情報をもとにフィルン較的小さなレンズを用いても高い空間分解能が得られるや氷の密度を仮定したり，圧密モデルを用いたりするが，が，マイクロ波を使うレーダーでは，同じ分解能を得る

これらは場所や気象条件，雪氷の状況等で異なり，高度ためには巨大なアンテナが必要となる．実際，人工衛星計による質量変動の推定で最も大きな誤差源となっていからマイクロ波レーダーを照射して，地表で 10 m 程度

る．後でも述べるが，衛星高度計を用いた SMB の研究の照射幅（分解能）を得るには，10 km 以上の開口のアでは，最も注意を要する点である．

ンテナが必要であり現実的でない．このため，SAR では，衛星の軌道運動を利用して，小さな開口のレーダー

2.3 合成開口レーダー（SAR：Synthetic Aperture Radar）
2.3.1 SAR リモートセンシング

からマイクロ波電波を連続的に照射し，受信信号を後で電子的に合成することで，見かけ上，大きな開口を持つレーダーと等価な観測ができるように工夫されている．

SAR は，もともとマイクロ波レーダーを用いたリモー

SAR 観測では幾つかの専門用語が用いられるので，トセンシング手法の 1 つで，LANDSAT など光学セン

図 3 をもとにその説明から始めよう．まず，衛星の進行サーを用いた観測と同様に，観測エリアでの画像が得ら方法のことをアジマス（azimuth）方向と呼び，衛星の進れるとともに，後述する InSAR では，様々な原因による

行方向に直交する方向をレンジ（range）方向と呼んで変動を観測することが可能である．さらに，受動的な光いる．これは，対象物までの距離を測定する方向という学センサーと異なり能動的なマイクロ波レーダーを用い意味で，衛星からレーザーを照射する視線方向の対象物ることから，天候に左右されずにデータが得られるといまでの距離をスラント・レンジ（slant range），それを地う大きな利点がある．このことは，冬季にはまったく太表に投影した距離をグランド・レンジ（grand range）と陽が出ず，また，白夜の夏期でも天候の影響を受けやす呼ぶ．SAR では対象物からの後方散乱で戻ってきた

い南極氷床の観測では特に重要である．電磁波を用いたレーダー波を受信するが，レーダーを真下に向けて照射センサーの分解能は，利用する電磁波の波長が短いほど，すると軌道の両側の等しい距離の地点からの反射波を区

またアンテナの口径（開口）が大きいほど高くなる．こ

別することができなくなるため，レーダーを斜め下に向れは，大きなアンテナほど指向性を絞った細いビームをけて照射する．このようなレーダーをサイドルッキング

照射できるからである．このため，光学センサーでは比レーダー（side looking radar）と呼び，衛星直下とレー

図 3：合成開口レーダーの測定概要．

福田 洋一192

ダー照射方向のなす角をオフ・ナディア（off nadir）角とらの後方散乱の強度を画像として表しており，いわばマ呼ぶ．

イクロ波を使った写真画像とみなせるが，その画素の分

SAR もレーダー高度計も，マイクロ波レーダーを用

解能は上述のとおり 10 m 程度である．一方，SAR のいた計測装置であり，その意味で幾つかの共通点を有しデータとしては，このような画像の濃淡，すなわち反射ている．例えば，SAR で空間分解能を上げるためにビー

波の強度データ以外に，反射波の位相の情報も記録されム幅を絞った鋭い信号を得るということは，レーダー高ている．SAR 衛星は，一定の周期で同一の軌道に戻っ

度計で測距精度を上げるためにパルス圧縮の技術を使いて観測を続けているので，同一軌道から同じ対象に対し鋭いパルスを得ているのと同じことである．レーダー高て異なる時期のデータを取得できるが，時期の異なる 2

度計のパルス圧縮では，送出されるレーダーをチャープ

つの SAR 画像を干渉させると，同位相で強めあい，逆信号で周波数変調し，受信した信号にマッチングフィル

位相で弱めあうという干渉縞の画像が得られる．SAR

ターを掛けることで実現していた．チャープ信号は，周でよく用いられるマイクロ波の波長は，約 3 cm（X-

波数が時間の一次関数として変化する信号であるが，band），約 6 cm（C-ban），約 24 cm（L-band）などであSAR のアジマス方向の信号は，衛星の運動によるドッり，干渉縞はこのスケールでの対象までのスラント・レ

プラー効果により，自動的にチャープ変調されたシグナ

ンジの差を表したもので，画素の分解能よりはるかに高ルと見なすことができ，連続的に受信したある目標から分解能の変動を捉えることができる．

の反射波にマッチングフィルターを掛けることで，見掛2 回の SAR 観測からどのような干渉縞画像が得られ

け上，鋭いパルスの信号を得ることが可能である．SAR

るかを考えてみよう．一般に 2 回の観測での衛星軌道はでは，これをアジマス圧縮と呼んでいる．一方，レンジ

完全には一致しないので，衛星と対象物との距離もわず

方向には，レーダー高度計と同様にチャープ波によるパ

かに異なり，
反射波の位相にもその分だけずれが生じる．

ルス圧縮技術が使用される．

このため，2 つの SAR 画像を干渉させると，まず，このサイドルッキングレーダーを使用した SAR では，取得されるレーダー画像に特徴的な幾何学的歪が生じる．
図 3 に示すように，SAR ではオフ・ナディア角を変えな
がら，ある走査幅の領域での対象までの距離がスラン
ト・レンジとして得られる．このため，図 3 で，地上で等間隔にならんだ対象物 A，B，C もスラント・レンジとしては等間隔にはならない．また，起伏のある対象を観測すると，標高の高い D は衛星に近づくため，レーダーに面した斜面では見掛け上距離が短くなるフォア・
ショートニング（foreshortening）と呼ばれる現象が生じる．同様の理由で，斜面の傾斜角がレーダーの入射角よりも大きくなった場合，標高の高い地点が麓よりも衛星に近づくため位置が逆転するレイオーバー（layover）や，
反対側では斜面が見えなくなるレーダーシャドウ（radar shadow）という現象が生じる．これらは，いずれもSAR が対象物までの距離，すなわちスラント・レンジを測定するというレーダー観測の性質に起因している．な
お，マイクロ波レーダーを使用する SAR の宿命として，
レーダー高度計と同様に電離層や大気による伝搬遅延の影響，また，氷床ではレーダーの雪面への浸み込みの影響を受け，これらも SAR 観測の誤差要因となる．
2.3.2 干渉 SAR（InSAR：Interferometric
Synthetic Aperture Radar）
図 4（a）（矢来，2015）に示す SAR 画像は，対象物か

図 4：合成開口レーダーの画像例，矢来博司（2015）より引用．
（a）強度画像，（b）初期干渉画像（軌道縞＋地形縞），（c）
地形縞，（d）地形縞シミュレーション．

衛星観測による南極氷床質量収支

193

軌道の差による干渉縞（軌道縞）が得られる．さらに，間に，マイクロ波の波長に比べ大きい変動量が生じた場

地表面に起伏（地形）がある場合，その影響による地形

合には，位相差には波長の整数倍の不確定性があるため，縞も含まれる．図 4(b）は軌道縞と地形縞を含んだ画像

正しい変動量を推定することが不可能な場合が生じる．

の例であるが，図の中央部，平坦な部分での縦縞が軌道

このため大地震や地滑りなどの大きな地殻変動や流動速縞で，図の下部，山地での複雑な模様が地形縞である．

度の速い氷河の流動などは，InSAR では正しく検出でき

軌道縞は，地表面が平坦であれば衛星の軌道情報から理ないことがある．

論的に計算できる．しかし，地表面に起伏（地形）があ

このような場合，変動の検出に位相の情報を使うのでる場合，その影響は軌道情報では除かれないため，軌道はなく，反射の強度，すなわち画像の情報そのものを利縞から，軌道情報から計算した干渉縞を差し引くと，図用するのが画像相関法，あるいはピクセルオフセット法

4(c）に示す地形に起因する地形縞が得られる．これは，（http://www.gsi.go.jp/cais/pixel_offset.html）などと呼写真測量のステレオ写真で標高が得られるのと同じ原理

ばれる手法である．この手法では，まず，2 枚の SAR 画

で，2 回の SAR 観測による地形縞から，その間に地表面像について変動が無い（小さい）と思われる領域で強度での変動が生じていないとする仮定すると，面的な地形の相関が最大となるように画像の位置合わせを行い，そ標高モデル（DEM：Digital Elevation Model）を作成するの後，変動が生じていると思われる領域で，2 枚の画像ことが可能である．一方，2 回の観測の間に，地殻変動

をずらせながら強度の相関を調べることで変動量を計測や氷床変動で地表面に変動が生じた場合，図 4(d）に示する．この場合，変動量は画素（ピクセル）の大きさをすように，別途 DEM からシミュレートした地形縞を差基準とした画像のズレとして検出されるため，搬送波のし引くか，あるいは変動が生じていない別の期間の干渉

波長の位相差を利用した InSAR よりは検出精度は悪く画像との差をとることで，その間に生じた地表面での変なるが，波長の整数倍の不確定性はなく，変動量が大き動を検出することが可能である．これが InSAR によるい場合にも利用可能である．最近では，画像相関法と地殻変動や氷床変動検出の原理であり，変動を調べるた

InSAR 手法を組み合わせ，変動量の大きさに応じて使いめには，2 回の観測と別に求めた対象地域の DEM，ある

分けることも行われている（例えば，Qu et al., 2016）．

いは，3 回以上の観測データが必要である．
InSAR を利用して地形縞から標高を求めるアイデア
は 古 く か ら あ り，Goldstein et al. (1988) は SAESAT

2.4 衛星重力2.4.1 衛星軌道追跡による重力場研究

データを用いた干渉処理で米国の Death Valley での標

リモートセンシングとは，狭義には「電磁波の反射・高データを得ている．一方，InSAR 解析が地表面の変動

放 射 を 用 い て，非 接 触 で 対 象 の 情 報 を 得 る 技 術」の検出に利用されるようになったのは 1990 年代に入っ（ERSDAC 編，2001）とされており，レーダー高度計もて か ら で，Nature の 表 紙 を 飾 っ た Massonnet et al.

SAR も，衛星から発射した電磁波（マイクロ波レーダー）(1993) の Landers 地震による地殻変動の研究が有名での地球表面からの反射を利用したもので，この定義に合あるが，同年，Goldstein et al. (1993) は，Science 誌に致している．一方，衛星重力は，「非接触で対象の情報を

InSAR 解析による西南極の Rutford 氷河での流動速度得る技術」であるので，広義でのリモートセンシングとの分布や接地線の位置同定に関する研究を発表してい言えるが，「電磁波の反射・放射」を用いている訳ではな

る．それ以降，氷床変動の研究でも InSAR 解析は欠か

く，実は衛星そのものがセンサー（重力を感じる錘の意

せない手法となっている．

味でテスト・マスと呼ぶ）となり，その運動解析から重力場の情報を得るものである．

2.3.3 ピクセルオフセット法

重力測定に特化した衛星観測が実現したのは 21 世紀

InSAR 解析では，マイクロ波の位相差を利用することに入ってからであるが，しかし，それまで地球重力場のでわずかな変動量を検出することが可能であるが，一方，観測に衛星が利用されなかったということではない．衛

位相差は－ ～＋ でしか与えられないので，干渉縞画星の運動解析による重力場観測の歴史はずっと古く，最像では，変動量はすべて波長の－1/2～＋1/2 倍の範囲に初の人工衛星スプートニック 1 号の直後まで遡る．1958

折り畳まれた形で表現される．このような画像から実際

年 3 月に打ち上げられたバンガード 1 号では，その軌道の変動量を得るためには，干渉縞の空間的な連続性から追跡データの解析から，後述する地球重力場の球関数展位相の情報を元に戻す作業が必要となり，これを位相ア開係数のうち，地球の偏平率（楕円の潰れ具合）と関連

ンラッピングと呼んでいる．しかしながら 2 回の観測のした 2 次の項（J2＝－C20）が求められ，地球の扁平率が福田 洋一194

1/298.25 と計算された．また，3 次の項（J3＝－C30）から，古在由秀は地球の形が赤道対称な楕円型ではなく西洋梨型であることを見出した．これらは，衛星による重質量を M，万有引力定数を G とすると，􀁖􀀽􎜁 􎜑􀁇􀁍 􎸞 􎩬􀁒 􎩬􎨫􎨱􂈑 􂈑 􎩭􎨽􎨰􀁐 􎩬􎩭􎜀􀁳􀁩􀁮 􂈅􎜐􎜀􀁃 􎩬􎩭􀁣􀁯􀁳 􎜀􀁭􀎻􎜐􀁒 􎩬􎨽􎨰􀁲􀀫􀁓 􎩬􎩭􀁳􀁩􀁮 􎜀􀁭􀎻􎜐􎜐

力場観測の初期の成果であり，この間の事情については（2)

古在（1973）に平易に記載されている．その後も，全球で表される．
（2）式は，重力ポテンシャルの球面調和関的な重力場の決定には，地球上からの衛星軌道追跡デー

数展開での表現であり，（2）式での次数 l，位数 m の展タが用いられ，1980 年代以降には，衛星レーザー測距

開係数（Clm，Slm）は Stokes 係数とよばれ，通常，地球（SLR：Satellite Laser Ranging）による高精度なデータ

重力場モデルはこのような Stokes 係数として与えられから J2 の時間変化項も求められた（Yoder et al., 1983）．

る．

それによると，地球の偏平率は徐々に小さくなる，すな

今，地球を質点と仮定すると（2）式の l＝0 に相当し，

わち地球が両極が潰れた回転楕円体から球に近づいておV＝GM/r である．また，（1）式の右辺の Acc が無視でり，これは最終氷期に両極を覆っていた氷床の融解にときるとすると，（1）式は質点の力学での衛星軌道の問題

もなう固体地球のリバウンド，GIA（Glacial Isostaticとなり，その解からケプラーの法則が得られる．しかしAdjustment）の効果によると考えられている（GIA の詳ながら，実際の地球の重力ポテンシャルは（2）式で与え

細は本巻の奥野を参照）．空間分解能や精度の違いはあられるので，衛星の軌道追跡データとして得られる（1）

れ，現在の衛星重力観測による氷床変動研究の先駆けと式左辺のＸを観測値として，運動方程式を数値的に解くも言えるであろう．実際，2 次の項に限れば，現在でもことで（Clm，Slm）を求めることができる．これが軌道追SLR による値は衛星重力の観測値より精度が良いこと

跡による重力場決定の基本的なアイデアで，精密に地球が知られており，またごく低次の項（空間分解能が低い）

重力場を決めるということは，（2）式の（Clm，Slm）を，には限られるが，その時間的変化から衛星重力観測が実高次まで如何に精度よく決定するかということである．

現する以前のグリーンランドの氷床変動に関する研究も上述のバンガード 1 号の解析では，l＝2，3，m＝0 の C20，

なされている（Matsuo et al., 2013）．

C30 が得られたということである．

2.4.2 衛星による重力観測

りに高精度な GPS 受信機を搭載することで（1）式左辺

CHAMP では，それまでの地上からの軌道追跡の替わ
地上からの衛星軌道追跡ではなく，衛星そのものによのＸを連続的に高精度に測定することを可能とした．こる重力観測を最初に実現したのは 2000 年に打ち上げらのような方法は，高高度（約 20000 km）の GPS 衛星かれ た CHAMP（https: //directory. eoportal. org/web/eo

ら，高 度 数 100 km の 低 軌 道 衛 星（LEO：Low Earthportal/satellite-missions/c-missions/champ）で あ る．

Orbiter）の軌道を連続的に追跡することから，H-L SST

CHAMP は，重力場以外にも磁場の測定など多目的な衛星で，磁力計なども搭載されているが，重力場の測定用に 重 力 計 が 搭 載 さ れ た わ け で は な く，GPS（Global
Positioning System）受信機と加速度計が用いられた．
CHAMP の説明の前に，衛星の軌道追跡からどのようにして地球の重力場が求められるかを見てみよう．
簡単のために，図 5 に示すように，地球の重心を原点とする地心座標系を考え，慣性系における衛星の位置座
標をＸ，衛星の質量を m，Ｘにおける地球の引力ポテン
シャルを V とすると，衛星の運動方程式は，
􀁭􀁤 􎨲X
􀀽􂈇􀁖􀀫Acc􀁤􀁴 􎨲（1)と書くことができる．ここで Acc（Acceleration）は，太陽，月，その他の主要天体の引力，固体・海洋潮汐，残留大気ドラッグや太陽輻射圧など，衛星に作用する地球の引力以外のすべての力の合力である．また V は，球座標系でのＸを（r， ， ），地球の平均半径を R，地球の図 5：衛星軌道運動と重力．

衛星観測による南極氷床質量収支

195（High Low Satellite to Satellite Tracking）と呼ばれてい

H-L SST との併用が必要であり，GRACE には CHAMP

る．ところで，次数 l の地球重力場は，（2）式に示されで成功した H-L SST の技術が受け継がれた．なお，L-Lるように（R/r)で減衰するので，衛星軌道が低いほどSST でも H-L SST と同様に，非重力場加速度成分の補高次の重力場の減衰は小さい．軌道高度の高い衛星を用正が必要であり，そのために高感度な加速度計が搭載さいる従来の軌道追跡と比べ，軌道高度が低い CHAMP

れた．

l＋1

の有利な点の一つである．この他に，CHAMP には新開

GRACE では衛星間の距離測定にマイクロ波レーダー

発の高感度加速度計が搭載され，残留大気摩擦や太陽風が用いられたが，2018 年に打ち上げ予定の GRACE FOの輻射圧の影響など，軌道の揺らぎの原因となる非重力で は，実 証 実 験 装 置 と し て レ ー ザ ー 干 渉 計（Laser

場加速度成分 Acc を計測・補正することで，高精度な重Ranging Interferometer）が搭載されることになってお力場決定を実現した．

り，将来的にはレーザー干渉計の利用が主流になると思CHAMP 以前の最も精密な重力モデルの 1 つである

われる．GRACE による実際の重力場観測やその応用研

GRIM5-S1 重力モデル（Biancale et al., 2000）では，30

究については後述するが，レーザー干渉計による衛星間

年間にわたる 21 衛星の軌道追跡データを使用し，ようの測距精度はマイクロ波を用いた GRACE に比べ 2～3

やく次数 99 次（位数 95 次）までの Stokes 係数が得られ桁も向上するといわれており，氷床変動の監視においてたに留まっていた．一方，CHAMP では，地上からの追も，大幅な精度の向上が期待できる．

跡に比べはるかに膨大な軌道データを取得したことで，ところで，L-L SST で衛星間の距離，あるいはその変わずか数年間の観測で次数 120 次までの地球重力場モデ化の測定をするということは，衛星の進行方向に沿ってルが得られ，GRIM5-S1 に比べ 1 桁以上の精度向上を成の重力の差，すなわち重力偏差を測定していると解釈すし遂げた（例えば，Reigber et al., 2004）．

ることができる．そこで，L-L SST の双子衛星間の距離

CHAMP はこのような成功を収めたものの，H-L SST

を 1 m 程度までに縮め，1 成分のセンサーとして双子衛は，観測量が GPS による衛星の位置座標であり，衛星運星に相当する 2 つのテスト・マスを 1 つの衛星内に搭載

動と直接関連する加速度はその 2 階微分を計算する必要

し た と 考 え る と，こ れ は 1 成 分 の 重 力 偏 差 計があるといった原理的な問題や，また GPS 測位そのも（Gradiometer）に対応する．GOCE では，L-L SST の替のの精度の限界もあり，地球重力モデルの高次の係数やわりにこのような重力偏差計が採用された．実際のその時間的変化までを求めることは困難である．このたGOCE の重力偏差計では，多成分の重力勾配の測定のた

め GRACE では，H-L SST に加え，数 100 km 離れて同め，直交する 3 軸に 2 組ずつ 6 台の加速度計が配置され，

じ軌道上にある 2 つの LEO 衛星（GRACE-A，-B の双

これらの組み合わせにより重力ポテンシャル V の 6 個子衛星）間の距離を，マイクロ波レーダーにより

me-の 2 階微分成分，Vxx，Vyy，Vzz，Vxy，Vxz，Vyz のすべて

ter オーダーで極めて正確に測定する L-L SST（Low-

が計測され，また，これらの組み合わせにより，重力場

Low Satellite to Satellite Tracking）とよばれ方法が採用と非重力場加速度成分を分離することが可能である．

された．L-L SST による重力場の測定原理を簡単に説明

GOCE は特に短波長での静的な重力場の改良を目的

すると次のとおりである．衛星が持つ重力ポテンシャルとし（Drinkwater et al., 2003），空間分解能 100 km で重による位置エネルギーと運動エネルギーの和は，エネル

力異常の精度 1 mgal，ジオイド高の精度 1～2 cm が目

ギー保存則により一定である．従って，地球の質量が過標とされた．このため，重力場の空間 2 階微分を測定し，剰で位置エネルギーが大きいところでは系としてもつ衛衛星の軌道高度を CHAMP や GRACE よりさらに低く星の運動エネルギーが小さくなり，すなわち衛星の速度

約 250 km と設定するなど，空間分解能に優れた設計とが小さくなり衛星間の距離が縮まる．逆に，質量欠損のなっている．逆に，テスト・マス間の腕の長さが短いた

ところでは位置エネルギーが小さくなり衛星間の距離がめ長波長域での高感度な測定は困難で，また，軌道高度大きくなる．そこで，衛星間の距離の変化を正確に測定が極めて低いことから衛星の寿命も短く，氷床変動などすれば重力場の変化を知ることができる．

重力場の時間的変化の監視には適していない．このた

L-L SST では，測定量は同一軌道上にある衛星間の距
離だけであるので，重力場のわずかな変化を高感度で測め，本稿ではこれ以上詳しく触れないが，その意義等については，例えば，福田（2015）を参照されたい．

定することが可能である．このように，L-L SST は重力場の相対的な変化には感度が高いが，一方，長波長の低次の重力場成分については感度が低くなる．このため

2.5 GRACE データとその利用
GRACE では，空間分解能が数 100 km，時間分解能が

196

福田 洋一

1 ヶ月程度で，地球表面での水の厚さ変化（水等量換算，

れ て い な い．か わ り に JPL と GFZ の SDS で は，

EWT：Equivalent Water Thickness）にして mm オー

Level-0 および Level-1 A データを，一般ユーザーでもダーに対応する重力変化（質量移動）が検出可能である．

使 用 で き る 衛 星 の 位 置 や 衛 星 間 の 距 離（Ku-Band

GRACE の初期の成果として，Tapley et al. (2004) が南Ranging）などに変換し，さらに，地球潮汐，海洋潮汐，

米アマゾン流域で陸水の季節変動を重力の変化として捉大気圧など，
その後の補正に必要なデータをすべて含め，えることに成功して以来，GRACE データを利用した研Level-1 B データとして公開している．現在では，JPL，

究は，すでに述べたように，様々な分野で目覚しい成果

UTCSR，GFZ 以外にも，CNES/GRGS（French Nationalを挙げている．GRACE データの利用に関しては，最近Space Center/Research Group for Space Geodesy)，

では，任意の領域での EWT や重力異常などの時系列がAIUB（Astronomical Institute at the University of

簡単に得られる web サービスも出現しており（GRACEBern），HUST（Huazhongplotter，http://www.thegraceplotter.com/），もはや特Technology）などの機関からも Level-2 に相当する重力別な技術は不要になったともいえる．しかしながら，こモデル（Stokes 係数）が公開されているが，これらは，れらのサービスを適切に利用し，得られた結果を正しくLevel-1 B データを用い，それぞれの機関で作成された

理解するためにも，以下に述べる基礎的な事項についてものである．また，JPL では，球関数モデルとは別に，の知識は重要である．

マスコン（mascon：mass concentration）解と呼ばれる

Universityof

Science

グリッドデータも公開しているが（https://grace.jpl.
2.5.1 GRACE データの概要
GRACE に限らず衛星データでは，一般に，Level-0 と呼ばれる衛星での取得データそのものから，処理の過程

nasa. gov/data/get-data/jpl_global_mascons/），こ れ ら
も Level-1 B を用い，異なったアルゴリズムで計算されたものである．

を経て，Level-1，Level-2，Level-3 とユーザーがより利Level-1 B データには，ユーザーが必要とする情報は用しやすい形に加工されたものが公開されている．

すべて含まれているが，一般ユーザーが Level-1 B デー

GRACE の場合，データの取得から，その処理，保管，公タを利用するには，なお，高度の知識や技術が必要であ表などは GRACE SDS（Science Data System）で行われり，実際に Level-1 B を利用しているのは上述の研究機ているが，GRACE SDS は 1 つの組織ではなく，その役

関など，ごくわずかに限られている．このため，JPL，

割 は，米 国 の Jet Propulsion Laboratory（JPL），

UTCSR，GFZ の 3 つの SDS では，Level-1 B データか

University of Texas Center for Space Research

ら約 1 ヶ月毎に Stokes 係数を求め，GRACE の時系列

（UTCSR），お よ び ド イ ツ の GeoForschungsZentrum

データとして公開しており，これが一般に最も広く利用

Potsdam（GFZ）が，それぞれ分担して担っている．こ

されている GRACE データである．

れら 3 機関は，GRACE データのオフィシャルな配布機

GRACE が測定しているのは衛星間の range（距離）関としても機能しており，GRACE データとしてこれらであり，それをもとに 2 衛星を結ぶ方向の range rate（距の機関名を冠したものが配布されている．

離変化速度），range acceleration（距離変化加速度）が得

GRACE の場合，Level-0 に相当するデータは，マイクられる．これらの観測量から重力場を求める場合も，（1）

ロ波（Ku-Band）の 10 Hz サンプリング位相データ，軌式の運動方程式が基本である．詳細は省くが，（1）式左

道決定のための GPS 受信データ，衛星搭載の加速度計

辺の観測量として range acceleration が与えられると，データなどで，軌道のパス毎に地上に転送されたこれら

それは（2）式の（Clm，Slm）と線形の関係にあり，rangeの情報は，ドイツ航空宇宙センター（DLR：Deutsches

acceleration を観測値とした線形最小 2 乗法を解くこと

Zentrum für Luft- und Raumfahrt）の RDC（Raw Data

で Stokes 係数（Clm，Slm）が得られる．このことからもCenter）で Level-0 データとして一時的に保管され，そ判るように，GRACE のデータは，時間分解能は Stokesの 後，JPL と GFZ の GRACE SDS で は，RDC か ら

係数が計算される間隔で，また，空間分解能は係数の次Level-0 のデータを取得し，永久的に保管する．さらに，数・位数で与えられるものであり，衛星が通過した瞬間

Level-0 データのフォーマット変換や時刻タグの付け直の footprint の重力値が得られるわけではない．

し，不良データの編集などを行い，Level-1 A データに変換する．

GRACE のオフィシャルな Level-2 データ（Stokes 係数）は，各データセンターでデータ処理方法や補正処理

Level-0 あるいは Level-1 A データは，一般のユーに使用するデータが異なることから，3 種類存在する．

ザーが利用することは現実的には不可能であり，公開ささらに，各データセンターでは，適宜，データ処理方法

衛星観測による南極氷床質量収支の見直しを行っており，その都度，全データの再処理結果を公開している．これらは，公開の順に，Release（RL）∆􀏃􎜀􂈅􀀬􀎻􀀬 􀁴􎜐􀀽

1，2，……と呼ばれ，現在，RL-5 まで公開されている．

197

􀁡􀏁 􎩡􎩶􎩥 􎩮􀀲􀁬􀀫􀀱􎩬􂈑 􎩬􎨽􎨰􂈑 􎩭􎨽􎨰􀁐 􎩬􎩭􎜀􀁳􀁩􀁮 􂈅􎜐􎜀∆􀁃 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐
􀀳􀀱􀀫􀁫 􎴃􎩬
􀁣􀁯􀁳􎜀􀁭􀎻􎜐􀀫∆􀁓 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐􀁳􀁩􀁮 􎜀􀁭􀎻􎜐􎜐
（4)

GRACE の観測はすでに終了しているが，今後，これまでに得られた知見を生かしたデータの再処理が行われ，により，重力変化の原因を面密度変化Δ （ ， ，t）とし最終的には RL-7 まで公開される見込みである．このよて一意的に計算でき（Wahr et al., 1998），EWT が求まる．

うに複数存在する GRACE の Level-2 データは，通常，

ただし（4）式で，a は地球の平均半径， ave は地球の平均

UTCSR RL-2，GFZ RL-3 などとデータセンター名と密度，kʼl は荷重ラブ数と呼ばれる地球の弾性的性質を表

RL 番号を附して区別される．

した定数で，表面荷重の変化で地球が変形したことによ

最 近 で は，先 に 述 べ た “Grace Plotter” の よ う に，る重力への寄与を表している．

Level-2 データの Stokes 係数を処理し，様々な形に加工

さて，GRACE で得られた Stokes 係数が全ての次数にしたデータも公表されるようになっており，このようなおいて十分な精度を有していれば，地表での質量変動のLevel-2 データを処理・加工したものを，一般に Level-3

計算は，（4）式を用いるだけで十分である．しかしながデータと呼んでいる．また，JPL などが提供しているマら，実際に提供されている GRACE の Stokes 係数をそスコン解は，Level-1 B データから（2）式の球面調和関のまますべて使用し，質量変化を計算すると，図 6 に示数を介さずに，GRACE の観測量と地表に配置した質量

すような意味のない図が得られる．図 6 では縦縞のノイ異常（マスコン）が衛星に及ぼす力学的関係から，逆問ズが目立つが，これはストライピングノイズと呼ばれ，題の解として直接グリッド上の質量変化量を求めたもの

ほぼ極軌道の GRACE の観測では，それに直交する経度

であり，マスコン解は，Level-1 B から計算されるが，こ方向の情報が得られにくいために生じる．このようなノのようなグリッドデータは，質量変化量としてユーザー

イズは，球関数の次数が高くなるほど大きくなることががそのまま利用できるので，Level-3 データとみなされ知られており，ノイズの低減方法としてはローパス空間

る．

フィルターが有効で，処理の簡単なガウスフィルター（Jekeli, 1981）がしばしば用いられる．しかし空間特性

2.5.2 Level 2 データの処理と利用が等方的なガウスフィルターだけでは，ストライピング

GRACE の SDS デ ー タ セ ン タ ー で 公 開 さ れ て い る

ノイズを効率的に軽減させることは難しく，経度方向のLevel-2 データは，約 1 月毎に計算された 60～120 次

データの相関性に着目したフィルター（Swenson and（データセンターによって異なる）までの Stokes 係数でWahr, 2006）や，GRACE の観測誤差に基づく非等方的ある．
（2）式の Stokes 係数は，静的な重力場を含んだ地なフィルター（Kusche, 2007; Kusche et al., 2009）が開発

球重力場そのものを表すため，そこから変動成分を取りされ，このようなフィルターを施した Stokes 係数も公出すためには，変動しない静的な重力場成分を差し引く

開されるようになっている．

必要がある．この場合の変動の基準となる平均的なStokes 係数をどのように決めるかは，解析の目的によっても違ってくるが，使用する全期間の Stokes 係数の平一方，次数 l での地球重力場の信号の強さを表す
􀏃 􎨲􎜀􀁬􎜐􀀽􀀱􎩬􂈑 􎜀􀁃 􎨲􎩬􎩭􀀫􀁓 􎨲􎩬􎩭􎜐􀀲􀁬􀀫􀀱 􎩭􎨽􎨰

（5）

均値を基準として，そこからの偏差を変動成分として用は，Degree Variance と呼ばれ，Kaula の経験則（Kaula,

いることが多い．

1966）として 1/l4 で減衰することが知られている．そこ

具体的には，ある期間の算術平均を av｛・｝で表すことにすると，

きで解を求めることも行われている．さらに CNES/GRGS では，時間軸に対してもスムージングの拘束条件∆􀁃 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐􀀽􀁃 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐􂈒􀁡􀁶􎝀􀁃 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐􎝐∆􀁓 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐􀀽􀁓 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐􂈒􀁡􀁶􎝀􀁓 􎩬􎩭􎜀􀁴􎜐􎝐

で，Stokes 係数の計算に際して，このような拘束条件付（3)を附すことで，1 月より短い時間間隔での解も計算している．このような解では，もともとスムージング処理がで計算される Stokes 係数の平均値からの差を，重力場施されているので，後のフィルタリング処理は不要となの変動成分として用いればよい．

る．ただし，このような拘束条件を附すことで，本来含このようにして，Δ􀁃l，m（t），Δ􀁓l，m（t）を計算し，こまれるべき信号が失われる可能性もあり，拘束条件の無れらの原因となる質量変動が地球表面で生じていると仮い解については必要なら後にフィルター処理を施せば良定すると，いことなので，どちらが望ましいかは議論の分かれると福田 洋一198

図 6：GRACE のストライピングノイズ．

ころである．

られる面密度変化を水等量換算 EWT に変換して与えら

GRACE データの利用にあたってもう 1 つ注意すべきれる．これは，質量変化の大部分の原因が，大気，陸水・ことは，データに施される地球物理学的な諸補正である．

雪氷，海洋などの地球表層流体の変動によると考えられ先に述べたように，GRACE データはレーダー高度計やるためである．しかしながら，実際にはこれ以外に固体

SAR と異なり，ある瞬間の footprint での重力場データ

地球で生じる質量変化も含まれ，その代表が GIA の影が提供されている訳ではなく，通常は 1 ヶ月程度の観測響であり，また，大地震によって生じる質量変化も観測

データを用い，月平均値としての Stokes 係数が提供さされる．図 7 は，GRACE によって得られた 2003 年かれる．このため，GRACE データは，主に陸水や氷床のら 2013 年の間の経年的な重力変化をプロットしたもの

変動，海洋でも 1 月より長い周期の現象の研究に利用さである（松尾，2015）．図 7 の（C）で示されたグリーン

れているが，逆に，1 ヶ月より短い周期の地球潮汐や海ランドや（f）のアラスカ，さらに，（g）や（h）での重力

洋潮汐，大気の運動（気圧変化）や短周期の海洋変動な変化は，明らかに氷床融解や山岳氷河の後退によるもの

どは，それぞれ，潮汐，大気，海洋モデルなどを用いたであるが，（a）や（b）は GIA による質量増加を示してい

補正がなされている．これらの補正が完全に正しければる．南極での変化には，氷床変動と GIA の両方の影響

良いが，補正誤差は見えない形で Stokes 係数に含まれが含まれ，後述するように，GRACE データを利用したる危険性は常に存在する．データセンター毎に Level-2

南極での氷床変動の研究で，GIA の影響を如何に除くかのデータに違いが生じる 1 つの原因は，このような補正が最も大きな問題である．

方法の違いやその誤差によるものである．
この他，例えば南極大陸での氷床変動のようにある領域での変化を求めようとする場合，せいぜい数 10 次程3．南極氷床質量収支の研究

度の Stokes 係数として与えられる GRACE データの空46 人の共著者が名を連ねる Shepherd et al.（2012）は，間分解能が低いため，周辺の海洋変動の影響なども含ま

ESA/NASA のサポートによるグリーンランドおよび南れる可能性がある．これは leakage とよばれ，やはり誤極氷床の質量収支についてのキャンペーン比較研究

差の原因の 1 つで，その低減のため，後にふれる空間的IMBIE（Ice Sheet Mass Balance Intercomparison

な窓フィルターなどが利用される．

Experiment；http://imbie.org/）2012 の結果をまとめた

GRACE で得られる質量変化は，通常，（4）式で与えもので，氷床質量収支に関する最も包括的な研究の 1 つ衛星観測による南極氷床質量収支199

図 7：GRACE による重力の経年変化，松尾功二（2015）より引用．

である．また，Hanna et al.（2013) では，Shepherd et al.

yr＝100 km3/yr である．この変化が氷床面での密度 350（2012) も参照しながら，将来予測までを含めたレビュー

kg/m3 の降雪によるものと仮定すると，質量変化に換算が行われている．氷床質量収支の研究には，衛星高度計

すると 35 Gt/yr に対応する．一方，この変化が密度 900

観測，衛星重力観測，SAR と SMB モデルを用いた質量kg/m3 の氷の高さ変化によると仮定すると，質量変化は収支法の 3 つが主に用いられるが，IMBIE 2012 では，

90 Gt/yr，また，高さの減少がフィルンの圧密による密これらの方法の特性を踏まえた上で，可能な限り条件を度変化によるものとすると質量変化は伴わない．このよ

統 一 し た 相 互 比 較 が 行 わ れ て い る．以 下 で は，主 に

うに，高度変化の原因や体積変化を質量変化に換算する

Shepherd et al. (2012) を参考に，それぞれの方法による

際の密度の違いで，推定値に何倍もの大きな違いが生じ

氷床質量収支推定の特徴について述べ，最近の研究結果

る可能性があり，その影響は，場合によっては後述するの幾つかを紹介する．

東南極での質量変化の推定値の誤差と同程度にもなる．
降雪やフィルンの厚さ分布，氷の密度推定などのため

3.1 衛星高度計観測

様々な試みが行われているものの，実測値が限られた南レーダー高度計，レーザー高度計による氷床高度の計

極の広い領域で，これらの情報を精度よく得ることは容測では，高度変化からまず氷床の体積変化を求め，それ易なことではない．ここで述べたほか，レーダー高度計に適当な密度を掛けることにより質量変化が求められの 利 用 研 究 や そ の 問 題 点 な ど に つ い て は Remy andる．レーダー高度計による氷床高度の測定は，衛星観測

Parouty (2009) に詳しいレビューがある．

としては最も長い歴史を有し，また，適当なデータ処理・補正を施すことで比較的高い測定精度と均質な空間分解

3.2 質量収支法

能でデータを得ることができる（Remy and Frezzotti,

質量収支法での氷床質量収支は，簡単には，降雪（水）2016）．衛星高度計観測による質量収支の見積もりで最として得られる質量増加と，昇華・蒸発，氷河や氷床末も大きな誤差要因は，先にも述べたように体積変化を質端からの流出水（氷）質量として失われる質量減少の差

量変化に換算する際の密度にある．簡単な例について考として求められる．実際には，南極大陸で降雪量や昇えてみよう．東南極の面積はおよそ 10×106 km2 である

華・蒸発量が直接測定されているところは限られており，が，ここで平均的に 10 mm/yr の高度変化が生じたとす

流 出 水 質 量 以 外 に つ い て は RACMO（Regional

ると，それによる体積変化は 10×106 km2 × 10－5 km/

Atmospheric Climate Model；Lenaerts et al., 2012）のよ

200

福田 洋一

うな領域大気数値モデルに基づく SMB モデルを利用すするリージョナル・フィルター（Swenson et al., 2003）をることになる．これらのモデルの検証には，雪尺による施すことで，また，マスコン解については対象領域での実測値（Wang et al., 2015；本山，2017）や，衛星高度計

値を積算することで，その領域での積分値としての質量データも利用される．

変化を直接求めることができる．このため，データの空

一方，流出水質量については，氷河や氷床の縁辺から間分解能や周辺からの信号の leakage の問題はあるにせ流出する氷床の質量の他に，氷床底面から大陸縁辺域をよ，質量変動の原因がすべて氷床の変動にあると仮定す

経て流出する融水も考えられる．しかし，後者は量的なるかぎり，NMB が直接測定できることになる．図 8 に見積もりは困難なため，一般的には前者のみが考慮され2002 年から 2015 年の GRACE データを用いて得られた

る．その場合，流出水質量の見積もりに必要なものは，

質量変動を示すが，この図には西南極，南極半島での大氷床・氷河の流動速度，接地線における氷厚，また，接きな質量減少と東南極・エンダービー・ランドでの質量地線そのものの位置などである．しかしながら，SAR

増加といった大局的な氷床質量変動の様子が良く表れてが利用できるようになるまでは，南極での地上観測だけいる．しかし問題は，図 8 には氷床変動以外に GIA にからこれらの情報を得ることは極めて困難であった．

よる質量変動も含まれていることである．GRACE デー

1990 年代以降，InSAR を利用することで，南極氷床全タから氷床の質量変動を得るためには，GIA モデルを用域での氷床・氷河の流動速度が得られるようになっていいてその影響を取り除く必要があるが，図 9 に示すようる（Rignot et al., 2011）．また，接地線を境として大陸側に，南極大陸では GIA モデル間の差が大きく，数 10と海側では高さの急激の変化が地形縞として表れること

Gt/yr にも達する場合がある．GRACE データそのもの

や，海洋潮汐による上下動は変動縞として検出できるこについては，使用する Level-2 データの違いや，処理方とから，InSAR データを利用して接地線の精密な位置を法では大きな差はなく，GRACE による NMB 見積もり知ることも可能である（Yamanokuchi et al., 2005）．さでの最大の誤差要因は，GIA の不確かさにある．

ら に，南 極 の 地 図 と し て よ く 利 用 さ れ る RAMP

2002 年に打ち上げられた GRACE の現状でのもう 1（RADARSAT Antarctic Mapping Project）画 像 も，つの欠点は，観測期間がまだ 15 年と短いことである．

RADARSAT-1 衛星の C-band SAR 画像をモザイク合GRACE は，当初は 5 年間の計画で開始されたものであ成したもので，SAR 観測の成果である．なお，衛星観測るが，その後，後続ミッションの遅れもあり，期間を大だけから氷厚を知ることは難しいが，現場観測に加え航幅に延長して観測が続けられたが，2017 年についに観測空機によるアイス・レーダー観測などを利用することで，ミッションを終了した．15 年の観測期間は，GRACE の多くの氷河・氷床での氷厚マッピングが行われている運用としては限界であったが，長期間の NMB を議論す（Fretwell et al., 2013）．

るには十分ではなく，今後の後続ミッションに期待が寄

質量収支法の利点は，流域毎の詳細な質量収支が得らせられている．GRACE のデータを利用した研究は膨大れることで，Rignot and Thomas (2002) では，流域毎のな数にのぼるが，GRACE Tellus の Publications のペー

質量収支から東南極，西南極での質量収支が求められ，ジ（https://grace.jpl.nasa.gov/ publications/）から容易

Rignot et al. (2008) では，さらに詳細な見積もりが行わに検索することができる．

れている．このような詳細な質量収支の見積もりは，氷床変動メカニズムを研究する上でたいへん有効である．

3.4 最近の研究結果

一方，質量収支法の欠点として，流入量の見積もりにおShepherd et al. (2012) では，グリーンランドと南極でける SMB モデルの精度の問題や，また，流出量についの NMB について，上記の 3 つの方法の包括的な比較研ても，例えば上記の氷床底面での融解水の流出などは，究が行われ，その主要な結論として，いずれの方法によ

見積もりそのものが極めて困難である．これらは，衛星る NMB も，ぼぼ誤差の範囲で一致しており，特にグリー重力のような積分値の観測と異なり，質量収支法の避け

ンランドおよび西南極で良く一致することが示されていがたい弱点である．

る．そ れ ぞ れ の 領 域 や 異 な る 期 間 で の NMB は
Shepherd et al. (2012) の Table 1 にまとめられている

3.3 衛星重力観測が，最終的な結果として示された 1992 年～2011 年全期

質量変化を重力の変化として観測する GRACE の衛間での南極およびグリーンランドでの氷床質量の減少

星観測では，Stokes 係数として与えられる Level-2 デー

は，それぞれ 1350±1010 Gt，2700±930 Gt であり，南極

タについては，積算する領域からのシグナルだけを分離

全体では，グリーンランドの約 1/2 程度で推定誤差も大衛星観測による南極氷床質量収支201

図 8：GRACE による南極での質量経年変化．変動量は EWT（mm/yr）で示されている．

図 9：GIA モデル間の差．変動量は EWT（mm/yr）で示されている．
（a）Ivins and James（2005）；（b）A et al.（2013）；（c）Whitehouse et al.（2012）

きいものの，氷床が減少しているという結果である．さに か け て の 降 雪 量 が 多 い こ と で（Yamamoto et al.,らに，2005-2010 年は，東南極では 58±31 Gt/yr と増加

2008），特に 2008 年頃から 2011 年頃には異常な降雪増であるが，西南極では－102±18 Gt/yr，南極半島では加が記録された．この影響は，Shepherd et al. (2012) の－36±10 Gt/yr と，いずれもそれ以前の期間に比べて減Fig. 2 に示されているように，RACMO，レーダー高度

少が加速している傾向が示されている．

計，GRACE の何れでも明瞭で，同時期の昭和基地での

東南極での質量増加の一因は，昭和基地を含むドロー
ニング・モード・ランドからエンダービー・ランド地域

超伝導重力観測でも捉えられている（Aoyama et al.,
2016）
．

202

福田 洋一

長期的な氷床変動を考える場合，このような比較的短ザー高度計衛星，ICESat-2 の打ち上げも予定されてい期の気候の揺らぎの影響をどのように評価するかは重要る．衛星重力観測による氷床質量変動の研究では，高精な問題である．Zwally et al. (2015) では，主に衛星高度度な GIA モデルの開発が不可欠であるが，衛星重力と計のデータを用い，高さ変動の原因の一部として長期間衛星高度計データを組み合わせることで，GIA の影響をにわたる氷厚の定常的な増加を考え，東南極では定常的衛星データからある程度見積もることも可能である（例に 147 Gt/yr の質量増加があると見積もっている．これ

えば，Yamamoto et al., 2011）．今後，これらの新しい衛は，西南極および南極半島での質量減少を上回るもので星データが利用できるようになれば，南極の NMB につあり，南極全体としては現在も質量増加の傾向にあるといてもより正確な値が得られるものと期待できる．

いうのが Zwally et al. (2015) の結論である．一方，同様の見積もりについて，Martin-Español et al. (2017) では，
2003-2013 年の東南極での質量増加を異なった方法で推謝辞

定 し，仮 定 の 違 い に よ り 17±10 Gt/yr お よ び 57±20

国立天文台の山本圭香氏，北海道大学の大島慶一郎氏

Gt/yr の 2 つの結果を得ている．これらは，いずれの場には，原稿について有益なコメントをいただいた．また，

合でも Zwally et al. (2015) よりはるかに小さな値で，南

図 8，図 9 は山本氏に準備していただいたものである．

極全体としては質量減少を示す結果である．

ここに記して謝意を表したい．

また，Forsberg et al. (2017) では，質量変動の検出能力が高い GRACE データと空間分解能の高いレーダー
高度計のデータを組み合わせることで，2002-2015 年の間のグリーンランドと南極全体での NMB を見積もり，それぞれ－265±25 Gt/yr，－95±50 Gt/yr と，質量の減少を示す結果を得ている．GIA の不確かさはあるものの GRACE データを用いた研究でほぼ共通した結論は，
少なくとも GRACE の観測期間については，南極全体として氷床質量が減少しているということである．
南極，とくに東南極での NMB については，依然として不確かな点も多く，議論もあるが，最近の研究の多くでは，東南極で若干の増加，西南極での大幅な減少により，南極全体としては質量減少という結果である．何れにしろ，不確定性が大きい東南極での研究が重要なこと

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4．まとめと今後の展望

A New Global Earthʼs Gravity Field Model from Satellite

南極氷床質量収支について，衛星観測による研究手法と最近の結果について紹介した．衛星観測を利用した研究の歴史は，GRACE が 15 年，衛星高度計でも高々 20
数年と，衛星観測の成果はまだ出始めたばかりで，今後その重要性は益々高まるであろう．一方，観測期間の短

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い衛星データを有効に利用するためには，雪尺のようなChen, J. L., C. R. Wilson and B. D. Tapley (2006) Satellite

長期の地上データや RACMO に代表される SMB モデ

Gravity Measurements Confirm Accelerated Melting of

ルとの比較・併用が重要である．
2002 年に打ち上げられた GRACE は，2017 年についに運用を停止したが，幸い，2018 年前半には GRACEFO の打ち上げが決まっており，今後，より長期間の継続観測が期待できる．さらに，2018 年には新たなレーGreenland Ice Sheet. Science, 313, 1958-1960.
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南極氷床変動と氷河性地殻均衡
奥野 淳一1）
気候変動が引き起こす氷床変動とそれに伴う海水量変動は，地球表層における質量分布を変化させ，固体地球を変形させる．これは粘弾性的性質をもつ地球がアイソスタシーを回復しようとする変動であり，多様な時空間スケールの観測より検知されている．海水準変動や地殻変動，および重力場変動といった測地学的，地形・地質学的な観測値は，時間・空間スケールの異なる固体地球の変形が重畳していることから，観測値より氷床変動や地球内部構造を推定するためには，アイソスタシーの原理に基づいた数値モデリングが必要不可欠である．ここでは，氷河性地殻均衡（Glacial Isostatic
Adjustment）の数値モデリングに基づいて氷床変動・地球内部構造を推定した研究について紹介する．

Antarctic ice sheet variation and Glacial Isostatic Adjustment
Junʼichi Okuno1
Ice sheet and sea water act as surface mass loads on the solid Earth. Variations of ice sheet and sea-level in late
Quaternary induce the viscoelastic deformation of the Earth, and these deformations are detected by geodetic andgeographical observations in both polar regions. To estimate the ice sheet change and viscosity structure of the
Earth’s interior based on these observations, we need to apply the numerical modelling described by the Glacial
Isostatic Adjustment (GIA) theory. Here, we review the inferences of ice sheet change and the viscosity of the Earth’s
mantle based on the GIA modelling.
キーワード：アイソスタシー，氷床変動，海水準変動，地球内部粘性構造
Isostasy, Ice sheet change, Sea-level change, Mantle viscosity

1. はじめに地域に発達する氷河（山岳氷河）等も融解しているという報告から（たとえば大村，2010），氷床・氷河の融解が極域に存在する氷床（グリーンランド氷床および南極引き起こす海水量増加による海水準の上昇が危惧されて氷床）は，近年の地球温暖化に伴って，個々の氷床全体いる．このような海水準の上昇に人類社会が適応するたもしくはそれぞれの氷床の地域による違いはあっても，めには，現在の氷床や氷河の変動をモニターすることが総じて融解している（たとえば IPCC1 第 5 次報告書：

必要不可欠であり，そのモニターには，人工衛星による

Vaughan et al., 2013）．さらに，大陸に存在する氷床（大測地学的な観測（重力や氷床高度および地殻変動速度等）

陸氷床）のみならず，アルプスやパタゴニアなどの山岳が大きな役割を果たしている（本巻の福田参照）．しかし，このような変動は必ずしも近年に限った変動ではな

連絡先
奥野 淳一
国立極地研究所 地圏研究グループ〒190-8518 東京都立川市緑町 10-3
Tel. 042-512-0627
e-mail：okuno@nipr.ac.jp⚑) 国立極地研究所 地圏研究グループ
Geoscience Group, National Institute of Polar Research,
Tachikawa, Japanく，過去に遡ると，北半球高緯度域や南極には現在よりも巨大な大陸氷床が存在し，数千年から数十万年にわたって大きく変動したと考えられている．この氷床変動の直接的な証拠は，過去に氷床が拡大した地域に氷床の縁を示すような特徴ある地形が残されている以外には，

1Intergovernmental Panel on Climate Change：気候変動に関する国際間パネル

206

奥野 淳一

過去の氷床の厚さそのものを示すような証拠は極めて少ない（本巻の三浦参照）．一方で，具体的な氷床の形状だけではなく，氷床の総量変化としてとらえられる海水量変化については，氷床から離れた地域の地形・地質学的な調査に基づく海水準変動の観測より，その変化を紐解くことができる（たとえば横山，2002）．このように数千
年を超える時間スケールにおよぶ過去から現在の氷床変動を見積もるためには，測地学・地形学・地質学といった固体地球科学に関連した観測が重要となる．しかしながら，後述するようにこれらの観測値にはいくつかの素過程が重なっていることにより，氷床モデリング（本巻の齋藤・グレーべ参照）をはじめとする，さまざまな物
理過程を再現する数値モデリング研究も必要不可欠となる．特に世界各地で観測される海水準変動には，氷床・氷河の変動による海水量の変化のみならず，氷床や海水の分布変化が固体地球にとっての『荷重変化』として作用することによる地球の変形や，海水温の変化による海水の熱膨張といった成分も含まれる（Vaughan et al.,2013：図 5）．これらの分離を観測値のみから行うことは困難であり，数値モデリングを用いて各プロセスを定量化することによって，観測値の正しい理解が可能となる．
特に，現在や過去の氷床変動が引き起こす固体地球の変図 1：最終氷期最盛期（LGM）以降融解した氷床の厚さ分布．

動成分を，より正確に再現できる数値モデルを構築することができれば，過去の氷床変動のみならず，海面上昇の将来予測へも貢献できる．本論では，この中の『固体地球』に関わる部分について，その現象と現在へ至る研究の流れ，および今後解決すべき課題について述べたいと思う．

2. Glacial Isostatic Adjustment の概要
この章では，気候の変化に伴う氷床変動が固体地球へ与える影響について，地球内部の変動も含めた現象の概要について，いくつかの専門的な用語を用いながら説明する．
第四紀更新世後期の約 2 万年前に相当する最終氷期最盛期（Last Glacial Maximum: LGM）以降の時代は，しばしば後氷期と呼ばれている．完新世（約 1 万年前以降）などと同義に用いることもあり，LGM におおよそ最大

図 2：過去約 3 万年間の氷床量に相当する海水量変動曲線（Lambeck et al., 2014 を改編）．

に発達したローレンタイド氷床，スカンジナビア氷床，
バレンツ氷床などの北半球氷床，および南極氷床などのが完了した（たとえば Lambeck et al., 2002）．この 130

両極域の氷床が融解した時代である．LGM 以降に融解

m という値は，全球的な氷床量変動を汎世界的な海水準した氷床の厚さ分布を図 1 に示す．この氷床融解は，全変動に換算した量である（氷床量相当海水準変動とも呼球的に海水準を約 130 m 上昇させ（Lambeck et al., 2002,

ばれる）．図 2 に示すように，約 1 万 9 千年前以降の約 1

2014：図 2），概ね完新世中期（約 7 千年前）までに融解

万年間にわたって氷床融解が起こっているが（海水準は南極氷床変動と GIA

207

図 3：スカンジナビア半島域での GNSS 観測より得られている現在の地殻変動速度分布（Lidberg
et al., 2010 の数値データに基づく）．

上昇），その時間変化は一様ではなかったことがわかる．

トグレイシャルリバウンド（post glacial rebound：後氷

たとえば約 1 万 4 千年前には，特に急激な氷床融解イベ

期地殻隆起）と呼ばれている．さらに，この変動はすで

2

ント（Meltwater pulse 1a: MWP-1a ）が起こったこと（図に氷床が消失している地域（ハドソン湾やボスニア湾地

2 の赤シェード）が，低緯度地域の珊瑚コアなどの解析域など）でも継続しており，これは，地球を構成する物

より確認されている（たとえば Deschamps et al., 2012）．

質が粘弾性的性質を持っているためであると考えられてこの海面上昇は，主に北米のハドソン湾やスカンジナビ

いる．一般的に物体に外力を与えた場合，変形や流動がア半島に存在した厚さ 3000 m を超える氷床の消失によ生じるが，変形のしやすさを弾性，流れやすさを粘性とる（図 1）．LGM に発達した大陸氷床や現在も存在する

いい，この弾性と粘性が共存しているような性質のこと

南極氷床やグリーンランド氷床は，固体地球側の視点かを粘弾性と呼んでいる．スカンジナビア半島におけるポらは，表面を押す荷重（重し）ととらえることができ，

ストグレイシャルリバウンドは，広域的 GNSS 観測（GPS厚さ 3000 m の氷床の消失によって，地殻を約 1000 m 隆

観測）により明確に検出されており（Milne et al., 2001;

3

起させる ．このような現象は，地球表層および内部のLidberg et al., 2010），特にスカンジナビア氷床の中心で

質量再分配によって，アイソスタシー（平衡状態）を回あったボスニア湾沿岸域では，約 10 mm/年を超える隆復しようとする変動であり，グレイシャルアイソスタ

起速度が観測されている（図 3）．

シー（glacial isostasy：氷河性地殻均衡），もしくはポス

一方，日本列島のような LGM の氷床域から離れた地
域では，水の荷重変化として，約 130 m 程度の海面上昇

40-60 mm/年にもおよぶ海面上昇が約 500 年の間に生じたとい
われている．
3
氷と地殻は密度がおよそ 3 倍違うので，アイソスタシーの原理に基づくと，3000 m の氷は地殻を 1000 m 沈降させる．
2に相当する海水が増加した．この荷重変化によっても地殻は敏感に応答し隆起・沈降する．このような海水の荷重変化が引き起こすアイソスタシーによる地殻変動を，

208

奥野 淳一

ハイドロアイソスタシー（hydro isostasy：海水性地殻均からの相対的な高さとして表し，各年代の海水準をつな衡）と呼ぶ．ハイドロアイソスタシーは，グレイシャルぐ曲線を相対的海水準変動曲線と呼ぶ．図 4(d)に各地

アイソスタシーと比較するとその変動量は小さいが，完域で得られている相対的海水準変動曲線の典型例を挙げ

新世中期（約 7 千年前）以降の海水準変動の地形･地質学

る．図 4(d)が示す相対的海水準変動曲線の地域性は，的観測結果より，概ね約 7 千年間で約 2-4 m の地殻変動

GIA による地殻変動が各地域で大きく異なることを反量が確認されている（たとえば Okuno et al., 2014）．さ映している．かつての大陸氷床に近い場所（このようならに，地球表層および内部の質量再分配は，地球の慣性

地域を near-field と呼ぶ）では，海水の増加が引き起こ

モーメントを変化させ，地球回転（自転）にも影響を及す海面上昇より氷床の消失による地殻の隆起が卓越するぼす．地球回転変動に関係する観測値は，地球の形状にため，地形・地質学的に観測される海水準変動は，海水関係する重力ポテンシャルの 2 次の展開係数（ 􎨲）の時

量が増加しているにもかかわらず現海面にむけて下がる

間変化や極移動が挙げられるが，これらの観測値にもさような曲線を描く（図 4d の地点 A）．一方で，大陸氷床

まざまな時間スケールの氷床変動（後氷期以降や近年のから離れた地域（このような地域を far-field と呼ぶ）で温暖化で引き起こされる氷床融解）と海水量変動に伴うは，グレイシャルアイソスタシーの影響は極めて小さく，

アイソスタティックな固体地球の変形が影響している

さらにハイドロアイソスタシーの影響も海面上昇よりは（Nakada et al., 2015; Adhikari and Ivins, 2016）．このよ

小さいために，観測される海水準変動は現在にむけて上うな氷と水といった地球表層における質量再分配が引き昇するような曲線を示す（図 4d の地点 C）．しかし，日起 こ す ア イ ソ ス タ シ ー 現 象 を 総 じ て，Glacio-hydro本のような地域では（図 4d の地点 D），大陸氷床の融解

Isostatic Adjustment（GIA：氷河-海水性地殻均衡調整）

完了以降のハイドロアイソスタシーより，2-4 m 程度のと呼ぶ．

隆起が観測される地域もあり，約 7 千年前以降の海水準

直近の氷期の最盛期である LGM は，約 2 万 1 千年前

変動曲線は多様な地域性を示す（たとえば，Okuno et al.,を 中 心 と し た 年 代 値 を と る（Yokoyama et al., 2000;2014）．このように世界各地で観測されている相対的海

Hanebuth et al., 2010）．この時期には，北半球や南極に水準変動は，かつて大陸氷床があった場所からの距離に

現在と比較してもかなり巨大な氷床が存在し，約 7 千年

応じた GIA や，全球的な海水量変動などにより，さまざ前にほぼ現状の氷床分布まで融解し（図 1），同時に全球まな曲線となることが知られている（Lambeck et al.,

的に海水準を上昇させた（図 2）．このような背景を元

2002）
．

に，図 4 に LGM から現在に至る氷-水の質量再分配がGIA という言葉は，日本語では『氷河性地殻均衡』と引き起こすアイソスタシー現象についての概略を示す．

翻訳されることが多く4，その用語は 1970 年代後半より

図 4(a)は LGM 期の状態を示し，氷床が発達した地域で使用され（Peltier and Andrew, 1976），2000 年代にはほは巨大な氷床より地殻が押さえられ沈降し，氷床の縁のぼ統一して使用されている（Ivins and James, 2005 な部分では，押し出されたマントルの流れにより隆起する

ど）．この GIA を取り扱った研究は，地球内部粘性構造（このような領域をバルジと呼ぶ）．このような状態からを推定するという観点から展開されてきた．地球内部粘大陸氷床が大規模に崩壊する後氷期になると（図 4b），性構造は，プレートテクトニクスの代表的な原動力であ

それまで氷床に押されていた地殻（固体地球）に対するるマントル対流の重要なパラメータである．従って，粘圧力が解放される．すると，図 4(a)とは逆のマントル物性構造推定研究は，プレートテクトニクス理論が確立し質の流れが起こり，氷床に覆われていた地域の地殻は隆始めた時代と時を同じくして発展してきたという背景が起を始める．これは過去の氷床変動だけではなく，近年ある．一方で，GIA 研究は，地球内部ダイナミクスのみの地球温暖化による南極やグリーンランド氷床の融解にならず，その力源である『表面荷重の変化』としての氷

よっても，固体地球の視点から見ると，荷重が解放され床変動も重要な入力値となることから，第四紀の気候変ることを意味することから，同様な地殻変動が引き起こ動と関連した氷床変動や海水準変動も重要な研究対象とされる．一方で，海洋域では海水量の変化として荷重がなる．近年では，地球温暖化に伴う氷床変動や海面上昇

変化し，このような荷重変化にも固体地球は敏感に応じといった社会的関心の高い問題へも大きく関わるようにて，隆起・沈降を引き起こす（図 4c）．このことから，なってきた（たとえば Nakada et al., 2013）．これは，

LGM の氷床域から離れた地域の GIA も，氷床からの距離に応じて複雑に変化する．このような GIA は，地形・地質学的調査より過去の海水準として観測され，現海面

4た と え ば 気 象 庁 の web site（http: //www. data. jma. go. jp/
kaiyou/db/tide/knowledge/sl_trend/GIA.html）など．

南極氷床変動と GIA

209

図 4：GIA のメカニズムと各領域における典型的な相対的海水準変動曲線の模式図．
（a，b，c）は，それぞれ LGM，後氷期，および現在における near-field，far-field の典型的な GIA の特徴について，マントルの比較的浅い部分までの断面として示す．（d）は，氷床からの距離に応じた各地域（c 中の A，B，C，D の各地点）における地形・地質学的に観測される
相対的海水準変動曲線を示す．横軸は時間で，0 が現在を示す．縦軸の 0 m が現在の海水準を示し，相対的海水準とは，現在の海水準に対する過去の海水準高度を指す．各年代の海水準は，過去の海岸線を示す地形的特徴が観測される高度や海で形成された地層（海成層）の上限高度といった情報とそれぞれの年代値（地層中の貝化石や岩石の年代など）で求められる．

2000 年代初めに打ち上げられた GRACE 衛星によって，動 の み な ら ず，地 球 内 部 の 変 動 も 反 映 し て い る．

地球表層の質量の移動やその時間変化を，重力変化といGRACE が描き出す重力場変動に基づいて地球表層の質

う固体地球科学的なシグナルを通して全球的に観測可能

量移動をより精度よく求めるためには，固体地球変形のとなったことが大きい（詳しくは本巻の福田参照）．

寄与を詳細に評価することが必要不可欠であり，その点

GRACE 衛星の広域的な重力観測により，地球表層におで GIA 研究が果たす役割は大きい．さらに GIA 研究

けるさまざまなスケールの質量変動をモニターできるよは，気候的要因により変化する氷床の形状を再現する氷うになった．そして，近年の南極氷床の質量変動を描像

床力学モデリング（本巻の齋藤・グレーべ参照）との連し た 成 果 は（た と え ば Velicogna and Wahr, 2006），

携や，氷床と固体地球のそれぞれのモデルを結合させた

IPCC の第 5 次報告書にも取り上げられている．しかし

数値モデルの開発も進められ，雪氷学分野など多分野のながら，重力の変動は，結果的に地球内部から地球表層研究者との協働も進められている（たとえば Abe-Ouchi

までの質量変化の積分値であることから，地球表層の変et al, 2013）．

奥野 淳一210

図 5：海水準変動を引き起こす要因．

3. 氷床変動・海水準変動・地球内部粘性構造とGIA

弾性的性質は，後氷期の海水準変動の解析より見積もられている．後氷期の氷床融解より生じた GIA は，世界各地において多様な相対的海水準変動として，地形・地

この章では，GIA と深く関わる氷床変動・海水準変動・質学的に観測されている（図 4d）．LGM における氷床

地球内部粘性構造のそれぞれについて，これまでの研究

地域は氷床荷重の消失より現在も隆起を続けている一方

例を紹介しつつ，研究背景やそれぞれの現象がどのようで，増加した海水は海洋域で新しく荷重として作用し，に影響しているかなどについて説明する．

海洋底を押し下げている（図 4c）．このため，地球の内部では，低緯度から高緯度側へのマントル物質の流れが3.1 GIA が氷床変動・海水準変動に与える影響

生じる．氷と海水の質量再分配が引き起こす GIA は，

過去約 100 万年間の地球表層では，数万～数十万年周LGM に存在した氷床の位置からの距離に応じて多様に期で氷期と間氷期を繰り返す氷期-間氷期サイクルが生変化するために，観測される相対的海水準も地域・時間

じていた．この氷期-間氷期サイクルは，地球軌道の変によって異なり（図 4d），それぞれ異なる意味を持つ．

化，自転軸の傾きの変化や歳差運動によって生じる日射

このような相対的海水準変動曲線の特徴に基づき，氷床

量変動が主たる要因である．大きな特徴は，比較的長い

変動や地球内部粘性構造が推定されている．

氷床成長期間（数万年）と，その約 10 倍の速度で進む氷観測される海水準変動は，氷床の融解に伴う海水量の床融解期間（約 1 万年）といった非対称性である．この増減や，近年の温暖化に関しては海水温（もしくは塩分）

急速で大規模な氷期終焉を招く原因の一つに，固体地球の変動による海水の膨張，そして海水の器としての固体の性質が関与している．ひとたび氷床が後退し始める

地球の変形が主な構成要素である（図 5）．この中で，海と，氷床により深く沈降した固体地球は，その粘弾性的水の膨張や海水量の増減（氷床量の変動）は，主として性質のため，
即時に応答せず時間遅れをもって応答する．

気候変動によるものであり，氷から水への変化や，水そ

このため，たとえば 3000 m の氷床が消失して 1000 m 地のものの変化であるのに対し，GIA やプレート運動が引

殻が隆起すべきところが低下した地表面はなかなか復活

き起こす地殻変動による固体地球の変形は，海水の器のせず，地表面温度が比較的高い状態が続くことにより，形状が変化することに相当する．このように海水準変動

氷床融解をさらに加速させる．これが非対称な変動の原という現象は，気候や固体地球の変動も含めて理解する因であると考えられている．このように，氷期-間氷期

ことで初めて，その変動メカニズムを明らかにすること

サイクルの非対称性には，固体地球が重要な役割を果たができる．

しており，これは近年の氷床モデリング研究よって明確に示されている（Abe-Ouchi et al., 2013）．
氷期-間氷期サイクルに大きく関与する固体地球の粘3.2 粘弾性地球の変形問題としての GIA 研究
GIA による固体地球の変形は，数千年を超える時間ス

南極氷床変動と GIA

211

ケールにおいて地形・地質学的な証拠として残されていなどの地球表層における荷重の再分配により，まずは弾る（たとえば Walcott, 1972）．一方で，図 3 に示すよう性的，そして時間経過とともに粘性的に変形し，変形後な現在の地殻隆起は，北米のハドソン湾を中心とした地の地球内部密度分布は変形前と異なってくる．地球内部域でも，最大で 15 mm/年を超える隆起速度として観測の密度分布が変化すると，海水面の形状も変化する．こされており（Sella et al., 2007），ハドソン湾やスカンジナの変化を決めるために，次のような数値計算を行う．ま

ビア半島のボスニア湾に存在した巨大な大陸氷床が消失ず，地球を深度方向に多層に分け，各層の弾性定数，密して以降，現在にわたってもこの隆起が継続している．

度，粘性率をパラメータとして設定する．弾性定数と密このような地球の粘弾性的な性質を示す GIA 現象を，

度は地震学的に独立に決められているので，粘性率が主

粘弾性地球の変形問題としてとらえ数値モデル化するこ

要な変数となる．このような粘弾性的な性質をもたせたとで，地球内部の粘弾性構造を推定することが可能とな球殻の地球を考え，その地球に単位荷重を与えた時の全る．この手法は，地球内部の粘性構造を直接推定する数

球的な地球の応答を計算し，ポテンシャル面を決定する

少ない方法の一つとなっている．地球内部の粘性率を推ことにより，任意の時間に対する海面を求める．数学的定する方法は限られており，地球を構成すると考えられには，単位荷重による海面の変化が決定すれば，氷床のる物質の高温高圧実験による推定や，人工衛星等で観測盛衰による任意の荷重分布と任意の時代における海面のされるジオイドより地球内部の相対的な粘性構造を推定

高さを決定することが可能である．

する方法（Hager et al., 1985）と，地球の粘弾性緩和によ以下では，氷床融解に伴う海水準変動を記述する方程る地殻変動を基にした推定とおおよそ 3 つの方法しかな

式を Farrell and Clark (1976) による定式化に基づいて説

い．特に地殻変動に基づいた粘性構造の推定には，ここ明する．

で紹介している GIA 現象のみならず，大地震後に起こ

単位質量の点力源を地球の表面に作用させた時の海水る余効変動の一つである粘性緩和現象なども挙げられる

準変動は，粘弾性 Maxwell 物体5 を仮定した球殻地球モが，後者の地殻変動を用いると，現象そのものの空間ス

デ ル を 適 用 し て 求 め ら れ る 荷 重 ラ ブ 数（Load Love

ケールが GIA 現象より小さいことから，得られる地球

number:

内部構造の情報は，
比較的深度の浅い部分に限定される．
一方で GIA 現象より推定できる粘性構造は，より深部,）を用いると，􎜀 􀀬 􎜐􀀽􂈑 􎜠 􎜀 􎜐􀀫

􎸞

􎨽􎨰

􎜀 􎜐􂈒

􎜀 􎜐􎜰

􎜀􀁣􀁯􀁳 􎜐

(1)の上部マントルから下部マントルの粘性構造の推定に有であたえられる． は地球の半径，効である．GIA に伴う地殻変動を示す地形・地質学的は荷重をおいた点と海水準変動を計算する点の角度であ

データは，near-field では，隆起する海岸線が時間経過とり，ともに，より標高の高い位置に移動する変化を追うこと

数はそれぞれ， は点荷重変化によるポテンシャル変化

で，そのデータが蓄積された．一方で，far-field では，堆を，積物の解析や珊瑚コアの解析より，海水量の増加を反映

つぎに，今回の問題設定において力源となる地球表層荷した海面上昇の証拠を記載することで，そのデータが得

重について定義する．任意の時間（ ），位置（ 􀀬 ）におられている．そして，このような後氷期海水準変動の観ける荷重（ 􎜀 􀀬 􀀬 􎜐）は,氷床の高さ変化（ 􎜀 􀀬 􀀬 􎜐）と海測値に基づいた GIA モデリングによる地球内部粘性構面の高さ変化（ 􎜀 􀀬 􀀬 􎜐）を用いて，造や氷床融解史の推定研究は，1980 年代後半から精力的

は次のルジャンドル多項式である．荷重ラブは点荷重変化による固体地球表面の変化を示す．

􎜀 􀀬 􀀬 􎜐􀀽に 行 わ れ て き た（Nakada and Lambeck, 1988;

は地球の質量，􎜀 􀀬 􀀬 􎜐􀀫􎜀 􀀬 􀀬 􎜐(2)

Tushingham and Peltier, 1991）．以下では，まず粘弾性であたえられる． は緯度， は経度， は氷の密度，

地球における GIA を考慮した海水準変動の理論的背景

は水の密度である．(1)式と(2)式を用いて，表面荷重とを説明し，地球内部粘性構造と氷床融解史の推定につい

固体地球の変形を考慮した海水準変動を記述する方程式てのこれまでの研究例を紹介する．

は，3.3 GIA の数値モデリング􎜀 􀀬 􀀬 􎜐􀀽 􎜀 􀀬 􀀬 􎜐

この節では，GIA による海水準変動を数学的に記述す

􎜡

􎨲
􎸒􎸞

􀎩

􎜀 􎴃􀀬 􎴃􀀬 􎴃􎜐􎜀 􀀬 􂈒 􎴃􎜐 􀎩 􎴃 􂀲􂈒 􎜀 􎜐􎜱(3)

る方法の概略を述べる．海水面は，物理的に等ポテン
シャル面の一つであり，ポテンシャル面は地球内部の密度分布によって決定される．氷床の融解や海水量の増加

5外力に対して応答の速いばねと，応答の遅いダッシュポットを直列に並べたものとして表される．

奥野 淳一212と表される． 􎜀 􀀬 􀀬 􎜐 は，海洋関数と呼ばれるもので，ング研究が行われているが，現在でも，3 次元の構造を海洋で 1，陸域で 0 の値をとり，時間とともに値は変化持つ地球（水平方向の不均質）や，荷重変化の詳細な記する．

述（たとえば棚氷等）といった数値計算手法の高度化もは地球表面の面積要素を示し，式(3)は地球表面全体での積分を行っている． 􎜀 􎜐 は，氷床の消長と海並行して進められている．

水量の増減に対する質量保存より求められ，以下の式で3.4 地球内部粘性構造

表される．
􎜀 􎜐􀀽􂈒

􎜀 􎜐
􂈒
􎜀 􎜐

􎟁

􎨲
􎸒􎸞

􎜀 􀀬

􀀬 􎜐

地球内部のダイナミクスを理解するためには，地球を􎟑􎜀 􀀬 􂈒 􎜐(4)

構成する物質の変形と流動のメカニズム（レオロジー）を研究することが非常に大切である．地球内部の流動特右辺第 2 項の 􎟀 􎟐 は海洋領域ににおける平均値を意味

性や粘性率を推定するためには，地殻変動の直接観測と

する．

􎜀 􎜐

しての GNSS 観測や海水準変動の地形・地質学的データ

は，時間 までに融けた氷の質量であり，(4)式の右辺のが必要であるが，重力，地球自転速度や極移動，低次の第 一 項 は，平 均 的 な 海 水 準 変 動（Eustatic sea-level

重力ポテンシャル（たとえばchange: ESL）と呼ばれている．最終的に，(3)式，(4)式

測値となる．特に南極やグリーンランドにおける測地学が，ある粘弾性構造をもった地球に対する任意の時間に的な観測は，近年の変動成分も含まれてくることから，おける海水準を記述する方程式となる．地球内部粘弾性

最近の地球温暖化に伴う南極氷床やグリーンランド氷床

構造は(1)式の荷重ラブ数を求める際の入力値であり，の融解と固体地球の変形を分離して評価することも非常

氷床融解史は(2)式において入力値としてあたえることに重要となってくる．これは，観測される重力や地殻変になる．ジオイド，重力異常，鉛直・水平方向の地殻変

動の時間変化には，LGM 以降の GIA（主に粘性流動）の動についても，(1)式の荷重ラブ数の組み合わせを変え成分と現在の氷床変動による GIA の成分（主に弾性変ることで同様に計算することが可能である（たとえば形）が 重 畳 しているためである．観測値からのこれら

Okuno and Nakada, 2001）．さらにこれらの式に加えて，の成分の分離は大変困難であるが，GIA モデリングやさ

地球の自転速度や回転軸の変動による効果も評価するこ

まざまな観測値を複合して解析することで，南極やグとが近年では一般的である（Milne and Mitrovica, 1998）．

リーンランド氷床，およびその他のローカルな氷床・氷地球回転変動による海水準変動への寄与は，潮汐ラブ数

河の近年のマスバランスを推定した研究も行われている（Tidal Love number:（たとえば Nakada et al., 2013）．図 6 に，GIA 研究より

􎜀 􎜐 は，時間に依存した海洋面積を示す．

,）を用いて，􀀱􎜀 􀀬 􎜐􀀽 􎜠 􎜀 􎜐􀀫 􎨲 􎜀 􎜐􂈒 􎨲 􎜀 􎜐􎜰􎨲􎜀􀁣􀁯􀁳 􎜐

(5)）の時間変化も重要な観􎨲

ちょうじょう

求められた平均的な粘性構造をまとめる．以下では，海水準変動や重力観測等と GIA モデリング研究より推定と表現でき，表面荷重変化にともなう遠心力ポテンシャ

されている地球内部の粘性構造に関して簡単にレビュー

ル変化を

する．

􎜀 􀀬 􀀬 􎜐 と定義すると，地球回転変動の海水準変動への影響は，以下の式より求められる．
􎜀 􀀬 􀀬 􎜐􀀽 􎜀 􀀬 􀀬 􎜐

􎜡

􎨲
􎸒􎸞

􎜀 􀀬 􀀬 􎜐􎜀 􀀬 􂈒 􎜐

􂈒 􎜀􎜐

􎜱

(6)

3.4.1 リソスフェア～上部マントル
一般的に固体地球最上部は，リソスフェアと呼ばれる
弾性的にふるまう層が存在し，リソスフェア下より深度(3)式は， についての積分方程式となっている．これ

約 670 km の深さまでを上部マントルと呼んでいる．リ􎜀 􎜐􎜀 􎜐 と仮ソスフェアは概ね 30-80 km の厚さを持つとされるが，定する．これは，海水荷重が ESL であることを示し，空

その厚さの地域差は大きい．一般的にこのリソスフェア

間的には一様で，時間的には変化する海水荷重となる．

の下部（深度 70-200 km）には，地震波の低速度層の存

そこで得られたを再び(2)式の海水荷重として入力

在が確認されている．この部分はアセノスフェアと呼ばし，(3)式を解き，これを収束するまで繰り返す．この反れ，比較的軟らかい層であると予想されているが，実際復の回数は，概ね 3-5 回ほどで収束することがわかっての粘性率を評価するには，比較的浅部の粘性率が影響すいる．この反復における 2 回目以降の海水荷重は，空間る波長の短い変形を解析する必要がある．アメリカ，ユ

的に不均一な海水荷重となり，物理的には，GIA による

タ州のボンビル湖（Lake Bonneville）の干上がりによる地殻変動によって海水荷重が再分配されることを意味す

地殻変動（Bills et al., 2007）や，西九州の海水準変動の研る．一般的にこのような定式化に基づいて GIA モデリ

究（Nakada et al., 1998）によると，深さ約 200 km までを解くにはまず，最初の海水荷重を 􎜀 􎜐􀀽􂈒南極氷床変動と GIA

213

それはおおよそ大陸や大陸縁辺部，海洋といった背景の違いによる（図 6）．物性科学的には，深さ 400-670 km
付近にマントル遷移層と呼ばれるより高粘性層の存在が示唆されているが，GIA による海水準変動の解析では，
上部マントル中に高粘性層の存在を積極的に支持する結果は得られておらず，Okuno and Nakada (2001) による
北西ヨーロッパの海水準変動についての詳細な解析からも，リソスフェアの厚さ 60-100 km，上部マントルの粘性率が（3-10)×1020 Pa s という粘性構造モデルが観測値を説明可能なモデルとなっている．また，このような結論は，スカンジナビア半島における GNSS 観測に基づいた粘性構造の推定（Milne et al., 2001）とも整合的である．さらに，スバールバル諸島のニーオルセンにおける総合的な測地観測（絶対重力，GNSS，VLBI，検潮儀等）に基づいた GIA の検出と，近年（過去 400 年程度）のロー
図 6：GIA 研究より提案されているマントルの粘性構造の震度分布．グレーの部分は，弾性的にふるまうリソスフェアの領域を示す．海洋，大陸縁辺部，大陸によってその推定値が異なることを示す．

カルな氷床変動推定研究（Sato et al., 2006）では，上記のような上部マントルの粘性構造を適用すれば観測値を無理なく説明でき，より最適な上部マントルの粘性率は（35)×1020 Pa s 程度であると結論づけられている．
このように，後氷期の海水準変動のデータと重力等の19-20の粘性率は 10

6

Pa s 程度で，その下層の上部マント

精密な測地観測は，地球内部粘性構造の推定に貢献してルとの粘性コントラストは，10 倍もしくはそれ以下程度

いる．現在では人工衛星による時間変化も含めた重力場となる．前述のように，地震波の低速度層であるアセノが求められるようになり，GNSS などを含めたデータのスフェアが低粘性層であるという考えがあるが，実際の蓄積と統合的な解析を進めることで，今後より詳細な粘GIA 研究による推定では，顕著な低粘性層は検出されな性 構 造 が 明 ら か に な る と 考 え ら れ る．Velicogna andい．もしリソスフェア直下に顕著な低粘性層が存在する

Wahr (2002) では，重力場変動データの蓄積より将来的とすれば，ごく限られた地域（火成活動が激しいプルーに 30-40％の精度で粘性構造を決定することができるとムの上昇域や海嶺）のみなのかもしれない．リソスフェ

主張し，van der Wal et al. (2004) などは，より静的な重ア下の深さ約 200 km までの粘性率の推定には，大地震

力場観測衛星である GOCE ミッション（本巻の福田参後の地殻変動の緩和現象も有効であるが，アセノスフェ

照）のデータも含めることで，アセノスフェアが低粘性

アの粘性率として，上部マントルより 1 桁ほど低い値であるかどうかを検知できると予見している．しかしな

19（10 Pa s）が得られており（たとえば Muto et al., 2013），

がら，衛星重力観測は粘性構造の推定に有利なデータでGIA 研究の結果とも整合的である．

あることはまちがいないが，Velicogna and Wahr (2002)

アセノスフェア下より深度 670 km までの上部マントでも指摘されているように，GIA モデリングのもう一つ

ルの粘性率の推定には，中・小規模の氷床（スカンジナの入力値である，過去の氷床融解史モデルの不確定性がビア氷床やイギリス・スコットランド氷床）の GIA によ

大きな問題となる．実際に，LGM の氷床域や南極域なる海水準変動（Lambeck et al., 1996; Okuno and Nakada,どの near-field における重力場変動は，粘性構造のみな

2001）や，オーストラリアの海水準変動の観測値（Nakada

らず，LGM 以降の氷床融解史にも強く依存するため

and Lambeck, 1989）が有効である．それらの結果によ（Yamamoto et al., 2011；本巻の福田参照），GRACE 等の

20

ると，上部マントルの平均的な粘性率は（2-5)×10 Pa

衛星重力データのみを粘性構造の制約に用いることは，

s で，一桁以下程度の地域性の存在が示唆されており，

現時点では難しい．

6

Pa s（パスカル・秒）は，粘性率の単位であり，SI 単位系（N・s/m2）による表記である．また，CGS 単位系（記号は P：ポア
ズ，dyn・s/cm2）で示す場合もある．

3.4.2 下部マントル
670 km 以深の下部マントルの粘性率を評価するには，
ローレンタイド氷床域の変動や（Okuno and Nakada,奥野 淳一214

2001），オ ー ス ト ラ リ ア の 海 水 準 変 動（Nakada and3.5 氷床融解史モデル

Lambeck, 1989）が有効である．オーストラリアの海水

GIA 研究にとって，氷床融解史モデルは重要な入力値

準変動はハイドロアイソスタシーの影響が大きく，海水であり，near-field や far-field のデータにより，各氷床の荷重が作用しない大陸部が広く存在するため空間波長が形状の変化と全球的な海水量変動について，それぞれを大きい変形が卓越し，下部マントルまでの粘性緩和が影分けて議論する研究が展開されている．全球的な氷床量響する．一方，ローレンタイド氷床もその変動の空間的変動（海水量変動）は，far-field の海水準変動の解析が有な規模が大きいことから，その GIA による変形は下部効である．特に，LGM から約 7 千年前（北半球氷床がマントルまで影響を及ぼす．このローレンタイド氷床がほぼ融解終了した時期）までの far-field の海水準変動に存在した北アメリカ地域での海水準変動は，グレイシャ

ついては，主に地球全体での氷床融解の時間変化（全球ルアイソスタシーの数値モデリングが確立して以降の的な氷床量もしくは海水量変動）に依存し，地球内部の1980 年代より精力的に研究が行われてきた（Wu and

粘性構造には比較的鈍感であることから，海水量変動のPeltier, 1982; Mitrovica and Peltier, 1989）．さらに，ハド制 約 に 用 い ら れ て い る（た と え ば Deschamps et al.,

ソン湾を中心とする領域では，負の重力異常で特徴づけ

2012）．これに対し，ローレンタイドやスカンジナビア

られる重力場が観測されており，これは，後氷期のロー氷床域である北アメリカやヨーロッパ，また南極沿岸地

レンタイド氷床の消失による固体地球の変形が，未だア域（near-field）の海水準変動は，ローカルな氷床融解にイソスタシーの状態まで回復していないことに起因してよるグレイシャルアイソスタシーに強く依存するため，いると解釈されている（Walcott, 1972）．しかし，一般的

それぞれの地域のローカルな氷床融解を推定する研究がに古い大陸ではフリーエアー重力異常は負で，上部マン

広く行われている（Peltier, 2004; Lambeck et al., 2017）．

トルの地震波速度が速いことが知られており，この負の北半球の主な氷床は，ローレンタイド氷床，グリーン

重力異常をマントル対流の下降流による結果であるとすランド氷床，スカンジナビア氷床，バレンツ氷床，カラる 解 釈 も あ る（Hager and Clayton, 1989; Forte and

氷床などが挙げられるが，カラ氷床以外の氷床に関して

Mitorovica, 1996）．そこで，Simons and Hager (1997) では，最終氷期における分布とその後の時間変化はある程はこの地域のフリーエアー重力異常について，ウェイブ

度解明されている（たとえば Peltier, 2004; Peltier et al.,

レット変換を発展させた手法による解析を行い，観測さ

2015; Lambeck et al., 2017）．現在までに提案されている

7

れている負の重力異常の約半分の－25 mGal 程度は，代表的な融解史モデルとして，オーストラリア国立大学

GIA に伴う残留隆起量に起因していると結論づけていグループの ANU（Lambeck et al, 2014; 2017）とトロンる．このような重力異常やこの地域の海水準変動の解析

ト 大 学 の グ ル ー プ の ICE-5G（Peltier, 2004），ICE-6G

22-23

によって得られる下部マントルの粘性率は 10

Pa s（Argus et al., 2014; Peltier et al., 2015）が挙げられる．こ程度で，深度 670 km を境界とする上部と下部で，約 100

れらはローレンタイド氷床の分布等の違いこそあるが，倍程度の粘性率のコントラストの存在を示唆する．また

北半球氷床全体の融解量は海面上昇量としておおよそ

Forte and Mitrovica (1996) では，粘性率のコントラスト

100 m 程度で，モデル間の相違が小さくなってきているそのものは二桁程度必要であるが，粘性率の増加する深（たとえば Nakada et al., 2015）．

さが約 1000 km であるという主張もある．最新の研究

一方で，南極氷床融解の歴史は，GIA の理論値と比較（Nakada et al., 2018）では，上部・下部マントル境界であするための地形・地質学的な海水準データが圧倒的に乏る 670 km の深さに 2 桁程度の粘性率のコントラストをしいことから，現在に至るまで決定的と言える融解史モ持つジャンプがあることと，下部マントルでは深さに依

デルは未だ提案されていない．南極氷床の融解モデルに存して漸進的に粘性率が高くなる可能性を指摘していついては，CLIMAP による最終氷期の気候復元モデル

る．今後，下部マントルの粘性率に関しては，マントルと現在の氷床厚から推定されたモデルに端を発し物質の高温高圧実験結果と併せて議論が深まることが予（Denton and Hughes, 1981），現在までにさまざまなモデ

想される．

ル が 提 案 さ れ て い る（た と え ば Nakada et al., 2000;
Peltier, 2004; Ivins and James, 2005; Mackintosh et al.,2011; Whitehouse et al., 2012; Ivins et al., 2013）．南極大

7

Gal は，CGS 単位系における加速度の単位であり，1 Gal＝1
cm/s2＝0.01 m/s2 である．重力加速度を示す際に用いられる．
Gal という名称は，ガリレオ・ガリレイ（Galileo Galilei）にちな
む．

陸沿岸において海水準変動のデータが少ないのは事実だが，図 7 に示すようないくつかの地点には，約 1 万年前
から現在にかけて現海面より高い海水準データが報告さ南極氷床変動と GIA

215

4. 南極における氷床融解史と GIA 研究
この章では，GIA 研究に基づいた南極氷床変動史の研究について，2000 年代までに提案されている融解史の特徴と，それらのモデルより再現される海水準変動曲線お
よび実際の地形・地質学的観測値を説明した上で，近年提案されている融解史モデルの特徴を述べる．そして，
最近の研究成果である地球回転変動の解析と南極氷床変動史の関係についても併せて説明する．
4.1 これまでの南極氷床融解史研究のながれ
南極氷床に関する代表的な研究は，CLIMAP による
約 2 万年前における LGM の氷床分布図復元（Dentonand Hughes, 1981）より始まっている．この当時の南極氷床変動に関する地形・地質学的観測値は，西南極のロス海周辺のわずかなものに限られており，南極氷床は，
図 7：南極大陸沿岸域において第四紀海水準変動の観測値が得られている地点（Okuno and Miura, 2013 を改編）．

北半球氷床の発達に伴う海水準の低下によって，受動的に大陸棚の末端まで拡大したと考えられた．この結果，
LGM の氷床拡大範囲は，南極大陸縁辺部の大陸棚末端の位置をほぼつなぐ線によって復元されている（三浦・れ て い る（詳 し く は Mackintosh et al., 2014; The

奥野，2009; 本巻の三浦参照）．しかしながら，東南極周RAISED Consortium et al., 2014）．この中で，昭和基地

辺の大陸棚末端では 600 m 以上の深度に達する地域も周辺における完新世中期の海水準変動（図 7 の Kizahasi

あることから，LGM における最大約 130 m 程度の海水

Hama）のデータには，ローカルな氷床融解の影響が残準の低下では，氷床は大陸棚末端まで着底することはでされている．昭和基地周辺に産出する貝化石が示す完新

きないという問題点もあった．このような問題点に対世の海水準は，GIA モデルより十分説明可能であり，南し，2000 年代以降 GIA モデリングより南極大陸縁辺部

極各地で報告されている完新世中期の温暖化と氷床融解の第四紀海水準変動の詳細な解析より，LGM 時の拡大との関連や，過去のペンギン営巣地の変遷とも関連づけ

範囲が地形地質，および測地学的観測値に与える影響をて議論されている（三浦ほか，2002）．Far-field の海水準定量的に評価する研究が進められた（たとえば Nakada

変動の解析結果からも，完新世中期以降に海面上昇とし

et al., 2000）．

て 2-3 m 程度に相当する氷床融解（完新世融解）が示唆

南極における海水準変動は，その直接的データである

されており（Nakada and Lambeck, 1988），この起源は

地形・地質学的観測値が得られる露岩地域が，北半球氷南極氷床であると認識されている．しかしながら，この床が存在した領域に比べ圧倒的に少ないために得られる

完新世融解に対して南極氷床のどの領域が主な寄与を果

データが少なく，データに基づいた融解史を求めることたしたのかという問題に対しては，現状としては明らかは非常に難しい．しかしながら，非常に限られた露岩地

ではない．

域においては過去数千年間の海水準変動の観測値が得ら

南極氷床変動史は，2000 年代以降の海水準変動のデー

れている（Okuno and Miura, 2013）．たとえば，図 7 のタの蓄積とともに，さまざまな融解史モデルが提案され赤星印に示すような地域においては，過去 1 万年前以降てきた．このようなモデルには，LGM における氷床分の海水準変動の観測値が得られており，各サイトにおけ布や融解の時間変化など，さまざまな共通点・相違点がる実際のデータを図 8 に示す．このようなデータは，当存在する．次の章では，GIA 研究に基づいた南極氷床変時の海水準の下限を示す貝化石の位置，貝化石が産出す

動史推定について紹介する．

る層序より求められる海成層（海で形成された地層）の上限高度，および潮間帯での生息が既知である貝化石の産出高度などにより過去の海水準高度とその年代を決定している．図 8 に示す南極沿岸域の海水準変動曲線の全

216

奥野 淳一

図 8：図 7 で示した地点における完新世海水準変動の観測値と GIA モデリ
ングによる再現値（Okuno and Miura, 2013 を改編）．用いた南極氷床融解史
モデルは図 9 および 10 に示す．地球内部粘性構造モデルは，上部マントル
粘性率を 5×1020 Pa s，下部マントル粘性率を 1022 Pa s を用いた．弾性的にふるまうリソスフェアの厚さ（Te）を 50-100 km の範囲で設定している．
図中の赤や緑の丸は，各地点で観測されている過去の海水準を表している．
それぞれ，平均海水面（赤丸），海水準の上限（白抜き緑丸），および海水準の下限（緑丸）を示し，各地点において現海水準より高い位置に過去の海水準を示す証拠が観測されている．

体的な傾向は，南極氷床の融解に依存した地殻変動（主これは，海水量の増加による海面上昇をはるかに超えるに地殻隆起）を大きく反映している．LGM 以降の全球変動速度での地殻隆起（相対的には海水準は低下）が起的な氷床融解は北半球氷床の寄与が主であり，南極地域

こったことによる（図 8）．このような過去の海水準高度

は北半球氷床から見ると far-field に位置することになるの地形・地質学的な証拠に基づいた GIA モデリングとが，南極沿岸域の海水準変動は約 1 万年前以降の南極氷の比較・検証は，2000 年代より進められはじめ（たとえ床の融解による地殻隆起による影響が大きく，相対的なば，Ivins et al., 2002），Nakada et al. (2000) において，そ海水準が現在にかけて下がっているような曲線を示す．

の当時でコンパイルできるデータを集めて，各地域の海南極氷床変動と GIA

217

図 9：2000 年代に提案された LGM より融解した氷床の厚さ分布．それぞれ，ANT5：Nakada et al.
(2000)，ICE-5G：Peltier (2004)，IJ05：Ivins and James (2005) により提案された融解史モデルを示す．

9，10）は Ivins and James (2005) により提案された融解史モデルであるが，東南極域は沿岸部のみの融解となっている（図 9）
．これは，沿岸部のみで観測される海水準変動や GNSS 観測だけでは，内陸部の氷床厚変動についての制約が難しいことによる．一方で，融解量の時間変化（図 10）を見ると，LGM 以降の融解量について，モデル間の違いは大きく，IJ05 モデルが 10 m の融解量であるのに対し，それ以前のモデルは 20 m 程度で，約 10 m
程度のひらきがある（図 10）．また，Nakada et al. (2000)
以前のモデル（たとえば ANT4: Nakada and Lambeck,
1989; ICE-3G: Tushingham and Peltier, 1991）に関して
は， 25-30 m の融解量となっており，近年の研究ほど融解量の推定が小さくなる傾向がある．またその時間変化
図 10：2000 年代に提案された南極氷床融解史モデルによる海水量変動曲線（参考：ANT4 および ICE-3G は 1990 年代に提案された融解史モデル）．

については，融解開始時として約 1 万 4 千年-1 万年前，融解完了は約 7 千年前となっている．後氷期の南極氷床の融解については，前述の MWP-1a （2 章参照）への寄与が取り沙汰されており，これについては活発な議論が水準変動のデータとできるだけ矛盾のない氷床融解史モな さ れ て い る が（Deschamps et al., 2012; Liu et al.,デルが提案された．当時の氷床融解モデルの空間分布と

2015），ここで示すモデルにおいては，南極氷床の寄与はその時間変化を図 9 および 10 に示す．いずれのモデル無い．また，約 7 千年前以降は，全球的な海水準の上昇も基本的に大きく融解している地域は，西南極のウエッ量としておおよそ 3 m 程度の融解（完新世融解）を示す

デル海およびロス海の領域になるが，東南極の沿岸部に結果が，オーストラリアや日本，および地中海沿岸など

おいても数 100 m 程度の厚さの氷床融解を仮定しなけの far-field の 海 水 準 変 動 の 解 析 よ り 得 ら れ て お り

れ ば，昭 和 基 地 地 域 や ア メ リ ー 棚 氷 地 域（図 7 の（Nakada and Lambeck, 1988; Nakada et al., 1998; Stocchi

Larsemann や Vestfold）の海水準変動の観測値を説明でet al., 2009），その起源は南極であると概ね理解されていきない．しかしながら，
海水準変動の観測値は，『海水準』

る． しかしながら，南極氷床のどの地域が，完新世融解を目安にしているため，当然その観測値は南極大陸沿岸に貢献したのかは，まだ明らかになっていない．この問部に限定される．このことから，海水準変動に基づいた

題に関連して，三浦ほか（2002）では，昭和基地周辺域

氷床融解史復元では，南極内陸部における氷床厚変動ににおける地形学的な証拠より，完新世の中期（約 4 千年関する見積もりは極めて不十分となる．IJ05 モデル（図前）の約千年程度の間に急激な海面低下（地殻隆起）が

奥野 淳一218あったと推定しており，この時期に少なくとも昭和基地周辺では，急激な地殻隆起を引き起こすような氷床融解が起こったと推定している．これは，完新世融解に対し，
東南極氷床（全体か，もしくは一部）も貢献した可能性を示唆する重要な証拠となっている．
4.2 GIA モデリングによる南極大陸沿岸域の海水準変動の再現
図 8 に南極大陸沿岸部において完新世海水準変動の観測値が得られている地域での観測値と GIA モデリングによる再現結果を示す（Okuno and Miura, 2013）．それぞれの曲線の色が氷床融解史モデルの違いを示し，それぞれの色の実線と破線に囲まれた部分が粘性構造（主に弾性的にふるまうリソスフェアの厚さ）に依存する領域を示す．仮定した融解史モデルで融解氷床厚の比較的大きい地域に隣接したサイトでは（たとえば Ross A な
ど），粘性モデルの選択による違いが大きくなる傾向が

図 11：2010 年代以降に提案された南極氷床融解史モデルによる海水量変動曲線（Ivins et al., 2013 を改編）．

ある．また，融解史モデルの選択によっては粘性構造の依存性が小さくなる傾向も認められ（たとえば ANT5

et al., 2013）．各融解史モデルの時間変化について図 11を選択した場合など），より粘性構造の依存性の少ないに示す．まず，それぞれの融解史モデルの時間変化を見融解史モデルを構築することが可能であることも示唆さると，すべてのモデルで MWP-1a イベントへの南極氷れる．特に，東南極については，粘性構造に対する依存床の寄与は考えられていない．加えて，各モデルの融解性が小さくなる傾向にあり（融解した氷床厚が比較的薄の時間変化はさまざまであるが，共通していることは，いため），このような地域の観測値は，氷床融解史に対す

LGM 以降の融解氷床量が約 8 m 程度と推定されている

る強い拘束条件を与えることが可能であろう．また，各ことである．このように，近年提案されている融解史モ

地域の高海面を示す観測値は，
概ね 1 万年前以降であり，デルは，2000 年代に提案されたモデルより，さらに融解

これは南極氷床の融解開始が，約 1 万年前程度であるこ

量が小さくなっている．このことは，以下のような観点とを示唆している．一方，昭和基地周辺部やアメリー棚

より議論となっている．LGM 以降の氷床融解量の総量

氷周辺（図 7 の Larsemann）では，完新世の高海面の観は，far-field の海水準変動より約 130 m 程度と推定され測値と同じ程度の高さに，約 3 万から 4 万年前を示す貝ており，現在では北半球氷床の融解史モデルはおおよそ

化石や海水準を示すデータが取得されている（Miura et

収束してきている．つまり，南極氷床変動量が 2000 年

al., 1998; Hodgson et al., 2010）．完新世のデータと同じ代まで考えられていた融解量より 10 m 以上も少ないとような高度に約 3-4 万年前を示す海水準データが得られすると，この 10 m 分の氷床量は一体どこの氷床からのたことを説明するためには，この時期に，現在より地殻

寄 与 に よ る の か？ と い う 問 題 が 生 じ る．こ の よ う なが沈降した状態から完新世同様の氷床融解による地殻隆“missing ice”（Clark and Tarasov, 2014; Lambeck et al.,起を仮定する以外にない．つまり，少なくとも東南極に

2014）と呼ばれる問題は，現在，周辺分野を巻き込んだ

おいては，この時期に完新世と同じ程度に氷床が融解し活発な議論がなされている状況である．

た可能性がある．これは，約 12 万 5 千年前の最終間氷期から LGM へむかう時期の具体的な氷床分布を推定す

4.4 地球回転変動が示唆することる数少ない観測値であるため，全球的な海水量変動と関

地球回転速度やその回転軸も，氷床の変動によって変連させて議論できる重要なデータであると考えられる．

動する．これは地球の表層における質量（氷と水）が，回転軸に近い地域（極域）
から海洋へ移動することによっ

4.3 近年提案されている南極氷床変動史についてて引き起こされる（図 12）．この変動は，よくフィギュ2010 年代以降，いくつかの氷床変動史が提案されていアスケート選手のスピンの速度と手の位置との関係に当る（Mackintosh et al., 2011; Whitehouse et al., 2012; Ivinsてはめて説明されることがしばしばあり，腕や脚をそろ南極氷床変動と GIA

219

図 12：地球回転速度変動と質量分布の関係についての模式図．氷期の時（左図）は，地球表層の質量が極域に集中することで自転速度がより速くなる（腕や脚を閉じたスケート選手のスピン速度が速くなる）．自転速度が速くなると遠心力が大きくなり，地球の形状は赤道域の膨らみが増加する（シェードの部分が膨らむ）．一方で，間氷期の時（右図）は，極域の氷が水となって低緯度に移動することで自転速度は遅くなる（腕や脚を開いたスケート選
手のスピン速度が遅くなる）．自転速度が遅くなると遠心力が小さくなり，地球の赤道域の膨らみが減少する．

えて回転すると回転速度は速くなり，両腕を広げると回ンガード 1 号の軌道解析より始まり，古在由秀による転速度は遅くなる．これは，軸足の周りから見て両腕や項の決定から地球が西洋梨型を示していることが発見さ脚を広げた状態では慣性モーメントが大きく，縮めた状

れるなど，人工衛星打ち上げ初期からその成果が得られ態では小さい為であり，同じ力を受けても慣性モーメンている．その後，1980 年代になると軌道決定に衛星レートが小さい方がより早く回転する（たとえば若生，
1979）．

ザー測距（Satellite Laser Ranging: SLR；本巻の福田参照）

当然，過去約 100 万年間の地球表層では，数万-数十万年が用いられ，高精度の重力場決定とその時間変化の検出

周期で氷期と間氷期を繰り返す氷期-間氷期サイクルにが可能になった．これにより， 􎨲 項の永年的な減少が検より，このような質量の移動が実際に起こっていた．こ出され（Yoder et al., 1983），また 1997 年頃にのような氷床-海水といった地球表層での質量再分配や，年減少が鈍ったこと等が明らかになった（Cox and Chao,

それによって引き起こされる GIA が，結果的に地球全2002; Cheng et al., 2013）．

体の慣性モーメントの変化を引き起こす．これは地球の自転に影響を与え，それに関連したシグナル（極移動や地球の扁平率と関連した

􎨲

項の変化など）として，さま

􎨲

􎨳

項の永

近年の SLR の解析（Cheng et al., 2013）は，1997 年頃の􎨲

􎨲

項の永年減少の鈍化に加え，その後の約 15 年間で項の変化率が一定であることを明らかにした．このざまな手法によって可観測となっている．この中の地球解析結果に基づき，Nakada et al. (2015) では，近年の温形状の力学的係数である

暖化による山岳氷河やグリーンランド，南極の各氷床の􎨲

は，重力ポテンシャルの球面調和関数展開の 2 次の係数である􎨲􎨰項に相当し（本変動を考慮し，GIA による􎨲

項の変化率について，数値

巻の福田(2)式参照），経度によらない成分である．このモデリングより解析した（図 13）．図 13 左は，代表的な

􎨲 は，主として人工衛星の軌道解析により重力場を決融解史モデルに基づき， 􎨲 の時間変化における下部マン

めることで求められている．重力ポテンシャルの観測

トル粘性率依存性を示す．それぞれの融解史モデルにつは，古くは 1958 年 3 月にアメリカで打ち上げられたバ

いて，北半球成分と南極成分と分けた解析より，北半球奥野 淳一220

図 13：GIA モデリングより再現した 􎨲 の時間変化．氷床融解史モデルの設定の違いによって，それぞれの下部マントルの粘性率に対する依存性がどのように変化するかを示す．

成分については，用いた融解史モデルによる差はほとん定する重要な観測値である．さらに最近の研究では， 􎨲

どなく，一方で南極成分は異なる結果が得られた．これ

項の変化率だけでなく低次の重力ポテンシャルの係数

は南北それぞれの氷床融解量の違いに起因しており，北（ 􀀬 􀀲􀀼 􀀼􀀵）についても，その解析の精度向上が果た

半球成分の融解量が ANU，ICE-5G 両モデルとも，海面

せれば，南極氷床の融解量の制約に大きく貢献すること上昇相当で約 100 m と同じ程度であるのに対し，南極氷が確認されている（Nakada and Okuno, 2017）．今後の床の融解量 は，ANU モデルは約 30 m，ICE-5G モデル

このような観測値の蓄積や解析精度の向上と GIA モデ

は約 20 m と異なるからである．また，ANU モデルでリングの高度化によって，さまざまな観測値を矛盾なくは，南極成分の融解量が北半球成分の 3 分の 1 程度であ説明できる南極氷床変動史の構築が進むと考えられる．

るにもかかわらず， 􎨲 項の変化率の振幅は，北半球成分と南極成分とではほとんど同じ程度になる．この結果
は，LGM 以降の南極氷床変動が， 􎨲 項をより効率よく

5. 今後の課題

変動させることを示す．この原因は，地球内部も含めた

最後に，南極氷床変動史解明に関して GIA 研究が今

質量の変動（氷床量＋固体地球の変形）が，北半球氷床後解決すべき課題について述べる．図 14 に示すように，が存在した場所より南極のほうが，より地球の自転軸に過去 15 万年間の far-field の典型的な相対的海水準変動

近いところで生じていることによる．つまり，南極の氷曲線（Lambeck, et al., 2002）をベースに，5 つの課題を

床融解量が

挙げる．

現在の

􎨲

􎨲

項の変化率に大きく影響することから，項の詳細な解析は，LGM 以降の南極氷床融解量の制約に対し強力な観測値となり得る．右図は，北半（1）完新世の南極氷床融解史決定（図 14：Q1）

球成分は ANU モデルを仮定して，南極氷床成分についNakada and Lambeck (1988) によれば，far-field の海て，その融解量を 0（なし）から 30 m までの範囲で仮定

水準変動より，完新世中期（約 7 千年前）以降 3 m 程度した場合の項の変化率の下部マントル依存性を示す．

の海面上昇に相当する融解があったとされている．前述

緑の領域が観測値の範囲を示すが，この観測値を満たすのように，この起源は大部分が南極であろうといわれて􎨲

22

ためには平均的な下部マントルの粘性率を 5×10

Pa s

いるが（Stocchi et al., 2009; Okuno et al., 2014），南極のと考えると，南極氷床の寄与として 10-20 m 程度の融解

どの部分が融解したかということについては，まだはっ量は必要となる．前述の海水準変動等より求められたきりとしていない．三浦ほか（2002）による昭和基地周LGM 以降の南極氷床の融解量の見積もりは，これまで辺の急激な海面低下が示す局所的な地殻隆起は，この時提案されたモデルすべてを含めると全球的な海面上昇量期の昭和基地周辺の氷床融解を強く示唆する．この融解に換算して約 8 m から 30 m と大変幅広いため（図 10，が，東南極地域全体もしくは一部で生じた現象であった

11）， 􎨲 項の変化率は，LGM 以降の南極氷床融解量を規とすれば，完新世融解に東南極氷床が寄与した可能性が南極氷床変動と GIA

221

図 14：南極域の GIA 研究に関する今後の課題（Lambeck, et al., 2002 をベースに加筆）．

高い．今後，観測データの蓄積と GIA モデリングによ向にある．このような融解史の提案に伴い，少なくなっる連携研究により，まず昭和基地周辺の急激な海面低下

た氷床量分は，南極以外のどの氷床の寄与になるのかとの詳細を明らかにすることで，間氷期における東南極氷

いった別の問題も浮上している．一方で，地球回転に関床の挙動に関する具体的な議論につなげることができる

する観測値（ 􎨲 の変化率）が，LGM 以降の南極氷床融解

だろう．

量の規定に大きな役割を果たすことが理解されはじめ，その量は近年の研究より推定される値より若干大きい値（2）MWP-1a イベントへの南極氷床の寄与があったのが見積もられている．この問題については，依然としてか，なかったのか（図 14：Q2）

決定的な結論を導くことが難しい様相を示しているが，現時点では，MWP-1a イベントに対し，南極氷床はほとんど貢献しなかったのではないかという考えが有力で

far-field の海水準変動のデータ解析とも絡めて，早急に解決を目指すべき課題である．

あるが，南極氷床全体が LGM 以降どの時点から融解が開始したのかという問題と関連し，重要な問題であると（4）3-4 万年前の高海面（図 14：Q4）

考えられる．北半球氷床と南極氷床の融解開始のタイミ

東南極の一部の地域では，完新世の高海面と同じ程度

ングの違いや，それぞれの融解がどのように進んでいっの高度に，3-4 万年前程度の年代を示す海水準データもたのかということについては，GIA 研究の枠にはとどま得られている（Miura et al., 1998; Hodgson et al., 2010）．

らない問題である．今後，氷床モデリングや古気候モデ

つまり，3-4 万年前の海面高度が現在より高いことから，リングとの連携や，氷床コア・堆積物コアの解析によるこの時期に，現在より地殻が沈降した状態から後氷期同知見と組み合わせることで，グローバルな気候変動と関様の融解が引き起こされた可能性が示唆される．LGM

連した総合的な理解が進むと考えられる．

へ向かう北半球氷床の拡大とそれに伴う海面低下にもかかわらず，東南極氷床の一部では融解していたというこ（3）LGM からの南極氷床融解量（図 14：Q3）とは，この時期の南極氷床変動が北半球と同期していな

LGM 以降の全球的な海水量変動に対する南極氷床のい可能性を示す（Nakada et al., 2000）．このデータが示

寄与を明らかにするという課題は，近年においてもまだ唆する南極氷床変動史も，南北の氷床変動とグローバル

解決されていない大きな課題である．2000 年代以降，さな気候変動との関連を考察するための重要なデータとな

まざまなデータに基づき数々の南極氷床変動史が提案さる．今後は，この時期の高海面が，北半球氷床の拡大にれ，新しい融解史モデルほどその融解量が小さくなる傾伴う海面低下，南極氷床の融解と GIA による地殻隆起

222

奥野 淳一

のそれぞれが，どのような条件下であれば再現されうる結合も視野に入れた共同研究の展開こそが，このようなかという視点から GIA モデリング研究を展開すること

問題を解決できる現時点での最良の方法であると考えで，この課題を解決するための糸口を得ることができる

る．ここに挙げた課題のみならず，GIA 研究とその周辺だろう．

分野の研究課題は，たとえば，約 300 万年前まで遡った
東南極内陸山地の地形形成と氷床・気候変動，GIA に関（5）最終間氷期の高海面への寄与（図 14：Q5）

連するテーマ（Suganuma et al., 2014）など，まだまだ多

本稿では全く触れなかったが，約 12 万 5 千年前の最くの課題をもつ．今後，多角的な視点からのアプローチ

終間氷期の海水準に対して，南極氷床の融解がどの程度や分野連携の研究が進められることで，いずれ，過去か寄与したのかという課題を挙げる．最終間氷期の海水準ら現在までの観測値を普く再現できる南極氷床融解史とに対する南極氷床の寄与については，本巻の関に詳しく

地球内部粘性構造の両モデルの構築が実現するだろう．

解説されている．ここでは，GIA 研究の視点からこの課
題について述べる．最終間氷期は現在と比べると，6-9m 程度海面が高かったという報告が far-field の数地点謝辞で報告されている（たとえば Dutton and Lambeck, 2012;

執筆の機会を与えていただいた大島慶一郎博士（北海

Dutton et al., 2015）．この高海面のデータに基づいて，

道大学低温科学研究所）と福田洋一博士（京都大学）に

この時期に海水量そのものが多かった（氷床量が少な

感謝致します．お忙しい中，丁寧に原稿を編集いただい

かった）という見解がある．この時期の全球的な氷床量た北川暁子さん（北海道大学低温科学研究所）に深く御に対する南極氷床量についての推定は，GIA モデリング

礼申し上げます．また有益なコメントや修正をいただいと far-field の地形・地質学的観測の共同研究より，あるた大島慶一郎博士，福田洋一博士ならびに石輪健樹博士

程度進めることが可能であると考えられるが，最終間氷（国立極地研究所）にも深く御礼申し上げます．

期の地形データが南極域から得られる可能性は低く，決定的な仮説を提案することは難しい．先行研究の例もあるが，まず取りかかるべきことは，南極氷床の寄与を変数として扱うことで，低緯度で観測されている最終間氷期の高海面を矛盾なく説明できる寄与量の推定と，GIAによる地殻変動の影響について詳細に解析することである（Lambeck et al., 2011; Creveling et al., 2015）．さらに，
気候モデルと結合した氷床モデリングと連携し，最終間氷期の温暖な気候条件下で再現される南極氷床の分布を
GIA モデリングと独立に得ることで，GIA の効果を考慮
した海水準変動の再現値と低緯度のデータとの比較を通じて，この時期の具体的な南極氷床像に近づけるのではないかと考える．また，GIA から見る最終間氷期の海水

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cial maximum：約 14 万年前）からの氷床融解も大きく

structure of the crust and upper mantle in western Nevada

影響すると予想される．この影響を評価するためにも，
気候モデルと結合した氷床モデリング研究との連携がますます重要となるだろう．

from isostatic rebound patterns of the late Pleistocene Lake
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GIA と南極氷床変動の研究は，2000 年代以降の測地学的，地形・地質学的データの蓄積と歩調を合わせるよ
うに，さまざまな研究が展開されてきた．しかしながら，現在に至っても決定的な氷床変動史は得られていない．
各種のデータをさらに活用し，GIA モデリングのそのものの高精度化や，氷床モデリングなど他分野とのモデル

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最終氷期最盛期以降の南極氷床融氷史：
地形地質学から見た現状と課題
三浦 英樹1)
南極大陸とその周辺に存在する山地，海岸，海底の地形・地質には，過去の南極氷床の盛衰が様々な形で記録されている．これらの記録は，断片的ではあるが，過去の南極氷床の空間的な分布範囲や拡大・縮小過程，当時の氷床底環境などを復元するうえで，他の地球科学的手法では得ることができない独特のデータを提供する．本稿では，地形地質学的に復元された最終氷期最盛期以降の南極氷床
融氷史に関する成果の概要と今後の課題を示す．

Geomorphological and geological reconstruction of
Antarctic Ice Sheet deglaciation since the Last Glacial Maximum:
the current situation and future challenges
Hideki Miura1
The Antarctic Ice Sheet history has been recorded on various sediments and rocks of the mountains, coasts andthe ocean floor of Antarctica and its surroundings. Although these geomorphological and geological records are
fragmentary, they provide unique data for reconstruction of the spatial expansion range, shrinking process andthermal subglacial environments of the past Antarctic Ice sheet. In this paper, we present the outline of theknowledge and understanding of the Antarctic Ice Sheets at the Last Glacial Maximum (LGM) and their subsequentchanges throughout the Holocene.
キーワード：南極大陸，南極氷床，地形地質学，最終氷期最盛期，融氷史
Antarctica, Antarctic Ice Sheet, geomorphology and geology, Last Glacial Maximum, deglaciation

1. はじめに南極氷床が，いつから形成され，その形や大きさ，氷床底面の性質をどのように変化させてきたのかを明らかにすることは，
現在の地球の自然環境の成り立ちを探り，

このような地質学的な時間スケールでの氷河・氷床変遷史の研究には，主として次の 2 つの観点があり，それぞれに対応した研究方法が存在する．
① 地球上に存在する（した）氷河・氷床総量の変化史を明らかにする観点：

地球システムの中で南極氷床が過去・現在・近未来にお（a） 深海底堆積物コアから得られる底生有孔虫殻をいて，どのような役割や影響を持ってきたのか（または，構成する炭酸塩の酸素同位体比変動を用いる方持つのか）を考えるうえで重要な情報を提供する（図 1）．

法（例 え ば，Zachos et al., 2001; Lisiecki andRaymo, 2005）

連絡先
三浦 英樹
国立極地研究所 地圏研究グループ〒190-8518 東京都立川市緑町 10-3
Tel. 042-512-0703
e-mail：miura@nipr.ac.jp⚑) 国立極地研究所 地圏研究グループ
Geoscience Group, National Institute of Polar Research,
Tachikawa, Japan（b） 氷床から離れた隆起速度が速い地点における旧汀線（過去の海岸線）高度を示す海岸地形や地質，化石などから復元された海面変化史を用いる方法（例えば，Lambeck and Chappell, 2001；
図 2 右を参照）② 地球上各地に存在する（した）具体的な氷河・氷床の地理的・空間的分布・性質とそれらの変動史を明らかにする観点：

三浦 英樹228

図 1：第四紀の氷期・間氷期サイクルにおける氷床変動を中心とした地球システムの模式図．
氷床の変化は，他の要素と関連して地球システムの変動に大きな影響を与える．過去の氷床の存在と変動を明らかにすることは，地球システムを考える上で，基礎的で重要な課題である．水色に塗られた部分は現存する氷床（グリーンランド氷床と南極氷床）．北半球高緯度に描かれた水色の短い
破線と矢印は，氷期に拡大した北半球氷床の範囲と拡大方向の概要．南極大陸の周囲に描かれた青色の破線は，氷期の南大洋の海氷拡大範囲の概要．紺色と赤色の線は，現在（間氷期）の深層と表層の海洋循環の概要をそれぞれ示す．三浦（2003）から引用．

（c） 氷河・氷床が存在した場所およびその周辺地域

一方，上記の②の観点では，個々のローカルな氷河・における氷河の侵食・運搬・堆積により形成され氷床の大きさをフィールドワークによって直接的・間接た地形や地質の分布・層序・年代・特徴を用いる

的に明らかにする．ただし，個々の氷河・氷床の大きさ

方法（面的範囲や厚さ）や形を規定する氷雪の涵養量と消耗（d） 氷河・氷床が存在した縁辺地域における旧汀線

量のバランスは，グローバルな気候条件だけでなく，地高度を示す海岸の地形地質，化石などから復元

域的・局所的な気候条件にも依存しており，これらの気される海面変化史を用いて氷河性アイソスタ

候条件に対して氷河・氷床の応答に様々な時間的差が生シー調整（GIA: Glacial Isostatic Adjustment）をじる．そのため，個別の氷河・氷床の消長と気候変動（グ行う方法（本巻の奥野を参照）

ローバルな意味での氷期や間氷期）を単純に結びつける
わけにはいかない．

上記の①の観点は，時間的に連続する変動記録を用い本稿では，南極氷床も地球上のローカルな地理的空間て，グローバルな意味での「氷期」（陸上の氷河・氷床がを占めるひとつの氷床として捉え，特に，約 2 万年前の増加して海水量が減少した時期）と「間氷期」（陸上の氷

最終氷期最盛期（LGM: Last Glacial Maximum：図 2 の河・氷床が減少して海水量が増加した時期）を相対的に海洋酸素同位体ステージ 2）以降の時代に焦点を当て定義することに適している．図 2 に示した海洋酸素同位て，上記②（c）の観点と方法を用いて，現在知られてい体ステージ（Marine Isotope Stage: MIS）は，そのようにる南極氷床変動史の概要および今後の課題について紹介

定義された時代区分・編年であり，間氷期に奇数番号，する．

氷期に偶数番号を与えたものである．

最終氷期最盛期以降の南極氷床融氷史

229

シーによって過去の「氷河時代」の存在が提唱されたことを契機に進展した．特に，スイスアルプス山麓では，氷河による侵食・運搬・堆積作用の痕跡の観察によって過去の氷河の存在や拡大範囲を直接推定できたため，氷河に関する地形地質学が過去の環境を復元する上で古生物や考古遺跡と合わせて中心的な研究手法となった．また，1841 年には，スコットランドのチャールズ・マクラー
レンが，アガシーが提唱した大規模な氷河が陸上に形成されたならば，それに相当する海水が海洋から取り去られることにより海面が低下したであろうと予測した．その後，過去の氷河の広がりに関する古気候の研究は主に
北半球中・高緯度地域で精力的に進められた．1960 年代
後半頃までには，世界各地で得られた陸成層や海成層の研究成果と対比から，北アメリカやヨーロッパ北部の大陸の氷床が形成・拡大した時期（氷期）と縮小・消滅した時期（間氷期）が第四紀に幾度か繰り返され，それに伴って海水量が増減し，海面が上昇（間氷期）または下降（氷期）していたという古典的な氷河時代像が確立されてきた．特に陸上の氷河の消長と氷河堆積物の間に挟まる土壌・風化帯の時代ごとの分布に基づいて，アルプ
スでは古い方から，ギュンツ氷期，ミンデル氷期，リス
氷期，ビュルム氷期，北アメリカでは古い方から，ネブ
ラスカ氷期，カンザス氷期，イリノイ氷期，ウイスコン
シン氷期というそれぞれ 4 回の古典的な氷期の時代区分が提唱された．
1970 年代になると，世界各地の海洋底から深海底堆積図 2：最終間氷期以降のグローバルな氷床量相当海面変動（右）とグリーンランド氷床コアの酸素同位体比（気温）の変動（左）．
右の氷床量相当海面変動は，大陸氷床から遠い地域の大陸棚や隆起珊瑚礁段丘の年代から得られた相対的海水準変動を地球の粘弾性構造を考慮し，アイソスタシーの効果を補正した値で，地球上全体の氷床の総量変化を示している．融氷パルス（mwp）は，地形地質学的に検出された急激な海面の上昇イベントを意味し，氷河・氷床の急激な融解が生じたことを示唆するが，このデータからはその融解の発生した氷河・氷床の場所はわからない．Bentley (1999) や Bentley (2010) では，南極の地形地質学的データから南極氷床の融解と mwpの関係について考察している．Lambeck and Chappell (2001)と North Greenland Ice Core Project members (2004) のデー
タを用いて三浦（2017a）が作成した編集図から引用．

物コアが，グリーンランドと南極大陸から氷床コアが採取・解析されるようになり，陸上の地形地質データよりも高精度・高時間分解能を持つ連続した古気候（特に海水温・海水量・気温）の記録が得られるようになった（図2 には気温と海水量を示している）．その結果，約 300 万年前以降，気候変動と氷床体積（海水量）の変動（氷期-間氷期サイクル）がグローバルにほぼ同期して約 50 回も生じていたこと（図 2 には，その最後の 2 サイクル分を示している）が明らかになった．さらに，その周期がセルビアの天文学者ミランコビッチが提唱した地球軌道の離心率・地軸の傾き・歳差運動の変動周期とよく一致することなど，氷期・間氷期サイクルをもたらす原因に

2. 第四紀の氷河・氷床変動の研究史とローカルな氷河・氷床変動史を編む意味
地形地質学的なフィールドワークによって，地球上のローカルな氷河・氷床変動史を復元する意義について改めて考えておきたい1． 地球上の氷河・氷床の変遷史やそれに関連する古気候の研究は，1840 年にルイ・アガ

1

第四紀という地質時代は，地質現象がそのまま地形に表現されているという他の時代にはない特質がある（杉村，1973）．すな
わち，地形を知らずに地質を語ることはできないし，地質を無視して地形だけを論ずることもできない（成瀬，1982）．本稿では，第四紀の最終氷期の地表現象を対象としているので，地形と地質を分けて考えるのではなく，両者を組み合わせて総合的に考えるという意味をこめて「地形地質学」という言葉を用いる．

三浦 英樹230

ついても次第に明らかになり，陸上の氷河地形地質に基⑤ 地質学的に知られる過去の温暖期［例えば，最終づいて設定されてきた古典的な氷河時代像は見直される

間氷期の海洋酸素同位体ステージ（MIS）5 や超こととなった．これらの研究史の詳細については，貝塚

間氷期とも呼ばれる MIS 11（Loutre and Berger,（1978），インブリー・インブリー（1982），小林・阪口2003），MIS 31（Froelich et al., 1991）など］にお（1982），成瀬（1982），大河内（2008）を参照されたい．

けるローカルな氷河・氷床の分布や形態の復元は，その後も，海底堆積物コアや氷床コアの記録とモデル研

地球温暖化時代の氷河・氷床の変化を予測する参究が連携して，氷床の開始時期や氷期・間氷期サイクル

照データとなる．

の実態や原因論に関する多くの研究が続けられている⑥ 古気候記録や氷河力学に基づいた計算によって復（例えば，Kawamura et al., 2007; Abe-Ouchi et al., 2013）．

元 さ れ た 過 去 の 氷 河・氷 床 モ デ ル（例 え ば，

このような高精度・高時間分解能を持つ深海底堆積物

Pollard and DeConto, 2009; Pattyn et al., 2012）のコアや氷床コアを使った古気候研究の進展に伴って，従妥当性を検証するためには，過去のローカルな氷

来の断片的な陸上地形地質研究に基づいたローカルな氷河・氷床の分布や形態の復元結果との比較・参照

河・氷床変動史の研究は，一見その役割を終えたように思われるかもしれない．しかし，以下の点において，それは依然重要な意義を持つと言える．

が必要である．
⑦ 将来の気候変動を予測するためには，現在とは異なる過去の様々な環境下での古気候記録とあわせ① 海底堆積物コア中の炭酸塩堆積物の酸素同位体比てローカルな氷河・氷床の分布状態のデータが必

変動や隆起地域の海成段丘の旧汀線高度記録から要である．これらを用いることで，気候モデルの得られる氷床量（海水量）の盛衰は，地球上に存精度向上や将来の気候変化予測に貢献できる［例

在した氷河・氷床の総量を反映するが，ローカル

えば，IPCC (2013) の Information from Paleo-

な地形地質調査以外の方法では，地球上のどこにclimate Archives の章を参照］．

どれだけの量の氷河・氷床が存在していたのかを
具体的に知ることはできない．

⑧ 地球表層を覆う大気，海洋，氷河などの様々な流体は，地形と重力の作用によって移動や分布を規② ローカルな氷河・氷床の盛衰は，氷河・氷床量の定されている．また，地形は太陽エネルギーの地

変化や海水の再分配による荷重変化を通じて，氷球表面への分配に直接的・間接的に影響を及ぼす

床周辺の下部マントルの流動と地殻の上下運動をため，様々な生物の分布にも大きな影響を与える．

もたらす．その結果，海水量の総量変化と固体地

そのため，氷河・氷床が存在・発達した地域の自球の変形が組み合わさって，各地域で異なる相対

然環境を総合的・具体的かつ歴史的に理解する上的な海水準変動が生じる．この世界各地の海水準で，氷河・氷床が関与した地形の発達史的理解が変動の相違をもたらす原因を探るためには，ロー必要となる．

カルな氷河・氷床の地理的分布と変動史を知る必要がある（本巻の奥野を参照）．
③ 衛星重力データを用いて，現在進行中の地球温暖化による氷河・氷床の質量変化を正確に評価する
場合（本巻の福田を参照），氷床の質量変化だけで

3. 最終氷期最盛期以降の南極氷床変動史研究の概要
3.1 南極氷床変動史の研究

なく，氷床下のマントル流動（GIA：氷河性アイ

南極氷床も地球上のローカルな氷床のひとつである

ソスタシー調整）による質量変化も考慮する必要が，その分布面積や体積は他の氷床と比べて圧倒的に大がある．そのためには，過去の氷河・氷床の拡大

きい（三浦，2017b）．このような南極氷床の起源や変動

範囲とその縮小過程の歴史を対象となる場所で知史は，約 100 年前の“南極探検の英雄時代”の頃から注目ることが重要である．

されていた（例えば，Taylor, 1922; Wright and Priestley,④ ローカルな氷床の盛衰は，その周囲の大気・海洋

1922）．しかし，南極までのアプローチが厳しいこと，大循環や生物の挙動に影響を与えるだけでなく，そ陸のほとんどが氷床に覆われているため陸上に残されての影響は氷床から離れた遠方まで伝搬していく．

いる記録が少ないこと，さらに海氷に覆われた海洋に囲そのため，グローバルな環境変動の原因を考える

まれていて海底の研究も困難であったことから，北半球上でも，ローカルな氷河・氷床変動の知見が必要

氷床の研究に比べて実証的な調査が著しく遅れていた．

不可欠である．

したがって，南極氷床の変動史については現在もまだ多最終氷期最盛期以降の南極氷床融氷史

231

図 3：模式的な南極大陸の縦断面と氷床変動史を復元するための地形地質学的調査の着眼点．
現在よりも氷床が拡大した時代には，拡大した氷河が侵食・運搬・堆積した地形や堆積物の痕跡が大陸棚や沿岸露岩，山地に記録されて残る場合が多い．それらの形成時代を示す堆積物や岩石を採取して年代測定（主として放射性炭素年代，宇宙線による表面照射年代，光ルミネッセンス年代など）を行う．海底の大陸棚の地形は，観測船を用いた探査と掘削が必要になる（本巻の藤井・野木を参照）．海岸地形地質から得られる相対的な海水準の変動は，氷床の変動を直接示すものではないが，GIA と組み合わせることで，過去の氷床荷重の変化を通した氷床の変化を計算できる（本巻の奥野を参照）．

くの謎に包まれている．

2014; Anderson et al., 2014; Larter et al., 2014; Ó Cofaigh

特に，約 2 万年前の最終氷期最盛期（この時代は地球

et al., 2014; Mackintosh et al., 2014）を地域別に要約する

史における最新の氷期であり，記録が多く残されている（以下，図 4 と図 5 を参照）
．なお，氷河地形地質学の基ため，その様々な古環境のデータセットは古い時代の氷礎や詳細については専門の教科書や論文およびそれらの期の地球環境を考える上で重要な情報を与える；Clark

引用文献を参照していただきたい（例えば，藤井ほか，

et al., 2009 を 参 照）以 降 に 焦 点 を 絞 る と，1981 年 の1997; Bennett and Glasser, 2009；岩田，2011; Ben and

CLIMAP モ デ ル（Climate/Long Range Investigation

Evans, 2014; Batchelor and Dowdeswell, 2015）．

Mapping and Prediction）（Denton and Hughes, 1981）を端緒として，それ以降のデータの蓄積に伴い，過去の氷

3.2 南極大陸の各地域の氷床変動史

床復元データの編集が行われてきた（Denton et al., 1991;

ウェッデル海は，西南極氷床と東南極氷床の両方の氷

Anderson, 1999; Bentley, 1999; Anderson et al., 2002;

床が流れ込む場所に位置し，現在，南極氷床の約 5 分のDenton2008;

1 が流入している海域である（Joughin et al., 2006）．まLivingstone et al., 2012）．さらに，これらの地形地質デー

andHughes,2002;

Wrightetal.,

た，この地域に発達する棚氷（現在の棚氷は，バークナー

タと氷床モデルの比較研究も行われている（Golledge et

島を挟んだ西側をロンネ棚氷，東側をフィルヒナー棚氷

al., 2012）．しかしながら，まだ広大な未調査地域が南極と呼ぶ）は，南極底層水の形成（本巻の大島を参照）に

大陸には残されており，最終氷期最盛期のグローバルな重要な役割を果たしている．

海面低下への寄与量については，研究者によって見積もりが大きく異なっている（例えば，Ivins et al., 2013）．こ3.2.1 ウェッデル海周辺地域

こでは，国際的な共同研究で取りまとめられた地形地質（a） 最終氷期最盛期（2 万年前）：

学的方法（図 3）に基づく最終氷期最盛期の南極氷床の陸上の氷河地形地質データと表面照射年代［宇宙線と拡 大 位 置 と，そ れ 以 降 の 融 氷 史（主 と し て 接 地 線

地殻表面の岩石が反応することにより生成される 10 Be（grounding line）の位置の変化を意味する）に関して，

や 26 Al などの原位置宇宙線生成核種を定量する年代測

昭和基地周辺地域の研究結果を含めた現在までの成果

定法．地表面が宇宙線に曝されている間に地表面物質中（The RAISED Consortium et al., 2014; Hillenbrand et al.,に蓄積される宇宙線生成核種の量から，地表面が氷床か

232

三浦 英樹

図 4：南極大陸の分氷界と地名索引図．
青い陰影は氷床高度，白色部分は棚氷を示す．L-HB：リュツォ・ホルム湾，FM：フラムネス山地，PCM：
プリンスチャールズ山地，AIS：アメリー棚氷，WI：ウインドミル島，LD：ロウドーム，BT：ベルジカ
トラフ，BB：ブランスフィールド海盆，BI：ベルクナー島．The RAISED Consortium et al. (2014) の Fig.
1 を加筆修正．分氷界は，Zwally et al. (2012) に基づく．

ら解放されて露出していた時間を算出できる．横山ほか

囲（大陸棚に着底した氷の面積）が小さかったとする「シ（2005）や若狭ほか（2008）を参照］から，最終氷期最盛

ナリオ B」（地形地質データに基づく解釈：Hillenbrand期でも東南極氷床の氷厚は，エルスワース山脈におけるet al., 2012）という異なる 2 つの考え方が示されている．

230-480 m の上昇（図 5a に白丸で地点を示す）を除いて，Hillenbrand et al. (2014) は，両 者 の シ ナ リ オ とほとんど増加していなかったと考えられている（Fogwill

Hillenbrand et al. (2012) や Kristoffersen et al. (2000)，

et al., 2004; Bentley et al., 2010; Hein et al., 2011; Hodgson

Larter et al. (2012) の海底地形地質データを詳細に検討

et al., 2012）．一方で，大陸棚の地形地質データからみる

し，薄く勾配が緩やかで，わずかに海底に接地するようと，概ね大陸棚外縁付近まで氷床が拡大していたと解釈な氷床が大陸棚外縁まで広がる状況を想定すれば，すべされている（Hillenbrand et al., 2012, 2014; Stolldorf et al.,てのデータを矛盾なく説明できると提案している．

2012）．ただし，東南極氷床と西南極氷床が合流したこ（b） 1.5 万年前：とを示す海底の地形地質学的証拠は，まだ知られていな
い．

図 5b に示すように，ウェッデル海の西部では，「シナ
リオ A」の見方では，大陸棚中央部まで後退したと考え詳細に見ると，図 5a に示すように，最終氷期最盛期のるが，「シナリオ B」の見方では，氷床縁は大陸棚末端かウェッデル海周辺における氷床の空間的拡大範囲に関しらわずかに南側に後退したと考えている（Hillenbrandては，データの解釈の違いによって，大陸棚末端付近まet al., 2014）．

で拡大した「シナリオ A」（陸上の氷厚データと氷床モ（c） 1 万年前：

デルを組み合わせた解釈：Bentley et al., 2010; Le Brocq

図 5c に示すように，「シナリオ A」の見方では，ウェッet al., 2011; Whitehouse et al., 2012）と，それより拡大範デル海南西部のアイスライズ付近およびウェッデル海南

最終氷期最盛期以降の南極氷床融氷史

a：2万年前西南極氷床

c：1万年前233

b：1.5万年前

東南極氷床

d：5千年前氷床縁（ウェッデルシナリオA）
観測による氷床縁
確からしい氷床縁推定による氷床縁
氷床縁（ウェッデルシナリオB）
観測による氷床縁
確からしい氷床縁推定による氷床縁

現在と比較した氷厚変化（m）
現在と比較した推定される
氷厚変化（m）
現在の接地線

標高（海抜m）

図 5：最終氷期最盛期以降の各時代（2 万年前，1.5 万年前，1 万年前，5 千年前）の南極氷床の復元
図．
各図には，接地線の位置，現在の氷床高度と比較した氷厚変化（単位はメートル），復元される氷床
高度（ロス海のみ）が示されており，接地線の位置の不確実さは線の種類で区分されている．基盤地
形は，BEDMAP2 (Fretwell et al., 2013) を使用．The RAISED Consortium et al. (2014) の Fig. 2 を加筆修正．

東部の現在の氷床縁に近い位置まで後退，「シナリオ B」

おり，近年，大規模な棚氷の流出が生じている（Rignotの見方では，バークナー島北端まで後退したと考えていet al., 2013）．

る（Hillenbrand et al., 2014）．

（a） 最終氷期最盛期（2 万年前）：（d） 5 千年前：

南極半島周辺地域は陸上と海底の研究が最も進んでい図 5d に示すように，「シナリオ A」では，現在の氷床る地域であり，多くの研究に基づいて，図 5a に示すよう縁に近い位置まで後退したと考えるが，「シナリオ B」でに，氷床縁は大陸棚外縁まで達し，着底していたと復元

は，現在の氷床縁から，まだかなり離れた沖合に氷床縁されている（Ó Cofaigh et al., 2014）．また，海底下の氷が位置していたとしている（Hillenbrand et al., 2014）．

河地形と堆積物の特徴から，大陸棚の内側から中央部を横切るような過去の氷床の流れが生じ，大陸棚が交差す

3.2.2 南極半島・ベリングスハウゼン・アムンゼン海周辺地域
これらの地域は西南極氷床の主要な流出地域となってるように分断された海底地形が形成された（Ó Cofaigh
et al., 2014）．
ベリングスハウゼン海のベルジカトラフでは，接地線

234

三浦 英樹

が大陸側に深く湾入しており，最終氷期最盛期には既にal., 2008）．この地域に発達する棚氷（現在はロス棚氷と氷床が大陸棚外縁を離れていた（Larter et al., 2012）．

呼ばれる）も，南極底層水の形成（本巻の大島を参照）

アムンゼン海の地形学的特徴や大陸棚から得られた放射性炭素年代のデータは，最終氷期最盛期の接地線が大に深く関係する．
（a） 最終氷期最盛期（2 万年前）：

陸棚外縁にかなり近い位置まで移動していたことを示し

図 5a に示すように，多くの海底地形地質のデータかており，氷床が拡大していたことがわかる．しかし，そら，最終氷期最盛期のロス海は大陸棚の末端付近まで着の後の氷床の後退を示す接地線の移動に関するデータは底していた（Anderson et al., 2014）．ロス海の海底地形

ほとんど得られていない．一方で，大陸棚外縁に近い場地質の特徴と海底の氷河堆積物を構成する砕屑物の岩質所から採取された海底堆積物コアからは，最終氷期最盛の解析から，最終氷期最盛期にロス海に着底した氷床の期の年代を示す有孔虫化石が見つかっている．この事実

半分以上は東南極から流れてきたと考えられているから，氷床の後退が 2 万年前より先に始まっていたか，（Licht et al., 2005）．Anderson et al. (2014) は，ロス海東あるいは，この時期に接地線の位置が大陸棚外側付近で部において，氷底下にできる特徴的な地形が大陸棚の末変動していて，部分的に氷床から解放されていたことが端付近まで広がることから，西南極氷床も，過去に大陸示唆される（Larter et al., 2014）．

棚を広く覆う規模まで拡大していたと推定した．海底堆（b） 1.5 万年前：

積物中の酸不溶性有機物の放射性炭素年代は，氷床が最図 5b に示すように，最終氷期最盛期以降の初期の氷終氷期より前に後退していたことを示している（Licht

床後退は，
南極半島東部では 1.8 万年前，ブランスフィー

et al., 1996）．しかし，その拡大時期が最終氷期最盛期でルド海盆では 1.75 万年前までに始まっていたようでああるかどうかは，海底堆積物に古い炭素の影響があるたる．しかし，半島の西側に沿った南部付近では，大陸棚

め，まだ確定できていない．この氷床がロス海に拡大し外縁部からの氷床縁の後退は他の場所よりもゆっくり進た時代を決定するために，古い炭素の影響を除いた特定

行していた（Ó Cofaigh et al., 2014）．

有機化合物を用いた海底堆積物の放射性炭素年代の研究

ベリングスハウゼン海のベルジカトラフでは，この時期も大陸側に湾入した形で氷床の後退が継続していた（Larter et al., 2012）．

が 進 め ら れ て い る（例 え ば，Ohkouchi and Eglinton,
2008）．
陸上の地形地質および表面照射年代データからは，西

アムンゼン海東部では，大陸棚の外側のトラフに接地

南極流域の上流部のヌナタク（氷河地域に見られる地形

線の湾入が進行した可能性があるが，アムンゼン海西部の一種で，氷河・氷床上に突き出た岩峰や岩稜のこと）

では，狭い大陸棚のほとんどの場所で 1.5 万年前までにや東南極氷床流域の溢流氷河に沿った内陸部（最上流）

後退していた（Larter et al., 2014）．

の 地 域 で は，ほ と ん ど 氷 厚 は 増 加 し て い な か っ た（c） 1 万年前：

（Bockheim et al., 1989; Denton et al., 1989a, b; Ackert et

図 5c に示すように，南極半島の西縁と東縁に沿って，

al., 1999; Bromley et al., 2010, 2012; Todd et al., 2010）．

1.5 万年～1 万年前の間に明らかな氷床の後退が生じ，一方，図 5b に示すように，南極横断山脈の中央部や南

完新世中期までには現在の氷床縁近くまで氷床が後退し部の溢流氷河の河口部では，最終氷期最盛期から 1.5 万

た．半島の東側では，1 万年前までに，ほぼ現在と同じ年前までの氷厚は，東南極氷床が現在よりも 1000 m 程位置まで氷床縁が後退した（Ó Cofaigh et al., 2014）．

度厚く（Bromley et al, 2010, 2012; Todd et al., 2010），西

アムンゼン海では，1.3 万年前の後に急速な氷床の後南極氷床でもロス海東部の山地では，現在よりも 800 m

退が生じた．そのため，それまでアムンゼン海まで張り以上厚くなっていたことが知られている（Stone et al.,

出していた氷床縁は，1 万年前までに現在の氷縁に近づ

2003）
．

いた（Larter et al., 2014）．

（b） 1.5 万年前：
図 5b に示すように，最終氷期最盛期の氷床縁の位置

3.2.3 ロス海周辺地域
ロス海はウェッデル海と同様に，西南極氷床と東南極氷床の両方の氷床が流れ込む場所に位置する．現在の東に比べて，わずかに後退したと考えられる（Anderson etal., 2014）．
（c） 1 万年前：

南極氷床と西南極氷床の流域面積は，それぞれ約 165 万

ロス海西部の沿岸においては，東南極氷床の主要な後

平方キロメートル，約 75 万平方キロメートルと見積も退が 1.3 万年前より後に生じ，さらに完新世の間に急激られ，全体の質量収支はプラスとなっている（Rignot etに進行した（Cunningham et al., 1999; Anderson et al.,

最終氷期最盛期以降の南極氷床融氷史

2014）．ロス海東部沿岸でも 1 万年前に西南極氷床の後

2009）
．

退 が 開 始 し て 完 新 世 に か け て 進 行 し た（Stone et al.,（b） 1.5 万年前：

235

2003）
．陸上の氷床後退が東西でほぼ同時に生じたのに東南極で，1.5 万年前より前に氷床が大きく後退した

対して，大陸棚からの氷床の後退はこれより少し早かっ

明確な証拠がある場所は，プリンスチャールズ山地のた（Conway et al., 1999; Anderson et al., 2014）．ただし，

ローウェ山地北側の 1 箇所しか知られていない（White

図 5c に示すように，大陸棚の東部については，氷床縁のet al., 2010）．その他の場所では，大きな変動が認められ

位置ははっきりしていない．

る地域はなく，東南極氷床は大陸棚上に留まっていたと（d） 5 千年前：考えられている（Mackintosh et al., 2014）．しかし，陸上

氷床の後退は進行したが，図 5d に示すように，氷床の表面照射年代から，マックロバートソンランドでは，

縁は現在の位置よりもまだかなり離れた海側に存在して現在の海岸線に沿って氷床が薄くなっていたことが示さいた（Conway et al., 1999）．なお，Yokoyama et al. (2016)

れており（Mackintosh et al., 2007），大陸棚縁辺部まで東は，大気中で生成して海底に沈降した Be が濃集した

南極氷床が広がっていたのかはわかっていない

時代に基づいて，5 千年前にロス海の棚氷が崩壊してい（Mackintosh et al., 2014）．

た位置（接地線ではない）を報告している．

（c） 1 万年前：

10

海底堆積物や陸上の化石の放射性炭素年代や氷河地形
3.2.4 東南極地域（ロス海とウエッデル海を除く）の表面照射年代データから，ロウドーム近傍のウインド

東南極氷床は，地球上で最大の氷床であり，その氷厚

ミル島，プリッツ湾，マックロバートソンランドの大陸

は，ほとんどの地域で 2 km を越えており，中心部では棚やリュツォ・ホルム湾では，1 万年前までに氷床後退

最大 4.8 km 以上ある．氷床下の基盤地形の高度は，が 始 ま っ た と 考 え ら れ る（Domack et al., 1991, 1998;

ウィルクスランドでは海面下であるが，その他の多くのGoodwin, 1993, 1996; Miura et al., 1998）．東南極氷床の地域は海面上に位置する（Fretwell et al., 2013）．

薄化や面的な後退は，その後も継続していたと考えられ（a） 最終氷期最盛期（2 万年前）：ている（Mackintosh et al., 2014）．

東南極では，最終氷期最盛期の氷床拡大に関する系統（d） 5 千年前：的な研究はまだ十分に行われておらず，直接 2 万年前のマックロバートソンランドのフラムネス山地やリュ年代を示す証拠はほとんど得られていない．しかし，ツォ・ホルム湾から見つかった迷子石（氷河・氷床によっMackintosh et al. (2011) は，図 5a に示すように，マックて運搬され，氷河が溶け去った後に取り残された礫のこ

ロバートソンランドの氷床が最終氷期最盛期には大陸棚と）の表面照射年代は，1 万年前から 5 千年前の間に氷の末端付近まで近づいていたことを海底堆積物の解析か床がかなり薄くなって，この時期に現在の氷床の形状にら示している．これとは対照的に，プリッツ湾では，ラ近づいたことを示している（図 6；Miura et al., 2002;

ンバート氷河とそれに続くアメリー棚氷は，大陸棚の内

Mackintosh et al., 2007; Yamane et al., 2011）．

側を越えて拡大することはなかった．陸上では，プリン

で氷床が数百メートルも厚くなっていたことが示されて

4. まとめと今後の課題：特に野外地形地質調査と GIA による最終氷期最盛期の南極氷床モデルとの関係いる（Mackintosh et al., 2007）．

4.1 最終氷期最盛期における氷床縁の位置について：スチャールズ山地とフラムネス山地のヌナタクで得られた表面照射年代のデータから，現在の海岸や接地線付近

ドロンイングモードランドのセール・ロンダーネ山地

海底の大陸棚地形・堆積物探査の必要性

では，ヌナタクから表面照射年代が得られており，最終

最終氷期最盛期以降の時代に限っても，南極大陸や周氷期最盛期には氷床の厚さはほとんど増加していなかっ辺の海底から得られた地形地質のデータはまだ極めて乏たと考えられている（Moriwaki et al., 1992; Suganuma et

しい状態であり，特に，広大な面積を占めていながら観

al., 2014）．

測基地が少ない東南極地域ではそれが顕著である．これ

リュツォ・ホルム湾やプリッツ湾周辺の沿岸の露岩にまで最終氷期最盛期における南極氷床縁の大部分は大陸

は，最終氷期より前の MIS 3 やそれより古い時代の堆積

棚外縁付近に位置していたと推定されてきたが，そのほ物が保存されている．このことから，これら一部の地域

とんどが図 5a 中に破線で示されているように，まだ明は最終氷期最盛期にも氷床に覆われていなかったと解釈

確になっているとは言えない．現在進められている南極

さ れ て い る（図 6；Miura et al., 1998; Hodgson et al.,

氷 床 の GIA モ デ ル も，基 本 的 に CLIMAP モ デ ル

236

三浦 英樹

図 6：日本の主要な観測地域であるドロンイングモードランドのリュツォ・
ホルム湾周辺の露岩の分布，氷床表面と海底の地形および氷床変動に関する年代の総括図．
宗谷海岸のラングホブデ北部とオングル諸島からは，最終氷期最盛期より古い時代を示す貝化石が発見されていることから，最終氷期最盛期には，大陸棚を含めてラングホブデ北部以北の地域（オレンジ色の破線より北）は氷床に覆われていなかったと考えられる．三浦原図の Mackintosh et al.
(2014) の図を加筆修正．氷床表面の流速は Rignot et al. (2011) から引用．

（Denton and Hughes, 1981）が示した図と同様に，最終拡大していたとする推定は，Hollin (1962) によって示さ氷期最盛期の氷床縁辺部が大陸棚末端付近に位置していれた考えである．彼は，ロス海に面したマクマード・ド

た（Anderson et al., 2002）と仮定して計算しなければな

ライバレーにおける研究結果から，最終氷期の北半球氷らない状況である（例えば，Ivins et al., 2013; Okuno and

床拡大に伴う海面低下の結果，南極大陸縁辺で陸化した

Miura, 2013; Whitehouse et al., 2012；本巻の奥野を参場所が広がることで，南極氷床縁が大陸棚末端付近まで

照）．しかし，最終氷期最盛期の氷床分布範囲が異なっ

前進し，この氷床縁の前進に伴って内陸部の氷厚も増加ていた場合，GIA による氷床体積の計算結果も大きくしたと考えた．CLIMAP モデル（Denton and Hughes,

違ったものになる．

1981）では，この Hollin (1962) の考えを採用して，最終最終氷期最盛期の南極氷床縁辺が大陸棚末端付近まで

氷期最盛期の南極氷床の末端位置が大陸棚外縁まで拡大

最終氷期最盛期以降の南極氷床融氷史したと想定し，実証的なデータが存在しない東南極地域

237

ることには注意が必要であることを強調しておきたい．

を含めた氷床分布図を作成した．しかし，南極大陸の大陸棚は他の大陸に比べて水深が深いため，100 m ほどの

4.3 最終氷期の陸上岩盤の侵食除去による GIA モデル

海面低下によって陸化する面積は他の大陸に比べて大きへの影響：最終氷期以降の岩盤の侵食量の解明

くない．

現在の GIA による氷床モデルは，基本的に氷床荷重

ウィルクスランドを除いたほとんどが海水準より高いの変化を中心に計算しているが，この計算には，陸上の位置に存在する東南極氷床は，海面変化の影響を強く受岩盤の侵食と砕屑物が海底へ運搬された結果生じる質量

けて変動してきた西南極氷床とは異なり，独自（北半球

分配の変化については考慮されていない．しかし，昭和

氷床の変動とは異なる形）の変動をしていた可能性があ基地周辺の露岩を歩いてみると，現実に氷河の融解水にる．南極大陸周辺の地域ごとに氷床縁の後退のタイミン

よって形成された最終氷期以降の岩盤の侵食地形が広く

グやプロセスが違っていることや，東南極の沿岸露岩か認められる（例えば，Sawagaki and Hirakawa, 1997 なら最終氷期最盛期より古い時代の堆積物が報告されていど）．もし，最終氷期以降の沿岸部における氷床の侵食ること（Miura et al., 1998; Hodgson et al., 2009）は，その力が大きく，短時間で大量の岩盤が侵食を受けていた場

可能性を示唆するデータである．広大な東南極氷床の過合，沿岸部での荷重変化が生じることになり，GIA の計

去の挙動の解明は，地球システムのメカニズムを考える

算にも影響を与える可能性がある（氷床変化量の過剰な上でも極めて重要な課題である．このような点から，南見積もり）．陸上で観察される最終氷期の氷河地形と海極大陸周辺海底の大陸棚の地形探査と堆積物採取を進め底探査による海底堆積物の堆積量を詳細に調査し，最終ることで，正確な最終氷期最盛期とそれ以降の南極氷床

氷期以降の氷床後退期に岩盤がどの程度侵食されたのか

縁の位置決定が必要である．

を定量的に見積もることで，GIA の氷床モデルへの影響も検討すべきである．

4.2 内陸の氷床高度変化について：南極内陸山地の隆
起史の解明
南極内陸山地の氷床高度変化は，
図 3 に示したように，

謝辞

これまで単純に過去の地形と現在の氷床表面の高度差に北海道大学の大島慶一郎教授，京都大学の福田洋一教よって決定されてきたが，基盤となる山地の隆起につい授には，本稿の執筆の機会を与えていただき，有益な御ては深く言及されてこなかった．しかし，非活動的な大意見をいただいた．名古屋大学の須藤斎准教授には編集

陸縁辺に位置する南極大陸の山地であっても，まったく作業の労を執り，原稿改善への有益な御意見をいただい隆起していないわけではない．むしろ，山地の侵食や氷た．北海道大学低温科学研究所の北川暁子さんには編集

床荷重の変化によって，南極の山地も隆起していると考作業で大変お世話になった．皆さまに深く感謝いたしまえるべきであり（例えば，Iwata, 1990; Fitzgerald andす．

Stump, 1997），隆起史や隆起量を定量的に考慮しなければ，過去の氷床高度を過剰に見積もってしまう可能性がある．南極大陸内陸部の氷床高度をより正確に復元する
ためには，フィッショントラック年代を利用した山地の上昇量や大陸棚の海底堆積物の堆積速度（Jamieson etal., 2005; Emmel et al., 2008），氷河や風化による岩盤の侵食速度（Summerfield et al., 1999; Herman et al., 2015;
Koppes et al., 2015），人工衛星の重力データ（Ivins andJames, 2005）などを総合的に組み合わせて，定量的な南極の山地隆起史を明らかにする必要がある．
なお，氷河地形が示す高度は，あくまで過去の氷床底面の高度であって，氷床表面高度を示すものではないことに注意しなければならない．したがって，海水準変動を示す海岸の旧汀線地形とは異なり，氷河地形に基づく
過去の氷床底面高度を用いて内陸山地に GIA を適用す

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doi: 10.14943/lowtemsci. 76. 243

南大洋の形成佐藤 暢1），野木 義史2），藤井 昌和2），佐藤 太一3）
南大洋の形成過程は，ゴンドワナの分裂過程と言い換えることができる．本稿の目的はゴンドワナの分裂過程をレビューすることで，南大洋の形成についての理解を深めることである．大陸分裂は，プルームの上昇によって始まる場合とプレート運動によってリフティングが生じて始まる場合がある．南大洋の形成と直接の関係がある東ゴンドワナの分裂の際には，大陸分裂初期過程のリフティン
グが先行し，プルームによる活動がそれに続いたようである．約 3000 万年前に南極大陸が孤立することによって南大洋は現在と同じセッティングになった．タスマニアゲートウェイが約 3400 万年前に形成され，ドレイク海峡は約 2700 万年前に形成されたと推定されている．

Origin of the Southern Ocean
Hiroshi Sato1, Yoshihumi Nogi2, Masakazu Fujii2 and Taishi Sato3
The Southern Ocean had been formed by the continental break-up of the Gondwana. In this paper, we review the
break-up history of the Gondwana to understand the Southern Ocean formation in terms of geology, geophysics, andtectonics. Two cases of continental break-up are proposed: continental break-up followed by plume upwelling or
ascending of deep hot materials due to thinning continental lithosphere during continental break-up. In the cases forbreak-up of the East Gondwana, with which the Southern Ocean was directly formed, it is likely that deep hot materials
arose after rifting of the continental lithosphere. The distribution of continent and ocean in the Southern Ocean hadcompleted at around 30 Ma when Antarctica had been isolated near the present location. Tasmanian gateway
between Australia and Antarctica had formed at approximately 34 million years ago, and the Drake Passage between
South America and Antarctica had formed at approximately 27 million years ago.
キーワード：プレートテクトニクス，ゴンドワナ，大陸分裂，プルーム
plate tectonics, Gondwana, continental break-up, plume activity

1. はじめに連絡先佐藤 暢
専修大学 経営学部〒214-8580 神奈川県川崎市多摩区東三田 2-1-1
Tel. 044-911-0577
e-mail：satohiro@isc.senshu-u.ac.jp⚑) 専修大学 経営学部
School of Business Administration, Senshu University,
Kawasaki, Japan⚒) 国立極地研究所 地圏研究グループ
Geoscience Group, National Institute of Polar Research,
Tachikawa, Japan⚓) 産業技術総合研究所 地質情報研究部門
The Institute of Geology and Geoinformation, National
Institute of Advanced Industrial Science and Technology,
Tsukuba, Japan

南極大陸を取り囲むように広がる海洋が南大洋であり，
これがあるがゆえに南極大陸は他の大陸から孤立し，かつ極域に存在しているため，「巨大リザーバ」として働くのである．南大洋がどのように形成され，現在のような海洋循環がいつ頃から働き出したのか，という問題は，「いつ南極大陸が孤立したのか」と言い換えることができる．南極大陸は，古生代の約 5 億年前以降存在していた大陸塊「ゴンドワナ」（図 1）の一部であり1，4．で述
1

超大陸ロディニアの次の超大陸としてゴンドワナが挙げられることもある．図 1 は約 5 億年前のゴンドワナの形成時の様子を示すが，ローレンシア（北アメリカ）やバルチカ（ヨーロッパ
西部）といった地塊はゴンドワナの一部にはなっていなかった．
ゴンドワナを超大陸として扱わない研究者もいるため，本論でも大陸塊と表記した．なお，大陸塊「ゴンドワナ」は，移動は

244

佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

図 1：古生代始め（約 5 億 3300 万年前）の大陸塊「ゴンドワナ」の復元図．
Dalziel (2014) の 復 元 図 を デ ー タ 化 し た PLATES project (http: //ig. utexas.
edu/marine-and-tectonics/plates-project/) のデータセットによる．この図の範
囲外にバルチカ（ヨーロッパ西部）が位置していた．

べるように，中生代の約 1 億 8000 万年前以降のゴンド現象であり，ゴンドワナの分裂が最近の南大洋の環境変

ワナの分裂の結果，他の大陸が南極大陸から離れていき，

動と直接関係しているわけではない．しかしながら，南

現在の配置となった．

大洋という場の形成の歴史を知ることで，より現在の南では，一体，大陸分裂はどうして生じるのだろうか？
大陸分裂に至る過程は 2 つあると考えられている（図大洋の理解を深めることができると考え，本稿で扱うこ
とにする．

2）
．
（スーパー）プルーム（地球内部の熱い上昇流）の活動が大陸分裂を生じさせる場合と，必ずしもプルームの活動を伴わず，プレート運動の変化などによってリフ

2. 南大洋の構成

ティングが生じることで大陸分裂へと移行する場合であ

図 3 に南大洋周辺の主な地形の名称を，図 4 に南大洋

る（Buiter and Torsvik, 2014 など）．つまり，鶏が先か，周辺のプレート配置を示した．基本的な特徴として，南

卵が先か，ということは必ずしも明らかとなっていない．

大洋に存在するプレート境界のほとんどは発散境界2 でゴンドワナの分裂は，大陸分裂の前段階ともいえるリ

ある中央海嶺3 であることが挙げられる．

フティングが生じている現在のアフリカ東部を除けば，

経度 0 度付近には，大西洋中央海嶺（図 3 の MAR）と地球史の中で最も新しい大陸分裂であり，その過程を詳

大西洋南極海嶺（図 3 の AAR．南米プレートと南極プ細に調べることが可能である．特に，南大洋にはその初レートの境界），および南西インド洋海嶺（図 3 の SWIR．

期過程が残されており（例えば Hanyu et al., 2017），格好

アフリカプレートと南極プレートの境界）の三重会合点の場となっている．このような大陸分裂の過程は，新学術領域研究「南極の海と氷床」が対象としている南大洋の環境変動に比べ，時間スケールが 1 ないし 2 桁大きい

するものの，ほぼ図 1 の形のまま分裂せずに，2～3 億年前に形成された超大陸パンゲアの南部の陸塊を構成する．

プレート境界は，その境界で 2 つのプレートが離れていく発散
境界，2 つのプレートが近づく収束境界，2 つのプレートがすれ
違う平行移動境界の 3 つに分けられる．
3
海洋地殻およびプレートが作り出される海底の高まり．プレー
ト境界としては発散境界であり，そこで作られたプレートが中央海嶺を挟んだ両側に離れていく．「中央」海嶺であるが，必ずしも大洋の中央部にあるわけではない．
2

南大洋の形成245

図 2：大陸分裂に至る 2 つのケースを模式的，簡略的に示したもの．Buiter and Torsvik (2014)
を参考に作成．断面で示しているため，プルームは地表から見ればほぼ円形となる．リフティ
ングにより大陸分裂が起こる場合（右），減圧融解による通常のアセノスフェアの融解だけではなく，近傍に存在する大陸分裂とは直接関係のなかったプルームの出口となる可能性も指摘されている．

であるブーベ三重会合点（図 3 および 4 の BTJ）が存在

南極半島と南米に挟まれた地域には南極プレート周辺

する．南西インド洋海嶺の東端は東経 70 度付近で，中では数少ない沈み込み帯5（サンドイッチ海溝，図 3 の央インド洋海嶺（図 3 の CIR．アフリカプレートとイン

SST）が存在し，大西洋南極海嶺で形成されたプレート

ド－オーストラリアプレートの境界）と南東インド洋海が沈み込んでいる．そこにはスコチアプレートとサンド嶺（図 3 の SEIR．インド－オーストラリアプレートとイッチプレートが存在し，その境界である東スコチア海

南極プレートの境界）に会合し，ロドリゲス三重会合点

嶺は現在活動している背弧海盆拡大軸6 である．大西洋（図 3 および図 4 の RTJ）を形成する．さらに，南東イ

南極海嶺はサンドイッチ海溝，サンドイッチプレート，

ンド洋海嶺の東側の延長は，経度 180 度付近でマッコー

スコチアプレートの南でトランスフォーム断層に変わリ三重会合点（図 3 および 4 の MqTJ）を形成する．マッり，スコチアプレートの南端を形成する．ここはかつて

コーリ三重会合点では南東インド洋海嶺と太平洋南極海

沈み込み境界であったが，ウェッデル海に存在した中央嶺（図 3 の PAR．太平洋プレートと南極プレートの境

海嶺拡大軸が衝突することにより，活動が停止したと考界），ニュージーランドから南に伸びるトランスフォー

えられている（Eagles and Jokat, 2014）．

ム断層 とが会合している．西経 110 度付近で太平洋南

南大洋での地震活動は，南極プレートを取り囲む中央

極海嶺はファン・フェルナンデス・マイクロ・プレート

海嶺を中心に生じている（図 4）．また，サウスサンドを伴う三重会合点に達する．ファン・フェルナンデス・

イッチ海溝やチリ海溝では沈み込みに伴う地震活動が生

マイクロ・プレートから東にはチリ海嶺（図 3 の CLR）

じている．南極大陸，オーストラリア大陸，アフリカ大4が延びており，南極プレートとナスカプレートの境界となっている．

4

プレート境界，例えば中央海嶺と中央海嶺，中央海嶺と海溝，
海溝と海溝をつなぐ断層．この断層を挟む 2 つのプレートは互
いにすれ違うので，ここはプレートの平行移動境界となる．

プレートがもう一方のプレートに沈み込む現象が起こっている
地域のこと．
6
背弧とは日本列島や伊豆諸島のような島弧の陸側，すなわち海溝とは反対側を指す．ここに，中央海嶺のような拡大が生じる
ことで形成された縁海盆を背弧海盆と呼ぶ．背弧海盆を作る拡
大を背弧拡大と呼び，中央海嶺と同じような拡大軸で海洋地殻が形成される．
5佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

246

図 3：南大洋周辺の地形図と主な地形の名称（本文で言及するものに限った）．線はプレート境界の種類（赤：発散境界，黄：収束境界，緑：平行移動境界）を示す．地形データは，ETOPO1 (Amante and Eakins, 2009) に基づく．図中の略称は以下の通り．
BTJ：ブーベ三重会合点，SWIR：南西インド洋海嶺，NV：ナタル海盆，MZR：モザ
ンビーク海嶺，CR：コンラッドライズ，RTJ：ロドリゲス三重会合点，KP：ケルゲレ
ン海台，SB：Skiff Bank，EB：Elan Bank，SEIR：南東インド洋海嶺，NER：ナィン
ティイースト海嶺，BR：ブロークン海嶺，AAD：オーストラリア－南極不連続，TSI：
タスマニア島，STR：サウスタスマンライズ，MqTJ：マッコーリ三重会合点，PAR：
太平洋南極海嶺，CLR：チリ海嶺，CT：チリ海溝，DP：ドレイク海峡，SCS：スコチ
ア海，ESR：東スコチア海嶺，SST：サウスサンドイッチ海溝，AAR：大西洋南極海嶺，MBL：マリーバードランド

陸内部で生じる地震は，プレート内地震である．

力になったとの考えもあるが，震央近くには大陸地殻の1998 年 3 月 25 日にモーメントマグニチュード 8.1 の断片と考えられる海山が存在しており，そこに発達する巨大地震が南極プレート内部で発生した．これは海洋プ

断層が巨大地震と関係している可能性を示している．

レート内 で生じる横ずれ断層型の地震としてはこれま
7で記録された中で最大のものの一つであった（Nogi,
2013 の引用を参照）．Nogi (2013) は，この地震の震央付

3. 大陸分裂の復元

近の地球物理学探査を行い，海底構造を明らかにした．

南大洋の形成史は大陸分裂とそれに伴う海洋の発達とそれによると，南極大陸での氷床融解が地震発生の駆動言える．大陸分裂が進み，海洋地殻が形成されるようになった後の発達史は，以下のように復元される．地球の7

南極プレートが海洋プレートであるという意味ではなく，南極プレートのうち海洋地殻が占める部分で生じたという意味である．南極プレートは海洋地殻の部分と大陸地殻の部分で構成されるので，南極プレートそのものを海洋プレートか大陸プレー
トかに分けることはできない．

磁場は数万年～数百万年ごとに逆転していることが知られているが，その地球の磁場（地磁気）の逆転8 のため
8現在の地球の磁場は北極側が S 極，南極側が N 極である．地南大洋の形成247

図 4：南大洋周辺で発生した地震とプレートの名称．地震は 1976 年 1 月 1 日
から 2016 年 3 月 31 日までに発生した Mw＞5 の地震をプロットした．地震
データは Dziewonski et al. (1981) および Ekström et al. (2012) に基づいた
Global CMT (http://www.globalcmt.org) による．プロットのカラーは右下のカラースケールに基づき，地震の震源の深さで色分けしたもの．省略したプ
レートの名称は SP：スコチアプレート，SWP：サンドイッチプレート，DP：
ドレイクプレート，FJP：ファン・フェルナンデス・マイクロ・プレートに，中央海嶺で形成される海底の岩石の温度が下がる際が異なる場合があることに注意する［例えば Gradsteinに獲得される熱残留磁化は，形成時の地球磁場の方向とet al. (eds.), 2012 など］．

同じ向きとなる．そのため，長い時間をかけて磁場の逆中生代の中頃，約 8000 万年前から 1 億 2000 万年前の転が繰り返されると，中央海嶺を対称の軸とする正逆互

約 4000 万年間の海洋底では，磁気異常縞模様が観測さい違いの磁化方向を持つ海底が並ぶことになり，海底のれず，白亜紀磁気静穏帯（CQZ: Cretaceous Quiet Zone）

地磁気を観測すると平均的な地球磁場9 との差である磁と呼ばれている．この時期は，白亜紀スーパークロン

気異常の正負が縞模様をなす「磁気異常縞模様」が観察（Cretaceous Super Chron）と呼ばれ，地球磁場の方向がされる（図 5）
．地球磁場逆転年表と磁気異常の変動パ

現在と同じで，逆転が生じなかったと考えられているターンを比較することにより，海底の形成年代を決定し，（Larson and Pitman, 1972）．したがって，この時期に形海底拡大史を復元することができる（詳細は中西・沖野，成された海底については，詳細な拡大史を編むのが困難

2016 を参照）．なお，地球磁場逆転年表の数値年代は，で あ る．ま た 一 方 で，ジ ュ ラ 紀 磁 気 静 穏 帯（JQZ：

年表により異なるので，どの年表を用いるかで数値年代

Jurassic Quiet Zone）も知られている．この期間は，海上で観測される磁気異常では，1 つ 1 つの地磁気逆転記

磁気の向きが現在と同じ向きであった時代を正磁極期，現在とは逆であった時代を逆磁極期と呼ぶ．
9
国 際 標 準 磁 場（IGRF: International Geomagnetic Reference
Field）モデルを用いることが多い．

録を識別することができないことから静穏帯と考えられてきたが，静穏とは逆に，頻繁な地磁気逆転のために，
見かけ上，磁気異常縞模様が海上では観測されないと現佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

248

図 5：中央海嶺付近における磁気異常縞模様の模式図（Gee and Kent, 2007 に
加筆修正）．海上での地磁気観測で得られた磁気異常プロファイルを面的に表すと，磁気異常縞模様が得られる．矢印はプレートの運動方向を示す．中央海嶺に挟まれた部分にはトランスフォーム断層が形成され，平行移動のプ
レート境界となる．

在では考えられている（Tivey et al., 2006）．

陸パンゲアの南側を構成していた大陸塊であり，東ゴン

ゴンドワナ分裂に伴う大陸移動と海洋底拡大が生じた

ドワナと西ゴンドワナで構成される（図 8）．東ゴンドワ

時期は白亜紀スーパークロンを挟んでおり，磁気異常縞

ナは現在の南極，オーストラリア，インド，マダガスカ

模様だけではなく，断裂帯などによっても推定される．

ルで，西ゴンドワナは現在の南アメリカとアフリカで構断裂帯とは中央海嶺などの拡大軸に発達するトランス

成されていた（Rogers and Santosh, 2003）．

フォーム断層（図 5）の延長に発達する地形であり，過去

西ゴンドワナ，東ゴンドワナは共にさらなる分裂と集のトランスフォーム断層を表している．トランスフォー

合を繰り返し，現在の姿に近づく．この分裂・集合史は

ム断層は，プレートがすれ違う境界なので，その向き（地図 9 のようにまとめられるが，これは分裂の開始を基準

質学用語では「走向」という）はその地点でのプレートにしているため，例えば，南大洋がいつ完成し，南極周運動の方向と一致する．したがって，過去のトランス極流が形成されたのか，については読み取ることができ

フォーム断層である断裂帯の向き（走向）を調べることない．

で過去のプレート運動の方向を推定できる．人工衛星で得られる地形や重力データから推定される断裂帯の分布

4.2 東西ゴンドワナの分裂を図 6 に示す．

ゴンドワナは約 1 億 8000 万年前に西ゴンドワナと東このように様々な方法で得られた情報を集めて，海洋

ゴンドワナに分裂し始める．この頃，プルーム起源と考底形成の等年代線が作成されている（図 7）．これによる

えられている巨大火成岩岩石区（LIPs: Large Igneousと，南大洋で最も古い海洋地殻はアフリカ沖とウェッデ

10Provinces）
であるアフリカ南部の Karoo，現在の南極ル海から東南極にかけての大陸縁に分布していることが横断山脈からオーストラリアの Ferrar，南アメリカ南わかる．

部の Chon Aike が形成されたことが知られている（図10）．火成活動の範囲はプルームによる活動に期待され

4. ゴンドワナの分裂
4.1 ゴンドワナ分裂略史
ゴンドワナは，古生代後半から中生代に存在した超大る円形をしておらず，当時の太平洋側からゴンドワナへ
10

激しい火成活動の結果，大量の溶岩が比較的短時間に噴出することによって形成された地質要素．陸では洪水玄武岩による溶岩台地を，海域では海台を形成する．

南大洋の形成249

図 6：南大洋周辺のプレート境界（赤：発散境界，黄：収束境界，緑：平行移動境界）と断裂帯（黒細線）の分布．丸はホットスポットを示す（黄色で塗りつぶされたものは，本文で言及しているもの）．黒で塗りつぶされた領域
が Large Igneous Provinces（LIPs：巨大火成岩岩石区）．PLATES project(http://ig.utexas.edu/marine-and-tectonics/plates-project/) のデータセットによるもので，ホットスポットは Müller et al. (1993)，LIPs は Coffin et al.
(2006) に基づく．LIPs の名称の後の括弧内は Coffin et al. (2006) などによる
主な形成年代（×100 万年前）．断裂帯は Wessel et al. (2015) のデータに基づく．ホットスポットの名称はゴチック体で示した．省略した名称は以下のとおり．B：Bouvet，V：Vema，M：Marion，C：Crozet，CR：Conrad，R：Reunion，K：Kerguelen，S-A：St. Paul-Amsterdam，T：Tasmantid，F：
Flinders，BL：Balleny，E：Erebus，MG：Marshall-Gilbert，M：Macdonald
Seamount，A：Austral-Cook，L：Louisville，P：Pitcairn，LN：Line，E：
Easter，SF：San Felix，J：Juan Fernandez，T：Trindade，TDC：Tristan
Da Cunha．LIPs の名称は細斜体で示した．省略した名称は以下の通り．
M：Maud Rise，D：Dronning Maud Land，PE：Paraná-Etendake，Ka：Karoo，
A：Agulhas，Md：Madagascar，C：コンラッドライズ，Ke：ケルゲレン，
B：ブロークン海嶺，BU：Bunbury，F：Ferrar，H：Hikurangi，G：Georgia
Riseの沈み込み帯にほぼ平行となっている．

は現在の Bouvet，Shona，Discovery ホットスポットで

最近，Hanyu et al. (2017) は，南アフリカ大陸南東沖のあると推定されている12．その後，西ゴンドワナは，約 1

ナタル海盆とモザンビーク海嶺周辺での磁気異常と衛星

億 3000 万年前に Paraná-Etendake 溶岩台地を作った現

重力データを解析し，ゴンドワナ分裂は約 1 億 8000 万年前から始まる大陸地殻の引き伸ばしによって開始されたと報告している．南アフリカ大陸南東沖に貫入岩体11が存在することも指摘しており，Karoo の火成活動に関連すると考えられる．Karoo-Ferrar の火成活動の中心

マグマが地上に噴出せずに，既存の地質体に入り込み，固結したもの．
12
図 6 では Bouvet ホットスポット（図 6 の B）しか示されていないが，Shona および Discovery ホットスポットも南大西洋に存在しているホットスポットである．
11

250

佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

図 7：海底地形陰影図上に示した海洋底の形成年代（Müller et al., 2008）．線
は現在のプレート境界を示す．黒：現在の中央海嶺（発散境界），黄：海溝（収束境界），黄緑トランスフォーム断層（平行移動境界）

在の Tristan Da Cunha ホットスポットによる火成活動

インドと南極－オーストラリア大陸の分裂時期とほぼ同によって，現在の南アメリカとアフリカにさらに分裂を時であることからも，これらの分裂とプルーム活動にはしていく（Torsvik and Cocks, 2013）．

関連がありそうであるが，4.3.1 で述べるような問題が一方，東ゴンドワナの分裂へのプルームの関与は明らある．

かではない．Ferrar の火成活動は現在の南極横断山脈

ホットスポットを不動としてプレート運動を復元するや南極－オーストラリア境界まで及んでいるが（図 10），ことで，ホットスポットによって過去に生じた火成活動

それらの地域では大陸分裂を起こしていないか，もっとの位置の移動履歴を推定できる．そのような推定に基づ後の時代の大陸分裂であり，プルームとの関連は弱そう

けば，現在のインド洋の LIPs の位置と分裂場所はほぼである．

一致するように見えるが（Storey, 1995），LIPs の活動時

東西ゴンドワナの分裂後，東ゴンドワナでは，約 1 億期やその活動史が未詳の部分もあり，分裂との関連は不3000 万年前からインドと南極－オーストラリア大陸が明である．また，南極大陸縁辺やその周辺海域では，大分裂を始める．インドは北上し，約 7000～6000 万年前

西洋における Paraná-Etendake 溶岩台地のような，大陸にその速度は最高速に達する（鳥海ほか，1997）．約分裂と大規模な火成活動を直接結びつけるような痕跡は

8000 万年前になると，南極大陸とオーストラリアが非常

ほとんど確認されていない．

に低速で分裂を開始し，約 4000 万年前からその動きが加速し，現在の姿になる．これらの分裂開始とプルーム

4.3 東ゴンドワナの分裂

活 動 の 関 連 も 明 ら か で は な い．例 え ば，イ ン ド 洋 の4.3.1 ケルゲレン海台の活動と東ゴンドワナの分裂

LIPs の代表であるケルゲレン海台は，約 1 億 3000 万年

インド洋の LIPs の代表であるケルゲレン海台，ケル前からの火成活動により形成されたと推定されており，

ゲレン海台と対をなすブロークン海嶺，さらにケルゲレ南大洋の形成251

図 8：ゴンドワナ分裂前（約 2 億年前）の復元図とテクトニックセッティング（Torsvik and Cocks,
2013 に加筆）．白太線の部分で，後に東西ゴンドワナに分裂する．省略した名称は以下の通り．
AP：南極半島，MBL：Marie Byrd Land（マリーバードランド），NZ：ニュージーランド

ンホットスポットのホットスポットトラック13 と考えらい（Coffin et al., 2002）．さらに，ケルゲレン海台と南極れているナィンティイースト海嶺の掘削が，深海掘削計

大陸間の大陸分裂に伴う連続した火成活動の痕跡なども画（ODP）第 119，120，183 節で行われた（掘削地点に未だ認められていない．

関しては，本巻の須藤他の図 1 を参照）
．Coffin et al.

一方，Elan Bank では，火成岩の他に大陸起源と考え(2002) などによると，ケルゲレンホットスポットの活動

られる変成岩や流紋岩，花崗岩質の礫岩層も掘削されてとして，古いものはインドのラージマハル玄武岩，オーいる．その礫岩層について Ingle et al. (2002) は，ゴンドストラリアの Bunbury 玄武岩，南部ケルゲレン海台でワナ分裂以前に東南極のレイナー岩体14 と連続していたの活動が知られており，1 億 3000 万年～1 億 1500 万年

インド側に分布する大陸地殻に由来すると結論付けてい前の年代値が得られている．その後，1 億年前頃までにる．さらに，Bénard et al. (2010) は，コンパイルされたElan Bank と中部ケルゲレン海台，9500 万年前頃にブ

屈折法地震探査のデータを含む地球物理学的結果に基づ

ロークン海嶺，8000 万年前以降にナィンティイースト海

いて，Elan Bank 下に大陸地殻が存在することを示唆し嶺や Skiff Bank，北部ケルゲレン海台と活動が続き，最ている．

近のケルゲレン諸島，Heard および McDonald 島での火

インド洋では，ケルゲレン海台の Elan Bank 以外にも

山活動に続いている．このように活動時期は東ゴンドワ

大陸地殻の存在が推定されている．ケルゲレン海台北部

ナの分裂時期と同時か直後であるが，噴出したマグマのの Skiff Bank や別のインド洋 LIPs とされているコン

量は活動初期に少なく，前期白亜紀（1 億 2000 万年前後）

ラッドライズからも大陸地殻に起源を持つ花崗岩類・変と後期白亜紀（1 億年前後）に多いという特徴があり，こ成岩類が報告されている（小林ほか，2013）．これらが本れは通常のプルームによる大陸分裂モデルとは合致しな

当に大陸地殻で構成されているとすれば，リフティング
および拡大の様式は単純なものではなく，現在の中央海13

ホットスポットの活動が続く間に，プレート（リソスフェア）
は移動する．そうすると，ホットスポットによる火山（火山島や海山）列が形成されることがある．そのようなホットスポッ
トによる火山活動の痕跡をホットスポットトラックと呼ぶ．

14

東南極エンダビーランド（昭和基地も含む東南極の一地域）に分布する変成岩体．

252

佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

図 9：パンゲア超大陸の分裂とそれに引き続くゴンドワナの分裂の時間変化を模式的に示した図．本文で引用した論文などに基づいて，総合的に作成．

図 10：約 1 億 8000 万年前の火成活動の分布の推定図（Duncan et al., 1997）．
アフリカ南部では Karoo，現在の南極横断山脈（図中の TM）からオーストラ
リアでは Ferrar として知られる．灰色は火成活動の影響があった範囲を，黒色は現在の分布が確認できる範囲を示している．南アメリカ南部はこの図では火成活動の範囲になっていないが，Chon Aike と呼ばれる珪長質の火成活動が知られている．

嶺以外に過去に活動を停止した幾つかの拡大軸を想定す

ど）．オーストラリア南方と南極大陸北側に認められる

る必要が生じる．

約 8300 万年前から約 4380 万年前までの磁気異常縞の間隔は非常に狭く，年間 10 mm 未満のゆっくりとした拡

4.3.2 オーストラリアと南極の分裂大であったことが推定される．約 4300 万年前頃，南東

オーストラリアの南方と南極大陸の北側に約 8300 万

インド洋海嶺の拡大速度は次第に増加し，超低速拡大か

年前に終了する白亜紀磁気静穏帯の磁気異常縞が認めら

ら低速拡大に移行する．約 4000 万年前には中速拡大（年れることから，東ゴンドワナ分裂後，約 8300 万年間の南間 20-30 mm）に加速し，約 3350 万前には，タスマニア

東インド洋海嶺での拡大を中心とした拡大史が編まれて島南方のプレート境界が大陸間の横ずれ断層からトランいる（Cande and Mutter, 1982; Cande and Stock, 2004 な

スフォーム断層に変化した．その結果，南タスマンライ

南大洋の形成253

図 11：スコチア海周辺の海底地形と代表的な名称．省略した名称は以下のとおり．GL：Graham
Land，A：Anvers 島，B：Brabant 島，P：Paulet 島，JR：James Ross 島，D：Deception 島，KG：
King George 島，EL：Elephant 島，SO：South Orkney 諸島，SG：South Georgia 島

ズが北方に移動するようになり，タスマニアゲートウェ

造発達史（テクトニクス）は複雑である．スコチア海はイが急速に開くようになった（Cande and Stock, 2004）．

西から西スコチア海，中央スコチア海，東スコチア海のタスマニアライズを掘削した Shipboard Scientific Party

3 つの背弧海盆から構成されており，北側にノーススコ(2001) による ODP Leg 189 の結果によれば，上部始新世

チア海嶺，南側にサウススコチア海嶺，東側にサウスサ

前期（約 3500 万年前）までは浅海性のケイ質砕屑物が堆

ンドイッチ諸島がある（図 11）．

積しているが，上部始新世から最下部漸新世（約 3200 万Barker (2001)，Livermore (2003)，Livermore et al.

年前）にかけての時期に，遠洋性の生物起源炭酸塩が急(2004) および Eagles and Jokat (2014) などによるスコチ

激に堆積するようになる．この堆積環境の変化はタスマ

ア海周辺域のテクトニクス復元に基づくと，約 2800 万

ニアゲートウェイが開いた結果，深度が増して深層流が年前から 700 万年前に西スコチア海が，約 2100 万年前形成された事に由来すると考えられており，拡大史からから 700 万年前に中央スコチア海が，約 1500 万年前以

推 定 さ れ る 年 代 と ほ ぼ 一 致 し て い る（Shipboard

降に東スコチア海が背弧拡大し，現在の配置となった．

Scientific Party, 2001）．Zachos et al. (2001) による新生西スコチア海の背弧拡大は西スコチア海西端のスコチア

代の環境変動のまとめによれば，漸新世に入る頃（漸新プレートと南極プレートの境界に存在したシャックルト

世の開始は 3390 万年前）から南極氷床が発達したとさ

ン断裂帯から北東に向かって伝播していった．

れており，拡大史および堆積環境の変化から推定される時期と一致している．

シャックルトン断裂帯沿いに大陸地殻の断片が存在することで深層水の流れを妨げていたのではとの解釈もあるが，シャックルトン断裂帯は，800 万年前頃からの圧

4.3.3 南極大陸の孤立縮力により上昇した高まり（トランスバースリッジ）で

東ゴンドワナの一部であった南極大陸と西ゴンドワナあるとされている（Livermore et al., 2004）．従って，ドの一部であった南アメリカ大陸は，東西ゴンドワナの分

レイク海峡の開放時期は，西スコチア海の拡大開始時期

裂後も現在の南アメリカ大陸南部と南極半島の部分で繋とほぼ一致し，その頃には太平洋と南大洋の間を流れる

がっていた．南アメリカ大陸南部と南極半島が離れるこ

南極底層流が完成されていたと考えることができるとによって，現在のドレイク海峡が形成されるが，基本（Livermore et al., 2004）．

的にはそれはスコチア海の形成発達史ともいえ，その構

このように，ドレイク海峡の開放時期は，タスマニア佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

254

ゲートウェイの開放にやや遅れていたことが分かってい古い時代の大陸地殻由来の岩石が分布していることも推るが，南極周極流がどの程度流れていたかについてはテ定されるが，この沈み込みによって形成された花崗岩類

クトニクスからの制約は難しい．Zachos et al. (2001) にの分布も知られている（Mukasa and Dalziel, 2000）．南よる新生代の環境変動史から考えると，南極氷床ができ極半島やマリーバードランド以外のブロック，例えば，始めた時期がタスマニアゲートウェイの開放時期と一致

南北ニュージーランド島やロードハウライズ，Campbell

するため，タスマニアゲートウェイの開放が南極氷床のPlateau などの現在オーストラリアの東側に分布するブ形成により寄与していた事が示唆される．また，ドレイ

ロックも，この沈み込みによって形成された（図 12）．

ク海峡が完全に開放されていなくても，南極周極流の流

これらのブロックの間に中央海嶺が入り込んだことに路がほぼ形成されてたという可能性も示している．

よ っ て，マ リ ー バ ー ド ラ ン ド と Campbell Plateau，Chatham Rise の間が大きく離れて，現在のようにマリー

4.4 東南極と西南極
南極大陸は東南極と西南極に分けられる（図 3）．東南
極はナピア岩体 ，レイナー岩体などが分布するように，
15

バードランドが南極プレート側の，Campbell Plateau やChatham Rise，ニュージーランドなどがインド－オース
トラリアプレート側の構成要素となっていった．

先カンブリア代から続く古い地質帯である［日本の南極さらに，タスマニアゲートウェイの開放に関連する南地域観測隊による調査結果は石塚（2003）などを，近年

東インド洋海嶺と太平洋－南極海嶺の拡大系が繋がり始の 地 質 学 的 研 究 は，Satish-Kumar and Hokada (eds.)

め る 約 5000 万 年 前 頃 の プ レ ー ト 運 動 の 結 果，West(2013) などを参照］．西南極は，古生代後期から中生代

Antarctic Rift System (WARS) ができ，その南端で南極前期にかけての，現在の太平洋側からゴンドワナへのプ横断山脈が隆起した．南極横断山脈の隆起量は 5000 万

レート沈み込みによって生じた造山運動に伴う地層や火年間で 7000-8000 m と見積もられている（Yamasaki et

成岩で構成されている．東南極に比べて，より新しく，

al., 2008）．

より小さな大陸地殻でできている．この沈み込みによって形成された造山帯の構造は，
現在の南アメリカ南部（パタゴニア）やニュージーランドにも認められる．

5. 現在の火成活動

東南極と西南極の境界に発達するのが，約 3500 km の

南極半島，サウスサンドイッチ諸島周辺（代表的な島延長を持つ南極横断山脈（Transantarctic Mountains）の位置などは図 11）と南大洋インド洋区に分布する島々である．南極横断山脈には，最古のもので 25 億年前のの，主として南大洋形成以降の火成活動についてまとめ花崗岩に貫入される始生代の片麻岩や片岩が知られている．特に，南極半島やサウスサンドイッチ諸島周辺のる（Elliot, 2013）が，大部分はカンブリア紀からオルド島々に分布する火成岩類は，氷山や海氷によって運ばれ，ビス紀初期（約 5 億年前）の沈み込みによって作られた

南大洋の ice-rafted debris (IRD) や挟在する火山灰・テ

造山帯であり，当時の海洋性島弧や花崗岩類，変成岩類

フラの供給源となっている可能性が高い．IRD との対で構成されている（Goodge, 2007）．それらは，石炭紀後比を行うためには，本地域の火成岩類についてのより詳期からジュラ紀初期の堆積岩によって覆われている．さ

細 な レ ビ ュ ー が 更 に 必 要 で あ る が，こ こ で はらに最上位には Karoo と同時期に活動した LIPs である

LeMasurier et al. (eds.) (1990) にまとめられている内容

Ferrar 玄武岩が覆っている．

を中心に概略を紹介する．なお，データベース Georoc17

中生代初期まで，南太平洋の縁辺でゴンドワナへの海を用いて，LeMasurier et al. (eds.) (1990) で報告・登録さ洋 底 の 沈 み 込 み（サ ブ ダ ク シ ョ ン）が 起 こ っ て い た

れている火山岩の化学組成を分類とともに図 13 に示し（Torsvik and Cocks, 2013；図 8）．南 極 半 島 と マ リ ーた．

バードランド（Marie Byrd Land）には，先カンブリア代の年代値を示すジルコン16 も見出されていることから，

5.1 南極半島周辺の火成活動
南極半島の先端にある Graham Land の周辺とその北

東南極エンダビーランド（昭和基地も含む東南極の一地域）に分布する変成岩体で，レイナー岩体よりも古い原岩の形成年代
や変成年代，超高温変成作用で特徴付けられる．
16
化学式 ZrSiO4 で表される鉱物．微量元素として U を含み，UPb 法の年代測定により，結晶の形成年代を推定することができる．
15側のサウスシェトランド諸島において火山活動が知られている．Graham Land 太平洋側の Anvers 島と Brabant島，および Graham Land 北側の島々には火山岩や火山17

http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/

南大洋の形成255

図 12：約 1 億年前の復元図（Mukasa and Dalziel, 2000 に加筆）．省略した名称は以下の通り．AP：南極半島，MBL：Marie Byrd Land（マリーバードラン
ド），CP：Campbell Plateau，CR：Chatham Rise，EWM：Ellsworth-Whitmore
block，LHR：Lord Howe Rise（ロードハウライズ），NI：ニュージーランド北島，SI：ニュージーランド南島，TI：Thurston Island crustal block，Mad.：マダガスカル

砕屑岩の露頭があり，Brabant 島の火山岩は，かんらん

ウスシェトランド諸島では，Bridgeman 島（玄武岩，玄石斑晶の含有量の多い玄武岩である．同様に，Graham

武岩質安山岩），Deception 島（玄武岩質安山岩，安山岩，

Land 南側，ウェッデル海側の島々，例えば Paulet 島（かデイサイト，流紋岩質デイサイト），Penguin 島（アルカんらん石斑晶の多いアルカリ岩質 の玄武岩やハワイア

リ岩質玄武岩），King George 島（玄武岩，玄武岩質安山

イト ）や James Ross 島（玄武岩，ハワイアイト，粗面岩，安山岩）に火山岩が分布している．

18

19

岩，かんらん石ドレライト ：ただし年代値は 700 万

サウスシェトランド諸島の北端に位置する Elephant

年～100 万年前）にも火山岩が分布していることが知ら島には，
約 1 億年前の変成年代を持つ変成岩が分布する．

れている．

さらに，サウスシェトランド諸島とサウスサンドイッチ

20

サウスシェトランド諸島は，北側のサウスシェトラン

諸 島 の 間 の サ ウ ス ス コ チ ア 海 嶺 に 位 置 す る Southド海溝からの沈み込みによって形成された火山弧であOrkney 諸島にはペルム紀から三畳紀の変成岩類が分布り，その南側の Bransfield 海峡はリフティングから背弧している．

拡大の様相を示している（Barker and Austin, 1998）．サ
5.2 サウスサンドイッチ諸島の火成活動
火山岩はアルカリ岩と非アルカリ岩に分けることができる．こ
こでいうアルカリは，化学における酸・アルカリのアルカリとは異なり，岩石中の K と Na を指す．アルカリ岩は Si に乏しいマグマから形成された岩石と考えられる．
19
かんらん石斑晶の多いアルカリ岩質の玄武岩．図 12 の火成岩の分類で，trachybasalt のうち Na の含有量の多いものを hawaiite と呼ぶ．
20
玄武岩質の火成岩でやや粗粒の結晶からなるものをドレライトと呼ぶ．
18

サウスサンドイッチ諸島は，延長約 350 km にわたってほぼ南北に分布する島々からなり，東スコチア海の拡大軸である東スコチア海嶺で形成された海洋地殻（サンドイッチプレート）上にあるスコチア海の東端の火山弧である．岩石は玄武岩，玄武岩質安山岩，安山岩が主であるが，流紋岩質デイサイトやデイサイトも報告されている．活動年代はおおよそ 100 万年前以降であり，有史256佐藤 暢，野木 義史，藤井 昌和，佐藤 太一

スエドワード島では粗面岩も）が分布する．マリオン島
で 45 万年～36 万年前の，プリンスエドワード島で 21 万年～11 万年前の K-Ar 年代21 が報告されている．マリオ
ン島は 1980 年に噴火している．
Crozet（クロゼ）諸島は Cohons 島，Pingouins 島，
Possession 島，Est 島などからなり，主にアルカリ岩質の玄武岩が分布している．Possession 島では 810 万年前の K-Ar 年代を示すかんらん石玄武岩が報告されているが，100 万年前より最近の放射年代も報告されている．
また，Est 島には 875 万年前の年代を示すハンレイ岩質の深成岩複合岩体が報告されている．
Kerguelen（ケルゲレン）島には，ソレアイト質の火成岩の上位にアルカリ岩質の火成岩が覆っている．100 万年前よりも新しい時期に形成された成層火山も分布し，それらの組成はアルカリ岩である．下位のソレアイト質
火成岩は 4000 万年～2500 万年前に，アルカリ岩は 2300
万年～1700 万年前に火成活動があったことを示している．より分化した溶岩の活動は 2600 万年前頃に始まり，
中部で 1200 万年前頃まで，南部で 800 万年前頃まで続
図 13：南大洋周辺の代表的な地域の火山岩類の化学組成（SiO2－全アルカリ図）．LeMasurier et al. (eds.) (1990) で報告
さ れ た デ ー タ の う ち，Georoc (http: //georoc. mpch-mainz.
gwdg.de/georoc/) に登録されているデータを抽出し，作成した．火 山 岩 類 の 分 類 は，International Union of Geological
Sciences (IUGS) Subcommission on the Systematics of
Igneous Rocks の分類（Le Maitre et al. (eds.), 2005）に基づく．
アルカリ岩と非アルカリ岩の境界は Kuno (1966) による．

いた．200 万年前以降は Mont Ross 成層火山の活動などがある．
Heard（ハード）島および McDonald（マクドナルド）
島の火成岩は，カリウムの含有量が高いという特徴を持ち，かんらん石や単斜輝石，斜長石を含む玄武岩，basanite，trachybasalt からより分化した phonolite，trachyte などが分布する．年代測定は，約 27 万年前からの活動も知られている．
South Orkney 諸島を含むサウスサンドイッチ諸島の南側までをサウススコチア海嶺と呼ぶ．この海嶺は，1000 年前までと比較的新しい年代値を示す．Heard 島
では最近も火山活動が起きており，1986 年には小さな溶岩湖も出現した．

South Orkney 諸島などの幾つかの高まり（バンクもし

St. Paul（セントポール）島および Amsterdam（アム

くは堆）から成るが，基本的にスコチア海の背弧海盆のステルダム）島に分布する火成岩は，非アルカリ岩から活動が生じる前に南極・南アメリカと繋がっていた大陸

ア ル カ リ 岩 の 組 成 を 持 つ 玄 武 岩 が 中 心 で あ る．

地殻から構成されている．

Amsterdam 島からは，70 万年前から現在，St. Paul 島か一方，サウスサンドイッチ諸島の北側から南アメリカの大陸棚に東西に続く高まりをノーススコチア海嶺と呼らは 50 万年～4 万年前の K-Ar 年代が報告されている．
両島とも近年にも火山活動があった．

ぶ．比較的大きな島として South Georgia 島があり，その地質は，南米から続く大陸地殻である．

5.4 その他の地域の火成活動
Erebus（エレバス）山はロス海のロス島に位置する標5.3 インド洋区の火成活動

高 3795 m の活火山である．最近の活動は 1972 年から

Bouvet（ブーベ）島には，アルカリ岩質の火山岩類（ア

始まっており，山頂には溶岩湖も存在している．溶岩湖

ルカリ玄武岩，ハワイアイト，粗面岩，アルカリ流紋岩）の溶岩はアルカリ岩（phonolite）である．エレバス山以が分布する．年代は 140 万年～100 万年前が報告されて外にも WARS には幾つかの火山が知られている．エレ

いるが，現在でも噴気が上がっている．
マリオン島およびプリンスエドワード島には，アルカリ系列の岩石（アルカリ玄武岩，ハワイアイト，プリン

21

放射年代法の 1 つである K-Ar（カリウム－アルゴン）法によって得られた年代．40K が半減期約 12.5 億年で 40Ar に放射壊変することを利用して求められる年代値．

南大洋の形成

バス山の地下には深さ 400 km 程度まで続く地震波速度の遅い層が見出されており，マントルプルームに由来するホットスポットであるとの見方がある（Gupta et al.,2009）
．そ の 一 方 で，岩 石 学・地 球 化 学 の 結 果 か ら，
WARS を形成する際の減圧により，ホットスポットのマグマの起源マントルに似た成分のマントルが融解したと仮定すれば，分析されている火山岩の化学組成を十分に説明できるので，マントルプルームに由来するホットスポットの存在を考える必要はない，との見方もある（Rocchi et al., 2002）
．

the

257

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謝辞

Dalziel, I. W. D. (2014) Cambrian transgression and radiation

執筆の機会を与えていただいた国立極地研究所の川村賢二博士に感謝します．また，有益なコメントをいただ
くとともに，丁寧な編集をしていただいた北海道大学低温研究所の大島慶一郎教授と北川暁子さん，名古屋大学の須藤斎博士に深く御礼申し上げます．なお，図の作成には GMT (Generic Mapping Tools: Wessel et al., 2013)を用いた．記して感謝する．

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自律型無人探査機（AUV）による未探査領域調査
巻 俊宏1)，吉田 弘2)
自律型無人探査機（AUV）は母船とケーブルで繋がれておらず，全自動で活動できることから，氷の下のようなこれまで調査の難しかった場所の観測を実現できると期待されている．本稿では AUVの概要および一般的な構成について紹介するとともに，氷の下に展開する際の課題，これまでの研究
開発事例，そして我々が今後開発を目指す AUV の設計方針について紹介する．

Under Ice Observation by Autonomous Underwater Vehicles (AUV)
Toshihiro Maki1 and Hiroshi Yoshida2
Autonomous Underwater Vehicles (AUVs) are expected to realize observation of frontiers such as under ice
environment, as they can move autonomously, without any connection with mother ship. This paper firstly explains
AUVs in general, then discusses challenges of sending AUVs under ice, introducing some of the previous works.
Finally, design concepts of our new under-ice AUV is discussed.
キーワード：AUV，氷下探査
AUV, Under Ice Observation

1. はじめにボットとも）は，ヒトが操作しなくても調査が行えるた
め，氷の下の調査の制約が少なくなる．しかし，自律と南極のほとんどの領域は氷で覆われている．氷の上のいうことは，ロボットが自ら外界の情報を処理して自身調査は進みつつあるが，これまでの手法では氷の下は点の行動を決めねばならず，それを実現する技術は容易ででしか調査できていない．つまり，氷に穴をあけて観測はない．そのため，氷の下を完全に自由に調査できるロ

機器を下ろして計測するという方法である．しかし，日

ボットはまだ実現できていない．

本の約 37 倍も広い南極大陸で，点の調査を行っていてこの章では，氷の下を調査する AUV について，調査は全貌が明らかになるまでに膨大な時間がかかってしまう．

の必要性から始め，なぜ AUV を使うべきなのか，それそこで，少なくとも氷の下が海水の部分は，面で広くはどのようなロボットなのか，そして，南極氷下の調査

調査しようという試みが諸外国によってなされてきた．

を実現するためにはどのようなロボットをどのような技

それが水中無人探査機による探査である．近年のエレク術で実現すべきなのかを解説する．

トロニクス技術，ロボット技術，情報通信技術の進歩により，探査機すなわちロボットを氷の下の調査に利用できる時代になったのである．特に自律型無人探査機（AUV: Autonomous Underwater Vehicle，自律型海中ロ
連絡先
巻 俊宏
東京大学 生産技術研究所〒153-8505 東京都目黒区駒場 4-6-1
Tel. 03-5452-6904
e-mail：maki@iis.u-tokyo.ac.jp

2. 南極氷下の調査
南極地域観測は，国として継続的に取り組むべき重要
1）東京大学 生産技術研究所
Institute of Industrial Science, The University of Tokyo,
Tokyo, Japan2）海洋研究開発機構 海洋工学センター
Marine Technology and Engineering Center (MARITEC),
Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology(JAMSTEC), Yokosuka, Japan巻 俊宏，吉田 弘

260

なプロジェクトである．これまでの成果には，オゾン層破壊現象の発見や地球温暖化ガスの変動等，長期間のデータを分析した結果わかったことがある．このような南極の極めて汚染の少ない空間や，地球史情報の半永久的な凍結保存等の優位性を生かして，全地球的視点からの地球環境に関する観測や地球システムの観測を更に強化する必要があると言えよう．
観測対象は氷床内や海中の基礎的な物理化学データ
や，生物，海底地形，地質データ等多岐に渡る．例えば，
大陸・海洋地殻の進化過程解明の基礎データである海底図 1：ロボットの種類．

地形を取得するには，マルチビーム音響測深器による観測が必要である．しかし南極氷床から押し出された棚氷ような自律型に分かれる．

や多年氷の下は，砕氷船でも簡単に調査することはでき

ただし，AUV＝海版の鉄腕アトムと理解してはいけない．水温や塩分，
化学成分等の面的調査も困難である．

ない．鉄腕アトムは高性能なコンピュータにより，人間

このように，これまでの調査手法では氷の下にデータのの大脳レベルの思考・判断・行動決定が可能であるが，空白域があった．海中ロボットによる調査を実現できれ現在の AUV はまだまだ未熟であり，小脳程度がやっとば，この空白域を埋められるが簡単ではない．本稿では，実装され始めたところだ．よって，
自律とはいうものの，

海中ロボットについて学び，今できること，将来できそプログラムされた以外の事象が発生したり自らが故障しうなこと，そのために必要な技術について考えていく．

たりすると，
その場から動けなくなったり，
どこかへ行ってしまう．陸上であれば捕まえに行けるが，海の中，まして氷の下では探すことさえ困難である．それでも挑戦

3. 海中ロボット

しなければ技術の進化はない．

ロボットというと人が乗って操作するタイプを想像す

AUV の一般的なハードウェア構成は，簡単に描くとるかもしれないが，本当にロボットといえるのは，鉄腕

図 2 のようになる．機体は防食加工したアルミ合金フ

アトムのような自律型ロボットではないだろうか．先にレーム等をベースに，流体抵抗を軽減するためのフェアも述べたように海中の自律型ロボットを AUV と言う．

リングカバーで覆われる．この構造は潜水艦と異なり，南極の氷の下は，当然ヒトも船も入って行けないので，

機体の内側にも海水が入ってくるので，海水や圧力に晒AUV であることは必須だ．

すことのできない電子機器等は，耐圧容器と呼ばれる樹

図 1 はロボットの種類について，アニメで有名なロ脂や金属製の球または円筒ケースに収容される．これだ

ボットと実際の海中ロボットを比較したものである．ガ

けだと重すぎて沈んでしまうため，浮力材というミクロ

ンダムのように人が乗って操作する有人型，鉄人 28 号

ンサイズのガラス球をエポキシで固めた物質も装着されのようにリモコン操縦する遠隔操作型，そしてアトムのる．浮力材の水中での重さはざっくり水の半分くらいで

図 2：AUV のハードウェア構成．

AUV による未探査領域調査261

図 3：海中でのポジショニング．

ある．海中で行動するためには，推進器（プロペラ）とので，測位結果を音響通信などの方法で AUV に知らせ舵が必要となる．一番シンプルな配置は機体後部に 1 つる必要があることである．このように音響測位だけではの主推進器と，水平垂直舵をつけた構成である．より複不十分であるため，3 方向の加速度と 3 軸の角速度を計

雑な動きをさせたい場合には，推進器や舵の数と配置を測し，相対的な移動距離を計算で求める慣性航法装置調整する．また，自分がどこにいるか知るためのセンサ（INS: Inertial Navigation System）や音波のドップラーが必要になる．後ほど解説するが，正確に自分の位置を効果を利用して 3 方向の速度を計測するドップラー式対知るためには複数のセンサを組み合わせる必要がある．

地速度計（DVL: Doppler Velocity Log）等のセンサを走り回るだけでは意味がないので，観測のためのセンサ

AUV に搭載する．INS 単独だと時間とともに誤差が蓄（ペイロード）も搭載する．例えば海中の映像を取得す

積してしまうが，海底が近くにある場合は DVL によりるためのカメラとライト，海底地形や海中の対象物を超移動速度を補正できる．

音波により計測するソーナー等である．また，深さ，塩AUV で重要なのはソフトウェアである．これまでの分，水温等の物理情報の計測のための機器や，自律行動

AUV は海底から離れた場所を走り回ってデータを取するためのコンピュータとソフトウェアも必要だ．今まる，いわばマグロ型（クルーズ型）が主流であった．海で述べた機器はすべて電気・電子機器であるため，動か底から 100 m も離れていれば，障害物を気にする必要はすための電源も必要となる．海中には空気がないのでガほとんどない．しかし，近年では至近距離での画像観測

ソリンエンジンの類は利用できないため，現在ではもっやサンプリング等のより複雑な観測に対応するため，周ともエネルギー容量が大きいリチウムイオン電池が主に辺環境の認識，相手の見分け，行動決定といった機能の使用されているが，より長時間に渡って電力を供給する開発が進められている．図 4 はこれまでのクルーズ型

ために，深海燃料電池の研究もされている．

AUV のソフトウェアの構成に，新しく必要な機能（赤次に海中ロボットの位置計測（測位）について詳しく枠）を追加したものである．これまでは，あらかじめ決

説明していく．海中では電波が大きく減衰してしまうた

めたシナリオ通りに行動させられれば良かったが，これめ GPS 等の人工衛星は使えない．電波の代わりに音波からの AUV には，周りの状況と自分のできることを認を用いることもできるが，残念ながら海中には常時どこ

識し，自分がどうすべきかを判断する能力が求められてでも利用できる GPS のようなシステムはない．そこで，いる．つまり AI（人工知能）を搭載していくことになる

図 3 のように母船や洋上ロボット（ASV: Autonomous

であろう．

Surface Vehicle）等を測位基準とする．この場合，測位最後に，古典的だが AUV にとって重要な技術を紹介

方法は音波により距離と方位を計測することになるが問する．それは，“浮く”ための技術である．海中でロボッ

題点が 2 つある．それは，測位誤差が距離の数％と大きトが暴走したり，動かなくなってしまったりしたとき，

いことと，通常の手法では測位できるのは母船側だけな

ヒトが海中に迎えに行くことは困難である．遠隔操縦ロ

巻 俊宏，吉田 弘

262

図 4：AUV のソフトウェア構成．

ボット（ROV: Remotely Operated Vehicle）ならケーブルを引っ張って回収することもできるが，AUV にはそ

5. 南極での利用の難しさもそもケーブルがない．そこで，緊急時には必ず自動的

特に問題となるのは，位置の計測および緊急時の回収に浮上する仕組みが必要となる．浮きさえすれば船舶で方法である．AUV が氷の下に深く入り込む場合，測位回収できる可能性は高まる．一番シンプルで確実な方法基準となる船や ASV が近くまで行くことができず，洋は，鉄の錘を電磁石で保持するというものである．どん

上からの音響測位が不可能になる．また，ロボットに不なトラブルが生じても，電池が無くなれば必ず錘が落ち具合が発生した場合には，通常であれば浮上させることて浮上できる．

で回収できるが，氷で覆われている場合は困難である．
つまり，ロボットの不具合はそのままロボットの亡失に

4. AUV のメリットと産業利用つながる恐れがあると言え，このようなことに対処できるように AUV を設計していくことが必須である．

ユーザの立場からみれば，AUV は投入してしまえば
全自動で観測をしてくれるので，オペレーションコスト
が抑えられる．さらに船舶の代わりに ASV も活用する
ことで，高価な専用母船を必要としないオペレーションが可能になる．
AUV は 2000 年代以降，欧米で積極的に導入され，軍6. AUV の先端研究紹介
ここからは，AUV 研究の具体例として，東京大学生
産技術研究所巻研究室における開発事例を紹介していく．

事用途に始まり，科学調査，オイル＆ガス探査での利用等，2013 年時点で約 200 億円の市場を形成している．海6.1 ホバリング型 AUV：Tri-TON 2

外の市場調査会社のレポートによれば，ASV，ROV 等

Tri-TON2（トライトン 2）は，最大 2,000 m まで潜航を含めた海洋ロボット全体の市場は 2024 年には 7800 億できるホバリング型 AUV であり，2013 年に進水した

円になると予測され，AUV だけでも，5 年間で倍の市場（Maki et al., 2014; Maki et al., 2015）．ホバリング型 AUVになると予想されている．これまでの AUV は，軍事をとは，複数の推進器によってその場停止（ホバリング）

除けばその多くがソーナーによる海底地形計測のためにを含む複雑な動きのできる AUV を指す．本機のミッ用いられてきた．それが現在では多様なセンサを搭載しションは，海底熱水地帯のような複雑な海底環境を漏れて利用されるようになってきている．オイル＆ガスの分なく画像マッピングすることである．このため，カメラ

野でも，ROV に代わり AUV が用いられるようになっとシートレーザー（線を投影するレーザー），フラッシュ

てきている．海中設備の点検に用いるために複雑な構造からなる撮影装置を前方と下方にそれぞれ搭載してい体の間を航行できるような AUV の開発も始まっている．また，超音波により海底ステーションを基準とした

る．

自己位置推定を行う機能も持っている．
本機は全長 1.4 m，空中重量は約 300 kg である．図 5

AUV による未探査領域調査

263

細な海底観測を行うことができる．観測装置としては，
カメラ，フラッシュ，シートレーザーを下方および前方に向けてそれぞれ備えており，これらによって海底だけ
でなく熱水チムニーのような立体物の側面も 3D 画像
マッピングをすることができる．
2014 年に鹿児島湾たぎり噴気帯へ展開した結果を図6，7 に示す．図 6 の青線は Tri-TON 2 が観測中に推定した自身の航跡である．海底ステーションを基準とする
相対座標系であることに注意されたい．Tri-TON 2 は黒丸地点で海底に到着後，あらかじめ設置されていた海底ステーション（星印）を直ちに発見し，あらかじめ指定されたルートを辿りながら，海底から高度 1.7 m を保ち

図 5：AUV Tri-TON 2

つつ画像観測を行った．図 7 はこの潜航によって得られた海底の 3 次元画像マップである．この地域固有の生物のように 3 本の圧力容器から構成されており，上の 1 本であるサツマハオリムシ（Tubeworm）のコロニーの分には計算機や各種センサ類，下の 2 本にはバッテリーが布が捉えられている．

収納されている．計 5 台の推進器により，サージ（前後

本機は高い汎用性および拡張性を備えているため，近移動），スウェイ（左右移動），ヒーブ（上下移動），ヨー

年は画像マッピングだけでなく，海底ステーションへの（旋 回）の 4 自 由 度 を 独 立 し て 制 御 で き る．ALOC

ドッキングおよび非接触給電手法や，複数 AUV による(Acoustic Localization and Communication) という音響

協調ナビゲーション手法の開発にも活用されている

測位通信装置および Particle Filter という確率的状態推（Sato et al., 2017; Matsuda et al., 2017）．

定アルゴリズムによって，海底ステーションからおよそ
半径 300 m 以内において安定したリアルタイム自己位
置推定が可能であり，これにより画像マッピング等の詳

6.2 小型 AUV：HATTORI
近年，クレーン無しで運用可能な小型軽量 AUV に注

図 6：鹿児島湾における Tri-TON 2 の航跡（上から見た図）．Tri-TON 2 は黒丸の地点で海底に到着し，青線を矢印に沿って白丸の地点まで移動した．
Tri-TON 2 の計測値より推定した海底地形の等深線を示すとともに，その凹凸を色の濃淡で示す．

巻 俊宏，吉田 弘

264

図 7：Tri-TON 2 の観測により生成された海底の 3 次元画像．

ルタイム測位はできないが，スキャニングソーナーによる環境認識および経路追従アルゴリズムにより，サンゴ
礁のような複雑な海底に対して画像観測に適した低高度（2 m 程度）を保ちつつ，ホバリング型 AUV よりも高速に移動することができる．図 9 は東京大学三崎臨海実験所付近の浅海域において HATTORI が取得した海底の3D 画像である．

図 8：AUV HATTORI

7. 海氷下への展開事例
AUV を海氷下に展開する試みは 1990 年代初頭に北極海において始められた．カナダで開発された大型のク目が集まっている（巻，2017）．図 8 に示す HATTORI

ルーズ型 AUV である Theseus は，1996 年にエルズミー

は一人で運用できるサイズであることと，従来型の 1/10

ア島北方の海氷下を往復し，175 km 離れた観測地点まのコストで海底画像観測が行えることを目標に開発されで光ファイバケーブルを敷設することに成功した

た AUV で，2016 年に進水した（蔵永ほか，2017; Maki

（Ferguson et al., 1999）．初期のプロジェクトとしては，

et al., 2017）．ドローン用の部品の活用や，制御ソフト

この他にアメリカの Odyssey II をビューフォート海にウェアとして ROS (Robot Operating System) を採用す展開した事例がある（Bellingham et al., 1994）．

ることで，低コストかつ使いやすい AUV を目指して開南極への AUV 展開は北極と比べると遅れていたが，発が進められている．Tri-TON 2 のように高精度なリア

イギリスの Autosub-2 が 2001 年にウェッデル海の棚氷

図 9：HATTORI によって得られた海底 3 次元画像．長さは約 10 m．

AUV による未探査領域調査

265

たり，空輸ができなかったりといったロジスティクス上の制約も大きい．我が国における南極観測の形態は観測船しらせを中心としつつ，昭和基地，他国の観測船，あるいは氷上のテントから等，様々な展開が考えられる．
このような機会を最大限に生かすためには，観測ツールとして機動的に運用できるような小型の AUV が望ましいと考えている．ただし小さすぎると航続距離や観測項
目，信頼性等で問題が出てくるため，全長 2 m，空中重量 300 kg 程度のものを想定している．また，AUV 本体のコストを抑えることで，万一の AUV 亡失時のリスクを抑えることもできる．もちろん亡失しないようにシス
図 10：AUV Jaguar.

テムを作り込むことは重要だが，南極はまだまだチャレ
ンジングな環境であるため，その可能性をゼロにするこの奥へ 27 km 入り込み，ナンキョクオキアミの分布調査とはできない．詳細については本原稿の執筆時点でまだに成功している（Brierley et al., 2002）．図 10 はアメリ検討中であるが，
およそ以下の方針で設計を進めている．

カのウッズホール海洋研究所で開発されたホバリング型① 氷（海氷，氷山を含む），海底どちらの観測にも適用

AUV Jaguar である．本機（および姉妹機の Puma）はできること：氷下部の形状，生物量，水質，海底地2007 年に北極海の海氷下で深度 4,000 m 以上まで潜航

形，画像といった観測項目に 1 台の AUV で対応す

し，ガッケル海溝の熱水活動域の詳細観測を実施した．

る必要がある．このためには目的に応じてセンサを

熱水活動の発見には至らなかったものの，漂流する海氷交換できること，センサを下に向けて海底観測，上や表層付近での海水密度や音速の乱れといった課題をクに向けて氷観測という具合にセンサの向きを変えらリアして深海探査を実現した画期的な調査となった

れることが重要である．氷下部の形状は複雑であ（Kunz et al., 2009）．その後，本 AUV は 2010 年，およびり，海氷の場合はせいぜい厚さ 10-20 m 程度だが，2012 年に南極へ展開され，海氷下部を約 500,000 m2 に氷山の場合は 100 m 以上も突き出していることも渡 っ て 3D マ ッ ピ ン グ す る こ と に 成 功 し て い るある．海底にも氷河で削られた溝等があるが，そも（Williams et al., 2015）．

そも十分な観測がされておらず，よくわかっていな

現在，AUV による南極探査の機運はかつて無いほどい部分も多いのが現状である．AUV HATTORI のに高まっている．2017 年 3 月には Autosub プロジェク

ナビゲーション手法の応用により，このような複雑トの最新機である Autosub Long Range がサウスオーク

かつ不確かな地形をリアルタイムに認識し，低高度

ニー諸島周辺での初潜航に成功したほか，最大深度をで追従できると期待している．

1,500 m に抑えて航続距離を拡大した次世代機 Autosub② 10 km 以上往復できること：海氷下に 10 km 以上潜Long Range 1500 も 2018 年の初潜航を目指して開発がり込んで観測できるようにしたい．航続時間は 1 日進められている（Roper et al., 2017）．オーストラリアでの作業スケジュールに組み込めるように 8～12 時間

も 2017 年に南極探査用の AUV Nupiri Muka が進水し程度を想定している．

た．本機は Theseus を開発したカナダ ISE 社の大型の③ 限られた開口部から運用できること：調査船で氷海クルーズ型 AUV Explorer をベースとしており，最大潜域から展開する場合，船尾付近の狭い範囲しか開口

航深度は 5,000 m，24 時間で 140 km の観測が可能との部が無いことが想定される．このような数 m 程度ことである（The Maritime Executive, 2017）．

の小さな開口部から安全に着水，回収できる必要がある．特に観測船が取りついている氷自体が移動，

8. 私たちの開発する南極探査用 AUV

回転したり，表層での海水密度や音速が急激に変動したりする等，氷海域特有の課題に対処する必要が

私たちは今，南極探査用 AUV の研究開発を進めていあるため，回収時の AUV の誘導方法は重要となる．

る．長期間，長距離の展開を目指すならば大型のクルー

これらのトラブル発生時に備え，音響通信による誘ズ型が第一の選択肢となるが，数億円規模の開発コスト

導に加えて，AUV 自身による自動誘導等，複数のがネックとなる．また，専用の着揚収装置が必要になっ方法を準備しておく必要があるだろう．また，海氷巻 俊宏，吉田 弘

266

下での航行中に万一トラブルが発生した際のリカバリー方法についても検討が必要である．
④ 開発，
運用がしやすいこと：汎用パーツやソフトウェ
ア等の積極的な採用によって低コストで運用できる
ように，
また，
ユーザーインタフェースや運用マニュ
アルを整備することで，サイエンティストが主体となって運用できるようにしたい．それと同時に，新機能やセンサ等の追加が容易な構成とすることで，AUV 技術開発のためのテストベッド機としても活用できるようにもしたいと考えている．

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9. 未来の南極調査方法の展望
最後に，未来の南極観測について展望してみる．まずは AUV 単体の性能がますます向上し，より長距離，長期間の観測ができるようになるであろう．現時点でAutosub Long Range が目指しているのは 6,000 km，6

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か月の連続展開ということだが，ドローンや自動運転，

蔵永圭則，巻俊宏，野口侑要，坂巻隆（2017）スキャニング

バッテリー等の関連技術の発展スピードを考えると，こソーナーを用いたクルーズ型 AUV による高速かつ低高度

れを超える AUV が登場する日も遠くはないであろう．
また，水中グライダーと呼ばれる無人機の活躍も期待される．これは自動浮沈ブイに翼を付けて水平移動できるようにしたもので，海氷が無い場所であれば現在でも数か月の無人展開が可能である．
ま た，AUV を は じ め と す る 複 数 の 無 人 プ ラ ッ ト
フォームの連携も期待される．例えば複数の AUV を同時に展開することで観測範囲を広げたり，あるいは海底
ステーションとの連携によって AUV の測位精度を向上させたり，
ドッキングして充電できるようになるだろう．
特に船舶によるアクセスが難しい厚い氷下での海底ステーションの有効性は高い．また，鳥やペンギン等の生物にセンサを取り付けてデータを取得するバイオロギン
グの手法も発展が見込まれる（内藤ほか，2012）．その行
動を人間がコントロールできないという点を除けば，生物も立派な無人プラットフォームといえる．
このように，今後は無人プラットフォームがますます発展し，時間的にも空間的にも高密度な観測ができるよ
うになると期待される．棚氷下部の陸地との接続域等，
これまで観測が困難であった場所も観測できるようになるだろう．ただし注意すべきなのは，だからといって有人の調査が不要になることは無いということだ．無人での調査はあくまでも一次調査，スクリーニングなので，ここで出てきた「気になるポイント」へ有人の観測資源を集中することで，全体としてより効果的な観測ができるようになる．

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AUV による未探査領域調査

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音波探査で海底を見る：
海底地形に記録された地球環境変動
藤井 昌和1，2)，野木 義史1，2)
海洋底は地球表面の 7 割を占めるが，観測の難しさゆえにまだ探査されていない領域が大半である．
海底には分裂する超大陸や拡大する海洋底のダイナミクスの真相が隠れていることに加え，氷河に削られた記録や海底のマグマ活動の痕跡といった地球環境変動に関わる記録も残されている．本稿では，海底探査技術の中でも特に欠かせない音響測深技術について概観し，海底地形観測の発展の歴史をレビューする．また，今後の展開が期待される無人水中探査技術については，海氷・棚氷下において高分解能海底地形を観測した例を紹介する．さらに，南極大陸をとり囲む中央海嶺のマグマ活動や
海底熱水循環の重要性に触れ，地球環境との関連について今後の探査展望を述べる．

Acoustic mapping of the seafloor features:
Implication for global environmental change
Masakazu Fujii1, 2 and Yoshifumi Nogi1, 2
The seafloor covers more than 70 percent of the solid-earth surface, however most parts have not been exploredbecause of observation difficulty. Significant records of paleo glacial erosion and submarine volcanism as well as
continental breakup and seafloor spreading are preserved in the seafloor. Here, we review the progressive
development of the acoustic ranging for understanding the Earth seafloor bathymetry and its application examples in
the polar oceans. In addition, we mention the importance of high-resolution acoustic mapping under sea ice and ice
shelf, by introducing the Antarctic studies, which utilized unmanned underwater vehicles. Finally, we take notice ofthe circum-Antarctic mid-ocean ridges, where submarine volcanism releases much heat and materials through magma
eruption and hydrothermal circulation, and discuss future exploration plans for revealing their linkage to global
environmental change.
キーワード：海底地形，音響測深，氷河地形，海底マグマ活動，地球環境変動
Seafloor bathymetry, Acoustic ranging, Submarine glacial landform, Submarine volcanism, Global
environmental change

1. はじめに

真や衛星画像を用いた観察手段が海洋底に適用できないからである．一般に，惑星探査では複数の波長の電磁波

地球は，表面の 7 割が海水で覆われる惑星である．もが利用されているが，これらの大半は周波数が高く，海

しも地球に宇宙人がやってきたら，まず地球を覆う大量

水中ではすぐに減衰してしまう．実際に，全地球規模のの水の存在に驚くであろうが，その下に何が広がってい海洋底の地形については未探査の場所が大半で，金星やるかについて彼らはすぐに分からない．その理由は，可火星，月の表面地形よりも理解されていない．海洋底の視光が海中のごく浅い場所にしか届かないため，空中写

大規模構造を知るには，人工衛星の高度計で計測された

連絡先
藤井 昌和
国立極地研究所 地圏研究グループ〒190-8518 東京都立川市緑町 10-3
Tel. 042-512-0925
e-mail：fujii.masakazu@nipr.ac.jp⚑) 国立極地研究所 地圏研究グループ
Geoscience Group, National Institute of Polar Research,
Tachikawa, Japan⚒) 総合研究大学院大学 複合科学研究科
School of Multidisciplinary Sciences, The Graduate
University for Advanced Studies, Tachikawa, Japan

270

藤井 昌和，野木 義史

図 1：地球の水深分布．地形データは，ETOPO1（Amante and Eakins, 2009）に基づく．

重力データを元に推定した地形を観察する方法があり

21 世紀の海洋底科学では，水中探査機を用いた高分解能（例 え ば Smith and Sandwell, 1997; Sandwell et al.,の探査が必要な現象が扱われ，さらに詳細な時間軸が組

2014），このような手法で海底地形を補完したグローバ

み込まれたプロセス解明への議論が行われることが期待

ル地形起伏モデル ETOPO1 が公開されている（図 1）

されている．その対象の一つが，新学術領域研究「南極（Amante and Eakins, 2009）．し か し な が ら，こ のの海と氷床」が取り組む研究課題である南大洋の環境変

ETOPO1 で観察できる海底地形は実際に水深を測定し動である．そのためには，海底に保存される氷河の削剥て得られたものではない上に，空間分解能も今のところの記録や高密度水に起因する底層流が作る海底地形など

約 2.0 km 四方であるため，大局的な地形しか知ることの詳細な海底地形観測，さらに地形観測から推定されるができない．海洋地質学者や地球物理学者は地球の全海

海底マグマ活動の盛衰の解明などが重要となる．本稿を水を抜き去って海底の形や構造を精細に観察してみたい

通して探査技術や海底地形について理解を深めて頂き，と切望するわけであるが，詳細な観察を可能にする唯一海底探査の切り拓くサイエンスに興味を持ってもらえるの方法が船舶と音波を用いた探査技術である．本稿でと本望である．音波探査の基礎的な内容については，海は，海洋底の最も基礎的な情報である海底地形に的を

洋音響学会（2004），日本地質学会「海洋底科学の基礎」編

絞って音波探査技術の概要を紹介する．2 章では音波探集委員会（2016），Jones (1999)，Wille (2005)，Lurton (2010)

査について開発の経費や測深機の種類を概観し，3 章でなどの教科書を必要に応じて参照されたい．海洋底地球は観測プラットフォームについて解説する．4 章では地科学の基礎として，それぞれの用語や背景知識について

球環境変動における海底地形観測の重要性を紹介する．

もっと知りたい読者には，地学辞典（地学団体研究会，

地形とは，地表の高低や起伏の形を指す形態的な情報

1996）や日本語／英語の百科事典（ネット上の wikipediaであるとともに，その場所において発生した全ての内外などを含む）を参考までに利用されることをお薦めする．

的プロセスの積分情報である．したがって，地形に矛盾するシナリオを想定することは不可能であり，裏を返せ
ばプロセスを考えるための強い境界条件を地形から得ることができる．20 世紀の海洋底科学では，分裂する大陸2. 音波探査2.1 音響測深（Echo sounding）

や拡大する海洋底の現象を理解するために，中央海嶺やかつては，海面から海底までの深さ（水深）を知るに

海溝，海山，大陸棚といった長期間のプロセスを反映す

は，錘を付けたロープを海底まで垂らしてその長さを測る大規模構造を捉える海底地形観測が広く行われてきた

定する方法が使われていた．しかし，この方法では航行［海洋底の大構造については中西・沖野（2016）を参照］．

中に錘が水流で斜めになるため正確な水深値が得られな

音で見る海底地形と地球環境変動

271

いうえに，空間的な水深分布，すなわち海底地形を把握

エコーは目的である氷山の分布特定を難しくする要因ですることもできなかった．現代では，海中を伝播する音あった．しかし，まもなくこのエコーが海底における音波を用いて海中・海底の物体に関する情報を得る装置「ソ

波の反射を示していることが判り，図らずも音響測深機ナー」を用いて海底地形を測定するのが主流である．水が発明された瞬間となった．

中音響を利用する現代的な探査手法は，「音の伝わり方1914 年に始まった第一次世界大戦においては，ドイツ

は，空気や水といった媒質が異なるとどのように変わるが展開した潜水艦を探知するために，アメリカやフランのか」を調べた大昔の研究が基礎となっている．こうしス，イギリスが協力して潜水艦の音響探知装置を開発した初期研究には実用的な目的はなく，むしろ自身を取りた．1916 年，フランスのポール・ランジュバン（Paul囲む自然現象の根幹を理解したいという好奇心が原動力

Langevin）が，水晶の圧電効果を利用して音波の受波にになっていた．

初めて成功した．これは上述のキュリー兄弟による圧電

音が空気中より水中の方が速く伝わることは，古くか効果発見から 36 年経過してのことであった．ランジュ

ら人類に知られていた．1490 年，レオナルド・ダ・ヴィ

バン型の振動子は共鳴周波数 100 kHz 程度，直径 20 cm

ンチ（Leonardo da Vinci）は，小船から長い管の先端を程の送受波器として実用化され，約 1,500 m 離れた潜水水中に入れると遠くのガレオン船の水中音を聞くことで艦のエコーを探知することができた．

きたと書き残している．1687 年，アイザック・ニュート

第一次世界大戦後も，各国の海軍，大学，研究所では，ン（Sir Isaac Newton）は 著 書 の「プ リ ン キ ピ ア

基礎的な海中音響技術の研究に加えて，海洋の諸現象と（Philosophiæ Naturalis Principia Mathematica）」の中で，音波伝搬の関連についての研究も強化された．なかで音の伝播に関する初の数学的理論を公表した．17～18

も，「昼過ぎの効果」として知られた現象の原因究明は，世紀になると，フランスのレマン湖やスイスのジュネー

海洋科学においても有益な発見をもたらした．この現象

ブ湖で水中音速の実地試験が行われ，音響理論との照合は，午後の早い時間になるとソナーの性能が決まって悪が進んだ．水中を伝わる音の速さが精度よく測定された化し，潜水艦のスクリュー音や潜水艦ではね返ってくるのは 1826 年になってからである．スイス人のコラドン

音の検出の信頼性が低くなるというものであった．この（Daniel Colladon）とフランス人のスチュルム（Charles

謎解きには，1937 年にウッズホール海洋研究所とマサ

Sturm）は，水温が 1.8℃の場合に秒速 1,435 m である

チューセッツ工科大学に所属していたスピルハウス

ことを明らかにし，液体の水が音の優れた媒体であり，（Athelstan Spilhaus）によって発明された深海自記温度

空気より約 5 倍も速く音を伝えることを突き止めた．19

計（Bathythermograph; BT）が用いられた．この装置は，

世紀には電気から音響へのエネルギー変換を扱う電気音

細長い小型の筒のような形で温度と水圧変化を計測する

響工学が発展し，強磁性体の磁歪効果（1840 年代，ジェー

センサーを搭載しており，船から海に投下され海中を沈ムズ・プレスコット・ジュール：James Prescott Joule）

んでいきながら温度と圧力の変化を記録する．この装置

や 水 晶 の 圧 電 効 果（1880 年，ピ エ ー ル・キ ュ リ ー：を用いた現場観測の結果，海の表層が太陽光によって暖

Pierre Curie とジャック・キュリー：Paul-Jacques Curie）

められることで，午後の早い時間には深い部分よりも 1-が発見され，水中における音波の送受波に用いる圧電材

2℃高くなっていることが明らかとなった．水中の音速料のルーツが生まれた．1877 年と 1878 年には，イギリ

は温度が高いほど速いため（ただし 74℃で極大になる），

ス の レ イ リ ー 卿（John William Strutt, third Baron

船体のソナー信号が表層の暖水層を素早く伝わり，そのRayleigh）が「音の理論（The Theory of Sound）」を出版

下の冷たい水にぶつかると急激に遅くなる．異なる音響

し，音波の数学的方程式による記述がなされた．

特性を持つ層を通過する際に音波が屈折するため，屈折

20 世紀の初頭，1912 年に起きたタイタニック号沈没

により音響的に見えにくくなる場所が作られ，暖水と冷の悲劇を受けて，強力な可聴音を海中に放射して氷山の水を分ける境界のすぐ下に位置する潜水艦のソナーでは海中部分からの反射波によってその存在を知るための装検知できなくなっていたのである．この BT が潜水艦や置の開発が進んだ．音響パルスを発信し，それが物体に

駆潜艇に標準装備されたことで鉛直方向の海洋温度分布

反射してはね帰ってくる“こだま（Echo：エコー，音の反データが蓄積され，戦後に発展する音響海洋学の土台が響）”を聞き取ることによって，遠く離れた物体を検知す作られた．

る技術である．この時に実施された海域試験において，1939 年に勃発した第二次世界大戦でも，潜水艦探知と氷山からのエコーと思われる信号の他に，ある一定距離

海底の特徴を捉えるためにソナー技術の研究開発が進んの場所からのエコーが必ずあることが確認された．このだ．ソナーと呼ばれるようになったのもこの時期であ藤井 昌和，野木 義史

272

図 2：1959 年に Heezen らによって公開された大西洋の海底地形図（図は Heezen et al., 1959 より引用）．

り，ア メ リ カ で SONAR（SOund Navigation And

2.2 マルチビーム音響測深機

Ranging）という名詞が考案された．これは電磁波領域

マルチビーム音響測深機（Multibeam echo sounder;のレーダー（RADAR; RAdio Detecting And Ranging）

MBES）は，指向性を絞った音響ビームを複数合成するに対応する言葉として広く知れわたった．第二次世界大ことにより，広範囲に渡る多数の水深データを一度に得

戦後は，科学者や軍人向けに水深を知るための標準装備ることが出来る海底地形調査の主流測器である．利用さとして精密音響測深機 PDR (Precision Depth Recorder)

れている分野も科学研究にとどまらず，海図作成，海底が開発された．これは海底に向かって音波を発信し，海資源調査，水産資源調査，物理探査，港湾調査，海底ケー底で反射・散乱した音波を受信する機器である．この装ブル敷設調査，海底パイプライン搭載，ダムの貯水維持

置では音波の送受信にかかる往復時間を計測し，その時管理，河川調査など多岐に渡る．必要なコンピュータ計

間の半分（片道分）に海水中での音波伝搬速度（約 1,500

算や音響の技術は第二次世界大戦後にアメリカ海軍と米m/s）を乗じることにより距離，すなわち海底の水深を

国 General Instruments 社（後の SeaBeam Instruments

求める．このシングルビーム音響測深機は連続的に海底社であり，現在の Wärtsilä ELAC Nautik 社）の協力に地形を知るための画期的な発明となり，1959 年にはより開発され，当時このマルチビーム音響測深機はHeezen et al. (1959) らによる大西洋の海底地形図が公表

SASS (Sonar Array Bathymetry Survey System) と呼ばされ（図 2），プレートテクトニクス理論確立の根幹をなれた．この SASS で得られた海底地形データは 1970 年

す証拠をもたらした．1977 年には大西洋に引き続き，代の海洋底科学研究に大きく貢献し，大西洋で行われた

Bruce Charles Heezen が一緒に仕事をしていた Marie研 究 航 海 で あ る FAMOUS（French-American mid-Tharp 達と共に全球の海底地形図を完成させた．一方

Ocean Undersea Study; Ballard and Van Andel, 1977）やで，船体に搭載されたトランスデューサーから発信され有人潜水調査船 Alvin の最初の潜航調査，海底熱水噴出る音響ビームの幅はまだ広く，当時のシステムの持つ水孔が初めて発見されたガラパゴスリフトでの航海

平分解能は水深約 3,000 m の海底に対して数 100 m で（Corliss et al., 1979）などに利用された．1980 年代になあったため，測深値は対象範囲の平均的な海底水深を反ると科学者にも普通に知られるようになり，東太平洋海

映するものであった．さらに，船の直下の水深を計測し膨の海底地形調査に初めて適用された（Macdonald et al.,ていると仮定しているものの，実際には音波がどこで跳

1992）
．

ね返ってきたのかは分からないことも問題点であった．

日 本 で は，1983 年，初 め て 商 業 用 に 転 用 さ れ た

このような不都合を解消するために開発されたのが次にSeaBeam と呼ばれるマルチビーム測深機が海上保安庁

説明するマルチビーム音響測深機である．

の測量船「拓洋」に搭載された．1985 年には海洋科学技

音で見る海底地形と地球環境変動

273

術センターの海洋調査船「かいよう」，1988 年には東京る範囲のことをスワス幅と呼ぶ．現在用いられている深大学海洋研究所の学術研究船「白鳳丸」にもこの機器が海用のマルチビーム音響測深機は，120-150°のスワス幅，搭載された．現在の日本では多くの研究調査船にマルチ

1°×1°～2°×2°のフットプリントのものが主流である．

ビーム測深機が標準搭載され，日本近海の海底火山探査

スワス幅を広げることでより広域を調査でき，ビーム幅（例えば Sato et al., 2014）や海溝斜面などの地形変動調を狭めてビーム数を増やすことでより高分解能な調査が査（例えば Fujiwara et al., 2011）などに加えて，インド可能となる．ただし，ビーム幅を狭くするほど船が動揺

洋の中央海嶺のダイナミクス（例えば Okino et al., 2015）

した時の影響が大きくなるため，船の動揺の情報を正確を理解する研究などにも役立てられている．

に測定して信号処理に組み込むことも良好なデータ取得

開発当初には 12 本しかなかった音響ビームは，現在に必要である．現在は，GPS（global positioning system）

では 200 本以上も扱えるようになり，用いる周波数も調を用いた船の動揺計測などが実際に活用されている．南査海域の水深に応じて多様化した．周波数が高いほど分

極観測船「しらせ」には Wärtsilä ELAC Nautik 社の深解能は高いが，海水中での減衰は大きくなるため，測深海用マルチビーム音響測深機 SeaBeam3020 型が搭載さ可能な水深は浅くに限られる．一方で，周波数が低いとれており，20 kHz の音響信号により合成される 2°× 2°

分解能は低くなるが，測深可能な水深は増大する．おおビーム 205 本を用いて南大洋の海底地形マッピングが行

むね，400 kHz のマルチビーム音響測深機は水深 100 m

われている．

までを計測し，200 kHz は水深 300 m まで，50 kHz は水マルチビーム音響測深機を用いて正確な水深を得るた

深 3,000 m まで，12 kHz は水深 11,000 m までを測深可

めには，測位や船体動揺を正確に計測することの他に，能である．

正確な音速度を知ることも重要である．音速度は，水深

マルチビーム音響測深機は，送波器を複数並べること（圧力）と温度，塩分（一般に電気伝導度より換算）の関によって指向性を絞った音響ビームを発信する．音源が数で表現できることが経験的に知られている．その中で1 つである場合は点源から等方的に波が広がってしまう

も，温度の影響が最も大きいため，上述の BT などによが，音源が 2 つになるとそれぞれの音源から出た波が干り鉛直方向の海洋温度分布データを取得することが重要

渉し，それぞれの音源からの距離と使用する波の波長にと な る．現 在 で は 投 棄 型 の BT セ ン サ ー（XBT:

応じて振幅を強め合う場所と弱め合う場所ができる．こeXpendable BathyThermograph）などが流通しているの振幅分布は音源となる送波器列からの方位に依存する

他，水深と温度の他に電気伝導度も計測する XCTD

ため，音源の数や間隔を調整することで複数の合成ビー（eXpendable Conductivity Temperature Depth meter）

ムを作成することができる．実際には，船底に数多くのも実用されている．ただし，これらの投棄型センサーは送波器（例えば SeaBeam2112 測深機では 10～14 個）を測定可能な水深が最大約 2,000 m に限られているため，

船首-船尾方向に一直線に並べ，この送波アレイに直交

さらに深層を知る場合はアーマードケーブルで制御されする幅を狭く絞った扇型の合成ビームを作成する．このた CTD による観測や過去の統計データ（例えばアルゴ

アレイが大きくなるほど指向性に優れた幅の狭いビーム計画でフロート観測によって取得されたデータ）などをを作成することができ，海底のより限定的な地点の水深利用する必要がある．

が計測可能となる．海底からの反射波を捉える受波器も同様に複数器を並べ，受波ビームを合成する処理を行っ

2.3 サイドスキャンソナー

ている．この時，特定の時間差を考慮することで任意のマルチビーム音響測深機が鉛直水深値の定量的な測定

角度から入射する波だけを強め合わせて検知する工夫をを可能にするのに対して，サイドスキャンソナーは海底施している．受波アレイは送波アレイに直交するよう

表面の“質感”をモザイク画像のように捉えることができに，すなわち右舷-左舷方向に並べる．これらの装置にる．この可視化法は後方散乱（backscatter）イメージン

より，送波ビームと受波ビームが重なった狭い範囲（フッグと呼ばれており，地形斜面や海底面の種類に依存する

トプリント）の海底と測深機との距離を測ることが可能

音波の散乱度を反映する．音波の散乱は，底質（砂泥かとなり，反射点の位置とその場所の水深を得ることがで溶岩かなど）や微地形（ゴツゴツしているのかスムース

きる．フットプリントは 1 本のビームの照射範囲にあたなのか）に敏感であるため，サイドスキャンソナーを用る．船の進行に伴って帯状に測深データが取得できるこいると，海底の地形的特徴を単純な地形測深よりも詳細とから，このような測深は一般にスワス測深（swath：草に抽出することが可能となる．そのため，海底地質調査

刈り，帯状のもの）と呼び，実際に水深データの得られだけでなく，飛行機が墜落して水中に沈んだ時の機体位

藤井 昌和，野木 義史

274

図 3：南極調査船「しらせ」に搭載されたマルチビーム音響測深機 SeaBeam3020（周波数 20 kHz）とサブボトム
プロファイラ Bathy2010（2.8 kHz から 6.8 kHz のチャープ波）．
（a）南極調査船「しらせ」の外観写真．
（b）「しらせ」船底に取り付けられたマルチビーム音響測深機 SeaBeam3020 の送波器と受波器，サブボトムプロ
ファイラ Bathy2010 の送受波器．
（c）「しらせ」第 3 観測室に設置された Seabeam3020 と Bathy2010 の制御システム．

置を特定する場合などにもサイドスキャンソナーが利用

技術は地震探査法とも呼ばれているが，海洋で用いられされる．最初に実験が行われたのは古い難破船の発見のる地震波（P 波）は低い周波数の粗密波であるため低周ためであり，米国 EG ＆ G 社が 1963 年に当時のサブボ

波の音波と同じである．一般に低周波（100 Hz 程度以

トムプロファイラの音響ビームを横方向に向けられるよ下）を用いる場合は反射法地震探査，高周波を用いる場

うに改良して実用化に成功した．サイドスキャンソナー

合は音波探査と呼ばれる．本稿では，研究船舶で広く装は，船舶や水中探査機の船底に取り付ける他，母船から備され，海中無人探査機にも搭載可能な海底下浅部の探曳航する場合もある．探知できる距離はマルチビーム測査手法を紹介する．

深機と同様に使用する周波数に依存し，一般に 1,000

表層音波探査装置（サブボトムプロファイラ：sub-

kHz で片側 50 m の探査範囲で数 mm 以上の分解能，

bottom profiler）は，海底下数 10 m の地層を捉えること

100 kHz で片側 500 m の探査範囲で数 cm 以上の分解ができる．科学研究目的以外にも，海底鉱物資源調査，能，10 kHz で片側 10 km の探査範囲で 10 数 cm 以上の海底土木工事のための基礎調査，
海底ケーブル敷設調査，分解能である．最近のマルチビーム音響測深機でも，水海底パイプラインの施設ルート調査などにも利用されて深値の他に海底からの後方散乱強度も記録している．こいる．音源には，マルチビーム音響測深機と同じ圧電振の後方散乱強度データには 2 種類あり，受波ビームごと

動子や磁歪振動子を利用し，使用する周波数は 1 kHz かの信号強度を収録している場合と，受波ビーム合成プロ

ら 10 kHz 程度である．一般には船内固定型であるが，セスとは別に，より高解像度のサンプリングを実施した

送受波器も含めて可搬型のものもある．音響信号には，

音響画像を収録する場合がある．後方散乱イメージング

チャープ方式またはパラメリック方式が一般に採用されに特化しているサイドスキャンソナーと比べてデータのている．チャープ方式では，周波数を時間とともに連続

質は劣るものの，1 度の調査で海底地形図と後方散乱図的に変化させた波（チャープ波）を音響信号として送信の両方が得られる点で，マルチビーム測深機の利用価値し，その送信波形と受信波形との相互相関処理によりノは高い．

イズの影響を減らすことで，反射波形に記録される信号を精度よく取得している．パラメトリック方式では，12.4 地層探査

つの送波器から周波数の異なる 2 つの音波を放射し，そ音波を利用した海洋調査で最も基本的なものは上述のれらの音波の非線形相互作用によって生じた差周波数成ソナーによる音響測深である．地層探査では，海底面だ分（差音）を利用する．2 つの周波数を接近させれば差けでなく海底下の地層境界から反射してくる音響信号も音の周波数が低くなるため，音波の減衰が小さく遠方ま

捉えることで，連続的な地層境界の変化を調べようとすで伝播することが可能となる．南極観測船「しらせ」にるものである．調査したい分解能や目的深度に応じて，は米国 Syqwest 社製 Bathy2010 型が搭載されており，海底面より捉える音波より低周波の 3 Hz から 10 kHz

周波数 2.8 kHz から 6.8 kHz のチャープ波を用いて最の周波数や動作原理の異なる音源を使い分けている．こ浅だと 2.5 m，最深だと 6,000 m の地層探査が可能であのような地層探査は，堆積物の掘削時の基礎情報としてる（図 3）．

も活用される．発展の経緯のため弾性波による地層探査音で見る海底地形と地球環境変動

3. 観測プラットフォーム

275

揚収さえうまくいけば，バッテリーの許す限り観測を続けることが出来る（AUV については本巻の巻・吉田を

マルチビーム音響測深機などの海底地形探査のための参照のこと）．これらを用いた観測は海底近傍における測器は，船底に取り付けられるのが最も一般的である．

音波探査を実現し，より高周波数の音波を用いたより高1960 年代初頭にアメリカ海軍の船にマルチビーム音響

分解能の海底地形や地層の探査を可能にする．海氷や棚測深機が搭載されて以来，一般企業によるマルチビーム

氷に海面が覆われた場所では，ROV や AUV を用いた

音響測深機も開発され，オーストラリア，フランス，ア

無人探査が特に有効である．このような環境においてメリカの政府の船舶にも搭載された．その後，SeaBeam

は，マルチビーム音響測深機は下方向に向けて海底地形

社のマルチビーム音響測深機が，アメリカのスクリプスを探るだけではなく，上方向に向けて氷の下面を捉え海海洋研究所の研究船に科学調査目的で初めて搭載され氷や棚氷の形を把握する観測にも用いることができる

た．今では，Kongsberg 社，Atlas 社，Reson 社など複数（Dutrieux et al., 2016; Wilkinson and Wadhams, 2016）．

のメーカーがマルチビーム音響測深機を製造しており，海底近傍における海底探査で問題となるのは，ソナー

小型ボートも含めて 100 を超える船舶に搭載され，世界の位置を精度よく決定することである．船舶による調査中で利用されている．砕氷能力を備え極域においても運では DGPS（differential global positioning system）を利用 で き る 船 舶 は ま だ 限 ら れ る が，ス ウ ェ ー デ ン の用して正確に位置を決定できるが，深海では GPS を利「Oden」，ドイツの「Polarstern」，アメリカの「Healy」，

用することができないため，音響測位あるいは慣性航法

イギリスの「James Clark Ross」，韓国の「Araon」，最近を利用する．音響測位でよく使用するのは SSBL（superのロシアの観測船など，そして日本の「しらせ」が運用

short baseline）測位と呼ばれる方法で，水中探査機がそされており，これらの砕氷船にもマルチビーム音響測深の母船からどの方角にどの位の距離の位置にいるか音響機が搭載されている．しかし，海面が氷に覆われた場所的に求めるものである．この方法による位置の精度は一では，単にアクセスが難しいだけでなく，砕氷の際に発般に距離の 0.5％と言われており，例えば 3,000 m の水

生する音響ノイズが音響測深データの品質を下げるた

深では 15 m の確度であり，詳細な地形測量には不十分

め，効率的な探査を実施するのは容易ではない．近年でと言わざるをえない．慣性航法（inertial navigation）は，は，2 隻体制での地形調査が実施される例もあり，1 隻は探査開始時の初期位置を GPS などで決定し，移動する

砕氷，もう 1 隻はマルチビーム音響測深に注力するとい際の船体の速度情報を時々刻々と積み重ねることで位置う工夫がなされている．また，1 隻だけで海面の氷環境を追跡する方法である．間欠的に位置を測る音響測位にを克服する方法として，リモートセンシングの活用もな

対して，位置の変化を詳細に追うことができる点が慣性されており，アムンゼン海（Amundsen Sea）ではポリニ

航法の強みであるが，時間が経つと誤差が累積し，系統

ヤ内における海底地形観測が氷の状況を見計らって短期的に位置が真の値からずれることがある．現状では，音間で実施された（Larter et al., 2009, 2012）．今後このよ響測位と慣性航法で得られる位置データの特性を見極

うなオペレーションを効率的に実施するためにも，母国め，両者のデータを統合あるいは取捨選択するなどしてにオペレーション施設を設置し，衛星通信を介して陸上位置の推定を行っている．また，隣り合う測線間で特徴から乗船研究者に指示を送れるような技術の発達が望ま的な地形が捉えられた場合には，共通の地形パターンにれる．

合うように測線の位置を修正するなどして精度の向上を

船舶によるマルチビーム音響測深機を用いた海上観測図っている．近年では，海底に設置した音響灯台を基準

では，海底地形の水平分解能は水深にもよるが数 10 m

点として，慣性航法で蓄積した誤差を修正しながら水中である．最近では，有人あるいは無人の水中探査機を用

探査機の位置を決定する手法も実用化され，複数の観測いることにより，1 m 以下の地形変化を検出可能な高分で用いられている．

解能海底地形観測が可能となった．ケーブルで繋がれ遠隔 操 作 で き る 無 人 水 中 探 査 機 は Remotely Operated
Vehicle（ROV）と呼ばれ，電源供給やデータ伝送はケー

4. 地球環境変動を探るための海底地形研究

ブルを介して行われ，リアルタイムでの通信や観測が可

南極大陸は周囲を海に囲まれており，最も近い南米大能となる．一方で，事前にプログラムされ自律航行が可陸との間でも約 1,000 km，オーストラリア大陸やアフ

能 な 水 中 無 人 探 査 機 は Autonomous Underwater

リカ大陸とは 3,000 km 以上も離れている．このような

Vehicle（AUV）と呼ばれ，船体と海中間における投入・

現在の南極大陸と海洋の配置は約 2 億年前に始まったゴ

276

藤井 昌和，野木 義史

ンドワナ大陸の分裂に由来しており，現在も拡大を続け

引っかき痕であると解釈している（図 4a と図 4b）．たる中央海嶺で形成された海洋性地殻が水深 3,000 m 級

だし，このような観測で得られるのは 1 次元的な地形変の深海底を占めている（南大洋の形成については本巻の化に限られるため，擦痕の長さや走向などの面的な情報

佐藤他を参照）．南極大陸そのものは表面の約 97％が氷を知ることはできなかった．1960-1970 年代には，サブに覆われており，氷の厚さは平均で約 2,500 m，最も厚ボトムプロファイラや反射法地震探査によって地層の堆いところでは 4,000 m を超える．現在，氷床と呼ばれる積物の層準が捉えられ，氷河による削剥や海水準変動にものは南極とグリーンランドに存在しているが，南極氷伴う堆積層の変化が議論された（例えば，Sellevoll and

床は地球全体における氷の約 90％を蓄えており，この氷

Sundvor, 1974）．その後，サイドスキャンソナーの発達が全て融けた場合，現在の海面を大きく上昇させる．すによって海底表面の面的な特徴が捉えられるようになっ

なわち，南極氷床は地球規模の熱・水・物質の循環に大た．1976-77 年 に 南 極 大 陸 の ウ ェ ッ デ ル 海（Weddell

きな影響を与える主な要因であり，地球の過去・現在・Sea）において実施されたノルウェー夏隊の観測では，

未来の気候変動を解明するには南極における氷床変動の詳細なサイドスキャンソナーマッピングによって“wash-

理解を欠かすことはできない．

board pattern”と名付けられた氷山の擦痕と考えられる

氷河は，流動することによって氷下や側面の岩盤を侵構造が捉えられた（図 4c と図 4d，Lien et al., 1981）．

食する他，削剥によって岩屑を作り堆積物の形成を促す

氷河プロセスと関連する海底の特徴を捉える上で，地ため，特徴のある地形を生み出す．氷河の融解によって形の起伏を定量的かつ面的に捉えるにはマルチビーム音

生じる水の流れも河川として地形に残される．そのた

響測深による調査が必須となるが，このような観測はめ，氷床の消失後でも過去の氷河の存在範囲や進退につLoncarevic (1994) によりカナダのハリファックスの東側

いての履歴を地形は記録しており，氷期の時代決定など

で世界に先駆けて実施された．彼らは初期の Simradにも利用される．

EM100 を使用して 1,000 km2 の領域の海底地形図を作

音響測深技術の発展により，海底地形マッピングの精

成し，モレーンやドラムリンなどのいくつかの氷河地形

度や分解能は向上してきたものの，詳細に探査される範を特定した．南極大陸縁辺で広範囲に渡って大規模な海囲が研究船を有している国の周辺に限られていることに

底地形調査が実施されたのは 1996 年から 1997 年にかけ加えて，氷に覆われた高緯度域は通常の観測船によるての夏が最初であり，Simrad EM12S を用いて南極半島

データがまだ少なく，衛星高度計すら利用できないのがの北部で実施された（Canals et al., 2000）．両極での観測現状である．北極海においてマルチビーム音響測深機では後に実施され，西南極の Pine Island Bay（Jakobsson

実測された海底地形は，最新の IBCAO（International

et al., 2011）と北極海の Svalbard の北部（Dowdeswell

Bathymetric Chart of the Arctic Ocean）がまとめられた

and Hogan, 2016）において特徴的な氷河地形が捉えられ2012 年の時点でも，北極海海底面積のせいぜい 11％にた．マルチビーム音響測深機によって捉えられる“cor-

限られている（Jakobsson et al., 2012）．南緯 60°以南のrugation ridges”と呼ばれる畝状構造が（図 5），氷山が潮

南大洋では，IBCSO（International Bathymetric Chart of

汐によって変動することにより作られていると指摘され

the Southern Ocean）がまとめられた 2013 年の時点で，た（Jakobsson et al., 2011）．この corrugation ridges の15％の海底地形が調査されている（Arndt et al., 2013）．

振幅は，Pine Island Glacier 縁辺における，せいぜい数

2015 年にまとめられ，全海洋底の約 18％の海洋底が既m しかない地形変化であったため（図 5），過去に実施しに測深されたと報告している最新の大洋水深総図た海底地形観測では捉えられることができず，最新のマGEBCO（General Bathymetric Chart of the Oceans,

ルチビーム音響測深機が Kongsberg EM122（周波数 12

Weatherall et al., 2015）からも，砕氷船や水中探査機をkHz）を搭載したスウェーデンの砕氷船「Oden」によっ用いた極域観測の歴史がまだまだ浅いことが見て取れて よ う や く 捉 え ら れ た 経 緯 が あ る（Jakobsson et al.,

る．

2011）
．Pine Island Bay では，棚氷下の詳細な海底地形

海底の氷河地形を知るための観測は，ラモント・ドハを捉えるための AUV 観測が，2009 年にアメリカの砕氷

ティ地質研究所（Lamont-Doherty Earth Observatory）

船「Nathaniel B Palmer」の航海（NBP09-01 航海）で実によって開発されたシングルビーム音響測深機（周波数

施 さ れ た（図 6a：Davies et al., 2017）．観 測 に は

1.8 kHz）を用いて 1959 年に初めて北極海で実施された

Kongsberg EM2000（周波数 200 kHz）を搭載した AUV（Hunkins et al., 1962）．北極海の Chukchi Cap における「Autosub3」（Dowdeswell et al., 2008）が利用され，水平観測を報告しており，5-30 m の地形変化を氷山による分 解 能 2 m の 海 底 地 形 図 が 描 か れ た（Graham et al.,

音で見る海底地形と地球環境変動277

図 4：氷河地形を記録した海洋底の観測例（図は Jakobsson et al., 2016 より
一部修正）．
（a）北 極 海 Chukchi Cap の 場 所 を 示 す 北 極 海 の 海 底 地 形 図．デ ー タ は
IBCAO v. 3.0 に基づく．
（b）Chukchi Cap において取得されたシングルビーム音響測深機（周波数1.8 kHz）のデータプロファイル．データは Hunkins et al. (1962) に基づく．
（c）サイドスキャンソナーを（周波数 100 kHz）用いてウィルクスランド沖のウェッデル海で得られた後方散乱（backscatter）イメージ．データはLien (1981) に基づく．
（d）南極大陸のウェッデル海（Weddell Sea）の場所を示す南極大陸周辺の海底地形図．データは IBCSO v. 1.0 に基づく．

2013）．詳細な地形解析により，底層流のチャネルや数が作成された（García et al., 2016）．今後も，欧米チーム

m 振幅の氷擦痕，高さ 5 m×幅 10 m 程度の巨礫マウン

による AUV や ROV を用いた海底の高分解能マッピン

ドといった構造が鮮明になったことに加えて，船上マルグが，特に西南極において継続して実施されるはずであ

チビーム音響測深で捉えられる大規模な氷擦痕（波長る．

200-400 m，振 幅 6-8 m，mega-scale glacial lineations:

南極大陸における日本による海底の測深調査は，航路

MSGL とも呼ばれる）の中には，さらに小規模の線形構開拓を目的として南極観測事業の第 1 次隊（1956-57 年）

造（波長数 10 m，振幅 1-2 m）が存在していることも明から実施された．第 2 次隊（1957-58 年）では，南極大陸

らかとなった（図 6b と図 6c）（Davies et al., 2017）．続縁の大陸棚が他の大陸の陸棚より深いことが見出されてく 2014 年には，堆積層の層序を捉えるために，サブボト

おり，その要因として氷河重量による地殻の沈降（詳細ム プ ロ フ ァ イ ラ Edgetech 2200（周 波 数 2-16 kHz のは本巻の奥野を参照），あるいは氷河による侵食が指摘

チャープ波）を用いた観測が実施された（図 6a：Davies

された（庄司・佐藤，1959）．第 9 次（1967-68 年），14 次

et al., 2017）．同様の高分解能地形・地層観測は南極半島（1972-73 年），15 次（1973-74 年），18 次（1976-77 年），のマルグリット湾でも実施されており，イギリスの極地

22 次（1980-81 年）では，越冬時に氷にドリルで穴を開調査船「James Clark Ross」の JR-157 航海において，

けて音響測深機を海中へ吊す方法などによる氷上からのROV「Isis」に搭載された Kongsberg MS-2000（周波数

音響測深が実施され，昭和基地を中心としたリュツォホ

200 kHz）を用いて水平分解能 0.5 m 以下の海底地形図

ル ム 湾 沿 岸 部 の 海 底 地 形 が 調 査 さ れ た（例 え ば

278

藤井 昌和，野木 義史

図 5：西南極の Pine Island Glacier 縁辺部で取得された氷河プロセスを記録した海底地形（図は Jakobsson et al., 2016 より一部修正）．
（a）Pine Island Bay における調査範囲を示す海底地形図．データは IBCAO v. 3.0 に基づく．
（b）スウェーデンの砕氷船「Oden」によるマルチビーム音響測深機 Kongsberg EM122（周波数 12 kHz）の観測測線（青色）と CTD，XCTD，XBT，XSV による海水の鉛直観測点（黒丸）．カラー図で水深値を示す．
（c）“corrugation ridges”のパターンを示す詳細な海底地形図．データは Jakobsson et al.
(2011) に基づく．
（d）図（c）における X-Xʼ 線上の海底地形断面図．
（e）“corrugation ridges”のパターンを示す海底地形の鳥瞰図．

図 6：南極大陸縁辺 Pine Island Bay における高分解能海底地形図（図は Davies et al., 2017 より一部修正）．
（a）Pine Island Bay における AUV「Autosub3」の調査範囲を示す海底地形図．黒線でマルチビーム音響測深機 Kongsberg
EM2000（周波数 200 kHz）の観測，赤線でサブボトムプロファイラ Edgetech 2200（周波数 2-16 kHz のチャープ波）の観測の測線を示す．海底地形は，重力異常から推定されたデータに基づく（手法は Dutrieux et al., 2014 を参照）．
（b）海上マルチビーム音響測深で取得された海底地形図（分解能 35 m）の上に，AUV「Autosub3」の Kongsberg EM2000
で取得された海底地形図（分解能 2 m）
．Nitsche et al. (2013) に基づく．
（c）海底地形図の拡大図．MSGL (mega-scale glacial lineations) と呼ばれる大規模な氷擦痕（波長 200-400 m，振幅 6-8 m）と，AUV による海底地形図でしか捉えられない小規模の線形構造（波長数 10 m，振幅 1-2 m）を示す．

音で見る海底地形と地球環境変動279

図 7：南極観測船「しらせ」によって得られた海底地形図．カラーバーに示す濃い色付きの部分がマルチビーム音響測深機 SeaBeam3020（周波数 20 kHz）で取得された水深値を示し，背景の半透明の地形図は ETOPO1（Amante and Eakins, 2009）による水深値を示す．赤線で中央海嶺軸，緑線でトランスフォーム断層，灰色線で海底断裂帯（データは Wessel et al., 2015 に基づく），黄四角で海底熱水噴出孔（データは InterRidge Vents Database Ver. 3.4 に基づく）
を示す．AAD：Australian-Antarctic Discordance（オーストラリア-南極不連続）．

Moriwaki and Yoshida, 1983）．1987 年に出発した第 29

響測深機は，第 51 次（2009-10 年）の南極観測航海から次隊からは，昭和基地周辺の海域基本図の整備を目的と新しくなった「新しらせ」に導入された．第 51 次から第した海上保安庁水路部（現在の海洋情報部）による本格55 次（2009-14 年）の 南 極 観 測 航 海 の 期 間，

的な水深測量が行われた．第 33 次（1991-92 年），34 次

SeaBeam3020（周波数 20 kHz）用いた海底地形の観測が（1992-93 年），37 次（1995-96 年），39 次（1997-98 年），実施された（図 7）．2014 年 2 月 16 日に発生した座礁の41 次（1999-2000 年），42 次（2000-01 年），44-48 次（2002-

際に船底に取り付けた送受波器のアレイが破損したた

07 年）においては，シングルビーム音響測深機（海洋電め，2018 年 1 月現在，復旧準備中である．東南極の大陸

子工業製「深海用精密音響測深儀 改 1」）を用いた探査棚縁辺では，
リュツォホルム湾やケープダンレー沖，
ウィが行われた（泉，2010）．この期間，日本の石油公団によルクスランド沖で海底地形が取得された．今後も，高密る南極大陸縁辺の調査も 1980 年から 2000 年までの 20

度水によってもたらされる底層流と地形との関連や大陸年間に渡って実施されており，主に石油・天然ガス賦存

棚斜面の特徴を探る上で，継続的な海上からの地形調査の可能性を調査する目的で南極大陸を一周するように海が不可欠である．さらに，AUV などの水中探査船を用

底地形が取得された（村上ほか，2001）．マルチビーム音

いた棚氷や海氷の下における高分解能探査を通して，

藤井 昌和，野木 義史

280

図 8：南東インド洋海嶺（Southeast Indian Ridge：SEIR）における海底拡大軸周辺の海底地形図．データ
は，2009-2014 年に実施された第 51-55 次南極地域観測隊（Japanese Antarctic Research Expedition:JARE）において，南極観測船「しらせ」に搭載されたマルチビーム音響測深機 SeaBeam3020（周波数 20kHz）で取得された水深値に基づく．

氷-海洋-堆積物／地殻の境界領域を面的に理解すること

km/ 百万年である．この拡大軸近傍では，海底の“ひだが必要とされる．

ひだ”が観測されており，波長数 km，振幅 100-400 m の日本の観測船によって捉えられる南極大陸周辺の海底

短波長地形変動が確認された（図 8）．このような中央海

地形には，氷河プロセスが関与する大陸縁辺のもの以外

嶺の海底地形は，構造運動とマグマ供給量のバランスでにも，海底マグマ活動や構造運動などによって作られる決定されると考えられるが，この海底地形の短波長変動

中央海嶺の地形も存在する．中央海嶺における火成活動にミランコビッチ・サイクル（地球の公転軌道の離心率

は，地球上におけるマグマ生産量の 3 分の 2 以上を占め，の周期的変化，自転軸の傾きの周期的変化，自転軸の歳固体地球から熱と CO2 などの物質を海洋へ供給する重差運動という 3 つの要因により日射量が変動する周期）

要なプロセスであり，潜在的に全球の気候変動にも影響があることが近年指摘されている（Crowley et al., 2015;

を与えている．南極観測船「しらせ」が南極大陸の昭和

Tolstoy, 2015）．この結果は，ミランコビッチ・サイクル

基地に向かう途中の海底には，インド・オーストラリアと密接な関係がある海水準変動に伴う海底下での荷重変プレートと南極プレートの発散境界にあたる南東インド

動により，マグマ溜まりから海底面へのマグマ輸送が制洋海嶺（Southeast Indian Ridge: SEIR）の海底拡大軸が御されている可能性を示唆している．もし海水準変動に存在する（図 7）．この海嶺軸の片側拡大速度は，35-50

伴う間欠的な海底マグマ噴出現象が正しければ，中央海音で見る海底地形と地球環境変動

281

嶺からの一時的な CO2 放出量はアイスコアや海底堆積成に伴う磁化コントラストや，密度コントラストが水-物から復元される数 100 ppm の大気中 CO2 濃度の変動

岩石反応を伴う熱水変質によってできるため（例えばと比較しても無視できないほど大きくなる可能性があFujii et al., 2016），海底地形だけでなく磁気・重力を組みる．しかしながら，これまでの古気候復元や将来予測で合わせた探査も効率的なマッピングのための鍵となる．

は中央海嶺火成活動の寄与は全く考慮されてこなかっ

今後は，観測を拡大軸の未探査領域へ拡大するとともに，た．現場観測に基づいた中央海嶺からの定量的な CO2

水中探査機を用いてのマッピング，噴出孔の視認および放出量の証拠の提示が今後の課題と言える．特に，中央

サンプル採取を実施し，海底下熱水循環の時空間スケー

海嶺軸の総延長のうち 60-70％は南極大陸を囲むようにルの解明や地球部内部の熱源以外の駆動力（例えば海水分布しているため，南大洋・インド洋・南太平洋での理準変動）に関する理解が進むことが期待される．

解が重要である．

これまで中央海嶺の多様性は，その拡大速度によって中央海嶺から海洋への熱・物質の輸送経路については，

特徴づけられてきたが，複雑な様相を示す場所が南東イ

海底マグマ噴出に伴う海洋への直接的な放出の他に，海ン ド 洋 海 嶺 の 東 側 に 存 在 す る．Australian-Antarctic

底熱水循環に伴う輸送も考える必要がある（例えばDiscordance（AAD）と呼ばれる場所（図 7）には，ムリ

Elderfield and Schultz, 1996）．中央海嶺拡大軸上で生成オン構造（亀の甲のようなドーム状に盛り上がった丘）

された海洋地殻の熱流量は，熱伝導とマグマ固化の際のと呼ばれる“カオス”地形が確認されている（Okino et al.,

潜熱による冷却だけでは説明できず，海嶺軸から離れた2004）．この奇妙な地形と非マグマ的な海底拡大との関翼部に位置する海洋性地殻も流体を駆動する熱源にな係を調べるための研究観測が学術調査船
「白鳳丸」
によっ

り，それらの熱量は 11 TW（テラワット）に及ぶと現在て行われ，ムリオンのあるところで地殻が薄く，特徴的認識されており，地球の熱散逸の約 20％を占める（例えな磁化パターンを示すことが明らかにされた（Okino et

ば Stein and Stein, 1992）．したがって，全球的な熱収支，

al., 2004）．

特に地殻－海洋の熱収支を考える上では，海嶺軸部から

この他に，プレート内の固体地球ダイナミクスにおけ翼部までの広範囲に渡る熱水循環フラックスと，その時る研究でも海底地形観測は実施されている．1998 年 3間変化を考慮して議論する必要がある．また，海水や地月 25 日に発生した南極プレート内の巨大地震（図 7）に殻内の流体が地球内部の熱源で駆動される際には網目状ついて，震源の周辺海域における地球物理観測が学術調に水－岩石反応が起こると期待されるが，熱水システム

査船「白鳳丸」を用いて実施され，地形・磁気・重力観において例えばどの程度の CO2 が鉱物として貯蔵され，測で捉えられる海山や断層などの地殻構造と，プレート

どのくらい海洋へ直接輸送されるのかについての全体像

内地震の原因に関する考察がなされた（Nogi, 2013）．さはまだ不鮮明である．1977 年のガラパゴスリフトにおらに，南大洋・インド洋の海域では，ケルゲレン海台やける熱水噴出孔発見（Corliss et al., 1979）から 40 年が経コンラッドライズといった巨大火成岩岩石区の存在が知とうとする現在，InterRidge Vents Database Ver. 3.4 にられるが，周辺海域でのデータはまだ少ない（図 7）．こよると，600 を超える海底熱水活動の存在が発見またはれらの火成岩分布範囲は大陸と比較しうるほどの広大な示唆されており，中央海嶺だけでなく背弧海盆や島弧を面積であり，その生成に伴うマグマの噴出物は膨大な含む沈み込み帯，ホットスポットなどでの多様な熱水循

熱・物質フラックスを生むため，地球の気候変動に影響

環システムが知られるようになった．しかしながら，北を与えたと考えられている．海底地形などの地球物理観

極海や南大洋における探査は決定的に不十分であり，系測を継続して実施することを通して，これらの成因や周統的なプルーム探査や基礎的な海底地形調査などが今後辺環境への影響に関する理解が進むことが望まれる．

必要とされる．図 7 に示す南東インド洋海嶺の領域においては，米国，中国，韓国，フランスのプルーム探査に
よって 50 サイトの存在が示唆されている（Scheirer et

5. おわりにal., 1998; Wang et al., 2011; Park, 2012; Baker et al., 2014;

本稿では音波探査技術の発展の歴史とそれらを駆使しBoulart et al., 2017）．海底熱水循環の出口となる噴出孔て捉えられる海底地形の研究，さらに地球環境変動の解の空間スケールは数 10 m から 200-300 m と小さいため

明における海底地形の役割について概観した．1910 年（例えば Fujii et al., 2015），約 3,000 m 海底から離れた海代に始まった音波を用いた海底測深の歴史は今日で約面からの観測だけではなく，海底近傍での探査も必要と100 年が経た．20 世紀後半には海底地形を面的に捉えるなる．また，熱水噴出孔近傍では，磁性鉱物の破壊・形技術が進展し，現在では多くの研究調査船にマルチビー

282

藤井 昌和，野木 義史

ム音響測深機が標準搭載されるようになった．しかしな

底マグマ活動と地球内部からの熱・物質供給量を定量的がら，地球の海洋底は未だ探査されてない場所が大半でに把握する計画である．現代の科学者と技術者であれあり，現在計画されている研究観測航海や，船舶や水中ば，これらの課題には十分立ち向うことができ，学問の探査機といったプラットフォームの発達を考えても，枠を超えたやりがいに溢れる面白い研究ができると確信

バッテリーの劇的な性能向上などがない限り，21 世紀にしている．

進めうる基礎的な海底探査として限界に至るのは明白である．一方で，現代の気候変動や古気候を扱う地球環境
変動の学問分野から見れば，海底に残された古環境の断片はかけがえのない記録であるし，地殻と氷あるいは地殻と海水の境界条件として海底地形が制約できる情報は重要である．このようなことからも，南極大陸縁辺や北参考文献
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は大きい．これまで考えられていたような地形学や海洋

Arndt, J. E., H. W. Schenke, M. Jakobsson, F. O. Nitsche, G.

地質学といった側面を超えた学際的な研究の一分野としての進展が期待される．
海底近傍における高分解能探査の可能性や重要性については既に述べたとおりであるが，こうして得られる詳細な地形データを最大限に活かし，地球科学的に意味のある情報を引き出すためには，他の観測結果との結合が何よりも重要である．例えば，海底地形から得られる起伏の情報と海洋の塩分・水温データを組み合わせることによって底層流に関する面的な情報を得ることができ，

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さらにそれは陸の氷床変動データとも有意な相関を示す

Ballard, R. D. and T. H. Van Andel (1977) Morphology andはずである．海水と氷床の融解水が入り交じる場所で

tectonics of the inner rift valley at lat 36° 50′ N on theは，低塩・低温の水塊あるいは水流が存在し，通常の海水とは異なる音波伝搬が発生することも考えられるため，海底地形の音響測深を行うにあたって，実測に基づ
く音波速度の導出がいっそう期待される．氷床の進退と海底に残される記録のリンクについては様々なシナリオが考えられるであろうが，多種の観測データを説明する
気候-海洋-氷床モデルや水・物質循環のモデルとの比較を進めることが今後の重要な研究課題であろう．数値モ
デリングの解像度や精度を向上させる上でも，高分解能

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地学団体研究会（1996）新版 地学辞典．平凡社，東京．

船を保有しており，実際に南極観測船「しらせ」，学術調

Corliss, J. B., J. Dymond, L. I. Gordon, J. M. Edmond, R. P. von

査船「白鳳丸」，研究調査船「海鷹丸」が南大洋における研究観測を展開させており，現場観測を通したデータ取得が現時点で我が国が国際的に貢献しうる重要な役割の一つであると言える．
我々は現在，東南極で AUV を駆使して海氷と棚氷の下にマルチビーム音響測深機や水温塩分計などの測器を投入することを計画しており，氷-海-堆積物-地殻の相互作用が今まさに起こっている現場を捉えようとしている（詳細は本巻の巻・吉田を参照）．中央海嶺においても世界に先駆けた地形・深海磁場観測を提案しており，海Herzen, R. D. Ballard, K. Green, D. Williams, A. Bainbridge,
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■紀要「低温科学」の変遷
・低温科學，第 1 輯（1944 年）－第 10 輯（1953 年）
・低温科學．生物篇，第 11 輯（1954 年）－第 35 輯（1978 年）
・低温科学．物理篇，第 11 輯（1953 年）－第 53 輯（1995 年）
・低温科学．物理篇．資料集，第 27 輯（1970 年）－第 63 輯（2005 年）（このうち，第 1 輯（1944 年 12 月）〜第 3 輯（1950 年 12 月）は岩波書店発行，第 4 輯（1948 年 10月）は北方出版社発行，第 5 輯（1950 年 12 月）以降は低温科学研究所発行）
・低温科学．第 64 巻（2005 年）〜※第 68 巻（2009 年）Supplement Issue（英文増刊号発行）■著作権・本紀要に掲載された論文の著作権は，北海道大学低温科学研究所に属する．
・ただし，原著者が出典を明示して再利用することは妨げない．
・また，掲載論文の一部または全部を電子的に蓄積し，北海道大学低温科学研究所が行う情報提供
サービスにより公開することがある．

2018 年 3 月 7 日
発

行

者

北海道大学
〒060-0819

低温科学研究所

札幌市北区北 19 条西 8 丁目

URL：http://www.lowtem.hokudai.ac.jp
編
Cover and back cover:All photos © Minoru Ikehara, Yusuke Suganuma, Takeshi Tamura, Hiroshi Sato,
Kazuya Ono, Ayako Abe-Ohchi, Itsuki Suto & National Institute of Polar Research

集

者

印刷・製本

大島

慶一郎

㈱アイワード© 2018 Institute of Low Temperature Science, Hokkaido University

低温科学

Low Temperature Science

2018 Vol. 76
巨大リザーバ：南大洋・南極氷床

低温科学研究所

INSTITUTE OF LOW TEMPERATURE SCIENCEHOKKAIDO UNIVERSITY, SAPPORO, JAPANhttp://www.lowtem.hokudai.ac.jp

北海道大学 低温科学研究所 編

北海道大学

低温科学
2018 Vol. 76
ISSN 1880 -7593

巨大リザーバ：南大洋・南極氷床

北海道大学 低温科学研究所 編

Edited by Institute of Low Temperature Science,
Hokkaido University