土木学会論文集B2（海岸工学），Vol. 74, No. 2, I_67─I_72, 2018.

フェッチ制限下の風波砕波に伴う海面表層の応答
猿渡 亜由未 1 ・坂川 諒太 2 ・大塚 淳一 3 ・馬場 康之 4 ・久保 輝広 5 ・水谷 英朗 6 ・二宮 順一 7 ・山田 朋人 1 ・内山 雄介 8 ・森 信人 9 ・渡部 靖憲 1
1 正会員

博（工） 北海道大学 大学院工学研究院（札幌市北区北 13 条西 8 丁目）
E-mail: saruwata@eng.hokudai.ac.jp
2 学生会員 北海道大学 大学院工学院（札幌市北区北 13 条西 8 丁目）
3 正会員 博（工） 寒地土木研究所 寒冷沿岸域チーム（札幌市豊平区平岸 1 条 3 丁目）
4 正会員 博（工） 京都大学防災研究所（和歌山県西牟婁郡白浜町堅田 2500-106）
5 非会員 京都大学防災研究所（和歌山県西牟婁郡白浜町堅田 2500-106）
6 正会員 博（工） ハイドロ総合技術研究所（大阪市北区中之島 3-3-23）
7 正会員 博（工） 金沢大学 理工学域（金沢市角間町）
8 正会員 博（工） 神戸大学大学院（兵庫県神戸市灘区六甲台町 1-1）
9 正会員 博（工） 京都大学防災研究所（京都府京都市伏見区横大路下三栖東ノ口）

和歌山県田辺湾の田辺中島高潮観測塔において行った海上集中観測結果を基に，フェッチ制限下における強風イ
ベント時の白波被覆率，海洋性エアロゾル濃度，大気-海洋間熱フラックスについて調査した．フェッチ制限下の未飽和な風波砕波に対しては白波被覆率もエアロゾル生成量もフェッチ制限の無い場合と比べ小さく，外洋の観測結果に基き構築されたモデルでは評価が過大となる事が確認された．砕波泡沫の面積分布及び砕波による表面更新に伴う海表面温度を記述する統計モデルを提案した．更に白波砕波に伴う表層水の混合が強風イベント時の大気-海洋熱輸送量に対し有意に影響を与え得る事を示した．

Key Words: Ocean storm, fetch-limited waves, whitecap coverage, sea-spray aerosol, air-sea heat exchange

1.

はじめに

本研究は，台風イベント発生時の気象海象集中観測データをもとに，フェッチ制限のある海域における砕波に伴う白波及び飛沫生成過程と海面表層の海水温変化

将来極端気象現象の頻発化が危惧されている一方，台について分析し，近海域におけるこれらの特徴を議論

風等強風を伴う海洋の応答に関して現行海面抵抗モデするものである．

ルの不確実性が指摘され 1) ，関連して強風イベント下での大気海洋間の熱，水分，気体輸送形態の変動について2.

も懸念されている．暴風下において海洋表層を覆う砕現地観測

波泡沫並びに同時に発生する飛沫群が大気海洋間運動量輸送に影響を与え 1) ，また砕波による表面更新 2) だ
けでなく白波残留気泡膜の気化冷却

海上現地観測は和歌山県 田辺湾の南西方向に開けたを通して海面を湾口の中央付近に位置する田辺中島高潮観測塔（京都介した熱交換が修正されることが外洋海洋観測のもと

大学 白浜海象観測所）において行った（図–1 ）．観測に説明されてきた．一方，数十 km オーダーのフェッチ

塔付近の水深は 30 m 程度であり，観測塔直下は水深約4)制限を受ける場合の風波モデルも提案されてきたが ，10 m の海丘となっている．風速，波高，気温，湿度，日

陸から数 km のフェッチ制限下でも有意な風波砕波が生

射，海面温度，塩分，水温に加え，可視カメラによる海じる事は著者らの連続観測により確認されており，砕表面画像，サーモグラフィによる海表面熱赤外線分布，波に伴う海面現象は外洋又は比較的長いフェッチ制限下

パーティクルカウンタによる海洋性エアロゾルそしてでのパラメタリゼーションでは記述できない可能性が

ADCP による流速分布を同時観測した．風速計は海上ある．また大気環境の重要な決定要因の一つである海23 m，ADCP は水深 10 m，塩分計は水深 5 m 地点に設

洋性エアロゾルは飛沫に由来する為白波砕波上で大量置し，水温計は海面から水深 5 m までは 0.5 m 間隔，水に生成されるが，生成量の予測精度はモデルにより 1–2

深 10 m までは 1 m 間隔，水深 30 m までは 5 m 間隔でオーダー異なる場合があり，観測に基く更なる研究が設置した．可視カメラと赤外線カメラは観測塔 12.5 m

求められる 5) ．

テラス北側に，同一海面領域を撮影する様隣合わせで

3)

I_67

23m

Latitude [deg]Central pressure [hPa]

15m
12.5m
10m
田辺湾
観測塔

Longitude [deg]AMeDAS
南紀白浜00m

図–2 対象とした台風の経路と中心気圧.

5km

図–1 田辺中島高潮観測塔の位置（左）と観測塔（右）.

3.

観測結果

(1)

白波被覆率設置した．パーティクルカウンタは海上 15 m テラス南発生した白波は，その後残留泡沫としてパッチ状に側に設置し，1 時間毎に吸引する 2.83 L のエアサンプ

分裂して小領域化し，その後消散する（図–4 （左））．

ル中に含まれる 0.3, 1.0, 5.0 µm 粒径のエアロゾル粒子

Callaghan & White6) の方法による動的最適閾値の設定数をカウントした．降雨量データは観測塔から 6.0 km

法は，日中を通して変化する日射の海面上の反射の影の位置にある AMeDAS 南紀白浜の観測値を用いる．

響を最小化して白波被覆領域を決定可能であることを本研究で主な解析対象とした期間は 2017 年 10 月 19確認している（図–4 （中））．図–4 （右）は，海面温度

日 00:00 から 10 月 31 日 00:00 (JST) である．本期間に分布と検出した白波領域を比較した一例である．細分は西日本を中心に豪雨災害を引き起こしながら紀伊半化された砕波泡沫が残留する領域で海面温度が低下し島の南海上を北東方向に通過した台風 21 号 (T201721)ているのが分かる．と 22 号 (T201722) による二つの強風イベントが含まれ図–5 （左）は，風波砕波下の残留泡沫群の面積分布る（図–2 ）．両イベントを通して風向きは常に北寄りを表している．砕波の規模及び総泡沫パッチ数に依存であった為（図–3 (b) 参照）フェッチが 3–5 km に制限せず，どのイベントにおいても，泡沫パッチ面積は指数された中で，最大 30 m s−1に及ぶ暴風により有意な風−x/µw
分布 f (x|µw ) = µ−1で近似可能であることが明ら
w e

波砕波が継続的に発生した．また 2013 年から 2016 年かになった．即ち，気体や熱の混合域，エアロゾルのまでに同観測塔において得られた観測結果から風向がソース，さらには運動量輸送の重要なパラメータの一南寄りであった暴風イベントを抽出し，フェッチ制限のつと考えられている白波被覆率は，画像内の平均パッ無い条件での比較対象とした．

チ面積 (µw ) のみをもってその分布を決定可能である．

10 秒毎に撮影された海表面可視画像及び赤外線画像
は，12 m × 8 m の同一の領域を撮影する実座標平面へ

赤外線計測により，砕波を伴わない海面ではその海√
22
表面温度はガウス分布 f (x|µ, σ) = (σ 2π)−1 e−(x−µ) /2σと正投影変換され，大凡同時刻同一位置における可視，によって良く近似できることを確認している．一方，白赤外線分布の比較を可能にする．可視画像は，メディ波発生時には，2 つの異なる平均値 µ1 ，µ2 ，及び異なるアンフィルターによるノイズ処理，トップハットフィル

標準偏差 σ1 ，σ2 のガウス分布が重畳する分布が現れ，ターによる画像内平均輝度差の補正後，画像濃度閾値

複数のガウス分布の線形和である混合ガウス分布によっのピクセル増加率勾配から白波及び残留気泡群を抽出て記述可能であることが判明した（図–5 （右））．海表する Callaghan & White の方法を適用し，20 分間の平面では，日射，気温に応じて水中のバルク水塊とは異な均砕波率，白波被覆率 W を決定した（図–3 (c) 参照）．

る熱境界層が形成される．混合ガウスモデルによって

6)

赤外線熱画像は，計測温度レンジの中央を計測領域内分離される低温側，高温側のガウス分布の平均値の差の平均温度に動的に適合させるダイナミックモードでµ2 − µ1 は，海面温度とバルク水温との差 ∆T と相関し撮影され，海水温が変化する中，常に平均海面温度を（図–6 （左）），両分布は海表面温度とバルク水塊の水温平均とした同一の温度レンジで計測可能である．同様分布を表しているものと考えられる．即ちこれは，白波にノイズ処理後，海面温度変化と可視画像で評価され下で生じる水面温度変化は，砕波の乱れにより温度差のた白波分布との関係並びに統計的特徴を抽出する．

あるバルク水塊が表層に現れ海面が海中に混入される表

I_68

T [oC](a)35343332312015(b)風速風向10Salinity [psu]

25

W [%]

H1/3 [m](c)(d)
N [#/m3]

0.3 µm
1.0 µm
5.0 µm(JST 2017)
図–3 台風 201721 号及び 201722 号通過に伴う暴風イベント時の観測結果の時系列． (a) （青）5 m 水温，（シアン）−1 m 水温，（黄）海面水温，（赤）気温，（黒）5 m 水深における塩分濃度，(b) 海上 23 m 風速，(c) 有義波高と白波被覆率の解析値，(d)エアロゾル粒子数密度．

図–4 白波発生時の典型的な可視画像（左），白波検出結果（中）と同一時刻の赤外線画像（右）．赤外線画像内の黒線は白波被覆領域を表す．
cm2

面更新が原因であることを意味するものと考えられる．
図–6 （右）は，低温側ガウス分布の混合率（低温側分布で表される IR 画像ピクセル数の全ピクセル数との比）と白波被覆率との関係を表す．計測される海表面温度は

図–5 パッチ状白波泡沫面積の正規化されたヒストグラムと指数確率分布の例（左），海面温度の正規化されたヒス
トグラムと混合ガウス分布の例（右）．

降雨による水温低下に強く影響を受け，IR 画像には砕波以外の影響が反映されるためバラつきはあるものの，とした広く使われている Monahan & O’Muircheartaigh7)

特に白波砕波が生じる高風速時には混合率と白波被覆

3.52のモデル (MO)，W M = 2.95 × 10−4 U10，風波 Reynolds率には相関が確認される．白波砕波は可視画像を撮影

数 RB = u2∗ /νω（u∗ : 摩擦速度，ν: 動粘性係数，ω: 波できる日中でしか観測ができなかったが，さらに本分析

浪のピーク周波数）による法を洗練することで，夜間も観測可能な赤外線計測に(ZT), WZ = 3.88 × 10−5 R1.09
B , などである．また，Lafon

よって被覆率を推定できる可能性がある． 一方，海洋et al.4) はフェッチ制限下（最小フェッチ 25 km）におけ観測を基に，これまで多様な白波被覆率のパラメタリるそれぞれのパラメータに対する経験モデルとして，ゼーションが行われてきた．例えば，風速をパタメータ

2.96
WL = 9.16 × 10−4 U10(L1)，及び WL = 3.2 × 10−7 R1.64B

I_69

Zhao & Toba8) のモデル

1000750(a)23.96+32.62U10500
250

105.25+13.02 U10050-210W[%]

1015U10 [m/s]2025

図–8 モデルパラメータと U10 との関係．フェッチ制限が無い場合（青）と，フェッチ制限が有る場合（赤）．

図–6 海面温度とバルク温度との差 ∆T と混合ガウス分布の平均値の差 µ2 -µ1 との関係（左）, 混合ガウスモデルの低温側分布の混合比 と白波被覆率 W との関係 （右）．

ここで，N [m−3 ] はエアロゾル数密度，r はエアロゾル11.525-4.03+0.09U10510MO
L1Eq.(1)20(b)-4215

粒子半径，α, β はモデル定数であり，本研究の観測結果

ZTL2Eq.(2)0（図–3 (d)）に対するモデル式のフィッティングにより10求められる．

1

図–8 はフェッチが制限有無時におけるモデル係数の-1100.5

海上風速との関係を表す．ここで使用したデータは，無降雨時且つ RB > 1 × 105 を満たす時のみと限定した．

0051015U 10 [m/s]20

著者らの既往研究 9) から，本地点における小径エアロ-210 210310RB

410510ゾルの観測結果は陸域性エアロゾルの影響を含むことが分かっているが，白波砕波による海洋性エアロゾル

図–7 本台風通過イベントにおける W と U10 との関係（左）と，W と RB との関係（右）．の生成が活発化し始め陸域の影響が相対的に小さくなる U10 > 6.0 m s−1 のときのみを抽出している．エアロゾル粒子のサイズ分布の勾配を表す β は粒子の沈降と(L2) を提案している．図–7 は，本観測結果で得られた乱流拡散の効果により決定される為，フェッチ制限の有白波被覆率 W と U10 及び RB との関係について既存モ無に関わらず U10 に対して同様な分布を示した （図–8デルと比較したものである．これら既存モデルは本観(b)）．小径な粒子程数密度は大きくなる為 β は通常負測値を過大評価し，同モデルはより陸域に近いフェッチの値を取り，Monahan らのモデルに代表されるような制限のある海域では有意な逸脱が生じることがわかる．

β = −1.95 や β = −3 と概ね近い値が得られている 5) ．

本研究で対象とした極端に小さいフェッチに対する被覆率は，以下の経験式によって近似できる．

W = 1.1 × 10(2)−3

風速と共に β が増大するのは，強風下では bubble burstに起因する飛沫に加え，水面が引きちぎられることに2.5U10(1)より spume droplets が生成され，大径の飛沫並びにエW = 2 × 10−4 R0.789
B(2)アロゾル粒子の相対的な濃度が大きくなる為と考えらエアロゾル濃度モデルれる．一方白波砕波に伴うエアロゾル発生量を表す αにはフェッチ依存性が確認された （図–8 (a)）．図–7 で海洋性エアロゾルの発生フラックスを予測する為の示した様にフェッチ制限下での白波被覆率は同一風速条モデルとしてこれまで数々の Sea-Spray Source Function

件下でフェッチ制限が無い場合よりも小さくなる為，エ(S3F) が提案されてきた 5) ．S3F は海上気象を予測する

アロゾル濃度もまたフェッチ制限下の方が小さくなる．

際に海面からのエアロゾル供給量を直接与える一方，エアロゾル濃度観測値から発生フラックスを予測する際に粒子の沈降，拡散速度の見積もり精度により予測値(3)が大きくばらつく原因となる．そこで本論文では次式

大気-海洋熱収支

大気から海洋への下向き熱フラックス Qtot を単純なのモデルにより海上エアロゾル濃度を直接記述する．

一次元モデルにより表すと次式により求められる．

N = αrβQtot = Q short + Qlong + Q s + Ql + Qr

(3)

I_70

(4)

T201721
T201722800(a)
600
4002000-200-400-600-800
Oct19 Oct20 Oct21 Oct22 Oct23 Oct24 Oct25 Oct26 Oct27 Oct28 Oct29 Oct30 Oct31

Heat flux [W/m2]

800
600
400
2000-200-400-600

Qtot
QshortQsQlQr
Qlong
QestQsolar

Qsensible
Qlatent
Qrain

Qlongwave-800

Cumulative heat transfer [J/m2]

Oct1921Oct20

Oct21810(b)

Oct24

Oct25

Oct26

Oct27

Oct28

Oct29

Oct30T201721

Oct31T201722

河川水流入1ΗnetQest0-1

Oct238102

Oct22Hest
Hest-Hnet0Qsolar
Qsen-1-2
Oct19 Oct20 Oct21 Oct22 Oct23 Oct24 Oct25 Oct26 Oct27 Oct28 Oct29 Oct30 Oct31-2

Oct19

Oct20

Oct21

Oct22

Oct23

Oct24

Oct25

Oct26

Oct27

Oct28

Oct29

Oct30

Oct31(JST 2017)

図–9 対象期間中の要素別熱フラックス（a）と，累積熱輸送量の変化（b）．図中両矢印は台風通過イベント期間（赤）と河川水の流入が予想される期間（青）を表す．

ここで Q short , Qlong は短波，長波放射，Q s , Ql は顕熱，送が活発化し，海水の冷却が促進される．また降雨に潜熱フラックス，Qr は降雨による顕熱フラックスであよる熱フラックスも風による熱輸送量に匹敵する程大る．本研究では Q s , Ql はバルクモデルにより求めた．
()(5)
Q s = −ρair c pC s U10 T s f − T air()
Ql = −ρair LeCl U10 S s f − S air(6)

きく，海水の冷却効果が強化される．
観測された水深 30 m 以浅の海水温の時間変化率から対象期間中における海洋表層への累積ネット熱輸送量

Hnet を求め，Qtot の時間積分として求められる推定熱輸

ここで，ρair は空気の密度，c p は空気の比熱，Le は水送量 Hest と比較した（図–9 (b)）．バルクモデルベースの蒸発潜熱， C s , Cl は顕熱，潜熱係数であり Large &の式 (4) による推定熱輸送量とネット熱輸送量との差異

Pond10) のモデルにより与えた．T s f , T air は海面温度と(Hest − Hnet ) が増大するのは 10 月 22–24 日と 25–28 日

気温，S s f , S air は海面，海上における比湿である．またの 2 期間であり，その間予測値は海水の冷却効果を過降雨による顕熱フラックスは次の Flament & Sawyer11)小評価する．22–24 日は台風の通過により長時間に渡りの式により見積った．

白波被覆率が増大し（図–3 (c)），また ADCP エコー強Qr = −ρw cw P (T sea − T r )(7)

度からも大量の気泡が表層付近に混入していると予想

ここで，ρw は水の密度，cw は水の比熱，P は降雨量，される期間である事から，砕波に伴う大気海洋混合がT r は湿球温度で代表される雨滴の温度，T sea は海水温日は塩分の低下並びに表層に於いてのみの急激な水温度である．短波放射は海面における反射分以外は全て低下が観測されている期間であり，直前の台風イベン海中に吸収されると仮定して，アルベドを 0.1 として観トに起因する河川水の流入の影響が入っている可能性

測値から見積もり，長波放射は Crawford & Duchon12)がある（図–3 (a)）．一方 29 日以降の台風イベント期

モデルで見積もった下向き放射と海面からの上向き放射の差として求めた．
{[]}
4
Latm = clf + (1 − clf) 1.24 (e/T air )1/7 σT air)
(Qlong = ε Latm − σS B T s4f

更なる熱輸送を促進していたものと考えられる．25–28

間中については熱輸送量を式 (4) により妥当に見積る事ができている．本イベント中は白波発生期間が短く，(8)

砕波による気液混合が総熱輸送量に与えた影響が限定(9)的であった為と考えられる．

ここで Latm は下向き大気放射，clf は雲量，e は蒸気圧，σS B はステファン・ボルツマン定数であり，ε は海面の4.

結論

長波成分の放射・吸収率として 0.97 を与えている．
図–9 (a) は，観測データから算定したそれぞれの要本研究では和歌山県田辺湾において行った海上現地観

素別熱フラックスの時間変化を表す．台風イベント期

測結果から，白波被覆率と海上エアロゾル濃度のフェッ間中（図中赤両矢印）は強風に起因した潜熱，顕熱輸

チ依存性並びに強風イベント前後の大気海洋間の熱輸

I_71

送量について検討した．白波砕波泡沫のパッチ面積分

参考文献

布は，対数分布に従い，パッチの平均面積のみをもって

1) Powell, M. D., Vickery, P. J., and Reinhold, T. A.: Reduced
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pp.413–419, 1995.
12) Crawford, T. M. and Duchon, C. E.: An improved parameterization for estimating eﬀective atmospheric emissivity foruse in calculating daytime downwelling longwave radiation,
J. Appl. Meteor., Vol.38, pp.474–480, 1999.

その分布を予測可能である．白波砕波が混在する海面温度分布は，混合ガウスモデルによって２つの異なる平均，分散をもつ海面表層温度及びバルク水温に分離可能である．即ち，砕波下の渦が駆動する表面更新が白波周辺の海面温度分布の原因となっていると考える．
またフェッチ制限が有る場合，U10 及び RB をパラメータとする既存の白波砕波モデルでは砕波率が過大評価となるため，フェッチ制限下に適応する経験モデルを提案した． 粒径に依存した海上エアロゾル濃度を表すモデルを提案し，フェッチ制限の有無がモデルパラメータα, β に与える影響を調べた．サイズ分布の勾配を表す βはエアロゾル粒子の粒径と風速により決定される沈降，拡散効果により決定される為フェッチ依存性は認められなかった一方，代表エアロゾル濃度を表す α は気泡混入面積を表す白波被覆率や spume の発生量を支配する波齢に直接関連する為明らかなフェッチ依存性が確認された．多くの S3F は海上風速のみをパラメータとしているが，特にフェッチの制約を大きく受ける沿岸域においては砕波率に応じた経験式を導入することでモデルの予測精度を向上させ得る事が明らかとなった．海面を介した熱フラックスを表す単純な一次元モデルを仮定した際の実熱輸送量の予測精度のイベント依存性について調査した．白波砕波に伴い気液混合が活発化する期間においては砕波の効果を考慮しなければ大気海洋間の熱輸送量を過小評価する可能性があることが確認された．砕波率に依存した熱輸送フラックスモデルが今後求められる．
謝辞:

本研究の一部は京都大学防災研究所一般共同研究費及び科学研究費補助金 (18H03791) の補助を受けた．
(2018. 3. 15 受付)

RESPONSE OF THE OCEAN SURFACE LAYER WITH BREAKING WAVESIN FETCH-LIMITED WIND CONDITIONS
Ayumi SARUWATARI, Ryota SAKAGAWA, Junichi OTSUKA, Yasuyuki BABA,
Teruhiro KUBO, Hideaki MIZUTANI, Junichi NINOMIYA, Tomohito YAMADA,Yusuke UCHIYAMA, Nobuhito MORI and Yasunori WATANABEWhitecap coverage, marine aerosol concentration and air-sea heat exchange during storm events underfetch-limited conditions were investigated based on the field observation conducted at an oﬀshore observatory in Tanabe Bay, Wakayama. Observed whitecap coverage and aerosol concentration under unsaturated
wind waves were found to be smaller than that without fetch limitation. Vertical mixing in the surface layer
associated with the whitecapping is shown to significantly aﬀect the air-sea heat flux during a storm.

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