（気象庁訳）
WMO
温室効果ガス年報
WMO
WMO
世界気象機関世界気象機関GAW
GAW
全球大気監視全球大気監視計画
計画

天気・気候・水

天気・気候・水2013 年 12 月までの世界の観測結果に基づく
大気中の温室効果ガスの状況

第 10 号 | 2014 年 11 月 6 日

0
–100

400

陸域と海洋による吸収
380

酸素濃度 (per meg)

二酸化炭素濃度 (ppm)420

化石燃料の燃焼量から推定した変化傾向

360
340
320

–200
–300
–400
–500

化石燃料の燃焼量から推定した変化傾向–600

陸域による吸収
300

1960

1970

1980

1990

2000

2010

大気中の二酸化炭素（CO2 ）及び酸素（O2）の観測データ
は、世界の炭素循環において人間がもたらしている変化を理解するための強力な手がかりを与え続けている。左図に示すとおり、大気中のCO2濃度の上昇は、C. D. Keelingらがマウナロアで世界初の高精度観測を開始した1958年以降の記録により裏付けられている。この時に用いられた高品質な測定を保証する方法は、全球大気監視計画（GAW）の参加機関
による観測方法として採用された。このCO2濃度の上昇は、化石燃料の燃焼により排出された全てのCO2が大気中にとどまったとした場合の約半分の上昇でしかない。残りの半分は、陸域生物圏および海洋に吸収されている。しかし、吸収されるCO2の陸域と海洋間の配分は、CO2データだけでは容易に分からない。ここで、O2観測が有用となる。
最も長期にわたるO2観測点のうちの1つ、グリム岬（タスマニア）でフラスコに採取し、スクリプス海洋研究所で解析した
O2 濃度の時系列を右図に示す。O2 濃度は窒素（N2 ）濃度と要 旨
WMO 全球大気監視（GAW）計画から得られた観測成果の最新の解析によると、2013 年の二酸化炭素（CO2 ）、メタン（CH4）、一酸化二窒素（N2O）の世界平均濃度は、それぞれ、396.0± 0.1 ppm[2]、1824± 2 ppb[3]、325.9 ± 0.1 ppb となり、これ

–700
1990

1995

2000

2005

2010

2015

の比（O2/N2）による相対的な変動として報告されている。100per meg[1]（パーメグ）の減少は、大気中のO2分子100万個当たり100個のO2分子が失われることに相当する。大気中のO2は、化石燃料の燃焼中に消費されることでごくわずかに減少してきた。観測されたO2 濃度の減少は、化石燃料の燃焼量から推定した量より小さい。これは、植物が光合成を通じて
CO2 を吸収し、大気中にO2が戻されるためである。したがって、化石燃料の燃焼量から推定したO2濃度との残差から陸域によるCO2 の吸収量が分かる。海洋によるCO2 の吸収量についても、陸域と海洋を合計した吸収の総量が化石燃料の燃焼量から推定したCO2濃度と観測されたCO2濃度との差に一致するという前提に基づいて算出することができる。また
O2の観測データは、季節変動やその他の時間スケールでの変動も捉えていることから、CO2の観測データを補完することで地球生物圏の大規模な役割についてさらなる情報を提供する。（掲載の図は米国スクリプス海洋研究所のR. Keeling氏の厚意による）

までの最高値を更新した。これらの値は、工業化（1750 年）以前の、それぞれ 142%、253%、121%である。2012 年から2013 年にかけての二酸化炭素の濃度増加量は 2.9 ppmであり、1984 年以降最も多い。一酸化二窒素の 2012 年から 2013
年の増加量は、2011 年から 2012 年にかけての増加量よりも少ないが、最近 10 年の平均増加量にほぼ等しい。大気中のメ

地上観測

航空機

船舶

温室効果ガス比較観測所

海洋時系列観測点

3.0

CO 2

CH 4

N 2O

CFC-12

CFC-11

他15種

タンは引き続き増加しており、最近 5 年間の平均増加率とほぼ同じである。米国海洋大気庁（NOAA）年次温室効果ガス指標（Annual Greenhouse Gas Index）によると、1990 年から2013 年までに、長寿命の温室効果ガスによる放射強制力は34%増加しており、二酸化炭素がそのうちの約 80%を占める。
海洋による人為起源の二酸化炭素の吸収は、海水中の二酸化炭素濃度の増加や酸性度の増加を招いた。本年報でとりあげた海洋時系列観測点において、最近 20 年間で、pH は一
年あたり、0.0011～0.0024 低下し、海洋に溶け込んだ CO2 量（pCO2）は一年あたり 1.2～2.8 μatm 増加した。

1.4

AGGI (2013) = 1.34

1.2

2.5

1.0

2.0

0.8

1.5

0.6

1.0

0.4

0.5

0.2

1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
1987
1988
1989
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
2010
2011
2012
2013

0.0

概 要

0.0

このW MO/GAW の温 室 効 果 ガス年 報 第 10号 は、長 寿命 の温 室 効 果 ガス（LLGHGs）の中 で最 も影 響 の大 きい、
二 酸 化 炭 素 （ CO 2 ） 、 メ タ ン （ CH 4 ） 及 び 一 酸 化 二 窒 素（N 2 O）の大 気 中 の濃 度 と変 化 を報 告 するとともに、これら
以 外 の温 室 効 果 ガスの概 要 も示 す。上 記 の3種 類 のガス
並 びにフロン12（CFC-12）及 びフロン11（CFC-11）を合 計
した放 射 強 制 力 は、長 寿 命 の温 室 効 果 ガスによる放 射 強[5]
制 力 全 体 の約 96% に相 当 する（図 1）。本 年 報 では、初めて海 洋 酸 性 化 の項 を設 けた。これはユネスコ政 府 間 海
洋 学 委 員 会 （IOC-UNESCO）の国 際 海 洋 炭 素 観 測 連 携
計 画 （IOCCP）と海 洋 研 究 科 学 委 員 会 （SCOR）、国 際 原子 力 機 関 （ IAEA ） の 海 洋 酸 性 化 国 際 連 携 セ ン タ ー（OA-ICC）の協力 によって作成されたものである。
WMO/GAW 計 画 （http://www.wmo.int/gaw/）は、温 室
効 果 ガス及 びその他 の微 量 成 分 を含 む大 気 組 成 の組 織的 観 測 及 び解 析 をとりまとめている。過 去 10年 間 の温 室
効 果 ガス監 視 地 点 を図 2に示 す。この地 図 には、海 洋 中の二 酸 化 炭 素 の観 測 を行 っているいくつかの地 点 を示 している。参 加 機 関 が報 告 した大 気 の観 測 データは、気 象
庁 にある温 室 効 果 ガス世 界 資 料 センター（WDCGG）が保管・配 布している。
主 な3種 の長 寿 命 温 室 効 果 ガスの2013年 の大 気 中 濃
度 の世 界 平 均 と、2012年 及 び1750年 からの濃 度 変 化 を
表 1に示 す。この結 果 は、WMO世 界 標 準 に準 拠 して観 測

図1 長寿命の温室効果ガスによる放射強制力（1750年を基準）の 経 年 変 化 と2013 年 の NOAA 年 次 温 室 効 果 ガ ス指 標
（AGGI）。
表1 WMO/GAW世界温室効果ガス監視網による主な温室効果
ガスの世界平均濃度と増加量。単位は乾燥空気のモル分率で誤差幅は68%の信頼限界による。
CO2

CH4

N2O

世界平均濃度（2013 年）[4]396.0±0.1ppm

1824±2ppb

325.9±0.1
ppb

1750 年と比較した存在比 a

142%

253%

121%

2012 年から 2013 年の増加量

2.9 ppm

6 ppb

0.8 ppb

2012 年からの増加分の比率

0.74%

0.33%

0.25%

世界平均濃度の最近 10 年間の平均年増加量

2.07
ppm/年

3.8
ppb/年

0.82
ppb/年

a

図 2 WMO/GAW 温室効果ガス世界監視ネットワークの最近 10 年間の二酸化炭素観測地点。
メタンの観測ネットワークもこれと同様。本年
報で取り上げた、海水中の二酸化炭素観測を実施している地点についても示した。

工業化以前の濃度を、二酸化炭素（CO2）は 278 ppm、メタン（CH4）は722 ppb、一酸化二窒素（N2O）は 270 ppb と仮定した。本解析に使用した観測 点数は、次のとおり。CO2 （124 地点）、CH4 （121 地点）、N 2 O（33 地点）。（なお、メタンの工業化以前の濃度を前号の値から更新した。これにより、放射強制力及び 1750 年と比較したメタン濃度の増加分の比率は、わずかに小さくなるが、AGGI への影響はない。）

2

1850

(a)

370
360
350

1990

1995

2000

2005

1700

20

(b)

2

1

1985

1600

2010

CH4 濃度年増加量 (ppb)

CO2 濃度年増加量 (ppm)

1985

3

0

1750

1990

1995

2000

2005

2010

320
315
310

300
1985

1990

1995

2000

2005

2010

(b)

10
5
0

1985

1985
2

15

-5

(a)

305

1650

340

4

325

N2O 濃度 (ppb)

380

330

330

(a)

1800

CH4 濃度 (ppb)

CO2 濃度 (ppm)

390

N2O 濃度年増加量 (ppb)

400

1990

1995

2000

2005

2010

1990

1995

2000

2005

2010

1990

1995

2000

2005

2010

(b)

1.5

1

0.5

0

1985

図3 二酸化炭素の1984年から2013年ま

図4 メタンの1984年 から2013年 までの

図5 一酸化二窒素の1984年から2013年までの（a）世界平均濃度と（b）その一年あたりの増加量。（b）塗りつぶしの棒
グラフは前年からの濃度差。

（a）世界平均濃度と（b）その一年あたりの増加量。（b）塗りつぶしの棒グラ
フは前年からの濃度差。

での（a）世界平均濃度と（b）その一年あたりの増加量。（b）塗りつぶしの棒グ
ラフは前年からの濃度差。

されたデータセット（WMO, 2009）をもとにした解析によって得 られた。移動観 測 によるデータは、太平 洋を横断する船上採取による米国海洋大気庁（NOAA）の観測によるものを除き、この解析に使っていない。
表1にまとめられている3種の温室効果ガスは人間活動と密接に結びついており、生物圏や海洋とも強い相互作用がある。大気中の温室効果ガスの変化を予測するには、その様々な発生源や吸収源、大気中の化学反応についての定量 的理 解 が必要 である。GAW の観測成 果 はこれらのガス及び他の長寿命温室効果ガスの収支に関して貴重な解明への手掛かりを与えるとともに、温室効果ガスの排出インベ
ントリ検証と衛星から求めた長寿命温室効果ガスの気柱平
均データの評価に利用されている。2013年のNOAA年次温
室効果ガス指標（AGGI）は1.34で、長寿命の温室効果ガスによる（1750年を基準とする）放射強制力の総計は、1990
年 以 降 2013年 ま でに 34% 、 2012年 から は1.5%増 加 し た（図1）。全ての長寿命温室効果ガスによる放射強制力の合計は、CO 2 等価換算濃度（モル分率）で479 ppmに相当する（http://www.esrl.noaa.gov/gmd/aggi/）。

とセメント生産による（ http://www.globalcarbonproject.org/によれば、2012年の二酸化炭素排出量は炭素換算で年に[6]
97± 5 億トン ）。この結論は、地表における二酸化炭素の空間分布と増加率、大気中の酸素濃度の減少、大気中の二酸
1312化炭素の炭素同位体比 C/ Cの減少といったGAWの観測結果と整合している。陸上生物圏による炭素交換は正味では二酸化炭素を吸収するが、森林伐採とその他の土地利用変化（2012年に炭素換算で10± 5 億トン）は、わずかに二酸化炭素を増加させる。2003年から2013年にかけての大気中の二酸化炭素の増加量は、人間活動によって放出された二酸化炭素のうち平均して約45%に相当する。残りの約55%は海洋や陸上生物圏によって大気中から除去された。化石燃料の燃焼に由来する二酸化炭素の主な吸収源は海洋と陸上生物圏である。これら吸収源間の分配についての知見は、GAWの二酸化炭素と酸素の観測成果に基づいている。海洋による二 酸 化 炭 素 の吸 収 は 海 洋 の酸 性 化 をもた らし た （ 次 頁 参照）。
二酸化炭素の2013年の世界平均濃度は396.0 ± 0.1 ppm
である（図3（a））。2012年から2013年にかけての年平均増加
量は2.9 ppmであり、これは2011年から2012年にかけての増加量や、1990年代の平均（約1.5 ppm/年）、最近10年間の平均年増加量（約2.1 ppm/年）よりも大きい。二酸化炭素濃度の年増加量の年々変動や、2012年から2013年にかけての年増加量が平均年増加量より大きいことについては、化石燃料の燃焼による二酸化炭素排出量の近年の増加（約2%/年または炭素換算で約2億トン/年）では説明できない。GAW参加
13
12
機関による大気中の二酸化炭素中の炭素同位対比 C/ Cの観測成果は、二酸化炭素濃度の年増加量の変化が大気と陸上生物圏の間の炭素交換における小さな変化に起因することを示唆している。例年、大気と陸上生物圏の間では炭素換算で年間約1200億トンの炭素が交換されている。これが北半球の大気中の二酸化炭素濃度において観測される季節変二酸化炭素（CO2）
二酸化炭素は、大気中で人間活動から排出されるガスの中で最も影響が大きく、長寿命の温室効果ガスによる放射強[5]
制力全体の約65% を占めている。また最近10年間の放射強制力の増加のうちの約84%、最近5年間で見ると約83%が二酸化炭素の効果による。工業化以前の大気中の二酸化炭
素濃度は、大気と海洋間（炭素換算で約800億トン/年）及び大気と陸上生物圏間（炭素換算で約1200億トン/年）の比較的大きな年間の炭素交換のバランスを反映して約278 ppmであった。大気中の二酸化炭素は2013年に、工業化以前の142%に達した。これは、主として化石燃料の燃焼による放出

3（6 頁へ続く）

海洋酸性化海洋は現在、人為起源の二酸化炭素（CO2）排出量の4 分の た。全ての地点（観測期間が 10 年より長い）で、海面付近の海1 を吸収しており、化石燃料の燃焼による大気中 CO2 の増加を 水の pCO2 は、人為起源の CO2 増加のため時間と共に増加抑えている。海洋が CO2 を吸収すると、酸性度を左右する海水 し、相応の海洋酸性化が起こっている。これらの時系列の観測の炭酸システムが変化する。すなわち、CO2 は海水に溶けて、 点は、おおむね亜寒帯（MUNIDA、観測点 P 及び KNOT/K2）
炭酸（H2CO3 ）を生じる。これは弱酸であり、さらに炭酸水素イ か ら 亜 熱 帯 （ BATS 、 HOT 、 ESTOC 、 DYFAMED ） 、 熱 帯+
オン（HCO3 ）と水素イオン（H ）に解離する。水素イオンの増加 （CARIACO、東経 137 度定線）までの大きな領域を代表していは、酸性度の増加（pH の低下）を意味する。一人一日あたりに る。これらの海面時系列観測データから季節的な変動成分を換算して約 4kg の CO2 を海洋が吸収し続けた結果、海洋の酸 除いたものを使用して、観測期間を通した線形トレンドを計算性化は既に測定可能なレベルになってきている。酸性化の進 し、これらの観測点で比較可能な10 年あたりの変化率を得た。
2行は、炭酸イオン（CO3 ）の存在により制限されている。これは 季節・年々の変動はあるが、海面の pCO2 は 1.2～2.8 µatm/
炭酸イオンが、新たに生じた水素イオンの多くと結合して、炭酸 年（大気の濃度の増加率は過去 10 年間の平均で約 2.1 ppm/
水素イオンを生じるためである。しかし、この緩衝反応は炭酸イ 年）の割合で増加しており、海面付近の海水のpH は、場所によオンを消費し、海洋表層が CO2 を吸収できる化学的容量を減 って観測期間の平均で年間- 0.0011～- 0.0024 の割合で低下少させる。この容量は、現在では工業化が始まった頃の 70% した。これらの変化の割合は、化学的性質だけではなく、それしかなく、おそらく 21 世紀末までにはわずか 20%にまで減少す ぞれの地域に特有なその他の要素にも依存している。海面のるだろう。古気候学記録から復元したデータによると、現在の海 pCO2 の増加率は ESTOC、HOT と BATS では、大気の CO2
洋の酸性化の進行は、少なくとも過去 3 億年にわたり前例の 増加率に一致した。同様に pH の低下は定常的であり、大気とないものであることが分かっている。複数の地球システムモデ の平衡から予想される酸性化の進行の度合いと整合していた。
ルの予測によれば、少なくとも今世紀中頃まで酸性化は加速し 東経 137 度線の北緯 10 度では、海面の pCO2 の増加と pH の続ける可能性がある。酸性化の進行は気候変動によってわず 低下はやや小さく、これは亜熱帯循環における変化と関連してかに影響を受けるが、それらは CO2 が増加することにより生じ いる可能性がある。DYFAMED の時系列では、線形トレンドにる変化の 10%未満にとどまる。それに対し、たとえば北極域の 大きな誤差幅を与える強い季節変化のシグナルに加えて循環
雪氷の融解の進行による海水の低塩分化は、酸性化をさらに の変化が認められた。CARIACO では、特に CO2 が豊富な海加速させる可能性がある。
水が湧昇する時期に、海面のpCO2 がもっとも高い値を示した。
海洋酸性化の化学については観測とモデルによって一般的 この期間を通じての大きな pCO2 の増加と pH の低下は、湧昇にはよく理解されているものの、海洋酸性化が海洋生物にもた の減少に関係した表面海水の温暖化に起因すると考えられ、らす潜在的な影響は本来もっと複雑である。主要な関心事のひ 生物生産力の減少にもつながる。亜寒帯の時系列は最も高い
とつにサンゴやサンゴモ、軟体動物、一部のプランクトンのよう 値を示しており、原因の一部は水温と生物生産の大きな季節
な炭酸カルシウムの殻・骨格をもつ生物（石灰化生物）がどうな 変動によるものである。MUNIDA では海面の pCO2 の増加率
るかということがある。なぜなら、これらの生物が殻や骨格の材 は低く、KNOT/K2 では、pCO2 の増加が大気中の上昇と類似し料を石灰化によって作り出す能力は、炭酸イオンの濃度に依存 ていた。しかし、KNOT/K2 での pH の低下は最大のものの一つするからである。多くの生物において、酸性化が進むにつれて だった。観測点 P での観測は定期的ではないが、pH の低下と石灰化能力は弱くなる。海洋生物相に対する酸性化のその他 pCO2 の増加については他の観測点と同様の傾向を示した。
の影響としては、生存率、発達率、成長速度の低下、生理的機ここでは海面付近の海水の観測に焦点を置いているが、海能の変化や生物多様性の低下がある。
洋内部のかなりの部分が人為起源の炭素吸収とそれに伴う海海洋による人為起源の炭素吸収を原因とした海洋表面の 洋化学的な変化による影響を受け続けている。しかし、残念なpH の低下と海面の二酸化炭素分圧（pCO2）の増加は、既に検 がら CO2 測定を行う時系列観測点は現在のところごく限られて出可能なレベルに達している。これらの変化傾向は、持続的な いる。このことは海洋酸性化と炭酸の化学の変化傾向を定量
海洋時系列観測によって評価され定量的に調べられている。こ 的に調べようとする際に重大な障害となる。時系列観測点におうした観測により、海洋の生物地球化学と生態系の変化を特徴 ける CO2 観測は、船舶による海面及び海洋内部の観測とともづけるために必要とされる、長期間かつ時間解像度のあるデー に今後も継続、かつ拡大されていく必要がある。
タセットが得られる。このような時系列の例を図 6 と表 2 に示し

4

pCO 2 (µatm)

8.15

pH

500

BATS
ESTOC

8.20

東経137 度、北緯10 度

8.10
8.05
8.00
7.95

pCO 2 (µatm)

pH

8.15
8.10
8.05

CARIACO

8.00

観測点 P
HOT

7.95

400

東経137 度、北緯10 度

350
300

pCO 2 (µatm)

8.15
8.10

MUNIDA
KNOT/K2
DYFAMED

8.05
8.00
1990

450
400

1995

2000

2005

CARIACO
HOT

観測点 P

350
300
250
500

8.20

pH

ESTOC
BATS

250
500

8.20

7.95

450

450
400

MUNIDA
KNOT/K2
DYFAMED

350
300
250
1990

2010

年

1995

2000

2005

2010

年

図 6 表面海水の pH の時系列およびトレンド（左）と、表面海水の pCO2（µatm）の時系列とトレンド（右）。大西洋バミューダ沖時系列観測点［BATS; 青］、カナリア諸島近海欧州時系列観測点［ESTOC;紫］、ハワイ時系列観測点［HOT;灰色］、CARIACO ［赤］、観測点 P［黒］;
MUNIDA ［緑］;北太平洋時系列観測点［KNOT; オレンジ］、地中海大気フラックス観測点［DYFAMED;黄］、気象庁東経 137 度定線における北緯 10 度[東経 137 度、北緯 10 度；ピンク]。各時系列観測点の位置を図 2 に示す。サンプリング時間間隔は毎月から年ごとまで幅がある。

a

表 2 9 つの海洋の時系列観測点における海面 pH と pCO2 の線形トレンドと標準誤差。
pH（/ 年 ）pCO2（μatm/年）

参考文献

BATSb

－0.0017±0.0001

1.75±0.08

Bates et al., 2014

ESTOCb－0.0014±0.0001

1.78±0.15

Bates et al., 2014
González-Dávila et al., 2010HOTb

－0.0017±0.0001

1.89±0.15

Bates et al., 2014
Dore et al., 2009CARIACOb－0.0024±0.0003

2.79±0.37

Bates et al., 2014
Astor et al, 2013

DYFAMEDb－0.0019±0.0009

2.56±0.85

Touratier and Goyet, 2011

MUNIDAb－0.0016±0.0003

1.55±0.24

Bates et al., 2014
Currie et al., 2011

KNOT/K2b－0.0024±0.0007

2.22±0.67

Wakita et al., 2013

観測点 PcccWong et al., 2010

東経 137 度定線、北緯 10 度 d－0.0011±0.0001

1.15±0.06

Midorikawa et al., 2010a

pH は現場水温での水素イオン濃度指数の値bpH と pCO2 は、pH の直接測定が入手できる場合を除いて、全炭酸、アルカリ度、水温と塩分（珪酸塩とリン酸塩はゼロと仮定）から算出。
季節変化を除いたデータと線形トレンドは、GAW レポート No.184 に沿って算出したc

観測点 P はデータが少ないため線形トレンドの算出ができないd

pH は、pCO2 と全炭酸、水温および塩分の観測結果から算出

5

動の主な原因である。これらの炭素交換における小さな年変動（1- 2%）は、光合成と呼吸の間のバランスの変化あるいはバイオマスの燃焼量の変化に由来するが、二酸化炭素の年増加量（炭素換算で約40億トン/年）に大きな影響を及ぼす。
2012年から2013年の年増加量が平均年増加量よりも大きなものだった要因が何であるかを述べるのは早計だが、この活発な研究分野は、GAW参加機関による観測成果に立脚している。

推定に利用されている。最近の研究から、熱帯と亜熱帯の陸域が最大の排出域であること（Thompson et al., 2014）、アジ
アからの排出に顕著なトレンドがあること（Saikawa et al.,2014）が明らかになった。一酸化二窒素収支の理解においてはこのような進展があるものの、GAW参加機関による観測ネットワーク間の互換性の改善が必要である。なぜなら、大気中の一酸化二窒素は長寿命（130年）であり、その分布の空間的勾配が小さいことから、輸送モデルを使ってデータから排出量を推定するためには、各観測計画間でのバイアスは0.1
ppbより小さくなければならないからである。この目標値は、通常用いられる測定技術では達成が難しい。

メタン（CH4）
メタンによる放射強制力は、長寿命の温室効果ガス全体の[5]
約17% を占める。大気中に放出されるメタンのおよそ40%
は自然起源（湿地やシロアリなど）であり、人間活動（反芻動
物、稲作、化石燃料採掘、埋め立て、バイオマス燃焼など）によるものはおよそ60%である。人為的な排出が増加した結果、2013年の大気中のメタンの濃度は、工業化以前の約722
ppbの253%に達した。大気中のメタン濃度は、1980年代初期の約1650 ppbから2013年に過去最高値の1824 ± 2 ppbまで増加した（図4（a））。年増加量（図4（b））は、1980年代前半の約13 ppb/年から減少し、1999年から2006年の間はほぼゼロだった。増加量の長期変化には大きな年々変動が含まれており、年々変動の研究はメタンの排出と消失に影響を及ぼす過程の理解に役立つ。2007年以降は再びメタン濃度が増加しており、世界年平均は2012年から2013年までに6 ppb増加した。GAWのメタン観測結果を用いた研究によれば、熱帯の湿地と北半球中緯度での人為的排出源からのメタンの排出がその原因と見られる。WMO温室効果ガス年報第9号で示したように、2007年以降増加し続けている大気中のメタン濃度に、北極域からの排出量増加の影響はみられない。

25(a) SF6 及び ハロカーボン類濃度 (ppt)

20

HCFC-141b

15

HCFC-142b

10
SF6

5

HFC-152a

01995

一酸化二窒素（N2O）

600

一酸化二窒素による放射強制力は、長寿命の温室効果ガ[5]
ス全体の約6% を占め、それらのうちで3番目に大きな寄与がある。そして一酸化二窒素は、オゾン層破壊係数で重み付けした場合、成層圏のオゾン層破壊物質の最大の発生源となる。工業化以前、大気中の一酸化二窒素の量は、土壌と海洋からの放出と成層圏での化学的消失のバランスを反映していた。工業化時代に入ると、合成窒素肥料（農地からの直接的排出と農業排水に影響された水路からの間接的排出）、化
石燃料の燃焼、バイオマスの燃焼と他の小規模なプロセスからの付加的な人為的排出が加わった。現在、人為的排出は
全排出量の約40%を占める。全排出量は、GAWによる一酸
化二窒素の世界平均濃度（図5（a））と近年の年増加量（図5（b））の観測成果から決定されており、窒素換算で約1600万[7]
トン/年 である。工業化以前から増加には合成窒素肥料の影
響が最も大きい。一酸化二窒素の2013年の世界平均濃度（モル分率）は325.9 ± 0 .1 ppbであり、前年から0.8 ppb増加して、工業化以前（270 ppb）の121%である。2012年から2013年にかけての年平均濃度の増加は、最近10年間を平均した
年増加量0.82 ppb/年と同程度である。
GAWによる一酸化二窒素の観測成果は、大気化学輸送モ
デルを用いた地域スケールから大陸スケールまでの排出量

2005
年

2010

(b) ハロカーボン類

500

濃度 (ppt)

2000

CFC-12400300

CFC-11200

HCFC-22
CH3CCl3
CCl4

100
CFC-113

HFC-134a01975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010年

図 7 六フッ化硫黄を含むハロゲン化合物類の月平均濃度（a）六フッ化硫黄及び低濃度のハロカーボン類（b）高濃度のハロカーボン類
全球解析に使用した地点数は次のとおり。SF6 （23 地点）、
CFC-11 （24 地点）、CFC-12 （25 地点）、CFC-113 （23 地点）、CCl4 （21 地点）、CH3CCl3 （23 地点）、HCFC-141b （9地 点 ） 、 HCFC-142b （ 13 地点 ） 、 HCFC-22 （ 13 地 点 ） 、
HFC-134a （9 地点）、HFC-152a （8 地点）。

6

他の温室効果ガス

海 洋 酸 性 化 と海 洋 のpCO 2 のトレンドについてのこの概説 は、ユネスコ政 府 間 海 洋 学 委 員 会 （ IOC-UNESCO）の国際海洋炭素観測 連携計 画（IOCCP）と海洋研究科学委
員 会（SCOR）、国 際原 子 力 機 関（IAEA）の海 洋酸 性 化 国
際連携センター（OA-ICC）が協力して、WMOの支援のもとに作 成した。時 系 列 データの提 供と解 釈 に関 しては、特 に
Y. Astor、N. Bates、M. Church、L. Coppola、K. Currie、M.
González-Dávila、L. Miller、中野俊也と脇田昌英に感謝する。

六フッ化硫黄（SF6）は、長寿命の強力な温室効果ガスであり、その排出はほぼ全てが人為起源で主に配電器具の電気絶縁体として使われている。大気中の濃度は1990年代半ばに比べて倍増した（図7（a））。大気中のSF 6 は寿命が3200年と非常に長いため、排出されるとそのまま大気中に蓄積され、その量はGAW参加機関が観測した増加率から決定することができる。観測成果に係るある解析によれば、気候変動枠組条約（UNFCCC）に報告された排出量は過小評価されており観測結果と一致しないという、観測に基づく分析もある（Levin etal., 2010）。GAWによるSF 6 の観測成果にはもう一つ重要な用途として、一酸化二窒素と同様に、化学輸送モデルでの大気混合過程の検証という重要な用途がある。
オゾン層破壊物質であるクロロフルオロカーボン（CFC）類
は、他のハロゲン化物と合わせた合計で、放射強制力全体の[5]
約12% をもたらしている。大気中のCFC類とほとんどのハロン類は減少している一方で、同じく強力な温室効果ガスである
ハイドロクロロフルオロカーボン（HCFC）類やハイドロフルオロ
カーボン（HFC）類は、今のところ量は少ないものの急速に増[8]加している（ppt の程度、図7（a）、7（b））。
この年報は主に長寿命温室効果ガスを取り扱う。対流圏のオゾン（O3）はこれらに比べて短寿命だが、ハロカーボン類に匹敵する放射強制力を持つ。その他多くの汚染物質（一酸化炭素、窒素酸化物、揮発性有機化合物など）は、温室効果ガスとは呼ばれないが、わずかに直接的、あるいは間接的に放射強制力に影響する。エーロゾル（浮遊粒子状物質）も、放射収支に影響する短寿命の物質である。このようなガス及びエー
ロゾルも、WMO加盟の各国や協力する観測網から支援を受けて、GAW計画に基づいて観測されている。

参考文献
Astor, Y.M., L. Lorenzoni, R. Thunell, R. Varela, F. Muller-Karger, L.
Troccoli, G.T. Taylor, M.I. Scranton, E. Tappa and D. Rueda, 2013:
Interannual variability in sea surface temperature and fCO2
changes in the Cariaco Basin. Deep-Sea Res. II, 93:33–43,
doi:10.1016/j.dsr2.2013.01.002.
Bates, N.R., Y.M. Astor, M.J. Church, K. Currie, J.E. Dore, M. González-Dávila,
L. Lorenzoni, F. Muller-Karger, J. Olafsson and J.M. Santana-Casiano,
2014: A timeseries view of changing ocean chemistry due to ocean
uptake of anthropogenic CO2 and ocean acidification. Oceanography.
27(1):126–141, http://dx.doi.org/10.5670/oceanog.2014.16.
Conway, T.J., P.P. Tans, L.S. Waterman, K.W. Thoning, D.R. Kitzis, K.A.
Masarie and Ni Zhang, 1994: Evidence for interannual variability of the
carbon cycle from the National Oceanic and Atmospheric
Administration/Climate Monitoring and Diagnostics Laboratory global
air sampling network. J. Geophys. Res., 99(D11):22831–22855.
Currie, K.I., M.R. Reid and K.A. Hunter, 2011: Interannual
variability of carbon dioxide drawdown by subantarctic surface
water near New Zealand. Biogeochemistry, 104(1–3):23–34,
doi:10.1007/s10533-009-9355-3.
Dore, J.E., R. Lukas, D.W. Sadler, M.J. Church and D.M. Karl, 2009:
Physical and biogeochemical modulation of ocean acidification in
the central North Pacific. PNAS, 106(30):12235–12240,
doi:10.1073/pnas.0906044106.
González-Dávila, M., J.M. Santana-Casiano, M.J. Rueda and O.
Llinás, 2010: The water column distribution of carbonate systemvariables at the ESTOC site from 1995 to 2004. Biogeosciences,
7:3067–3081, doi:10.5194/bg-7-3067-2010.

年報の配布

Levin, I., T. Naegler, R. Heinz, D. Osusko, E. Cuevas, A. Engel, J.
Ilmberger, R.L. Langenfelds, B. Neininger, C. v. Rohden, L.P. Steele,
R. Weller, D.E. Worthy, and S.A. Zimov, 2010: The global SF6 source
inferred from longterm high precision atmospheric measurements andits comparison with emission inventories. Atmos. Chem. Phys.,10(6):2655–2662, doi:10.5194/acp-10-2655-2010.

温室効果ガス年報は、気象庁が運営する温室効果ガス世
界資料センター（WDCGG）とGAW温室効果ガス科学諮問部
会の協力のもと、NOAA地球システム研究所（NOAA/ESRL）の支援を得て、世界気象機関（WMO）事務局が作成・配布している。過去に発行されたものも含め、以下に記載したGAW
計画、WDCGGのウェブサイトから取得可能である。

Midorikawa, T., M.A. Ishii, S. Saito, D. Sasano, N. Kosugi, T. Motoi, H.
Kamiya, A. Nakadate, K. Nemoto and H.Y. Inoue, 2010: Decreasing
pH trend estimated from 25-yr time series of carbonate parameters in
the western North Pacific. Tellus B, 62:649–659. Updated based on:
http://www.data.jma.go.jp/gmd/kaiyou/english/co2_trend/co2_trend_en.html;
http://www.data.jma.go.jp/gmd/kaiyou/english/oa/oceanacidification_en.html.

謝辞とリンクWMO加盟の50カ国がGAWのWDCGG に二酸化炭素の観測データを提供している。GAWに提供されている観測データの約46%がNOAAのESRLと協力する観測ネットワークで得られたものである。その他のネットワークや観測所は、GAWレポ
ートNo.206（http://www.wmo.int/gaw から入手可）を参照された い 。 GAW に 協 力 す る 観 測 ネ ッ ト ワ ー ク で あ る Advanced
Global Atmospheric Gases Experiment （AGAGE）も本年報に観測データを提供している。本年報に用いたデータを提供したGAW 観測所は、図2に示すとともに、WDCGGウェブサイト（ http://ds.data.jma.go.jp/gmd/wdcgg/jp/ ） の 一 覧 表 に 掲 げる。また、スイス気象局によって運営されるGAW観測所情報シ
ステム（http://gaw.empa.ch/gawsis/）にも掲載されている。

Montzka, S.A., E.J. Dlugokencky and J.H. Butler, 2011: Non-CO2
greenhouse gases and climate change. Nature, 476:43–50,
doi:10.1038/nature10322.
Saikawa, E., R.G. Prinn, E. Dlugokencky, K. Ishijima, G.S. Dutton, B.D. Hall,
R. Langenfelds, Y. Tohjima, T. Machida, M. Manizza, M. Rigby, S.
O’Doherty, P.K. Patra, C.M. Harth, R.F. Weiss, P.B. Krummel, M. vander Schoot, P.J. Fraser, L.P. Steele, S. Aoki, T. Nakazawa, and J.W.
Elkins, 2014: Global and regional emissions estimates for N2O. Atmos.
Chem. Phys., 14(9):4617–4641, doi:10.5194/acp-14-4617-2014.
Thompson, R.L., F. Chevallier, A.M. Crotwell, G. Dutton, R.L. Langenfelds, R.G.
Prinn, R.F. Weiss, Y. Tohjima, T. Nakazawa, P.B. Krummel, L.P. Steele, P.
Fraser, S. O’Doherty, K. Ishijima and S Aoki, 2014: Nitrous oxide emissions
1999 to 2009 from a global atmospheric inversion. Atmos. Chem. Phys.,
14(4):1801–1817, doi:10.5194/acp-14-1801-2014.

7

Touratier, F. and C. Goyet, 2011: Impact of the Eastern Mediterranean
Transient on the distribution of anthropogenic CO2 and first estimate ofacidification of the Mediterranean Sea. Deep-Sea Research I, 58(1):1–
15, doi: 10.1016/j.dsr.2010.10.002.

今回紹介する温室効果ガス観測所

Wakita, M., S. Watanabe, M. Honda, A. Nagano, K. Kimoto, K.
Matsumoto, M. Kitamura, K. Sasaki, H. Kawakami, T. Fujiki, K.
Sasaoka, Y. Nakano and A. Murata, 2013: Ocean acidification from1997 to 2011 in the subarctic western North Pacific Ocean.
Biogeosciences, 10:7817–7827, doi:10.5194/bg-10-7817-2013.
WMO, 2009: Technical Report of Global Analysis Method for Major
Greenhouse Gases by the World Data Centre for Greenhouse
Gases (Y. Tsutsumi, K. Mori, T. Hirahara, M. Ikegami and T.J.
Conway). GAW Report No. 184 (WMO/TD-No. 1473), Geneva, 29
pp.
Wong, C.S., J.R. Christian, S.-K. Emmy Wong, J. Page, Liusen Xie and S.
Johannessen, 2010: Carbon dioxide in surface seawater of the eastern
North Pacific Ocean (Line P), 1973–2005. Deep-Sea Res. I,
57(5):687–695, doi:10.1016/j.dsr.2010.02.003.

オーストラリアのガンポイント熱帯大気研究観測所（ATARS：12.25°S 131.05°E, 海抜25m）は、北部準州のダーウィンの近くにある。この観測所は2010年に設立され、2012年にはGAW地域観測所となった。オーストラリア気象局（BoM）の研究用レーダー観測所と同じ場所にあり、運用は同局とオーストラリア連邦科学産業研究機構（CSIRO）の双方が担当している。ガンポイントは、アジア・オーストラリアの熱帯地域で拡大する大気観測網を補い、全球的には観測が不足する熱帯地域への重要な追加観測点となっている。現在の観測種目は、主な温室効果ガスと関連する微量
気体（二酸化炭素、メタン及びラドンの連続観測 、二酸化炭
素、メタン、一酸化二窒素、一酸化炭素、水素、 13CO2 及び18
OCOのフラスコ採取観測）、エーロゾル散乱係数、黒色炭素、オゾン、NOX、水銀蒸気、熱帯の沿岸海洋を起源とする
短寿命ハロカーボン類を含む。近い将来には、一酸化二窒
素と一酸化炭素、エーロゾル粒子数、揮発性有機化合物の連続観測が追加される。

連絡先
世界気象機関 研究部大気環境研究課（ジュネーブ）E-mail: AREP-MAIL@wmo.int
Web site: http://www.wmo.int/gaw/
気象庁 温室効果ガス世界資料センター（東京）E-mail: wdcgg@met.kishou.go.jp
Web site: http://ds.data.jma.go.jp/gmd/wdcgg/jp/[1]

1 per meg は大気中の窒素に対する酸素の濃度比（O2/N2）について基準となるガスと比較した0.0001%の変化[2]

ppmは乾燥した空気分子100万個中の当該ガスの分子数[3]ppbは乾燥した空気分子10億個中の当該ガスの分子数[4]表示された誤差幅はConway et al.（1994）にならってブートストラップ法で計算され、標準偏差の幅に相当する68%の信頼限界を持つ。

[5]

ここでいう比率は、1750年以来の全ての長寿命の温室効果ガスによる世界全体の放射強制力の増加量に対して、それぞれのガスが寄与する相対的な割合のこと[6]

ファディン観測所 （21.57°N
103.52°E, 海 抜 1466m ） は 、
最近GAW地域観測所に指定された。ベトナムの北西部の高地で周辺の森林より高くなった場所にある。施設はベトナム国
家水 文 気象 局が 運営 し て いる。この場所は2011年から気象観測所となり、このときに将来の気象レーダー収容のためにタワーが建てられた。観測所の建物には、空調設備のある研究区域と、観測員や訪問研究者のための簡素な宿泊施設がある。温室効果ガスとエーロゾルの光学特性の連続観測のための設備は、気候観測システムのための能力開発と連携（CATCOS）計画を通じて二つのスイスの研究所（スイス連邦材料試験研究所とポール・シェラー研究所）の支援を受け、ベトナム国家水文気象局により2014年はじめに作られた。CATCOS計画は、スイス開発協力庁の出資のもとスイス気象局により進められている。二酸化炭素、メタン、一酸化炭素はキャビティ増強吸収分光法を用いて測定される。ファディン観測所は、ベトナムの僻地に置かれて温室効果ガス、地上オゾン、エーロゾルの特性を記録する観測所として初めてのものである。

PgC = 炭素換算で10億トンの単位[7]TgN = 窒素換算で100万トンの単位[8]pptは乾燥した空気分子1兆個中の当該ガスの分子数（付録）年報中の主な用語
放射強制力：地球・大気システムに出入りするエネルギーのバランスを変化させる影響力の尺度で、気候を変化させる能力の大きさを示す。
2
1 平方メートルあたりのワット数（W/m ）で表す。
排出インベントリ：大気中に排出される人為起源及び自然起源の大気微量成分の量を推計しデータベース化したもの
pCO2：二酸化炭素分圧：海水中の二酸化炭素濃度を、これと平衡になる大気中の二酸化炭素の圧力（単位 μatm：100 万分の 1 気圧）に換算したもの

日本語訳について
このWMO温室効果ガス年報第10号（気象庁訳）は、WMOが 2014 年 11 月 6 日 に 発 行 し た WMO Greenhouse Gas
Bulletin No. 10を気象庁が翻訳したものである。
気象庁 地球環境・海洋部 環境気象管理官
温室効果ガス世界資料センター（WDCGG）〒100-8122 東京都千代田区大手町 1-3-4
電話：03-3212-8341（代表）E-mail: wdcgg@met.kishou.go.jp

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