極域海洋学：熱塩循環・気候変動との関わりを中心として

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1 極域海洋学：熱塩循環・気候変動との関わりを中心として
講義計画 １． イントロ：世界の気候における海氷の役割 ２． 深層水形成：海洋熱塩循環の起点 ３． 海氷生成と南極底層水：全海水の30－40％の起源水 ４． オホーツク海での海氷生成：北太平洋中層・物質循環の起点 ５． 海氷域における熱塩収支 ６． 海氷・海洋アルベドフィードバック：北極海氷激減のメカニズム? ７． 極域海洋と気候変動：地球温暖化のホットスポット ８． 海洋・氷床相互作用：全球環境変動の鍵 ９． 衛星観測：海氷研究の生命線 １０. 地球流体力学の海氷域・極域海洋への応用

2 海氷生産量の全球マッピング(by AMSR)
熱フラックスから 海氷生産量を求めている Nihashi &Ohshima, 2015 Iwamoto, Ohshima, & Tamura (2014) 南極海: 高海氷生産 　　　　　 →底層水生成 北極海: 低海氷生産 ｵﾎｰﾂｸ海: 北半球で最大

3 沿岸ポリニヤ → 海氷生産工場 海氷厚 Heat loss vs. Ice thickness 熱損失
海氷がたくさんできるほど、塩分が排出され、重い水ができる マイクロ波放射計による薄氷厚アルゴリズム 　　→　熱収支計算による熱損失 ＝ 海氷生産量

4 Vincennes Bay Polynya, East Antarctica
現場から南極沿岸ポリニヤを直接見る Vincennes Bay Polynya, East Antarctica 2003年10月 Photograph courtesy Takeshi Tamura

5 マイクロ波放射計 沿岸ポリニヤ＝薄氷域 衛星（マイクロ波放射計）から薄氷厚推定 熱収支計算：奪われた熱量＝海氷生産量

6 表面温度(AVHRR) マイクロ波放射計(SSM/I) ポリニヤ Thin ice Thick ice
Kimura and Wakatsuchi, 2004

7 海氷生産量の見積もり （熱収支と衛星データより） ・マイクロ波放射計データ(SSM/I)より ポリニヤ（薄氷域）を検知・ 薄氷厚の推定
　（熱収支と衛星データより） ・マイクロ波放射計データ(SSM/I)より 　ポリニヤ（薄氷域）を検知・ 　薄氷厚の推定 ・熱収支計算より、大気に奪われた分の 　熱が海氷生産に使われると仮定する ・年間累積海氷生産量として厚さに換算 Ohshima et al. (2003)

8 大気海氷間の熱収支 放射フラックス ＋ 乱流フラックス ＝ 熱伝導フラックス Fi = Ki (Tw – Ts) / H
放射フラックス　＋　乱流フラックス　＝　熱伝導フラックス (長波はTsの関数) (Tsの関数) Fi = Ki (Tw – Ts) / H Ki：海氷熱伝導係数 海氷表面温度Ts以外はknown 海氷表面での熱収支がバランスするようにTsを決める Tsが決まると熱伝導Fiが決まり、 海洋からの熱フラックス０とすると、Fiが海氷生成率になる 乱流フラックス 放射フラックス 海氷表面温度（Ts） 海氷内熱伝導フラックス（Fi） 海氷 ＝ 氷厚（H） 海氷生成率 ｰ1.86℃（Tw） 海

9 5-10月の熱フラックスのマッピング 年平均の塩フラックスのマッピング 年積算の海氷生産量のマッピング
衛星ﾃﾞｰﾀと熱収支計算による 昭和基地 ウェッデル海 アデリー 南極底層水 の形成域 生産量 No. 2 未知の南極底層水？ ダンレー岬 年平均の塩フラックスのマッピング 衛星ﾃﾞｰﾀと熱収支計算による 年積算の海氷生産量のマッピング 衛星ﾃﾞｰﾀと熱収支計算による Tamura, Ohshima, Nihashi (2008) ロス海 生産量 No. 1

10 厳冬期、北部オホーツク海表面での正味熱収支 開水面・厚さに違う海氷
　　開水面・厚さに違う海氷 (Ohshima et al.,2003)

11 (Ohshima et al.,2003) 厳冬期、北部オホーツク海での表面熱収支 正味収支 短波放射 長波放射 潜熱 顕熱

12 Ice Observation using a Basket

13 バスケットによるサンプリング 海氷薄片 偏光解析 一つの層の厚さ 平均 9cm 90.5cm 10cm top ＝ オホーツク海にて

14 氷厚発達過程のシナリオ（仮説） Hi～10 cm rafting ridging Hi = 30～40 cm
(rafting cycle model, Toyota et al., 2004) Sometimes Hi > 1 m ridging Hi = 30～40 cm

15 1）高アルベド（日射に対する反射率が大きい）:夏に重要
海氷の特性と気候 1）高アルベド（日射に対する反射率が大きい）:夏に重要 2）大気―海洋間の断熱材：冬に重要 3）熱と塩の再分配・輸送（中深層水の形成）

16 夏季、南極海での表面熱収支 (Nihashi & Ohshima,2001)

17 アイスアルベドフィードバック 季節海氷域での 海氷融解 日射 開水面 底面・側面より融解 アルベド 開水面：0.07海水 ：0.7
開水面：0.07海水　：0.7 アイスアルベドフィードバック 1990年12月南極昭和基地沖

18 アイスアルベドフィードバック 融解期の海氷海洋結合モデル 密接度:C 1-C 海氷 海洋混合層 日射等が開水面を通して 海洋混合層を暖める
Nihashi & Ohshima(2001a) 融解期の海氷海洋結合モデル 密接度:C 1-C 海氷 海洋混合層 アルベド: 開水面:0.07 海氷：0.7 日射等が開水面を通して 海洋混合層を暖める その熱によって海氷が融解 アイスアルベドフィードバック 1990年12月南極昭和基地沖

19 多年氷域 鉛直一次元で海氷成長・融解が決まる 　　　海氷の成長→底面 　　　海氷の融解→表面

20 多年氷域と季節海氷域の熱収支 多年氷域 鉛直一次元で海氷の成長・融解が決まる 海氷の成長→底面 海氷の融解→表面
　　　鉛直一次元で海氷の成長・融解が決まる 　　　海氷の成長→底面 　　　海氷の融解→表面 季節海氷域：　一次元的な成長・融解ではない 　　　成長も融解も氷盤の隙間(薄氷域)が大事 　　　冬の成長：heat lossは圧倒的に開水面（薄氷域）での乱流ﾌﾗｯｸｽ 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　：海氷の断熱効果 　　　夏の融解：heat inputは圧倒的に開水面からの短波放射 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　: 海氷の高アルベド

21 海氷による熱塩の輸送・再配分

22 海氷による気候形成 年間の正味海面熱収支 1mの海氷の融解（潜）熱 ＝全大気柱25-30度を昇温 北海道北部・東部域の
大気から海洋が熱をもらう場合を正 海氷生成 潜熱（負の熱）を蓄積 海氷による気候形成 1mの海氷の融解（潜）熱 ＝全大気柱25-30度を昇温 負の熱の輸送 北海道北部・東部域の 寒冷な気候（特に夏季）は、 海氷（+東樺太海流）が 運ぶ負の熱によって形成 海氷融解 潜熱（負の熱）を放出 (Ohshima et al.,2003)

23 海氷生成・融解に伴う年間の正味の塩分収支
(Kg m-2) 海水の塩分：33psu 海氷の塩分:3-10psu 海氷生成 塩分供給 海氷の輸送 　　　∥ 淡水の輸送 塩分供給 淡水供給 海氷融解 淡水供給 Nihashi, Ohshima, Kimura (2012)

24 F A Haumann et al. Nature 537, 89–92 (2016) doi:10.1038/nature19101
Mean state and trends of net annual freshwater fluxes associated with sea ice over the period 1982–2008 赤：海氷生成大→正の塩 青：海氷融解大→負の塩（淡水） ←　平均場 ←　トレンド F A Haumann et al. Nature 537, 89–92 (2016) doi: /nature19101

25 F A Haumann et al. Nature 537, 89–92 (2016) doi:10.1038/nature19101
Effect of northward sea-ice freshwater transport on Southern Ocean salinity 平均場 トレンド 海氷漂流が強化 南極中層水 の低塩化 F A Haumann et al. Nature 537, 89–92 (2016) doi: /nature19101