九 州 大 学 大 学 院 総 合 理 工 学 報 告第27巻 第4号 367-371頁 平 成 18 年 3 月

Engineering Sciences Report, Kyushu University
Vol.27, No.4 pp.367-371, MAR. 2006

有明海における鉛直循環流の経年変動
柳 哲雄＊１・下村真由美＊２(平成18年1月31日 受理)

Year-to-Year Variation in Vertical Circulation of Ariake Bay
Tetsuo YANAGI and Mayumi SHIMOMURA
E-mail of corresponding author:†tyanagi@riam.kyushu-u.ac.jp

The year-to-year variation in vertical circulation of Ariake Bay was investigated by a box model analysis
using monthly observed salinity data from 1990 to 2000. The vertical circulation in the head of the bay has been
weakened from 1990 to 2000 due to the decrease of river discharge, while that in the central part of the bay has
been intensified due to the decrease of vertical viscosity accompanied by the decreasing of tidal current amplitudein Ariake Bay.
Key words: Ariake Bay, estuarine circulation, year-to-year variation, box model

1. 緒

言の塩分分布を求めた。

有明海では近年、貧酸素水塊の頻発や赤潮の大規模化（堤ら、2003）1)に見られるような、大きな環境変3.

水・塩収支の経年変動化が起こっている。このような環境変化は、有明海の有明海をFig.2に示すように湾奥・湾央における上潮汐振幅が近年減少している（柳・塚本、2004）2)こ層・下層の4つのボックスに分割し、それぞれのボックとに因っているという意見があるが、その実態は明らスにおける毎月の平均塩分を、観測点が代表する面積、かにされていない。

観測層の代表する深さを考慮し、加重平均して算出し一方、有明海には大きな河川が流入しているために、基本的には河口循環流に伴う鉛直循環流が湾全域で卓3)越している（Yanagi and Abe, 2005） が、有明海にた。上層の厚さ5 mは有明海で密度躍層の発達する深さである（柳・下村、2004）4)。
そして、ボックス1,3に対して、流入する河川流量（Q）、おける鉛直循環流の経年変動特性は明らかにされてい降水量（P）、蒸発量（q）を算出し、これらの値を用ない。

いて正味の淡水流入量（R）を求めた。各ボックスの層本研究では、有明海における塩分観測デ－タを用い厚(h)、ボックス間の鉛直距離(H)、水平距離(L)、境界た水・塩収支ボックスモデル解析により、有明海にお断面積(A)、境界表面積（B）などの値をTable

ける1990～2000年の鉛直循環流の経年変動特性を明らす。

かにする。

各ボックスの水収支、塩収支は次式で表される。

2.

使用デ－タ

解析に用いた水温・塩分デ－タはFig.1に黒丸で示す
各観測点で、福岡県・佐賀県・熊本県・長崎県の水産試験場が1990年～2000年の間毎月、0 m、5 m, 10 m, 20m, 30 m, 40 m, 海底上1 mで得て、独立行政法人水産総合研究センタ－西海区水産研究所がとりまとめたものである。
毎月の塩分観測値を、鉛直方向には線形補間、水平方向にはガウス補間(影響半径5km)して、有明海全域*1 応用力学研究所*2 大気海洋環境システム学専攻

1に示∂ ( h1 + η )B1u = R1 − u 1 A1 + w1 B1∂t
R1 = Q1 + P1 − q1 , q1 = k ( E s − E a )U(1)0 = u 2 A2 − w1 B1(2)∂(h3 + η)
B2u = R3 + u1 A1 − u3 A3 + w3 B2∂t
R3 = Q3 + P3 − q3 , q3 = k (Es − Ea )U(3)

0 = −u2 A2 + u4 A4 − w3B2(4)368

有明海における鉛直循環流の経年変動∂ ( S 1 ( h1 + η ))B1u = − u 1 S 13 A1 + w1 S 12 B1∂t
k 1h ( S 3 − S 1 ) A1 / L1 + k 1v ( S 2 − S 1 ) B1 / H 1(5)∂S 2h 2 B1l = u 2 S 24 A2 − w1 S 12 B1∂t+ k1h ( S 4 − S 2 ) A2 / L1 + k1v ( S 1 − S 2 ) B1 / H 1(6)∂( S 3 (h3 + η ))B2u = u1S13 A1 − u3 S 30 A3 + w3 S34 B2∂t+ k1h ( S1 − S 3 ) A1 / L1 + k 3h ( S 0 − S 3 ) A3 / L2

Table 1 Dimensions of each box.

(7)

+ k 3v ( S 4 − S 3 ) B 2 / H 2∂S 4h4 B2l = −u 2 S 24 A2 + u 4 S 40 A4 − w3 S 34 B2∂t+ k1h ( S 2 − S 4 ) A2 / L1 + k 3 h ( S 0 − S 4 ) A4 / L 2(8)+ k 3v ( S 3 − S 4 ) B 2 / H 2

Fig.2 Division of boxes in Ariake Bay.

kih、kivはボックスiの水平・鉛直分散係数を表す。水平分散係数は主に潮流振幅に依存するので、上下のボックスで等しいと仮定した。
各ボックスと湾口の平均塩分の変動をFig.3に、ボックス1、3に対する正味の淡水流入量の変動をFig.4に示す。1991年、1993年夏季のように、大きなR1に対してS1は大きく低下している。
(1)～(8)式中に未知数はu1、u2 、u3、u4、w1 、w3 、k1h、k3h、k1v、k3vの10個あり、式は(1)～(8)式の8つであるため、このままでは未知数を求めることは出来
Fig.1 Ariake Bay with the observation stations of salinity andwater temperature.

ここで、ボックス1、3の容積の時間変動は大浦（Fig.1参照）における毎月の平均水位（η）の時間変動を考慮して計算した。k（= 0.17 mm d-1 hPa-1 s m-1; 石崎・斉藤、19785））は蒸発係数、Es、Eaはそれぞれ海面での飽和蒸気圧（観測された海面水温から推定）、大気蒸
気圧、Uは風速を表す。ボックス1に関係する大気蒸気圧デ－タは佐賀地方気象台のデータ、ボックス3に関係する大気蒸気圧デ－タは熊本地方気象台のデータ、風速データは長崎海洋気象台による島原のデ－タ（Fig.1参照）を用いた。Si はボックスiの平均塩分であり、Sij(=(Si ＋Sj)/2)はボックスiとボックスjの境界の塩ない。そこで、最小二乗法を用いて未知数を求める。
まず、湾奥の未知数u1、u2、w1、k1h、k1vを決定する。(1)、(2)式の水収支式をそれぞれ(5)、(6)の塩収支式に代入し、得られた式をボックス1とボックス2でまとめると、湾奥について以下の式が得られる。

mt = w1at + k1h bt

（9）

ここで、
 ∂ ( S 1 ( h1 + η )) ∂ ( h1 + η ) ∂S
mt = 
B1u − S 13 
B1u − R1  + 2 h 2 B1l 
∂t∂t

 ∂t

ta t = [B1 ( S 24 − S 13 ) ]t

 {( S − S 1 ) A1 + ( S 4 − S 2 ) A2 }
bt =  3

L1
t分である。また、S0は湾口における塩分であるが、上下層でほとんど同一なので上下層同じ値を用いた。解ｍt、at、btはすべてデ－タから計算可能であり、各月

析には、これらの観測値を3ヶ月移動平均したデータをに関する経年変動が同一であると仮定すると、1990年用いた。ui、wiはそれぞれボックスiの水平・鉛直移流、

平成18年

九 州 大 学 大 学 院 総 合 理 工 学 報 告～2000年の各年において、12か月分の(9)式(t=1～12)が得られる。これを行列で表すと、

 a1 b1  m1   w1 
 a2 b2  m2 
A=
LX==
 k ，
 M MM ， 1h  
a b m 
 12 12  12 (10)第27巻第4号

 c1 d1  n1   c2 d2  n2 
 w3 A=
L=
X= k ，  M M M ，
 3h  c d n  12 12 
 12 

369(16)(16)式により、(11)～(14)式と同様にして未知数w3、k3hを求めた。そして、得られたw3、k3hと湾奥のボックスとなる。このとき、(9)式の左辺と右辺の誤差方程式は、

V = L − AX，

 v1  v V= 2 M v  12 

1、2の解u1、u2、k1hを(3)、(4)、(8)式に代入し、残りの未知数u3、u4、k3vを算出した。

（11）となり、誤差の二乗和SはS = V t V = (L − AX) t (L − AX)= Lt L − 2X t A t L + X t A t AX(12)と表せる。Sが最小となる条件は、∂V t V= − 2 A t L + 2 A t AX = 0∂XA t AX = A t L(13)であるので、

X = ( A t A ) −1 A t L(14)となる。(12)式の誤差の2乗和Sが最小となるときの解、

Fig.3 Temporal variations in S1, S2, S3, S4 and S0 in Ariake Bay.

すなわち、(14)式から海域の水・塩の収支を最も良く再現するw1、k1hを求めることが出来る。このようにして求めたw1、k1hを用いて、(1)、(2)、(6)式より残りの未知数u1、u2、k1vを算出した。
次に、湾央の未知数u3、u4、w3、k3h、k3vを決定する。
(3)、(4)式の水収支式をそれぞれ(7)、(8)の塩収支式に代入し、得られた式をボックス3とボックス4でまとめると、湾央ついて以下の式が得られる。

nt = w3 ct + k 3h d t(15)

ここで、∂(S (h +η))
 ∂S ∂(h +η)
nt =  3 3
B2u −S30 3B2u −R3  + 4 h4B2l∂
∂tt

 ∂t

−u1A1(S13 −S30) −u2 A2 (S40 −S24) −k1h
ct =[B2 (S40 −S30)]t(S1 −S3)A1 +(S2 −S4 )A2 L1t

Fig.4 Temporal variations in R1 and R３.

４. 解析結果
最小二乗法による計算の結果求められたu1、u2、u3、u4、w1、w３の経年変動をFig.5に示す。図中の点線は回帰直線であり、αはその傾きを表す。これらの流速は大きな経年変動を繰り返しているので、得られたαは

{(S −S )A +(S −S )A }
dt =  0 3 3 0 4 4 L2t

統計的には有意ではないが、11年間のトレンドとしてである。(9)式により得られたu1、u2、k1hを(15)式のnt

由は、Fig.6(a)に示すように(図中の点線は回帰直線、は湾奥で負、湾央で正の値をとっている。
湾奥で鉛直循環流速が近年小さくなっている主な理に代入し、(9)式と同様にして未知数w3、k3hを解く。こ

αはその傾きを示す)、湾奥に流入する河川流量（Q1）のとき A 、 X 、 L は以下のようになる。

が近年減少してきていることに因ると考えられる。一方Fig.6(b)に示すように湾央に流入する河川流量（Q3）370

有明海における鉛直循環流の経年変動

(a)

(b)

Fig.6 Year-to-year variations in river discharge into the headof the bay (Q1) and that into the center of the bay(Q3).

は、有明海湾央における鉛直循環流の主成分が吹送流ではなく河口循環流であることを示唆している。

Fig.5 Year-to-year variations in estimated velocities related tovertical circulation in Ariake Bay. Broken line shows thefitted trend and α means the estimated slope.

もわずかに（湾奥ほどではない）減少してきているにも関わらず、湾央で鉛直循環流速が大きくなっている
理由は、すでにYanagi and Abe(2005)3) が明らかにしているように、有明海の潮流が弱くなったために、鉛直粘性係数が小さくなり、その結果鉛直循環流が強化されたためであると考えられる。
今回得られた、有明海では近年湾央で鉛直循環流が強くなり、湾奥で鉛直循環流が弱くなっているという結果は、有明海全域の海水交換は近年良くなってきている（柳・阿部、2003）6)のに対して、有明海湾奥のFig.7 Year-to-year variations in estimated horizontal andvertical dispersion coefficients in Ariake Bay. Broken
line shows the fitted trend and α means the estimatedslope.

海水交換は近年悪くなってきている（柳・阿部、2005）
7)

一方、湾奥の鉛直循環流は近年弱くなっているので、ことと定性的には一致している。
Fig.7に示すように(図中の点線は回帰直線、αはそ木谷（2005）8)が指摘したような吹送流の影響が考えの傾きを示す)、湾奥と湾央の水平分散係数は近年ややられるが、今回の解析結果から吹送流と河口循環流の大きくなってきている（統計的には有意ではない）。

影響を分離することは不可能である。両者の寄与率に一方、湾奥と湾央の鉛直分散係数は横ばいである。こ関する定量的な議論は、今後数値モデルにより吹送流

れらの理由は現在のところよくわからない。と河口循環流による鉛直循環流の経年変動を再現した後に行う予定である。

５．議論

また潮汐残差流による鉛直循環流は、有明海のよう鉛直循環流は河口循環流のみならず、吹送流や潮汐に湾奥に向かって浅くなる湾では、上層を湾奥に下層残差流によっても励起される。木谷（2005） は有明を 湾 口 に 向 か う 方 向 に 励 起 さ れ る （ Shiraki and

海では近年北風が弱まり、冬季の北風が励起する吹送

Yanagi, 2006）9)ので、逆河口循環流の流向となり、流による鉛直循環流（上層を湾外に、下層を湾奥に向有明海で卓越している鉛直循環流とは逆向きになる。

かう）が弱くなっている可能性を指摘している。木谷

したがって、潮汐残差流としての鉛直循環流は有明海

8)8)(2005) の指摘は、今回我々が求めた湾央の鉛直循環流が近年強くなっていることと一致しない。このことでは無視出来るほど小さいと考えられる。

平成18年九 州 大 学 大 学 院 総 合 理 工 学 報 告

６．おわりに
以上の解析の結果、有明海では、近年湾奥で鉛直循環流が弱まり、湾央で鉛直循環流が強まっていることが明らかとなった。
今後、さらに研究を進めて、このような鉛直循環流の経年変動と有明海奥部における貧酸素水塊・赤潮発生機構の関連の有無の解明に関する研究を行いたいと考えている。

謝辞
本研究のもととなる塩分デ－タを長年にわたってとり続けられている有明海沿岸各県の担当者、デ－タの取りまとめにあたられている独立行政法人西海区水産研究所の関係者に敬意を表します。また本研究は（財）
自然保護基金による「人間活動による有明海におけるリン・窒素・珪素循環の変化」（研究代表者：柳雄）の一部であることを付記する。

哲

第27巻

第4号

参文考371

献1) 堤 裕昭・岡村絵美子・小川満代・高橋 徹・山口一岩・
門谷 茂・小橋乃子・安達貴浩・小松利光（2003）：有明海奥部海域における近年の貧酸素水塊および赤潮発
生と海洋構造の関係. 海の研究, 12, 85-96.
2) 柳 哲雄・塚本秀史（2004）：有明海における潮汐振幅の経年変動. 海の研究, 13, 295-300.
3) Yanagi,T. and R.Abe (2005):Increase of waterexchange due to decrease of tidal amplitude in
Ariake Bay, Japan. Continental Shelf Research,
25,2174-2181.
4) 柳 哲雄・下村真由美(2004)：有明海における成層度の経年変動. 海の研究, 13, 575-581.
5) 石崎 廣・斉藤 実(1978)：瀬戸内海の蒸発量. 沿岸海洋研究ノ－ト, 16, 11-20.
6) 柳 哲雄・阿部良平(2003)：有明海の塩分と河川流量から見た海水交換の経年変動. 海の研究, 12, 269-275.
7) 柳 哲雄・阿部良平(2005)：有明海奥部における塩分とDIP・DIN 収支の経年変動. 海の研究, 14, 21-33.
8) 木谷浩三(2005)：有明海における北方成分風の変動について. 海と空, 80, 175-183.
9) Shiraki,Y. and T.Yanagi (2006): Dependence ofestuarine circulation on tidal amplitude. (to besubmitted).