１—２．海洋生物地球化学モデル

a.要約

大気海洋結合モデルへの炭素循環過程組み込みの前段階として、海洋単体モデルへ組み込んだ炭素循環モデルを用い、予備的な温暖化実験を行った。すなわち、大気海洋結合モデルを用い過去に行われた二酸化炭素漸増実験の結果得られた風応力、海表面温度を海洋モデルの駆動力として用い、温暖化によって海洋環境が変化した場合とそうでない場合とについて大気中二酸化炭素濃度が漸増したときの海洋二酸化炭素吸収量が両ケースの間でどのように異なるのか調べた。その結果、温暖化による海洋循環変化が二酸化炭素吸収量に与える影響は小さいという結果が得られた。本プロジェクトで採用しているモデルはIPCC第3次報告書で採用されているものよりも海洋表層生態系の記述が詳細になっているが、ここでの温暖化実験では過去の実験結果を追認するに終わった。このこと自体は華やかな結果ではないが、陸域炭素循環と結合させる前段階として、我々のモデルがもっともらしい振る舞いを見せることは確認できたと言える。このことを受け、大気海洋結合モデルへの炭素循環モデル移植にも着手し、現在その原型が完成した段階にある。今後、モデルパラメータのチューニングやコードの整備、充分なスピンアップを行い、炭素循環−気候結合モデル相互比較プロジェクト(C4MIP)への参加、ひいてはIPCC第4次報告書への貢献に備える。さらに、植物・動物プランクトンの種構成を陽に表現したモデルを用いた実験も行い、カイアシ類の季節鉛直移動や10年スケールの気候変動が海洋表層生態系に与える影響などについて調べた。

b.研究目的

海洋中の全炭酸鉛直分布は表層付近で濃度が低くなる特徴的な分布をしている。二酸化炭素の大気海洋交換にとって大きな意味を持つこうした分布は生物ポンプ・アルカリポンプ・物理ポンプといった過程によって決定されており、中でも表層生態系における有機物の形成とそれに続く沈降に起因する生物ポンプが最も重要な寄与をなしている。その生物ポンプの効率は、海洋混合層の深さやエクマン湧昇、大気による鉄分の輸送など様々な物理過程から影響を受けている。人間活動により排出された二酸化炭素がどの程度大気中に残存するかを把握し、将来の大気中二酸化炭素濃度の予測を確からしいものにするためには、海洋中の炭素循環過程をきちんとモデル化することが不可欠である。

ハドレ−センター（英）やIPSL(仏)が行った陸域−大気−海洋結合炭素循環モデルの結果によれば、気候変動が海洋の二酸化炭素吸収に与える影響は小さいとされる（Cox et al.,2000; Friedlingstein et al.2001）。しかしながら、海洋炭素循環モデル相互比較プロジェクト(Ocean Carbon-Cycle Model Intercomparison Project,OCMIP)に提出された結果を見ると、気候変動を考慮に入れずに行ったベースラインの海洋二酸化炭素吸収量将来予測において、モデル間のばらつきが大きくなっており、2100年時点での予測値は最小値と最大値の間で2倍の開きがある(Fasham,2003)。大気中二酸化炭素濃度の予測のためには、引き続き海洋炭素循環モデルを改善し、こうした不確定性を減らしていくことが必要である。本研究テーマでは、４変数の単純な海洋生態系モデルを炭素循環モデルとともに海洋大循環モデルへ組み込んで海洋炭素循環と気候変化との相互作用を調べ、さらに発展して陸域−大気−海洋結合炭素循環モデルの構築とそれによる全球規模炭素循環の研究を行うことを目的にしている。

c.研究計画、方法、スケジュール

統合モデル海洋炭素循環コンポーネントに組み込む生態系モデルとしては、Oschlies and Garçon(1999) による植物プランクトン、硝酸、動物プランクトン、デトライタスの４コンパートメント表層生態系モデルにOschlies(2001)による改変を加えたものを採用する(図6)。

d.平成15年度研究計画

大気海洋結合気候モデルMIROCに、海洋炭素循環モデルと陸域炭素循環モデルとを結合させる作業に今年度中に着手する。海洋コンポーネントについては、４成分の簡略な生態系モデルと海洋大循環モデルとの結合がほぼ完了している。陸域コンポーネントについては、地球フロンティア研究システムで開発中のSim-CYCLEの気候モデルへの組み込みに１５年度早々に着手する。陸面プロセスモデルMATSIROとSim-CYCLEの統合も行う。また亜寒帯林については温暖化により植生分布が大幅に変化することが懸念されるため、Sim-CYCLE拡張へ向け亜寒帯林に特化した植生動態モデルの開発を始める。MIROCへ組み込む前に各コンポーネントモデル単体での性能の吟味は充分に行う必要がある。

e.平成15年度研究成果

平成14年度で海洋大循環モデルCOCOへの海洋生態系・炭素循環モデルの組み込みを終え、今年度はいくつかの異なったフォーシングのもとモデルを走らせ性能チェックを行った。モデルがもっともらしい振る舞いを見せるのを確認した後、大気海洋結合モデルMIROCに炭素循環モデル組み込みに取り組んだ。現在のところ、陸域と海洋の炭素循環を含む炭素循環−気候変化結合モデルの原型が完成した状態にある。以下本節ではモデル性能チェックを主目的として行ったa)海面水温・塩分、風応力といった海表面モデル駆動力に、観測に基づくものを用いたときと結合モデル出力を用いたときとの比較、b)人為起源二酸化炭素海洋吸収量の将来予測実験の結果について述べる。aのような比較を行うのは、b.で大気海洋結合モデルの出力で海洋モデルを駆動することの妥当性を検証するためである。

生態系モデルには前述の通り Oschlies and Garçon(1999)のモデルに、Oschlies(2001)が改良を加えたものを用いる。この生態系モデルに、海洋炭素循環モデル相互比較プロジェクト(Ocean Carbon Cycle Model Intercomparison Project,OCMIP)の推奨するプロトコルに従って炭酸系化学過程を導入し、海洋中の炭素循環を記述する。この炭素循環モデルを搭載する海洋大循環モデルCOCO(Hasumi,2000)の水平解像度は東西・南北ともに1度、鉛直の層数は54である。モデルの詳細については、平成14年度の成果報告書と、特に生態系モデルについてはOschlies and Garçon(1999)による記述を参考にされたい。

a.の比較実験について、観測に基づく駆動データとしては、海洋モデル相互比較プロジェクト(Ocean Model Intercomparison Project,OMIP)に対応して配布されている月平均データを用いる。モデル出力に基づく駆動データは、CCSR/NIESの大気海洋結合モデル(水平解像度は大気T21、海洋約2.8度)を用いIPCC第3次報告書(IPCC,2001)に提出した結果を基に作成する。すなわち、実験開始の1851年から、温暖化の兆候が見え始める1910年までの60年間について平均をとった出力データを海洋モデル用の駆動力として用いる。大気中二酸化炭素濃度としては、産業革命以前の値280ppmを与える。以下、観測に基づく実験を実験A1、モデル出力に基づくものを実験A2と呼ぶことにする。

b.の二酸化炭素海洋吸収量の将来予測実験としては、駆動力に結合モデルによる温暖化予測実験結果の時系列を用いるもの(実験B1)と、毎年一定の季節変動を用いるもの(実験B2)との2通り行う。B1とB2の結果を比較することにより、温暖化による海洋環境の変化が海洋中の炭素循環にもらたす影響についての知見を得ることができる。B2の駆動力にはA2と同じものを用いる。B1の駆動力には、上で述べたCCSR/NIESモデルによる温暖化実験の結果を直接用いる。大気中二酸化炭素濃度シナリオについては、B1,B2ともに1990年までは観測値に基づいた時系列を与え、以後は毎年1％ずつ漸増すると仮定した。以上、行った実験のまとめを表1に掲げる。

実験A1,A2の積分手順を以下に述べる。水温・塩分の初期値としては、Nakano(2000)が行った1万年の積分結果を、硝酸についてはConkright et al.(1994)による年平均気候値をそれぞれ与える。また全炭酸・アルカリ度については、海洋炭素循環モデル相互比較プロジェクト(Ocean Carbon-Cycle Model Intercomparison Project,OCMIP)に対応して山中ら(Orr,2002参照)のモデルにより得られた定常値を初期値として用いる。生態系モデルの硝酸以外の変数については、一定値0.1mmol/m³を初期値として与えた。この状態からA1,A2それぞれの駆動力を用いて19年間積分を行い、最後の1年間の結果について解析を行う。なお19年という積分期間は完全な定常状態を達成するには短すぎるものであるが、積分開始直後の衝撃を取り除くためには充分な期間であり、得られる結果は性能チェックのための解析に充分値する。

B1,B2については、A2の積分結果を初期値とし、それぞれに対応する表面駆動力、大気中二酸化炭素濃度をあたえて1851年から2100年まで積分する。以下ではまず、A1,A2の比較を行い、結合モデルの結果を海洋単体モデルの駆動力として使うことがどの程度妥当なものであるかを検討する。その後B1,B2の結果について述べ、人為起源二酸化炭素海洋吸収量の将来予測および温暖化による海洋環境の変化が炭素循環に与える影響について議論する。

図7は、年平均の海表面クロロフィル・硝酸濃度について実験A1,A2の結果および観測値を示したものである。なおモデル結果からクロロフィル濃度を得るには一定の換算比1.59(mg/m³)/(mmol/m³)を使用した。

まずクロロフィル濃度について見ていくことにする。実験A1,A2とも、北太平洋・北大西洋北部の亜寒帯ジャイアや南極海、赤道域で高い値を示し、これは衛星観測に見られる特徴と一致している。ただし赤道域の極大については、とくに太平洋において両実験とも衛星観測に比べ高い値を示している。これは他の全球規模スケール海洋生態系モデルにも見られるバイアスであり(Fasham et al.2001)、その除去にはこれから時間をかけて取り組んでいく必要がある。

A1,A2両実験を比べると、クロロフィル濃度は値、分布ともよく似た結果を示していることが分かる。目に付く違いとしては、A1における太平洋赤道域の極大がA2のものより南北幅が大きいと言う点が挙げられる。この傾向は赤道域東部において特に顕著である。これは、この海域において赤道湧昇をもたらす貿易風が、実験A1に与えた風応力においてより強いことに起因する。また、後に述べるように実験A1ではペルー沖に強い沿岸湧昇が励起されており、このことも赤道域東部でこうした違いが見られる原因になっている。

次に硝酸濃度の分布について見ていく。Conkright et al.(1998)による気候値においては、北太平洋・北大西洋北部の亜寒帯ジャイアや南極海、赤道域で高い値が見られ、こうした特徴はA1,A2両実験においても大まかには再現されている。しかし実験A2においては、太平洋赤道域における硝酸極大の濃度は過小評価になっている。なおカラースケールの設定上A2では太平洋赤道域の硝酸極大が見えなくなっているが、クロロフィル濃度分布(図2e)に反映されているように実際には弱い極大が存在する。また実験A1では、ペルー沿岸域において硝酸濃度が顕著に高くなっている。これは、この海域での風応力の岸に沿う成分が、実験A1に与えたものにおいてより大きくなっているため、強い沿岸湧昇が励起されていることに起因する。実際、この海域における沿岸湧昇速度の典型的な値は1m/dayに達する。ここで採用しているような粗い格子サイズのモデルでは沿岸湧昇速度の最大値は過小評価される傾向にあり、赤道湧昇にも匹敵する1m/dayという湧昇速度は非常に大きいものと言える。Maier-Reimer(1993)が太平洋赤道域東部における非現実的な亜表層リン酸極大の形成要因として指摘した「栄養塩捕捉(nutrient trapping)」が、沿岸湧昇域でも発生したのがここでの非現実的な硝酸極大の形成要因である。観測値にもとづいたA1の駆動力の方が、ここで述べた点については非現実的な計算結果をもたらしている。

他に両実験結果間での違いのうち指摘すべきなのは、南極海の太平洋セクターにおける硝酸濃度であろう。A2におけるものの方が顕著に小さくなっている。これは南極海の冬季混合層が、A2で浅くなっているためである。結合モデル出力に基づいたA2の駆動力で冬季混合層が浅くなるのは、この海域でモデルの降水が客観解析データに比べ多くなっており海表面塩分が低く抑えられ、対流が起こりにくくなっていることによる。なおこの海域での海表面硝酸濃度にはエクマン湧昇流も大きな影響を及ぼすと考えられる。しかしながら今回のケースでは、風応力から計算されたエクマン湧昇流は実験A2においてむしろ強くなっており、これはA2の海表面硝酸濃度が低いことと矛盾する。エクマン湧昇流の違いが図2d,fの南極海表面硝酸濃度の違いをもたらしたのではないことが分かる。

図8には、大気海洋間の二酸化炭素交換量について、Takahashi et al.(1999)によってまとめられた観測データ、実験A1,A2それぞれの結果を示した。ただし、Takahashi et al.(1999)による分布は1995年現在に正規化されたものであり、大気中二酸化炭素濃度として産業革命以前の値280ppmを与えて得られたA1,A2の結果と直接比較することはできない。図8aを掲げたのは、あくまでおおよその分布・値の参考のためと捉えるべきである。

図8b,cを比較すると、太平洋赤道域でA1の方が湧昇が強いことに対応して図8bにおいて赤道に沿った二酸化炭素放出が図8cにおけるものより強くなっていることなどの違いが見られる。しかしながら、図7における実験A1,A2の比較から得られる印象よりは、図8b,cの結果はお互いに似ていると言えるであろう。大気海洋間の二酸化炭素交換量を決める重要な要素のひとつとして、全炭酸濃度がある。その全炭酸濃度と硝酸濃度はレッドフィールド比を通じてよく似た動態をもっているにも関わらずこうした違いが生ずるのは、大気海洋二酸化炭素交換そのものを通じたフィードバックが働くためである。南極海を例にとって説明する。図7fのように冬季混合層が浅く表層に硝酸が運ばれてこないときは、混合層以深からの全炭酸輸送も少なくなる。その結果、海表面の二酸化炭素分圧も低くなるが、すると大気との二酸化炭素分圧差が大きくなり、大気から海洋へ向かう二酸化炭素フラックスが増える。こうして表層付近の全炭酸濃度ひいては二酸化炭素分圧が増加し、結果として図8b,cの間で南極海の二酸化炭素交換量はさほど変わらなくなる。このようなフィードバック機構が存在するため、大気海洋間の二酸化炭素交換が図8b,cの間で似た分布を示しても、混合層付近の全炭酸の収支は大きく違っている可能性がある。

e.1.節で述べた手順に従い行った実験B1,B2について、全球積分した海洋二酸化炭素吸収量の時系列を図9に示す。実験B1において結合モデル内で作られる気候の年々変動に対応して二酸化炭素吸収量にも年々変動が見られることのほかは、両実験の結果は非常に良く似ている。2100年時点でのフラックスはB1,B2とも5PgC/year余りであり、両実験間での差は0.5PgC/year程度である。

ここから分かるように、本モデルを用いた実験では、温暖化による海洋循環変化が二酸化炭素吸収量に与える影響は小さい。IPCC第3次報告書でも複数のモデルで同様な実験を行った結果が報告されており、それによると温暖化の影響はモデルによって差がある。しかし陸域炭素循環モデルで対応する実験を行った結果と比べると、どの海洋モデルでも温暖化の海洋炭素循環への影響は有意に小さくなっており、この点で我々の結果は過去のものと矛盾しないといえる。本プロジェクトで採用しているモデルはIPCC第3次報告書で採用されているものよりも海洋表層生態系の記述が詳細になっているが、ここでの温暖化実験では過去の実験結果を追認するに終わった。このこと自体は耳目を引く結果ではないが、陸域炭素循環と結合させる前段階として、我々のモデルがもっともらしい振る舞いを見せることは確認できたと言える。

ただし、IPCC第3次報告書に掲載されているモデル結果と比較すると、本モデルでの結果は温暖化の影響が小さい部類に属する。すなわち直感的には、実験B1では海洋が暖まるため海洋中の二酸化炭素分圧が高くなり、その結果B2よりも二酸化炭素吸収量が減ると考えられる。実際図9でもB1の方が吸収量は小さくなっているわけであるが、その差が他のIPCC第3次報告書のモデルより小さい傾向にある理由としては、次のような点が考えられる：

図12: カイアシ類が季節鉛直移動をする場合としない場合の年平均した生物基礎生産の差(mgC/m²/d)。プラスの値が鉛直移住をした場合、生物基礎生産が高くなることを示す。

本年度は、1948年から2002年までの経年変動再現実験も行った。これは、NCEP再解析データセットとして提供されている海上気温・風応力・日射量・降水量・蒸発量などの日平均値を外力として、Global COCONUTSを駆動する計算である。全時間積分期間54年間を平均した生物基礎生産は、北太平洋亜寒帯域や南大洋、赤道などで高い値、亜熱帯域で低い値などをとるという大まかにいって観測で得られている分布を再現している(図13)。しかしながら、現バージョンでは、鉄制限などを考慮していないため、南大洋や赤道太平洋で過大評価である。これは速やかに改善すべき点である。

図13:１９４８年から２００２年までを平均した生物基礎生産の年平均値(mgC/m²/d)。

f.考察

図14:1950年から2002年までの(a)PDO(Pacific Decadal Oscillation) Indexと(b)北太平洋中西部における生物基礎生産の平均値からの偏差(%)

図15:気候ジャンプ前後の各10年間(1964〜1975年、1977〜1985年)の生物基礎生産の差(mgC/m²/d)。プラスの値は気候ジャンプ後の生産量が増加したことを示す。

g.参考文献

h. 成果の発表