南極海の深層循環

南極海循環（南半球循環（SMOC）^{[ 1 ]}または南極循環とも呼ばれる）は、地球規模の熱塩循環の南半分であり、地球の海洋を横断するさまざまな水域をつないでいます。よりよく知られている北側の対応物は、大西洋子午面循環（AMOC）です。この循環は、特定の海流が暖かく酸素が豊富で栄養分の少ない水を深海に送り込む（沈み込み）一方で、冷たく酸素が制限された栄養分が豊富な水が特定の地点で上昇する（湧昇する）ときに機能します。熱塩循環は、地球全体に大量の温水と冷水を輸送するだけでなく、溶存酸素、溶存有機炭素、鉄などの他の栄養素も輸送します。^{[ 2 ]}したがって、循環の両側は地球のエネルギー収支と海洋炭素循環に大きな影響を与え、地球の気候システムにおいて重要な役割を果たしています。^{[ 3 ] [ 4 ]}

南極海の深層循環自体は、上層セルと下層セルの2つの部分から構成されています。より小さい上層セルは、表面に近いため風の影響を最も強く受けますが、より大きな下層セルの挙動は、南極底層水の温度と塩分によって決まります。^{[ 5 ]}両セルの強さは、ここ数十年で大幅に変化しました。上層セルの流れは1970年代以降50～60%増加し、下層セルは10～20%弱まりました。^{[ 6 ] [ 3 ]}これは、太平洋十年規模振動の自然周期による部分もあるが、^{[ 7 ] [ 8 ]}気候変動は、南半球環状モードの気象パターンを変化させたため、両方の傾向において大きな役割を果たしている。^{[ 9 ] [ 7 ]}一方、南極海の海洋熱量が大幅に増加したことで^{[ 10 ]} 、南極氷床の融解が進み、この淡水の融解水が塩分濃度の高い南極底層水を希釈している。^{[ 11 ] [ 12 ]}

沿岸付近で密度の高い冷たい水の形成が弱まり、沿岸に向かう暖かい水の流れが強まるにつれて、表層水が沈み込んで下層と混ざり合う可能性が低くなります。^{[ 13 ]}その結果、海洋の成層化が進みます。^{[ 6 ] [ 3 ]}ある研究では、最悪の気候変動シナリオでは、循環は2050年までにその強さの半分を失い、^{[ 14 ]}その後さらに大きな損失が発生すると示唆しています。^{[ 15 ]}この減速は、南極海が地球規模の炭素吸収源および熱吸収源として強いため、地球規模の気候に重要な影響を与えるでしょう。たとえば、温室効果ガスの排出量が大幅に削減されていないすべてのシナリオで、地球温暖化は2 ℃（3.6 °F）に達しますが、これがいつ起こるかは、総排出量以外のどの要因よりも循環の状態に依存します。^{[ 16 ]}  

古気候の証拠は、過去には循環全体が著しく弱まったり、完全に崩壊したりしたことを示している。いくつかの予備研究では、地球温暖化が1.7 ℃（3.1 °F）から3 ℃（5.4 °F）のレベルに達すると、そのような崩壊が起こる可能性が高くなることを示唆している。しかし、気候システムの他のほとんどの転換点の推定値よりも確実性ははるかに低い。^{[ 16 ]}たとえ循環の崩壊が近い将来に始まったとしても、2300年近くになるまで完了する可能性は低い。 ^{[ 1 ]}同様に、南半球の降水量の減少とそれに伴う北半球の増加、あるいは南極海の漁業の衰退と特定の海洋生態系の崩壊の可能性といった影響も、数世紀にわたって展開すると予想されている。^{[ 15 ]}    

南極海の深層循環は、湧昇と沈降によって駆動される南極海の2つのセルから構成されています。上層のセルの湧昇は、表面に運ばれてくる中深層水に関連しており、下層のセルの湧昇は、南極周辺の淡水と深層水に関連しています。南極海では、約27 ± 7スベルドラップ（Sv）の深層水が表面に湧昇します。この湧昇水は、それぞれ22 ± 4 Svと5 ± 5 Svの軽い水とより密度の高い水に部分的に変化します。これらの水の密度は、熱と浮力のフラックスによって変化し、その結果、上層のセルでは湧昇、下層のセルでは沈降が発生します。^{[ 5 ]}

南極海は、北大西洋深層水の湧昇によって北大西洋の沈降を補償し、内海と表層をつなぐことで、大西洋子午面循環の閉鎖に重要な役割を果たしています。この湧昇は、ACC 上空を吹く強い西風によって引き起こされます。^{[ 4 ] [ 17 ]}観測によると、世界の深層水の約 80 パーセントが南極海で湧昇しています。^{[ 18 ]}循環はゆっくりとしたプロセスです。たとえば、北大西洋深層水が1,000 ～ 3,500 m (3,281 ～ 11,483フィート)の深さから表層混合層まで湧昇するには、水量の半分だけでも 60 ～ 90 年かかり、一部の水は 1 世紀以上かけて表層まで移動します。^{[ 17 ]}  

下部細胞

下層循環は淡水の流れによって駆動され、海氷の形成と融解が重要な役割を果たします。^{[ 5 ]}海氷の形成には塩水の排出が伴い、その結果、塩分濃度と密度が高くなり、浮力が失われます。氷が融解すると、淡水の流れと大気への露出が生じます。水が氷になると、水中の塩分濃度が高くなり、大気への露出が少なくなります。季節変動により、夏には浮力が増加し、冬には浮力が失われます。この冷たく密度の高い塩分を含んだ水は、高密度棚水（DSW）と呼ばれます。DSWはその後、ロス海、ウェッデル海、南極大陸東岸沿いから南極底層水（AABW）に変化します。南極海循環の下層循環では、約5 ± 5 SvのAABWが形成され、これはAABW全体の約3分の1に相当します。^{[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ]}

海洋は通常、大気中の二酸化炭素濃度と平衡状態にあります。産業革命以降、大気中のCO ₂が増加したことで、海洋は正味の炭素吸収源となり、人為的な排出量の約 25% を吸収しています。^{[ 26 ]}すべての海洋の中で、南極海は炭素吸収において最も大きな役割を果たしており、南極海だけで約 40% を占めています。^{[ 27 ] [ 28 ] [ 29 ]} 2000 年代には、気候変動による南半球の風の変化が吸収する炭素量を減少させているという研究もありましたが、^{[ 30 ]}その後の研究では、この炭素吸収源は以前の推定よりもさらに強力で、約 14% ～ 18% も大きいことが分かりました。^{[ 27 ] [ 28 ]}海洋循環はこのプロセスにとって非常に重要であり、何世紀にもわたって存在せず、人為的な排出物と接触していなかった深層水を表面に運び上げます。そのため、深層水の溶存炭素濃度は現代の表層水よりもはるかに低く、下降流によって深層に運ばれる前に、より多くの炭素を吸収します。^{[ 31 ] [ 25 ]}

一方、湧昇によって深層の温暖な周極炭素豊富な水が表層に運ばれる地域では、大気への露出によってCO₂_{が放出され、海洋循環による炭素吸収効果を部分的に相殺する。} ^{[ 32 ]}さらに、海洋湧昇は鉄などのミネラル栄養素を深層から表層に運び、それが植物プランクトンによって消費されてその数が増加し、海洋の一次生産が高まり、光合成の増加によって炭素吸収が促進される。^{[ 2 ]}同時に、下降循環は死んだ植物プランクトンやその他の有機物の多くを、表層で分解されてCO₂_が大気中に放出される前に深層に運ぶ。このいわゆる生物ポンプは非常に重要であり、このポンプが存在しない完全に^非生物的な南極海は、 CO₂の正味の排出源となる。^[ ₂₉ ^]

人為的な温室効果ガスの排出により温暖化が進むにつれ、気候変動が海洋に及ぼす最も顕著な影響の一つは海洋の熱量の増加であり、これは1971年以降の地球全体の温暖化の90%以上を占めている。^{[ 36 ]}この増加の大部分は、南緯30度以南の南半球の温帯海域で発生している。[ ^{37 ] [ 38 ]西}南極 では、1955年以降、海洋の上層部の温度が1 ℃（1.8 °F）上昇しており、南極環流（ACC）も地球平均よりも速いペースで温暖化している。^{[ 39 ]}この温暖化は、転覆循環を構成する暖水と冷水の塊の流れに直接影響を与え、南半球の海氷（反射率が高く、地球表面のアルベドを高める）の被覆を減少させ、南極の棚氷と周辺氷河の質量収支にも影響を与えます。^{[ 40 ]}これらの理由から、気候モデルは、地球温暖化が2 °C (3.6 °F)に達する年（温室効果ガスの排出量が大幅に削減されていないすべての気候変動シナリオで避けられない）は、排出量自体以外のどの要因よりも循環の状態に依存することを一貫して示しています。^{[ 16 ]}    

この海水の温暖化が進むと、南極からの氷の損失が増加し、また、年間 1100 ～ 1500 億トン (GT) の淡水融解水も増加します。 ^{[ 40 ] : 1240}南極氷床からのこの融解水は、南極海に再び混ざり、その水をより淡水にします。^{[ 41 ]}この南極海の淡水化は、成層化の増加と層の安定化を引き起こし、^{[ 42 ] [ 40 ] : 1240 [ 43 ]}これが南極海の循環の長期的な特性に最も大きな影響を与えます。^{[ 14 ]}南極海のこれらの変化により、上層循環が加速し、主要な海流の流れが加速する一方、^{[ 44 ]}下層循環は、塩分濃度の高い南極底層水に依存しているため減速する。この底層水は、2010 年代の限られた回復にもかかわらず、すでに塩分濃度の低下によって明らかに弱体化しているように見える。^{[ 11 ] [ 45 ] [ 46 ] [ 40 ] : 1240} 1970 年代以降、上層循環は 3 ～ 4スベルドラップ(Sv; 毎秒 100 万立方メートルの流れを表す)、つまり流量の 50 ～ 60% だけ強化されたが、下層循環は同様の量だけ弱体化している。ただし、下層循環は体積が大きいため、これらの変化は 10 ～ 20% の弱体化を表している。^{[ 6 ] [ 3 ]}しかし、それらは完全に気候変動によって引き起こされたわけではなく、太平洋十年規模振動の自然サイクルも重要な役割を果たしていた。^{[ 7 ] [ 8 ]}

さらに、南半球中緯度地域の気候を主に制御するパターンは、南半球環状モード（SAM）であり、気候変動（およびオゾン層破壊の影響）により正の位相で過ごす年数が増えており、これは、より強い偏西風により海洋上での温暖化と降水量の増加を意味し、南極海の塩分濃度をさらに低下させています。^{[ 9 ] [ 40 ]： 1240}気候モデルは現在、南極海の循環がSAMの変化に現在と同じように反応し続けるのか、それとも最終的に調整されるのかについて意見が分かれています。2020年代初頭の時点で、信頼性の低い最良の推定では、下側の循環は弱まり続ける一方、上側の循環は21世紀中に約20%強化される可能性があるとされています。^{[ 40 ]}不確実性の主な理由は、2020年代初頭の時点で利用可能な最も先進的な世代であるCMIP6モデルでさえ、海洋成層の表現が不十分で一貫性がないことです。^{[ 10 ]}さらに、循環の状態において長期的に最も大きな役割を果たしているのは南極の融解水であり、^{[ 14 ]}南極の氷の減少は、長い間、将来の海面上昇予測において最も不確実な側面であった。 ^{[ 47 ]}

同様のプロセスは、海洋温暖化とグリーンランド氷床の減少による融解水の流れの影響を受けている大西洋子午面循環（AMOC）でも起こっている。^{[ 49 ]}両方の循環は、温暖化と塩分低下の増加に応じて単に弱まり続けるだけでなく、最終的には完全に非常に弱い状態に崩壊し、元に戻すのが困難になり、気候システムの転換点の例となる可能性がある。^{[ 16 ]}過去の現在よりも温暖な時期と寒冷な時期の両方において、循環が現在よりも大幅に弱かったことを示す古気候の証拠がある。 ^{[ 48 ]}しかし、南半球には世界の人口のわずか10％しか住んでおらず、南極海の循環は歴史的にAMOCよりもはるかに注目されてこなかった。そのため、AMOCの崩壊につながる地球温暖化の正確なレベル、そのような崩壊が起こる可能性のある期間、およびそれが引き起こす地域的な影響を推定しようとする研究が複数ある一方で、2020年代初頭の時点では、南極海の海洋循環に関する同等の研究ははるかに少ない。その崩壊は1.7 ℃（3.1 °F）から3 ℃（5.4 °F）の間で起こる可能性があるという示唆があるが、この推定は他の多くの転換点に比べてはるかに不確実である。^{[ 16 ]}    

南極海の循環崩壊の影響もあまり詳しく研究されていませんが、科学者たちはそれが数世紀にわたって展開すると予想しています。注目すべき例としては、南極底層水からの栄養分の喪失により海洋生産性が低下し、最終的には南極海の漁業の状態が悪化し、一部の魚種の絶滅や一部の海洋生態系の崩壊につながる可能性があることです。^{[ 15 ]}海洋生産性の低下は、海洋が吸収する炭素の減少も意味します（ただし21世紀中ではありません）^{[ 10 ]。}これは、人為的排出に対する最終的な長期的な温暖化を増加させる可能性があり（したがって、全体的な気候感度を高める）、また/または地質学的時間スケールで温暖化が減少に転じるまでの期間を延長する可能性があります。^{[ 1 ]}また、オーストラリアなどの南半球の国々では降水量が減少すると予想され、それに伴い北半球では降水量が増加すると予想されています。しかし、AMOCの衰退または完全な崩壊は、類似しているが正反対の影響をもたらし、両者はある程度まで互いに打ち消し合うだろう。これらの影響は、気候変動が水循環に及ぼす他の影響や、気候変動が漁業に及ぼす影響と並行して発生するだろう。^{[ 15 ]}