2142017年度秋季大会シンポジウム「北極域」の報告（地球温暖化；気候変動；北極域；将来予測)

２．北極温暖化増幅のメカニズムと将来予測

吉 森正

和

１．はじめにれる．一方で，北極域の温暖化には明瞭な季節性があ

大気中の温室効果ガス濃度が増加すると，地上気温る（第３図）．一般に，北極温暖化増幅は雪氷アルベが他の地域に比べて北極域で大きく上昇する．このこド・フィードバックを引き合いにして説明されることとは，気候モデルが開発され始めた頃から良く知られが多いが，極夜を含む日射の少ない秋から冬にかけてている（M anabe and Wetherald 1975）．平衡応答と温暖化が大きく現れる事実は，アルベド・フィードして大きく現れることと，過渡的応答として早く現れバック以外のプロセスも必要とする．また，アルベドることは本来異なる現象であるが（Yoshimori et al.

変化の効果を除去した数値実験でも，北極温暖化増幅2017），現実の世界でも近年北極域が顕著に温暖化しの起きることが繰り返し報告されている．Voigt etていることは周知の事実である．一般に，全球平均にal.（2016）では，海氷の無い水惑星温暖化実験にお比べて北極域平均の地上気温上昇量が大きいことを北いても，北極温暖化増幅が起きている．

極温暖化増幅（Arctic warming amplification またはArctic amplification）という．
第１図は，IPCC 第５次評価報告書にまとめられた

３．メカニズムを理解するためのアプローチ「メカニズム」という言葉は，ニュートンの運動方約100年後の全球と北極域で平均した気温変化の予測を表している．北極温暖化増幅と北極域の予測幅が大きいことが特徴である．予測幅には内部変動の影響も含まれているが（Hodson et al. 2013），予測幅に寄与している気候モデルのばらつきの低減が期待される．
２．近年の北極温暖化
海氷上の気温観測データが不足しているため，北極温暖化増幅を観測データで示すのは意外と難しい（吉森 2014）．ここでは再解析データで概観してみる．第２図は，全球，北極域，南極域の３つに分けて，1979年以降の年平均地上気温の推移を示したものである．
南極域の温暖化の遅れや北極域の温暖化が全球平均の２倍かそれ以上のスピードで進んでいることが読み取北海道大学大学院地球環境科学研究院／国際連携研究
教育局／北極域研究センター／東京大学大気海洋研究所．
masakazu＠aori.u‑tokyo.ac.jpⒸ 2019 日本気象学会
24

第１図 21世紀の約100年間の年平均地上気温変化の予測（℃）．IPCC 第５次評価報告
書の Table 12.2（Collins et al. 2013）のデータを基に作成．縦幅は90％信頼区
間．灰色が全球平均，黒色が北極域平均．横軸は将来予測の（代表的濃度経路）シナリオの違いを表し，RCP の後の数字は産業革命前を基準にしたときの21世紀末のおおよその放射強制力の大きさ（Wm ）を表す．
〝天気" 66．3．

2017年度秋季大会シンポジウム「北極域」の報告

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する．
3.2 感度実験に基づく分析
数値モデルを用いた感度実験の有用性は言うまでもないが，ここではフィードバック解析としての側面に触れたい．支配的なプロセスの特定およびプロセス間の（因果関係も含めた）相互作用の理解は，原理的には個々のプロセスの系統的なオン・オフ実験の繰り返しを通して得ることができる(Stein and Alpert 1993）．
しかし実際には，モデル設計上の都合や実験数の多さから実施が困難であることも多い．また，非物理的な設定や相互作用の非線形性により，個々の感度実験を現実的なシミュレーション結果の解釈に結び付けるこ
第２図1979〜1993を基準にした全球，北極域，南極域の年平均地上気温の変化（℃）．
JRA‑55（青）と ERA Interim（赤）再解析データより作成．両色とも実線が全球平均，破線が北極域平均，鎖線が南極域平均．とが容易でない場合もある．こうした制約を緩和するための一つの試みとして，第3.1節で述べた分析と感度実験を組み合わせた研究を第4.2節でごく簡単に紹介する．
４．理解の現状

程式に代表されるように狭義には時間発展的な因果関

4.1 季節性と支配的なプロセス係の説明を連想させるが，本稿では，力学的エネル第４図は，32の気候モデルで予測された21世紀末のギー保存則による運動の理解のように，診断的な意味北極温暖化増幅に寄与するプロセスを地表面のエネル合いも含めて緩く用いる．複雑な相互作用の結果としギー収支に基づいてその平均像を表している．さまざて現れる応答を理解するためには，次に述べるフィー

まなプロセスの北極域の温度上昇への寄与を月ごとにドバック解析がその一助となるが，その方法には次の熱帯への寄与と比較して相対的な割合として示してお２つの代表的なアプローチがある（e.g., Bony et al.

り，棒グラフの正の値は北極温暖化を増幅，負の値は2006）．

抑制する働きを表している．各棒グラフの総和が折れ3.1 エネルギー収支に基づく分析

線で示されているシミュレーション結果に一致する．

エネルギー収支解析は，観測された変化やシミュ

第４図 a, c では，夏季のアルベド・フィードバック

レートされた応答を決める支配的なプロセスや気候モの 寄 与 が 海 洋・海 氷 の 熱 吸 収 に よって 相 殺 さ れ

デル間の差異の要因を特定するのに利用される．たと（Other surf. effects），結果的にほとんど昇温に寄与えば，気候感度の不確実性の特定に水蒸気や雲の変化していない．一方，10〜12月にかけての大きな昇温にがもたらす放射効果などが調べられてきた．こうしたは，海洋・海氷の貯熱の減少（Other surf. effects），分析では，原理的には観測とシミュレーションを個々大気成層の効果（Nonbarotropic warming），雲の温のプロセスレベルで比べることが可能である．北極温室効果（Clouds），各フィードバックプロセスと放射暖化増幅メカニズムの探求では，地表面温度変化の診法則の非線形性との相乗効果（Synergy）が効いてい断に，大気上端での放射フラックスを利用する方法やる．一方で，海洋と陸上の違いも顕著である（第４図

地表面での放射・熱フラックスを利用する方法が用いa, b）．温度上昇を上向き長波放射の増加に読み変えられてきた．これらの方法はマルチモデル解析には利て診断する地表面でのエネルギー収支解析において用しやすい一方（Laıne et al. 2016），大気の温度構造

は，地表付近の昇温は温度の上昇した海氷面からたくの変化とその寄与を具体的なプロセスに帰着させるこさんの長波放射が射出されていることに相当する．しとができなかった．近年提案された気候フィードバッ

かし，海洋からの熱放出自体は海面水温の低下に寄与

ク応答解析法（CFRAM ）では，この制約が緩和されしており，海洋・海氷の貯熱の減少が地上気温を上昇た（Lu and Cai 2010；Yoshimori et al. 2014a, b）．

させる過程が不鮮明である．

こうした分析からわかってきたことを第4.1節で紹介
2019年３月

第５図は，１つの気候モデルの１％漸増 CO 実験
25

216

2017年度秋季大会シンポジウム「北極域」の報告た項を具体的なプロセスに帰着する第一歩になると期待される．
以上の結果は，次のように要約される．日射の強い
夏季には，温暖化によって減少した海氷被覆の効果で海洋に供給される放射エネルギーが増加するが，一部は海氷のさらなる融解に消費され，残りは温度上昇に寄与する．このとき，氷の残っている場所の海面水温は融点のままであり，さらに熱容量の大きな海洋の温度上昇は比較的小さい．また，雲の変化が太陽放射の反射を通して負のフィードバックとして働く．季節が進行し て 気 温 が 低 く な ると，温暖化によって海氷の減少した暖かい海洋から大気に効 率 的 に 熱 が 放 出 され，強い大気の成層と増加し た 雲 の 温 室 効 果 に よって，（温暖化前に比べて）地表付 近 が 大 き く 昇 温 す
第３図

北半球中高緯度における1979〜1993年平均から2002〜2016年平均の地上気温変化（℃）．(a) DJF，(b) M AM ，(c) JJA，(d) SON．ERA
Interim 再解析データより作成．

る．このとき，熱容量の大きな海洋からの熱放出にともなう海面水温の低下はわずかであり，凝固点に到達した場合には海氷が生成さにおいて，CO 倍増に対する CFRAM による解析結れる．また，温暖化の応答では，熱放射を通してエネ果を示したものである．各プロセスによる加熱が熱放ルギーの釣り合いを取るように温度は上昇するが，地射と釣り合うのに必要な温度変化として表現されてい表面温度の低い北極域の冬季においては温度上昇に対る．10〜12月の北極温暖化に見られる対流圏中層に比する熱放射の効率が低いため，相乗的に温度変化が大べて相対的に大きな下層の温暖化は，海洋・海氷の貯きく現れる．すなわち，海氷アルベド・フィードバッ

熱の減少（RES），地表からの顕熱フラックスと大気クが夏の海洋熱吸収を増加させ，海氷断熱効果の減少

境界層の拡散過程（SH＋VDF）によって維持され，の結果として10〜12月に海洋から大気への熱放出の増

大 気 中 の 移 流（DYN），蒸 発・大 規 模 凝 結・対 流加が生じるが，この時期は，雲，成層，放射法則の点（EVP＋LSC＋CUM ）によって 抑 制 さ れ て い る．まで地表付近が温暖化しやすい季節であるため，北極のた，CO や水蒸気の放射効果も下層の温暖化を増幅す温暖化が促進される．

る傾向がある．こうした診断は，これまで「気温の上4.2 大気熱輸送の役割昇」や「気温の鉛直構造」の効果と一括りにされてきHwang et al.（2011）は，マルチモデルの将来予測

26〝天気" 66．3．

2017年度秋季大会シンポジウム「北極域」の報告

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組 み 合 わ せ る こ と に よって，Graversen and Burtu（2016）が指摘した潜熱輸送の重 要 性 を 明 確 に 示 した．
５．今後の課題
5.1 天候現象とのリン
ク
第 3.1節 で 紹 介 し たフィードバック解析は，支配的なプロセスを特定する足がかりとしては有用であるが，具体的な現象とのリンクが不明である．たとえば，雲の温室効果が重要であることはわかるが，日々出現する雲のタイプや頻度が具体的にどのように変化して，結果的に気候学的に第４図

CM IP5の RCP4.5（中位安定化）シナリオの下で，月ごとに様々な過程が北極域の海上（a)，陸上（b)，全域（c）の昇温に寄与する割合を熱帯との相対的な割合で表示（32個の気候モデルの平均）．正の値ほど，北極域の温暖化増幅に寄与．Laı
ne et al.（2016）Fig.6より転載（ⒸAmerican M eteorological Society.Used with permission.）．各項の詳細については本文と元論文を参照のこと．

見た北極温暖化増幅に寄与するフィードバック項に反映されるのかは未解明である．同様に，大気熱輸送が重 要 な こ と も わ か る が，個々の総観規模擾乱や惑星波が頻度を含めてどのようにおいて，北極域への大気熱輸送が減少しているモデに変化して，フィードバック項に効いてくるのかよくルほど，北極温暖化増幅が大きい傾向にあることを示わからない．時間・空間スケールをまたいで理解を深した．後者が前者の原因と考えることもできるが，いめていく必要がある．

ずれにしても大気熱輸送は北極温暖化増幅に寄与して5.2 素過程とのリンクいないよ う に 見 え る．一 方，Graversen and Burtu

気候モデルの改善という点から考えると，第４節で（2016）は，潜熱輸送は凝結熱の放出による温暖化に紹介した研究は，現在気候の再現バイアスに加えて，加えて，水蒸気と雲の温室効果による温暖化の効果も雪氷アルベド，大気境界層，極域の下層雲，海洋混合併せ持つため，乾燥静的エネルギーとの合計で定義さ層の表現などが重要であることを示唆している．すな

れる大気熱輸送量は，１週間前後のスケールで見るとわち，表面融解によって生成する海氷上の池（メルト

北極域の温度上昇に対する大気の役割を必ずしも正しポンド）を始めとするアルベドの季節進行，冬の地表く表さないことを指摘した．Graversen and Burtu

付近の逆転層，相変化をともなって応答に寄与する混（2016）は，この結果を将来予測に統計的に外挿し，合相雲，北極海表層の強い成層などを正しく表現する

北極温暖化増幅における潜熱輸送の役割を議論した．

必要がある．こうした表現の改善が気候学的に見た北ほぼ同時期に，Yoshimori et al.（2017）は温暖化実

極温暖化増幅に寄与するフィードバック項にどのよう験において低緯度の温度上昇の影響だけを取り出す感に影響するのか，系統的な理解が必要である．

度実験や，さらに北極域の海面水温や海氷分布の応答

5.3 過去の気候からの知見を抑制した感度実験を行い，前述の CFRAM 解析と北極域は今後，測器観測データがこれまで記録した

2019年３月27

218

2017年度秋季大会シンポジウム「北極域」の報告

約６千年前の完新世中期や，より明瞭な約12〜13万年前の最終間氷期などが挙げられる．両時代については，温室効果ガスの上昇ではなく，地球の公転・自転に関する条件が現在と異なっていたことが主な原因であるが，最近の著者らの研究により，北極域の応答，すなわち温暖化のプロセスには共通性があることがわかってきた．Schmidt et al.（2014）は，完新世中期と将来予測における海氷減少にマルチモデル間で弱いながら相関関係があることを報告したが，今後はその根拠となる物理過程の検証が必要である．最後に，モデルには未だ含まれていない素過程が残されており，予測の不確実性≠モデルのばらつきであることに留意し，謙虚に過去と向き合う重要性を強調しておきたい．
謝辞

第２図と第３図は，気象庁による JRA‑55長期再解
析 プ ロ ジェク ト に よ り 提 供 さ れ た データ セット（Kobayashi et al. 2015）と ECMWF により提供された ERA Interim 再解析データ（Dee et al. 2011）を使用して作成した．本稿の内容の一部は，GRENE 北
極気候変動研究事業と環境省の環境研究総合推進費
S‑10プロジェクトの成果を反映したものであり，執筆に際しては，JSPS 科研費 JP17H06104と北極域研究推進プロジェクト ArCS の支援を受けた．継続的に議論をさせていただいた阿部彩子教授と Alexandre Laı
ne 博士に御礼を申し上げます．
参第５図

気候モデル M IROC5の１％漸増 CO 実
験における10〜12月の北緯70°以北の鉛直気温分布の変化への寄与（℃)．(a）放射過程，(b）放射過程以外．EXT：
CO ，WVP：水蒸気，ALB：地表アルベ ド，CLD：雲，EVP＋LSC＋CUM ：地 表 蒸 発＋大 規 模 凝 結＋積 雲 対 流，
SH＋VDF：顕 熱＋鉛 直 拡 散，DYN：
大 気 移 流：RES：大 気，海 洋，海 氷 の貯 熱．Yoshimori et al.（2014b）のFigs.10a，10c よ り 転 載（Ⓒ American
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