瀬戸内海周辺海域を対象とした台風通過時の広域海洋熱収支解析
内山 雄介1・西井 達也21 正会員	  神戸大学准教授 大学院工学研究科市民工学専攻（〒657-8501 兵庫県神戸市灘区六甲台町 1-1）
E-mail: uchiyama@harbor.kobe-u.ac.jp
2 東京海上日動火災保険株式会社（〒100-8050 東京都千代田区丸の内 1-2-1）

バルク法を組み込んだ ROMS をベースにした 2 段ネスト瀬戸内海高解像度海洋流動モデルを構築し，GPV-MSM および JCOPE2 再解析値を境界条件に用いて，2012 年，2013 年の夏期から秋期にかけて同海域に接近・通過した 5 つの台風による広域水温低下現象について熱収支解析により詳細に検討した．瀬戸内
海全体の水温変動に対する豊後水道−紀伊水道間の水平移流熱輸送の影響は大きくなく，海表面から入射する正味の熱フラックスの影響が卓越していた．顕著な海水冷却を惹起するのは主に潜熱損失であり，台風に伴う海上風が強いとき，盛夏時よりも初秋時に海上気温が海面水温を下回って海上接地境界層が不安定になったとき，乾燥した台風の影響を受けたときに負の潜熱が著しく強化されることなどを明らかにした．

Key Words : typhoons, oceanic response, heat budget analysis, bulk formula, ROMS, downscaling

1. はじめに人口や資産が高度に集積した瀬戸内海周辺海域（図-1）を対象海域として，台風通過時における広域海洋構造変	  気候変動に伴う温暖化により台風の発生頻度変化や規1)化について，主に熱収支解析を用いて定量的に評価する．

模の大型化が懸念されており ，それに伴って高潮・高波

瀬戸内海は紀伊水道，豊後水道という東西 2 つの狭隘な災害の激甚化が危惧されている.台風下の海洋表層混合水道を結ぶ長い水路とみなすことができるが，その内部層では，運動量・熱フラックス変化を通じて成層構造が構造は決して単調ではなく，多数の海峡，湾，灘によっ大きく変化して表面水温が低下するため, 台風へのフィて構成され，さらには約3,000の島嶼群が存在するため，ードバック（大気−海洋相互作用）が生じる．
したがって，極めて複雑な海岸線を有し，特徴的な海岸海底地形条件

大気−海洋結合モデルを用いて台風時の海洋構造変化や下にある．また，瀬戸内海は両水道を介して太平洋と接それに伴う高潮・高波変化について精緻に解析するため続されており，外洋からの黒潮の流入が内部の流動構造には，台風接近・通過時における海洋表層の応答や熱収に多大な影響を与えている（例えば，内山ら 2））．本海域支に対する理解を深化させておく必要がある．台風は数においては，2012 年には 9 月中旬から 10 月初旬にかけ100 kmの直径を持つ反時計回りの大気の渦であるため，て 3 つの台風（16 号，17 号，18 号）が，2013 年には 9

台風通過に伴う暴風時の海洋構造変化を究明する上では， 月に 2 つの台風（17 号，18 号）が接近あるいは上陸し（図-1），瀬戸内海及び紀伊水道沿岸域において顕著な水温鉛直混合強化による局所的な影響だけでなく，メソスケールの海洋応答や，海洋熱収支の広域的変動に関して検低下などの海洋構造変化をもたらしたことが明らかにな討することが必要となる．海洋での熱収支を考える上でっている（内山ら 3）；以下，前報と呼称する）．前報では重要な要素は，1）海面を通じての大気との熱交換，2）2012 年における 3 個の台風通過時を対象とした 3 次元海移流による水平方向熱輸送の2つに大別される．前者の代洋再解析を行い，海表面水温（SST）のモデル出力に対

表例は強風に伴う海面冷却であり，後者は，例えば，黒して EOF 解析を行なった．その結果，海上気温の低下に潮系水塊など海流の移流や渦拡散に伴う波及作用による伴う季節成層の発達による長期的な線形トレンドによる水平熱輸送などが挙げられる．

SST 低下がモード 1 に出現し，台風を含む短期的なイベ

本研究では，大阪湾や広島湾などを内包し，沿岸域にント（強風によるエクマン輸送に伴う沿岸湧昇の発生と部の複雑地形などに伴う内因的な海洋変動を同時に評価することが可能となる．本モデルのプロトタイプおよび派生バージョンは，黒潮−瀬戸内海流動相互作用 2)，瀬戸
内海全域に対する生態系ネットワーク構造解析 5)，紀伊半島田辺湾における海水交換メカニズムの解析 6)，大阪湾・播磨灘における下水処理水分散解析 7)などに広く用いられ，いずれも成功を収めている．本研究で用いる
ROMS-L1，L2 モデルは前報 3)の瀬戸内海全域モデルに対
図-1	  本研究の解析領域．黒枠：ROMS-L1 および L2 領域，
カラー：水深分布．2012 年（実線）9 月に発生した台風 16 号（赤），17 号（緑），18 号（黄），2013 年（点線）9 月に発生した台風 17 号（赤），18 号（緑）のベストトラック．数字は各地点通過時の日付（9 月）．

して新たにバルク法による海面熱収支のオンライン計算モジュール（前報では海面熱フラックス・放射フラックスとして COADS による月平均気候値を使用した）を組み込み，計算期間を延長したものである．
以上のように構築したダウンスケーリング瀬戸内海

瀬戸内海内部への時計回りの伝播，四国沖における黒潮流動モデルのうち，本研究では水平解像度 600 m の流路変動に伴う冷水コアを持つ中規模渦の発生と波及な

ROMS-L2 モデル出力を用いた解析結果について述べる．

ど）はモード 2 以降に出現することを示した．しかしな

ROMS-L2 領域は，東西 480 km×南北 288 km（格子数はがら，水温低下のメカニズムなどに関する詳細な考察は800×480×鉛直 32 層）である（図-1）．海上風，気温，十分に行われていなかった．

相対湿度に気象庁 GPV-MSM の 1 時間ごとの再解析値おそこでここでは，気象庁 GPV-MSM 再解析データを海よび ROMS による SST 計算値を用いて，COAMPS 型の表面境界条件に用いた 2 段ネスティングによるダウンス

バルク式 8)により海面熱フラックス（顕熱および潜熱）ケーリング海洋モデルを構築し，2012，2013 年の夏期かと海面風応力を逐次評価し，海洋流動計算にフィードバ

ら秋期を主な対象期間とした瀬戸内海周辺海域におけるックさせる．大気からの長波放射量は，GPV-MSM によ高解像度数値実験を実施し，台風通過に伴う海洋構造変る雲量データから近藤の方法 8)を用いて推定する．全天化，特に広域的な SST 低下イベントに対する熱収支解析

日射量については，事前検討により MSM 再解析値が実を行う．本研究では，前報で開発した瀬戸内海モデルを測値よりも過小となってSSTの再現性を損なうことが判

ベースに海表面熱フラックス評価に関するバルク式を組明したため，領域内に存在する気象庁観測値（1 時間ごみ込み，海上気象変化に伴う海面熱収支を精緻に解析でと）を空間的に内挿して与えることとした．オンラインきる枠組みを新たに開発する．観測データとの比較を通熱収支計算と整合させるために，前報 3)などの海洋再解じてモデルの再現性を確認したのち，2012 年の 3 つの台析で一般的に用いられるSST気候値への緩和は実施しな

風，2013 年の 2 つの台風に伴う広域 SST 変化の状況につい．ただし，海表面塩分（SSS）については COADS 気いて紹介する．次いで，台風通過に伴う SST 低下時の広候値へ緩和させ，長期計算に伴う塩分ドリフトを排除す

域海洋熱収支変化に関する解析および考察を行う．
なお，る．領域内に流入する一級河川（L1：29 本，L2：27 本）

紙面の都合上割愛するが， 2013 年の台風通過時の SSTを考慮し，流量は雨量・流量年表データベース（河川協変化に対しても前報と同様に EOF 解析を行い，モード分会）から求めた 10 年間の月平均気候値を与える．また，解の結果およびそれらに対応する力学モードは 2012 年

TPXO7.2 再解析による主要 10 分潮の調和定数を用いての台風時と概ね同様の傾向であることを確認している．

L2 境界において順圧潮汐を考慮する．海表面淡水フラックスは，GPV-MSM による降雨量再解析値と，バルク法2. ダウンスケーリング瀬戸内海流動モデルによる潜熱フラックス計算値の差として与える．海底地形には JODC による JEGG500 データ（水平解像度 500 m）

3 次元変分データ同化を組み込んだ日本近海の海況再4）

oを SRTM30 データ（同約 30 秒）で補完したものを使用

解析データ JCOPE2（Miyazawa ら ；水平解像度 1/12 ）する．鉛直乱流モデルには海表面・海底面の両惑星境界を最沖側境界条件および初期条件として与え，領域海洋層に対する KPP モデルを用い，波浪の影響は考慮しない．

循環モデル ROMS を用いた 2 段階の 1-way offline ネステ

ROMS-L1 モデルは 2007 年，L2 モデルは 2008 年から計ィングにより，水平空間解像度を 2 km（ROMS-L1）か算を開始し，それぞれ十分なスピンアップ期間を設定しら 600 m（ROMS-L2）へと細密化させた瀬戸内海ダウンている．本研究の主な解析対象期間は台風の接近時を含スケーリング海洋モデルを構築した（図-1）．本モデル

む 2012，2013 年の夏期から秋期である．

により，黒潮などの外洋影響を考慮しつつ，瀬戸内海内

図-2	  紀伊半島先端（和歌山県串本）における 2013/8/1~10/29 の（左）水深 5m 水温の時系列（実線：計算値，破線：観測値），（右）平均水温（実線）と平均水温±標準偏差（破線）の鉛直分布（線：ROMS-L2 計算値，○：観測値）．

図-3	  ROMS-L2 による海表面水温 SST の瞬間像．左上から，2012/9/17，9/26，10/3，10/9，左中央から 2013/8/28，9/5，9/12，9/20，左下から 2013/9/17，9/26，10/3，10/9 における正午（JST）の値を表示している．

3. 計算結果

計算期間を通して水温の再現性が高いことが確認できる．
さらに，期間内の水温の平均値，標準偏差の鉛直分布（図-2，右）からも，観測値が存在する表層での値が概ね一(1)モデルの再現性致していることが確認される．

ダウンスケーリング瀬戸内海モデルによる再解析結果については，内山ら 2) や前報 3)によって観測データ等(2)

瀬戸内海における水温低下との比較を通じて良好な再現性を有することが確認され2012 年 9 月に日本近海を通過した 3 個の台風と 2013ている．本研究における結果の一例として，和歌山県串年 9 月に日本近海を通過した 2 個の台風の経路（ベスト本における水温観測値（水産総合研究センターによる）トラック）は図-1 の通りである．瀬戸内海領域におけると，バルク法を組み込んだ ROMS-L1，L2 モデルおよび海上風速のピーク（絶対値の最大値）は，2012 年は 9/16，JCOPE2 再解析値とを比較した結果を見ると（図-2），L1，25，30 に，2013 年は 9/4，15 に出現していた（図は割愛）．

L2モデルは9月以降の長期的な水温低下傾向を概ね再現

2012 年に台風 16 号が九州西岸を通過した 9/16 以降にはできていることが分かる（図-2，左）．また，データ同

黒潮流路を含む瀬戸内海全域で長期的なSST低下が発生化を施していないが高解像度である ROMS の方が，デーした（図-3，上）．2013 年は 8 月末から SST が低下し，タ同化を組み込んだ低解像度の JCOPE2 再解析値よりも9/5 に台風 17 号通過に伴って一時的ではあるが急激な	  	  Q = SW + LW + SE + LA
SW：短波放射量，LW：長波放射量（いずれも下向き放射から上向き放射を差し引いたもの），SE：顕熱フラックス，LA：潜熱フラックスであり，下向きを正とする．

H = ∫ ∫ ρC pTv dx dz

図-4	  2012 年の瀬戸内海領域おける海面熱フラックス Qと，移流による熱輸送量 H の時系列．日平均値（上）と月平均値（下）．評価方法の詳細は本文を参照．

SST 低下イベントが発生している（図-3，中央）．このような長期的な SST 低下は，夏から秋にかけての気温低下に伴う季節成層の発達に伴う鉛直混合の影響を最も強く受けており，台風の影響としては，九州東岸から瀬戸内海北岸にかけての南北風によるエクマン輸送に伴う沿岸湧昇と，土佐湾および紀伊水道で発達する反時計回りのメソスケール渦による湧昇に伴うSST低下が重畳したものである（前報 3）参照）．2013 年は 2012 年の台風接近

ρ：海水の密度，Cp：海水の比熱，T：水温，v：検査面（ここでは x-z 断面）に直交する流速成分である．	  まず，瀬戸内海全体の熱収支に対する海面熱フラック
スと移流熱フラックスの寄与を定量的に比較するために，2012 年の瀬戸内海領域（豊後水道と紀伊水道で囲まれた内海域）において海表面積分された Q と，豊後水道からの流入水平熱輸送量（北向き正）から紀伊水道からの流出水平熱輸送量（南向き正）を差し引いた H を求めた（図-4）．両者の日平均値を見ると，特に秋から冬にかけて移流熱フラックスは潮汐の朔望周期で大きく変動しており，短期的な水温変動に対して有意な影響を及ぼしていることが分かる．しかしながら，移流熱フラックスは台風通過時においても概ね規則的に変動していること，月平均値変動を見ると（図-4 下）ほとんど季節変動していないことから，瀬戸内海では台風通過イベントを含む長期的な水温変動に対する移流フラックスの影響は限定的であり，海面熱フラックスの影響が相対的に大きいことが分かる．そこで以下では，SST 低下時における海面熱フラックス変化の原因について検討する．

時の状況と比較して，九州東岸および黒潮流路上でのSST 低下が緩やかであること，2012 年に見られる土佐湾(2)からの冷水渦の東向き輸送と，紀伊半島沿岸域における	  L2 領域における 2012，2013 年夏期の海面熱収支を見冷水渦の停滞現象がそれほど顕著ではないことが分かっると（図-5），長波放射量 LW，顕熱フラックス SE にはた（例えば，図-3 上と下を参照）．これは，2012 年と比顕著な長期変化傾向は見られないが，短波放射量 SW はべて 2013 年は 9 月中旬から 10 月初旬にかけての領域空夏から秋への季節変化にともない緩やかに減少し，潜熱間平均風が弱かったことと，8 月から 10 月にかけて黒潮フラックス LA は 9 月中旬以降に負の方向に増大（すな流路の離岸状態が継続した（気象庁報告）ことが原因でわち蒸発の強化）しており，短波放射と潜熱が正味の海あると考えられる．
反対に 2012 年は黒潮の接岸傾向が維面熱フラックスQの変動に対して支配的な影響を及ぼし海面熱収支持され，紀伊水道から外洋への流出が抑制されたため ，ていることが分かる．
2012 年 9 月中旬からは Q が負に転冷水渦が紀伊半島沿岸域に停滞しやすい構造が形成されじて海面から熱が奪われるため，SST 低下を強化する海2)

たことがこの差異を生み出したものと解釈される．

洋構造が形成されていたものと解釈される（前報 3)のEOF モード 1 に対応）
．2013 年は，8 月下旬から 9 月上4. 海洋熱収支解析(1)

海面熱フラックス vs. 移流熱フラックス	  前章で示した，夏から秋にかけての SST 季節変化と台風通過に伴うSST低下時の海洋熱収支変化について検討する．海水温変化は，海表面を通じて流出入する正味の海面熱フラックス Q および移流による水平熱輸送量（移流熱フラックス）H の影響を受けて生じる．

旬にかけて生じた西日本を中心とする継続的な大雨による短波放射量の減少に伴い，Q が 8 月末から 9 月初旬にかけて短期的に負の値となっているが，顕著な海面冷却は 2012 年と同様に 9 月中旬以降に生じている．	  次に，Q の変動を支配する潜熱フラックスの変動要因について検討する．潜熱フラックス LA は次式で定義されており，LA の各構成要素の寄与について評価する．
LA = ρa L C V (qs − qa)図-5	  2012 年（上）と 2013 年（下）夏期の ROMS-L2 領域
における各海面熱フラックス（短波放射 SW，長波放射量 LW，顕熱フラックス SE，潜熱フラックス LA，海面での正味の熱フラックス Q），SST，気温の空間平均値（日平均）．黒色破線はゼロ値を表す．

図-7	  ROMS-L2 における各海面熱フラックス（短波放射SW，潜熱フラックス LA，海面での正味の熱フラックス Q），SST，海上気温，大気の比湿，風速絶対値の空間平均値（2 時間平均）．
（上）2012 年台風 16 号通過時，（中央）2012 年台風 17 号通過時，（下）2013年台風 18 号通過時．
図-6	  2012 年夏期の ROMS-L2 領域で平均された，（上）潜熱フラックス LA と風速絶対値 V，（中央）潜熱のバル
ク係数 C，SST，海上気温，（下）比湿差 qs−qa．いず
れも日平均値．

湿 qs と大気比湿 qa の差を見てみると，9 月中旬以降に qaが顕著に減少することで qs−qa が増大し，潜熱強化を助長していることが分かる（図-6，下）．ここでの qa の減
少は，気温低下に伴う大気の水蒸気圧低下（飽和混合比

ここに，ρa：大気密度，L：蒸発の潜熱，C：バルク係数，
V：絶対風速，qs：海面比湿，qa：大気比湿である．まず，潜熱と絶対風速との関係を見ると（図-6，上），9 月中旬以降では強風時に負の潜熱が著しく強化されているが，それ以前では，強風時であっても潜熱はそれほど強化されないことが分かる．このとき，バルク係数 C も 9 月中旬頃から徐々に増加しており，潜熱変化に及ぼす風速の寄与は C の影響を受けている（図-6，中央）．C は海上接地境界層の安定度に応じて定義されており，SST と気温との差に比例し，風速の自乗に反比例する．
安定度は，SST≤気温のとき安定状態，SST>気温のとき不安定状態と定義され，それぞれの場合に算出される C は，安定時に小さく，不安定時に大きな値となる 8, 9)．また，海面比の減少）によるものである．なお，蒸発の潜熱 L（SSTに依存）に関しては，潜熱強化に有意な影響を及ぼさないことを確認している．すなわち，1）気温が SST を下回った海上接地境界層の不安定状態と，2）気温低下に伴う大気の比湿減少が生じたときに，強風によって潜熱フラックスが強化されることが明らかになった．
(3)

各台風最接近時における負の潜熱強化の原因	  続いて，台風最接近時における海面熱収支について検討する（図-7）．2012 年 17 号通過時（図-7，中央）は，日射量低下に伴う短波放射 SW の減少と，強風による潜熱LA の強化が相まって海面熱フラックスQ が−500W/m2程度まで減少し，顕著な海面冷却が生じている．一方，
2012 年 16 号接近時は，気温＞SST の安定状態であるため潜熱強化は強くなく，風速ピーク時でも Q は−150W/m2量減少によって特徴付けられた．

程度にとどまる（図-7，上）．また，図には示さないが，2013 年 17 号は勢力が弱く，最接近時の風速が小さかっ謝辞：本研究は，科研費基盤研究 C（24560622，代表者：たため，台風通過時の海面冷却は弱かった．2013 年 18内山雄介），および京都大学防災研究所・一般共同研究

号通過時は 2012 年 17 号の場合と同様に，最接近時に顕（24G-05，26G-05，代表者：内山雄介）の補助を受けた．

著な海面冷却が生じるが，2012 年 17 号のケースとは異	 なり，台風通過直後にも潜熱が強化されている（図-7，参考文献	 

下）．これは，2013 年 18 号台風の特徴であった乾燥した1)

大気の流入に伴い，急激な大気の比湿減少が発生して蒸発が促進されたことにより，通過直後にも潜熱が強化さ2)れたものと解釈される．乾燥大気が卓越した原因は台風経路の差異によるものと考えられるが，その詳細な機構については本論文の目的を超えるので，気象学分野の研3)究進展が望まれる．また，台風通過後半日〜１日程度でQ は元の状態に戻るため，台風最接近時における領域平均 SST には顕著な変動は確認できなかったものの，海面4)での熱収支が一時的に大きく改変され，それぞれの台風で異なる熱収支構造変化が生じていることが分かった．

5)

5. おわりに
気象庁 GPV-MSM 再解析値と，バルク式を組み込んだ6)

高解像度海洋モデルにより，瀬戸内海周辺海域における台風通過に伴うSST低下時の海洋熱収支変化に関する解析を行った．瀬戸内海における水温変動に対する水平移
流熱輸送量の寄与は小さく，正味の海面熱フラックスが7)支配的な役割を果たしていた．2012，2013 年ともに，9月中旬以降に気温低下に伴う海上接地境界層内の不安定成層化と大気の比湿減少によって正味の海面熱フラック

8)スが負となり，広域的な SST 低下で特徴付けられるメソスケールの海洋応答が生じていた．台風接近時の正味の海面熱フラックス変化は，強風と台風通過後の比湿減少

9)Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC): Fifth Assessment Report, https://www.ipcc.ch/report/ar5/, 2014.
内山雄介・栗山貴生・宮澤泰正：外洋影響を考慮した瀬戸
内海周辺海域の流動再現と黒潮流路変動の効果について，
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pp.，朝倉書店，1994．に伴う潜熱フラックス強化，日射量低下に伴う短波放射

A MESOSCALE HEAT BUDGET ANALYSIS DURING TYPHOON PASSAGESAROUND THE SETO INLAND SEA, JAPANYusuke UCHIYAMA and Tatsuya NISHII
We investigate with a detailed downscaling oceanic model on impacts of typhoon passages on upper-ocean cooling in and around the Seto Inland Sea, the largest semi-enclosed estuary in Japan. A sea
surface heat budget analysis is conducted using the heat balance equation based on the outcomes of theinnermost ROMS-L2 model results. After the mid September, the net heat flux at surface becomes negative to induce prominent surface cooling and cold-water formation in the upper ocean. The surface heatflux verying with the typhoons are characterized by decrease of short wave (solar) radiation and negative
latent heat flux enhanced by strong surface wind stress and unstable condition of the lower atmosphericboundary layer during the typhoon passages. The latent heat flux is also strengthened by abrupt decrease of the near-surface atmospheric specific humidity after the typhoon passages.