Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
図中のV-No. (a) はValco Instruments社製の電動バルブであり、リレー制御によって流路が切り替わる。バルブの接続ポートをつなぐ実線はロードの状態、インジェクションの状態は点線で示した。全てのバルブがロードの場合は分析を開始する前の状態を示している。純度99.99995%のN₂ボンベにレギュレーターを接続し、その下流に250～280℃で24時間以上エージングしたMS-13Xを設置して、ガスに含まれる僅かな不純物を除去した¹⁶)。その純窒素ガスを4つに分岐させ、一つの分岐はニードルバルブを介してパージ&トラップシステムに接続させた。V1、V2、V3は気体定容管が接続されており、それぞれの容量は約0.1075±0.0003mL、0.2514±0.0004mL、0.9995±0.0003mLである。V4は気体測定と試水測定を切り替える。試水測定の場合は、V4をインジェクションに切り替える。V4とV5の間には水蒸気供給管（Moisture Chambers）を二本が接続されており、下流において海水が乾燥して塩が固着し動作不良を起こすことを防ぐ。V5には試水定容管が接続されており、その容量は177.689±0.003mLである。V6には脱気管が接続されており、V5から試水を流入させ試水を脱気する。V7には過塩素酸マグネシウムを詰めた脱水管（約30cm）を取り付けてあり、脱気により発生した水蒸気を取り除く。流れは再びV4に戻り、パージアンドトラップ部に導入される。V8の上流には2段目の脱水管が配置され、水蒸気を可能な限りトラップさせる。V8とV9にはSF₆及びCFCs捕獲管が接続されている。この捕獲管は1/16インチ（内径1mm）のステンレスチューブにポラパックQ（60/80メッシュ）を5cmつめたあとガラスウールを介してCarboxen1000（80/100メッシュ）を5cm詰めてある¹⁰）。トラップ管はドライアイスに絶縁溶媒であるフロリナートF-72を混ぜた冷却バス(約-78℃)に挿入され、SF₆及びCFCsを完全に捕獲する。このトラップ管は円筒形のアルミニウムブロックに巻き付けており、内蔵された2個のセラミックヒーターによってトラップ管を加熱する。V8とV9を切り替えてトラップを完全閉鎖系にして、セラミックヒーターによってトラップ管を175℃にまで加熱する。その後、V9を切り替えて捕集されたSF₆及びCFCsはV10に導入される。V10にはシリカプロットワイドボアキャピラリーカラム約10mが接続されており、SF₆及びCFCsが全て通過した後に切り替えて管内に残った気体をバックフラッシュによって排出する。V11には1/16インチのステンレス管にMS-5Aを約15cm充填したパックドカラムが接続されており、SF₆とCFC-12が通過してメインカラム1（MS5A 60/80メッシュのパックドカラム2m/オーブン温度105℃とMS-5Aワイドボアキャピラリーカラム30m/室温の混成）切り替えて、管に残った気体をバックフラッシュによって捨てると共に、V10から遅れて出てきたCFC-11とCFC-113をメインカラム2（Silicaplot20mとPorabondQ10mの混成/オーブン温度105℃）に導入する。以上の流路によりSF₆とCFCsが完全に分離され、SF₆とCFC-12がECD 1へCFC-11とCFC-113がECD 2へ導入される。

以上の前処理操作によって、海水に溶存するCFC-11、CFC-12、CFC-113及びSF_{6}の分析精度は、それぞれ0.87%、0.49%、0.42%及び0.54%を達成した。なお、分析に使用する海水はおよそ200mLであり、得られた分析精度はECD-GC2台を用いて各成分を個別に測定した既存の分析法と同等かそれ以上に本システムが高精度であることを示唆している。写真(3)-1は同システムを北海道大学所属練習船おしょろ丸の一般居住室（学生食堂の一角）に設置したときのものである。小型化及び省電力化によって、実験室として整備されてない狭い環境においても運用が可能となった。
写真(3)-1 本研究で開発された溶存ハロゲン化合物の多成分同時定量装置の外観（2011年6月に実施された北海道大学おしょろ丸第229次航海において、一般居住室（学生食堂の一角）に設置したときに撮影）
## 2 ）試料採取ボトルと採取法

試料採取ボトルは、約300mLのガラスボトル、加工された12mm/6mm異径スエジロック、6mmのガラス管、2つの大流量三方コックから構成される（図(3)-7）。異径スエジロックは6mmの管が通るように掘削され、また側面に2mmのステンレス管を通し、その先に2mm/6mm異径スエジロックを介して大流量三方コックをつなげた。外径6mmのガラス管の先には6mm/6mmのスエジロックを介して大流量三方コックをつなげた。筋ロックに用いるフロントフェラル及びバックフェラルの素材は全てテフロンである。それぞれの部品はリークがないよう適度に締め付けて組み立てられた。試料採取の約3時間前に試料採取ボトル10本程度をタイゴンチューブで直列に繋ぎ、高純度N₂ガスを200～300 mL/minで流し込み、全体容量の10倍量以上をオーバーフローさせ（10本なら全容量が約3Lなので30L以上）、試料採取ボトル内部を窒素雰囲気にすることで無汚染状態を作る。

図(3)-7 CFCs及びSF_{6}測定のための試料採取ボトル

試料採取に際しては、試料採取ボトルには図(3)-7中の(1)の三方コックに採水器の採水口と接続するタイゴンチューブをつなぎ、(2)の三方コックにドレイン用のタイゴンチューブをつなぐ。ドレインコックと(1)の三方コックをタイゴンチューブで接続し、10秒以上試水を流して内部を洗う。この時、チューブ内に気泡が無いことをよく確認する。その後、(1)の三方コックを解放し、その後に(2)の三方コックを解放する。試料採取ボトルが満水になったら内部に気泡が無いことをチェックして、2倍容量に当たる約600mLの試水をオーバーフローさせる。その後、(2)の三方コックに接続されたタイゴンチューブを(2)の空いた口に接続し、(1)のコックを閉じる。このとき
試料採取ボトルの内圧はおよそ1気圧に保たれる。1本のサンプルを得るのに3～5分ほどかかるが、一人の採水者が複数のボトルを同時にサンプリングできる。したがって、本採取法は従来のシリンジ採水に比べて効率が良いというメリットがある。採水が終了したボトルは直ちに冷却バスに入れて試水の温度を約5℃に保つ。このとき温度変化によって試水が膨張・収縮するが、(2)に接続されたタイゴンチューブが伸縮することによって内圧が一定に調整される。およそ2時間後に(2)のコックを閉めて密閉状態にし、そのまま冷却バスで保存する。なお、冷却バスには船上で通常利用される真水を使用するが、常時、高純度N₂ガスで脱気（200～300mL/min）して大気中のCFCs及びSF₆の混入を防いでいる。

## 3 ）試料の長期保存方法

船上で採取した海水試料を研究室へ輸送する場合は、軽量でかつ十分に外気を遮断できる保存容器が必要である。そこで本研究では、写真(3)-2のような保存容器を開発した。寸法は約42×30×37cmである。保温性のあるボックス2カ所に穴を空け、そこに1/8バルクヘッドユニオンを取り付け、一方のユニオンの先にはSTOPコックを取り付ける。開閉部は内蓋及び外蓋に高気密性のパッキンを取り付け、保存容器内部と外気の気体交換を最小限に止めている。試料採取ボトルは写真(3)-2に示された塩化ビニル製の緩衝筒に輪ゴムを使って固定し、衝撃によるボトルの破損を防ぐ。これらは3本を1セットとしてユニパックL-8に収納される。ユニパック内は高純度N₂ガスで置換される。保存容器にはユニパック4セット（試料採取ボトル12本）を収納することができる。なお、常温にさらされる時間が長い場合は、ユニパックの間に冷却された保冷剤を挿入する。保存容器の内蓋及び外蓋を閉めたあと、STOPコックが接続された1/8バルクヘッドユニオンから高純度N₂ガスを注入し、約1000mL/minでおよそ10分間N₂置換する。その後、流量を落としてもう一方の1/8バルクヘッドユニオンをSTOPナット（メクラナット）で閉めたあと、STOPコックを閉じて完全に密閉する。同保存容器による長期保存時は約5℃での冷蔵を基本とするが、例えば、海外で得た試料の航空機輸送（常温輸送、韓国・釜山-成田間）でも5時間程度は保温性が保持されることが確認されている。
写真(3)-2 CFCs及びSF_{6}測定のための試料採取ボトルの高密封保存容器

左: 高密封保存容器の内部 (試料採取ボトルを保護筒に収め内蓋を閉めたところ)、

右上: 試料採取ボトルと保護筒及び保護筒に試料採取ボトルを入れたもの、

右下: 外蓋を閉めた状態の高密封保存容器の外観 (両側面に1/8バルクヘッドユニオンを取り付けて高純度N₂ガスによる内部置換を可能にしている)。
## 4 ）試料採取ボトルの長期保存実証実験

試料採取ボトルの長期保存性について、（独）水産総合研究センター 北海道区水産研究所所属の北光丸による調査航海を利用して実証実験を実施した。同航海では、沖合の観測点においてCFCs及びSF_{6}が理論上含まれない深層水（水深およそ3000m）を、沿岸の観測点においてCFCs及びSF_{6}濃度の高い表層水をそれぞれ複数の試料採取ボトルに採取した。一部試料については、試料採取後直ちにCFCs及びSF_{6}の船上精密分析を行い、残りの同一試料については上述の保存容器を用いて実験室に持ち帰っておよそ1ヶ月間保存した後に精密分析した。実証実験の結果を表(3)-2に示す。

表(3)-2 太平洋表層水（上段）及び深層水（下段）の船上分析値と保存分析値の比較

表層水 (n)	SF6 (fmol/kg)	CFC-11 (pmol/kg)	CFC-12 (pmol/kg)	CFC-113 (pmol/kg)
船上分析 (4)	2.519 ± 0.014	4.939 ± 0.024	2.933 ± 0.025	0.469 ± 0.002
保存分析 (12)	2.512 ± 0.031	4.978 ± 0.021	2.939 ± 0.016	0.474 ± 0.004
深層水 (n)	SF6 (fmol/kg)	CFC-11 (pmol/kg)	CFC-12 (pmol/kg)	CFC-113 (pmol/kg)
船上分析 (4)	N/D	0.044 ± 0.004	0.023 ± 0.003	N/D
保存分析 (12)	N/D	0.030 ± 0.010	0.022 ± 0.005	0.009 ± 0.002

表層の各成分は誤差範囲内で一致しており、高濃度試料について長期保存に問題がないことが示された。次に深層水の各成分は $ SF_{6} $ で検出限界以下、CFC-11及びCFC-12で繰り返し精度の誤差範囲内で一致した。一方で保存試料のCFC-113濃度は検出限界濃度（0.005pmol/kg）をわずかに超えた。したがって、CFC-113についてはわずかなブランクの増加を補正する必要があるが、この保存容器を用いることで1ヶ月間の保存後も高精度分析が可能であることが証明された。

## （２）日本海におけるマルチトレーサーの観測

## 1 ）CFCsによる日本海熱塩循環の時間変動の解析

2011～2012年に東部日本海盆・大和海盆間及び西部日本海盆・対馬海盆間で得られたCFC-11、CFC-12及びCFC-113濃度の鉛直断面を図(3)-8に示す。水深1000m～2200mにかけては、それぞれのトレーサーに水平勾配がほとんど見られず、1000kmを超える広い範囲において同じような来歴を持つ水塊で占められていると考えられる。一方で、水深の深い東部日本海盆と大和海盆では水深2200m以深で明らかな濃度勾配が見られた。大和海盆のCFC-12濃度は日本海盆に比べて約1.8倍高く、CFC-11濃度では約1.6倍、CFC-113濃度では約1.2倍高かった。これは各トレーサーの大気濃度の経年変化が異なることを反映していると考えられる。本研究では、各トレーサーの鉛直分布より水深1000m～2200mまでを深層、2200m以深を底層と定義する。底層におけるCFC-12水平濃度分布（図(3)-9）をみると、日本海盆ではほぼ一様あるのに対して、大和海盆では北部で低く南部で高い傾向が見られた。これはサブテーマ（2）で示された日本海盆及び大和海盆間の
図(3)-8 2011～2012年に観測されたCFC-12（上図）、CFC-11（中図）及びCFC-113（下図）濃度の鉛直断面図（観測線は図(3)-3に示す。左図は左側から大和海盆～東部日本海盆、右図は左側から対馬海盆～西部日本海盆を示す。）

図(3)-9 日本海盆と大和海盆におけるCFC-12の水平濃度分布（EJB：東部日本海盆、NYB:北部大和海盆、SYB：南部大和海盆）
溶存酸素濃度の水平勾配と良く一致しており、CFCs濃度の低い日本海盆の底層水が大和海盆へ流入した結果であると考えられる。図(3)-10には、2012年に対馬海盆と大和海盆で得られたSF_{6}の鉛直分布を示す。深層から底層にかけては検出限界である0.05 fmol/kg付近であり、他のトレーサーと比べて極端に低いため定量的な解析に用いることができない。SF_{6}は1980年代より大気濃度が急激に増加しているため比較的新しい年代の熱塩循環のトレーサーとなるが、近年の熱塩循環の弱化により、深底層へのSF_{6}の供給がわずかであることの間接的な証拠であろう。ただし、水深1000m以浅のSF_{6}濃度は十分高く、中層水の循環パターンなどの解析には有効なトレーサーであることが分かる。

図(3)-10 JAMSTEC所属淡青丸KT12-26航海（2012年10月）で得た大和海盆と対馬海盆のSF_{6}濃度の鉛直分布

CFCsの大気濃度は図(3)-1のように経年変化している上、冬季の冷却の度合いに左右するとされる日本海の熱塩循環の変化によって表層から深底層へ輸送されるCFCs量は毎年変化する。そこで、各化合物の溶解度を用いて測定された海水中の溶存CFCs濃度を見かけ上の大気濃度（pCFCs）に換算し、大気CFCs比の経年変化と海水中のCFCs比を直接比較した（図(3)-11）。pCFC-12/pCFC-113比は海域に因らず1980年代の大気濃度比を示し、水塊（水深）による海水形成年代の違いが不明瞭であった。一方、pCFC-11/pCFC-113比は、水深およそ1000mを境に深底層では1980年代、1000m以浅では1990年代以降の大気濃度比を示した。これは、CFC-12及びCFC-113の大気濃度が1990年代以降ほとんど変化していないのに対し、CFC-11は有意な減少傾向にあるため（図(3)-1）、1990年以降も大気濃度比に変化が生じたためである。日本海では水深1000mを境に鉛直方向の循環規模が異なっており、1000mより浅い中層では現在も活発な表層水の流入がみられるが、深層及び底層では過去に比べて現在の表層水の流入が弱まっていることを定性的に示しているものと解釈できる。水深1000m以深におけるpCFC-12/pCFC-11比及びpCFC-12/pCFC-113比を用いた見かけの年代（海水の溶存CFCs比を大気濃度比の年代に置き換えたもの）の空間分布を図(3)-12に示す。見かけのpCFC-12/pCFC-11比年代は深底層の大部分で1960年代を示している。
大気中のCFC-11及びCFC-12濃度は1940年代より急激に増加したため1960年代に比べて現在の濃度が一桁以上高い（図(3)-1）ことを考慮すると、この結果は現在の熱塩循環が過去より大幅に弱まっていることを強く示唆しているものと思われる。一方、大気濃度が1970年代から急激に増加したCFC-113を用いた見かけのpCFC-12/pCFC-113比年代は1980年代を示した。これは、1970年以降においても熱塩循環が完全に止まってしまったわけではないことを示唆している。

図(3)-11 大気CFCs比の経年変化と海水中のCFCs比の直接比較（上図：pCFC-11/pCFC-113比、下図：pCFC-12/pCFC-113比を示す。図中のpCFCsは、大気濃度と直接比較するために、海水中の溶存CFCs濃度を各化合物の溶解度を用いて見かけ上の大気濃度に換算したもの。）
pCFC-12/pCFC-11比年代

pCFC-12/pCFC-113比年代

図(3)-12 水深1000m以深におけるpCFC-12/pCFC-11比（上図）及びpCFC-12/pCFC-113比（下図）を用いた見かけの年代の空間分布（左図は左側から大和海盆～東部日本海盆、右図は左側から対馬海盆～西部日本海盆を示す。比較のため、図中の年代を示すカラーバーは統一してある。）

そこで、大気濃度と同じCFCs濃度を持つ表層水が毎年冬季に一定量ずつ深層水や底層水に直接取り込まれると仮定して、CFCsの大気への放出が始まった1930年から観測を実施した2011年までの間、深層水や底層水中のCFCs濃度がどのように変化するかをシミュレーション計算した。そして、我々の観測結果に最もフィットする「表層水の深底層水への寄与率」を求めた。今回はCFC-113の大気中濃度の増加が始まった1970年代を境に、便宜上、1930～1975年をold期間、1976～2011年をnew期間と定義した。東部日本海盆と南部大和海盆における寄与率の鉛直分布を図(3)-13に示す。両海域の寄与率は1000mで最も高く、水深と共に小さくなる傾向を持つが、new期間の寄与率はold期間に比べて大幅に小さくなっている。また、底層水では南部大和海盆の寄与率の減少幅が日本海盆より大きくなっており海域による差が見られた。日本海盆、北部大和海盆、南部大和海盆、対馬海盆の各層における寄与率の平均値を表(3)-3に示す。new期間における南部大和海盆深層・底層への寄与率は、old期間に比べて15～20%、日本海盆深層・底層においても30～40%まで急激に低下していた。これはサブテーマ（1）で示された溶存酸素の年々減少の原因が熱塩循環の弱化であるという仮説を強く裏付けるものである。また、過去と現在の流入速度比が各海盆で異なることから、熱塩循環の弱化に加えて（によって）深層及び底層水循環のパターンそのものが変化した可能性（図(3)-14）が示唆される。
南部大和海盆の寄与率

図(3)-13 日本海盆（左図）と南部大和海盆（右図）における表層水の深底層水への寄与率の鉛直分布

(a) 1930～1975年の冬季

※大和海盆の体積が小さいためCFCs濃度が相対的に高くなる

(b) 1976～2011年の冬季

※熱塩循環が弱まりパターンも変わって、日本海盆から大和海盆へ流入する量がより弱まった。

図(3)-14 CFCs分布から推定された1975年以前と以降における冬季日本海熱塩循環の変化（a: 1930～1975年の冬季、b: 1976～2011年の冬季）
表(3)-3 各海域の1975年以前（old）と以降（new）における表層水の寄与率（X）

深層水 (水深 1000～2200m)	底層水 (水深 2200m 以深)
X (old) %/yr	X (new) %/yr	X (new)/X (old) x 100	X (old) %/yr	X (new) %/yr	X (new)/X (old) x 100
日本海盆	1.10	0.33	30%	0.31	0.13	41%
北部大和海盆	1.21	0.27	23%	0.47	0.14	31%
南部大和海盆	1.68	0.35	21%	1.04	0.16	15%
対馬海盆	1.48	0.31	21%

## 2 ）炭素14の日本海における空間分布

2010～2012年の3年間に実施した海洋観測のうち、東部日本海盆～大和海盆については水深2000mを超える観測点、西部日本海盆～対馬海盆については東経130.5度に沿った観測点における観測線を設定（図(3)-15）した。

図(3)-15 2010～2012年における炭素14（$\Delta^{14}\mathrm{C}$）の鉛直断面に用いた観測線（赤：大和海盆～東部日本海盆、青：対馬海盆～西部日本海盆）

東部日本海にあたる東部日本海盆～大和海盆間における炭素14（$\Delta^{14}C$）、溶存酸素及びポテンシャル水温の鉛直断面は、図(3)-16に示した。水深2000m以深にポテンシャル水温0.1℃程度でほぼ一定の水塊、日本海底層水²が分布していることが分かる。これを等深度で細かく見ると、東部日本海盆の水深2200m以深に0.1℃の比較的冷たい水塊が存在し、これが海底を這うように大和海盆
図(3)-16 大和海盆～東部日本海盆の$\Delta^{14}\mathrm{C}$（上図）、溶存酸素（中図）、ポテンシャル水温（下図）の鉛直断面
側へ広がっている様子が確認できる。これに対応するように、200μmol/kg以上の周辺に比べて高濃度の酸素も大和海盆側へ張り出している。東部日本海盆～大和海盆の境界における底層フロントの存在については、Senjyu et al. (2005) $ ^{17)} $ により発見され、本研究サブテーマ(2)で物理観測による検証と水塊混合過程について考察されている。この境界付近で海底を這う水塊のΔ $ ^{14} $ Cは、-70‰以下の極めて値を示している。この値は、本研究によって3年間に得られた日本海のΔ $ ^{14} $ Cで最も低い値であり、同水塊が日本海全域において見かけの海水年代が最も古い水塊であることを示唆している。Gamo and Horibe (1983) $ ^{2)} $ によって1979年に西部日本海盆南端（38°23'N、132°49'E）で得られた底層水の値が-74±6‰と報告されているので、これと同程度の年代を持つ水塊ということになる。しかしながら底層水であっても日本海の熱塩循環によって表層由来の高いΔ $ ^{14} $ Cを持つ水塊と混合することを考慮すれば、さらに古い水塊であることが想定される。今後はCFCsやSF $ _{6} $ から得られる年代情報とともに解析することで同水塊の正確な形成年代を推定するとともに、本研究サブテーマ(2)で得られた物理観測及び解析結果を併せて解析することで当該水塊の変質過程について詳細な情報を引き出す糸口としたい。

一方、2012年3月にKORDI（当時）が実施した航海で得た西部日本海にあたる西部日本海盆～対馬海盆間における炭素14（Δ¹⁴C）、溶存酸素及びポテンシャル水温の鉛直断面を図(3)-17に示した。西部日本海盆南端における底層水（ここでは水深2000m以深と定義する）中のΔ¹⁴Cは-55～-58‰であり、対馬海盆の底層水の値は-57～-58‰であった（ここでは両海盆間シル中腹海底直上で見つかる低Δ¹⁴C値については言及しない）。後に述べる底層水の大規模な形成イベントが起こった直後の2001年4月の対馬海盆における底層水のΔ¹⁴Cは-47±4‰であり、この10年あまりの間に10‰程度減少していることになる。また2001年観測では西部日本海盆南端の同一観測点で水深800～2000mにおいてΔ¹⁴Cが+30～-7‰という異常に高い値が観測された。これらを考え合わせると、今回の結果は2000/2001年冬季にウラジオストク沖で形成したとされる新たな底層水が対馬海盆の底層水に影響を及ぼさなかった、伝播されなかったことを示唆しているものと考えられる。その可能性については、対馬海盆底層水のΔ¹⁴Cが西部日本海盆南端と同等であるにも関わらず溶存酸素濃度が有意に低い（～180μmol/kg）ことからも理解され、対馬海盆と日本海盆との深層海水交換が極端に制限されている可能性も考えられる。

両海盆間の深底層水の交換はウルルン島と竹島の間にある深い海底谷を介している $ ^{18)} $ と考えられている。その化学的な解析のため、2011年5～6月にはKORDI（当時）によってウルルン島～竹島間で炭素14試料が得られた（図(3)-18）。その炭素14（\Delta^{14}\mathrm{C}）、溶存酸素、ポテンシャル水温及びポテンシャル密度（\sigma_{\theta}）の鉛直断面を図(3)-19に示した。Chang et al. (2009) $ ^{18)} $ による両島間における流速計の長期係留観測の結果では、恒常的に、ウルルン島側（西側）では南向き、竹島側（東側）では北向きの流れが卓越していることが明らかになっている。したがって、西部日本海盆で形成した底層水は西側から対馬海盆へ流入し、東側から流出する深層循環像が推測されてきた。これを裏付けるように、溶存酸素濃度を水深1500m以深の等深度で比較すると西側が東側に比べて有意に高い。さらに、図(3)-17で示したように対馬海盆の底層水では180μmol/kgという極めて低い溶存酸素濃度が観測されているが、両島間東側海底付近に同程度に低い溶存酸素濃度を持つ水塊が存在することからも対馬海盆底層水との関係性が示唆される。一方、今回、世界ではじめて明らかとなった両島間の\Delta^{14}\mathrm{C}の観測結果では、西側が東側よりも有意に低く、西側底層水の方が見かけ上古い水塊である可能性を示唆した。この矛盾について現時点では満足のいく解釈は得られ
図(3)-17 対馬海盆～西部日本海盆の$\Delta^{14}\mathrm{C}$（上図）、溶存酸素（中図）、ポテンシャル水温（下図）の鉛直断面
ていない。今後は同時に得られた栄養塩類などの化学観測データを入手するとともに、2012年9月及び10月に対馬海盆で実施したKIOST所属Eardo航海及びJAMSTEC所属淡青丸航海の観測結果を併せて詳細な解析を行う。

図(3)-18 2011年5～6月にKORDI（当時）によって実施されたウルルン島・竹島間の観測点
図(3)-19 ウルルン島-竹島間の$\Delta^{14}\mathrm{C}$（上図）、溶存酸素（中上図）、ポテンシャル水温（中下図）及びポテンシャル密度（下図）の鉛直断面
## （３）2000/2001年の底層水新形成直後における日本海南西部の炭素14

2001年4月当時の西部日本海盆～対馬海盆におけるΔ¹⁴Cの鉛直分布を図(3)-20に示す。いずれの観測点も表層から深度とともに指数関数的に濃度を減少させる傾向にあり、観測点G18を除く観測点の水深1500m以深では-50 ±7‰でほぼ一定の値となることから当該水深に水温一様性で定義される日本海底層水²が存在しているものと考えられる。Gamo and Horibe (1983) $ ^{2)} $ は、1979年7月当時における西部日本海盆南端（38°23'N、132°49'E）の底層水のΔ¹⁴Cが-74 ±6‰であったと報告しているが、日本海の熱塩循環によって1979～2001年の間に底層水のΔ¹⁴Cが24‰増加したことになる。また、この値は1995～2002年に観測された日本海盆や大和海盆の底層水³、¹⁹)に比べて10～15‰高い。これらの結果は、日本海北西部で新たに形成する底層水は他の海盆に比べて対馬海盆へより早く輸送されている可能性を示唆している。

図(3)-20 2001年4月における日本海南西部域の$\Delta^{14}C$鉛直分布

最も北に位置し、最も水深の深い観測点G18（水深2894m）では、水深800～2000mにおいて、他の観測点と比べて明らかに高いΔ¹⁴Cが検出され、その濃度差は等深度で比較すると最大50%以上であった。図(3)-21に東経130.5度に沿ったΔ¹⁴C、溶存酸素及びポテンシャル水温の鉛直断面を示す。ポテンシャル水温には観測点間に変化は見られないが、溶存酸素では水深500m以深を等深度で比較すると観測点G18のみがわずかに高いことが分かる。この結果は、2001年1月下旬から2月上
$$ \Delta^{14}C $$

図(3)-21 東経130.5度に沿った$\Delta^{14}\mathrm{C}$（a）、溶存酸素（b）及びポテンシャル水温（c）の鉛直断面図
旬の2週間足らずの間に起こった $ ^{11)} $ とされるロシア・ウラジオストク沖での新たな底層水形成の影響がわずか2ヶ月のうちに西部日本海盆南端に伝播していた可能性を示唆する。図(3)-22に観測点G18における $ \Delta^{14}C $ 、ポテンシャル密度及び等密度ポテンシャル渦度（IPV: Isopycnic potential vorticity）の鉛直分布を示す。IPVは、

$$ \begin{aligned}IPV=&\frac{f}{\rho_{\theta}}\frac{\partial\rho_{\theta}}{\partial z}\end{aligned} $$

で定義される物理量で、ここに$\rho_{0}$はポテンシャル密度、$f\left(=2\Omega\sin\varphi,\quad\Omega\right)$は地球自転の角速度、$\varphi$は緯度）はコリオリパラメータである。ポテンシャル渦度は流体の角運動量に相当する力学的保存量で、流れが弱く相対渦度が小さい海域ではIPVで近似できることが知られている$^{20)}$。図(3)-22によると、IPVは深さとともに減少して500m以深では$10^{-12}$のオーダー、1000m以深では$10^{-13}$のオーダー程度の値をとっている。さらに、水深2000m付近で極小を示した後、深さとともに値が増大して2200m付近で極大を示し、それ以深ではポテンシャル密度の一様性に呼応するように急激に値が小さくなる。これは、観測点G18の水深2000～2200mの間に2つの水塊の境界が存在することを示唆しており、これを反映するようにポテンシャル密度も水深2000m付近で鉛直分布が変曲しているのが分かる。同観測点の最深層における$\Delta^{14}\mathrm{C}\left(-47\pm4\%\right)$は、対馬海盆の底層水の値とほぼ同等であることを考慮すると、この境界の下部の水塊は“古い”底層水であること分かる。つまり、境界の上部で見つかる高$\Delta^{14}\mathrm{C}$かつ高酸素の水塊は、2001年冬季に表層水が沈み込むことで形成した“新しい”底層水であることが物理観測の結果からも証明されたことになる。一方で、対馬海盆には新形成底層水の痕跡は見つからなかった。対馬海盆はウルルン島周辺の浅いシルによって西部日本海盆と隔離されている（図(3)-5、図(3)-21参照）ため、両海盆間の深底層水の交換はウルルン島と竹島の間にある深い海底谷を介している$^{18)}$と考えられている。したがって、ウラジオストク沖で形成した底層水は西部日本海盆南端まで南進した後、海底地形に沿って東に向きを変えたものの、2001年4月の時点では対馬海盆に到達していなかったと推測される。今回$\Delta^{14}\mathrm{C}$測定によって推測された底層水の流動経路については、Senjyu et al.(2005)$^{21)}$が日本海全域で得られた係留型流速計の観測結果から推測した日本海の深層循環像（図(3)-23）とも一致している。

本観測の3ヶ月後、西部日本海盆中央（図(3)-23）の底層で低温高酸素の水塊が観測されている $ ^{11)} $ 。同観測ではCFC-11の分析も実施され、やはり海底直上のみで高いCFC-11濃度が検出された $ ^{22)} $ 。この水塊の変質は海底直上200mのみで観測された。一方、この観測点に比べて底層水形成の場とされるウラジオストク沖から遠く離れた観測点G18では、より早く、かつ表層から水深2000m付近の鉛直的に広範囲に底層水の影響が確認された。これは、新たな底層水がウラジオストクよりも南側、すなわち北朝鮮沿岸域で形成した、あるいは西部日本海盆南端に到達した底層水が水塊変質を伴いながら反時計回りの深層循環によって西部日本海盆中央へ到達した、ことを意味する。さもなければ、両者が観測した底層水の起源や流路が各々異なるのかもしれない。いずれにせよ、底層水の形成及びその循環を解明する上で重要な発見であることは間違いない。
図(3)-22 2001年KORDI観測における観測点G18の$\Delta^{14}C$、ポテンシャル密度及び等密度ポテンシャル渦度の鉛直分布

図(3)-23 Senjyu et al. (2005) $ ^{21)} $ による流速計観測から推測した日本海の深層循環像（●：本研究観測点G18、○：Tsunogai et al. (2003) $ ^{22)} $ によるCFC-11の観測点
## 5 ．本研究により得られた成果

## （1） 科学的意義

小型化及び省電力化を目的にECD-GC1台で、海水に極微量に溶存するCFC-11、CFC-12、CFC-113及びSF_{6}の4成分を世界最高レベルの高感度分析するシステムを開発したことは、今後の化学海洋学の発展に大きく寄与するものである。また、CFCs比によって最近40年の日本海の熱塩循環が以前の15～40%程度にまで弱化しているという解析結果は、温暖化に伴う海洋循環のような地球システムそのものの変化を定量的に明らかにした希有な成果である。

炭素14の広範な空間分布観測では、サブテーマ（2）で物理的解析が進む東部日本海盆～大和海盆の境界における底層フロントについて、日本海盆から大和海盆へ海底を這うように流入する底層水が日本海全域で見かけ上最も古い、少なくとも1979年以前に表層水が底層に沈み込んだ水塊であることを見いだした。今後はサブテーマ（2）で得られた物理観測及び解析結果を併せて解析することで当該水塊の変質過程について詳細な情報を引き出す糸口としたい。さらに、2000/2001年の底層水の大規模形成直後に西部日本海盆南端～対馬海盆上で得られた海水のΔ¹⁴C測定から、同水塊の流動について新たな知見を得た。2000/2001年の底層水形成イベントについては、国内外の研究者によって化学、物理学的解析が行われており、これらの成果とともに解析を進めることで日本海深層循環の解明の一助となる。

## （２）環境政策への貢献

## ＜行政が既に活用した成果＞

特に記載すべき事項はない。

## ＜行政が活用することが見込まれる成果＞

本研究課題のテーマである日本海の無酸素化傾向の主因とされる温暖化に伴う熱塩循環の停滞や変化について、CFCsの高感度精密分析を用いて、その規模が最近40年ではそれ以前の15～40%程度にまで減少していることを突き止めた。温暖化に伴うとされる海洋環境の変化の状態把握は種々のモニタリングによって明らかになりつつあるが、本研究のように海洋循環の変化そのものを定量的に明らかにした例は限られている。日本海は国民にとって最もなじみ深い海のひとつであり、温暖化問題に対する国民への啓蒙を推進する上で重要な成果であると考えられる。

## 6 ．国際共同研究等の状況

2011年1月より、韓国海洋研究院（KORDI: Korea Ocean Research & Development Institute、2012年7月1日から韓国海洋科学技術院（KIOST: Korea Institute of Ocean Science & Technology）の海洋環境・防除研究部（カウンターパート：渋基勲責任研究員）との間で国際共同研究を実施した。同共同研究の下、両国排他的経済水域（EEZ）での調査観測への参加、データ及び試料の共有を行った。
## 7 ．研究成果の発表状況

## （1） 誌上発表

## <論文（査読あり）>

1) T. ARAMAKI, S.S. TANAKA, S. KUSHIBASHI, Y.-I. KIM, C.-J. KIM, G.-H. HONG and T. SENJYU: Radiocarbon, 55 (3-4) (2013) [in press]

“Spatial distribution of radiocarbon in the southwestern Japan/East Sea immediately after bottom water renewal”

## くその他誌上発表（査読なし）>

特に記載すべき事項はない。

## （2） 口頭発表（学会等）

1) 田中伸一、荒卷能史、佐々木建一、千手智晴、熊本雄一郎、磯田豊：2011年度日本海洋学会春季大会（2011）

「溶存クロロフルオロカーボン類を用いた日本海深層／底層水形成量の推定」

2) 荒巻能史、Y.-l. KIM 、G.-H. HONG : 第3回JAEAタンデトロンAMS利用報告会（2011）

「2001年のウルルン海盆周辺における炭素14の空間分布」

3) 田中伸一、荒巻能史、磯田豊、千手智晴、熊本雄一郎：北海道大学低温科学研究所研究集会「宗谷暖流を始めとした対馬暖流系の変動メカニズム」および萌芽研究「東アジア縁辺海統合観測航海による対馬暖流系の流動・物質輸送過程の解明」成果報告会（2012）

「マルチトレーサーを用いた日本海底層水形成量の推定～おしょろ丸2011年6月の観測結果に関連して～」

4) T. ARAMAKI, S.S. TANAKA, S. KUSHIBASHI, Y.-I. KIM and G.-H. HONG: 21th International Radiocarbon Conference, Paris, France, 2012

“Spatial distribution of radiocarbon in the southwestern Japan/East Sea right after the bottom water renewal”

5) S.S. TANAKA, T. ARAMAKI, K. SASAKI, Y. ISODA, T. SENJYU and Y. KUMAMOTO: 2012 AGU Fall Meeting, San Francisco, USA, 2012

“CFC-11, CFC-12 and CFC-113 indicating the sudden weakening of the thermohaline circulation in the Japan Sea”

6) 田中伸一、荒巻能史、千手智晴、熊本雄一郎、磯田豊：2013年度日本海洋学会春季大会（2013）「溶存クロロフルオロカーボン類が示した日本海熱塩循環の急激な弱化」

7) 荒巻能史、田中伸一：2013年度日本海洋学会春季大会シンポジウム「日本海および周辺海域でいま進みつつある環境の変化：その驚くべき実態に迫る！」（2013）

「化学トレーサーが語る直近40年での熱塩循環の急激な変化」

## （3） 出願特許

特に記載すべき事項はない。
## （４）シンポジウム、セミナー等の開催（主催のもの）

1) 2013年度日本海洋学会春季大会シンポジウム「日本海および周辺海域でいま進みつつある環境の変化：その驚くべき実態に迫る！」（2013年3月25日、東京海洋大学、参加者82名）

## （５）マスコミ等への公表・報道等

1）每日新聞（2010年9月14日、朝刊全国版·社会面、25頁、“日本海深部酸欠”）

2) 北陸中日新聞（2013年1月13日、朝刊・社会面、26～27頁、“日本海異変 石川県沖に南方系カニ 温暖化刻々 海水温100年で1.2度上昇”）

## (6) その他

特に記載すべき事項はない。

### 8 \. 引用文献

1) Sudo, H. (1986): A note on the Japan Sea Proper Water. Prog. Oceanogr., 17, 313-336.

2) Gamo, T. and Y. Horibe (1983): Abyssal circulation in the Japan Sea. J. Oceanogr. Soc. Japan, 39, 220-230.

3) Kumamoto, Y., M. Yoneda, Y. Shibata, H. Kume, A. Tanaka, T. Uehiro, M. Morita and K. Shitashima (1998): Direct observation of the rapid turnover of the Japan Sea bottom water by mean of AMS radiocarbon measurement. Geophys. Res. Lett., 25, 651-654.

4) Gamo, T., Y. Nozaki, H. Sakai, T. Nakai and H. Tsubota (1986): Spacial and temporal variations of water characteristics in the Japan Sea bottom layer. J. Mar. Res., 44, 781-793.

5) Minami, H., Y. Kano and K. Ogawa (1999): Long-term variations of potential temperature and dissolved oxygen of the Japan Sea Proper Water. J. Oceanogr., 55, 197-205.

6) Gamo, T. (1999): Global warming may have slowed down the deep conveyor belt of a marginal sea of the northwestern Pacific: Japan Sea. Geophys. Res. Lett., 26, 3137-3140.

7) Borecker, W.S., T.-H. Peng, G. Östlund and M. Stuiver (1985): The distribution of bomb radiocarbon in the ocean. J. Geophys. Res., 90, 6953-6970.

8) Otosaka S., T. Suzuki, T. Tanaka, T. Ito, T. Kobayashi, H. Kawamura, M. Minakawa, T. Aramaki, T. Senjyu and O. Togawa (2009): Establishment of database for Japan Sea parameters on marine environment and Radioactivity (JASPER) - Volume 2: Radiocarbon and oceanographic properties - JAEA-Data/Code, 2009-020.

9) Vollmer, M.K. and R.F. Weiss (2002): Simultaneous determination of sulfur hexafluoride and three chlorofluorocarbons in water and air. Mar. Chem., 78, 137-148.

10) Bullister, J.L., and D.P. Wisegarver (2008): The shipboard analysis of trace levels of sulfur hexafluoride, chlorofluorocarbon-11 and chlorofluorocarbon-12 in seawater. Deep-Sea Res., 55, 1063-1074.

11) Aramaki, T., T. Mizushima, Y. Mizutani, T. Yamatoto, O. Togawa, S. Kabuto, T. Kuji, A. Gottdang, M. Klein and D.J.W. Mous (2000): The AMS facility at the Japan Atomic Energy Research Institute (JAERI). Nucl. Inst. and Meth. in Phys. Res., B172, 18-23.
12) Kitagawa, H., T. Masuzawa T. Nakamura and E. Matsumoto (1993): A batch preparation method of graphite targets with low background for AMS $ {}^{14} $ C measurements. Radiocarbon, 35, 295-300.

13) Senjyu, T., T. Aramaki, S. Otosaka, O. Togawa, M. Danchenkov, E. Karasev, Y. Volkov (2002): Renewal of the bottom water after the winter 2000–2001 may spin-up the thermohaline circulation in the Japan Sea. Geophys. Res. Lett., 29, 10.1029/2001GL014093.

14) Bulsiewicz, K., H. Rose, O. Klatt, A. Putzka and W. Roether (1998): A capillary-column chromatographic system for efficient chlorofluorocarbon measurement in ocean waters. J. Geophys. Res., 103, 15959-15970.

15) Tanaka, S.S. and Y.W. Watanabe (2007): High accuracy method for determining nitrogen, argon and oxygen in seawater. Mar. Chem., 106, 516-529.

16) Bullister, J.L. and R.F. Weiss (1988): Determination of $ CCl_{3}F $ and $ CCl_{2}F_{2} $ in seawater and air. Deep-Sea Res., 35, 839-853.

17) Senjyu, T., Y. Isoda, T. Aramaki, S. Otosaka, S. Fujio, D. Yanagimoto, T. Suzuki, K. Kuma and K. Mori (2005): Benthic Front and the Yamato Basin Bottom Water in the Japan Sea. J. Oceanogr., 61, 1047-1058.

18) Chang, K.-I., K. Kim, Y.-B. Kim, W.J. Teague, J.C. Lee and J.-H. Lee (2009): Deep flow and transport through the Ulleung Interplain Gap in the southwestern East/Japan Sea. Deep-Sea Res. I., 56, 61–72.

19) Aramaki, T., T. Senjyu, O. Togawa, S. Otosaka, T. Suzuki, T. Kitamura, H. Amano and Y.N. Volkov (2007): Circulation in the northern Japan Sea studied chiefly with radiocarbon. Radiocarbon. 49, 915–924.

20) Talley, L.D., G.L. Pickard, W.J. Emery and J.H. Swift (2011): Descriptive Physical Oceanography, Sixth Edition: An Introduction. Elsevier, ISBN: 978-0-7506-4552-2, PP. 555.

21) Senjyu, T., H.-R. Shin, J.-H. Yoon, Z. Nagano, H.-S. An, S.-K. Byun and C.-K. Lee (2005): Deep flow field in the Japan/East Sea as deduced from direct current measurements. Deep-Sea Res. II, 52, 1726–1741.

22) Tsunogai, S., K. Kawada, S. Watanabe and T. Aramaki (2003): CFC Indicating Renewal of the Japan Sea Deep Water in Winter 2000-2001. J. Oceanogr., 59, 685–693.
## (4) 鉛直多層ボックスモデルを用いた日本海底層水の海水年齢と漸減する溶存酸素濃度の再現実験

北海道大学 大学院水産科学研究院 磯田豊

平成22～24年度累計予算額：7,446千円

（うち、平成24年度予算額：1,789千円）

予算額は、間接経費を含む。

[要旨]

第一段階のモデルは、日本海深層の湧昇域を単純な鉛直一次元の多層モデルで表現し、水温及びδ¹⁴Cの観測値を再現できるパラメータ選択を行い、深層水の海水年齢を見積もった。日本海深層水の海水年齢は、平均年齢の定義で最大160年程度（水深2000m付近）となり、この年齢を決める主な要因は2cm²/s前後の値をもつ鉛直拡散係数であることが推定された。また、1°C以下の深層域へ沈降する海水量を流量換算すると約1.3Svとなり、これは対馬暖流の流入量に匹敵する大きさである。第二段階のモデルは、過去に観測された深層水（BW：Bottom Water）の経年変化の特徴を再現することを目的に、水平密度流が表現される3次元モデルへ拡張し、鉛直均一で水温上昇する底層水の形成要因について推測した。

## [キーワード]

日本海深層水、鉛直一次元モデル、平均年齢、鉛直拡散係数・底層水・水平密度流

### 1. はじめに

日本海の深層域は外洋とは接続せずに閉じているため、冷たい日本海固有水の水温は冷たい表層沈降水による冷却と上層からの熱伝導（または鉛直拡散）による加熱との熱バランスで決まる。また、連続の関係から、沈降水は日本海全域で湧昇流を駆動すると考えられ、その湧昇量は沈降水量に等しい。しかし、沈降水量のオーダーでさえ海洋観測から求めることは困難であり、それゆえ、沈降水量の間接的な指標となる海水年齢の情報が重要となる。さらに、日本海深層水の水温鉛直プロファイルは、本モデルでも再現されなければならない特徴的なプロファイルを示している。日本海のほぼ全域で収集されたポテンシャル水温（以下、水温と略す）を全て重ねた鉛直分布図を図(4)-1に示す。なお、(a)は横軸を等間隔の水温表示、(b)は横軸を対数表示で表した図である。

一般に、深層に向かっての水温低下の様子は指数関数的と記述されることが多いが、その場合、対数表示では直線的な水温低下となるはずである。ところが、日本海の場合、図(4)-1(b)を見て分かるように、明らかに直線から外れた水温プロファイルを示す。その原因は解明されていないが、本モデルでは、先に述べた熱バランスのうち、鉛直拡散係数が一定で上向き鉛直移流が水深の関数であると仮定することで、モデル内で適宜決まる鉛直移流の水深分布により現場のプロファイルを再現することができた。種々のパラメータを選択した最終的なモデル水温プロファイルを図(4)-1に細実線で表示し、再現性の程度を示しておく。本研究では、この第一段階のモデルを「鉛直一次元の多層モデル」と呼ぶ。
(a)

(b)

図(4)-1 日本海深層水の水温鉛直プロファイル（横軸を(a)は等間隔表示、(b)は対数表示、細実線は本モデルによる最終的な再現結果）
Senjyu et al. (2005) $ ^{1)} $ は日本海盆（JB）-大和海盆（YB）間にあるシル（SL：浅瀬）上の底層フロントを横切って、JBからYBへの流入量（1.3×10³km $ ^{3} $ /yr）を概算し、この概算値をもとにYBにおける底層水（BW）と深層水（DW：Deep Water）の境界面を横切る鉛直上向きの流速が10⁻⁴cm/sオーダーであることを見積もっている。水温（PT）値の低いBWが鉛直上向きに移流される非定常な状態を考えれば、上方にあるDWの水温値は低下する。しかし、観測結果はBWもDWもPT上昇を示している。本研究の後半では、水温上昇するBWを境界条件として、DWのPT上昇率を説明できるような鉛直上向きの移流速度を概算することを試みる。そして最後に、底層フロントを挟む両海盆の密度差で駆動される密度流を非回転系静水圧モデルで表現し、この第二段階のモデルを「BW形成に関する数値実験」と呼ぶ。

## 2 ．研究開発目的

既往の研究より、日本海深層水（底層水）の平均滞留時間（または置換時間）は数百年オーダーであることが知られている。本研究の前半では海水年齢を「平均年齢」で定義し、この年齢の鉛直分布を「鉛直一次元の多層モデル」を用いて見積もる。なお、「平均滞留時間」と「平均年齢」はどちらも時間で表示される値であるが異なる時間指標であるため、両者の値は必ずしも一致しないことに注意が必要である。本計算を実施する上において、次の3つを研究目的とした。(1)日本海深層水の海水年齢を決める主な要因は何か、(2)1°C以下の深層へ沈降する海水量はどのくらいか、(3)深層域の鉛直拡散係数の大きさはどの程度か、である。モデルの再現性を検証するため、1999年～2002年の4年間において、日本海のほぼ全域で得られた水温値（先に示した図(4)-1）とδ¹⁴C値（後述する図(4)-5）を用いた。

本研究後半の「BW形成に関する数値実験」では、底層フロントの地衡流バランスを崩して、水平密度差に応答する密度流が存在すれば、両海盆におけるBW-DWの有意な境界水深差を生じさせ、継続的な海底熱供給があろうともBWの厚さが維持される可能性を示す。

### 3. 研究開発方法

## （１）鉛直一次元の多層モデル

提案する鉛直多層モデル（鉛直移流・拡散モデル）は、1°C以下の水温値をもった沈降水量を未知数として適当に変化させ、この水が沈降できる水深が時々刻々変化する水温鉛直プロファイルで決定されるという、より現実に近い物理構造を想定している。それゆえ、鉛直上向きの移流（湧昇流）は水深毎に異なることになり、鉛直拡散係数（一定を仮定）から見積もられる下向きの熱拡散との熱バランスも各水深で異なる。そのモデル概念図を図(4)-2に示す。

日本海の深層全体積（1℃以下の領域）に対する沈降量率をp(%/yr）、鉛直拡散係数をKz（cm²/s）とし、本モデルにおける未知パラメータとした。深層へ沈降できる海水は0～1℃の範囲で均等分布し、密度は水温のみの関数と仮定した。モデルの詳細な説明は省略するが、「深層水が暖まるため、海面冷却水は沈降できる」という考え方のもと、深層水の加熱は上方からの鉛直熱拡散のみ、深層水の冷却は底のみで、底以外は鉛直上向き流による低温水の移流として寄与する様にモデル化した。湧昇域における水温Tの鉛直一次元方程式は、
図(4)-2 鉛直多層モデルの概略図