水研センター研報，第27号，１−41，平成21年
Bull. Fish. Res. Agen. No. 27, １‑41, 2009

博士号論文

九州南方での水温前線北上に伴う海況変動と海水交換に関する研究
斉藤

＊１

＊２

勉

Variation of oceanographic conditions and sea water exchange
associated with northward migration of the temperature front
south of Kyushu, Japan
Tsutomu SAITO

Abstract As larvae and juveniles of Japanese jack mackerel, whose main spawning groundis the southern East China Sea, are transported to the waters off the southern coast of Japanby currents, they pass the Kuroshio front, south of Kyushu. With interest in the transportof larvae and juveniles, this study focused on the variation of temperature and velocity fieldsouth of Kyushu, and sea water exchange as the result.
The surface temperature front off the southern coast of Kyushu is known to migrate
northward repeatedly, having about a 20 day cycle. In connection with the migration of thefront, formation and northeastward propagation of a warm tongue-like structure, periodic
change in the sea level at Nakanoshima, and formation of the eastward current through theOhsumi Strait have been reported. Furthermore, it has also been reported that an anticyclonic Kuroshio meander and a cyclonic eddy developed by turns on the western side of theTokara Strait has similar cycles. Their features, however, are known only fragmentarily.
We tried to describe the time evolution of the front in a three-dimensional way. By CTD（Conductivity Temperature Depth recorder）and LADCP（Lowered Acoustic Doppler Current Profiler）, we carried out three-dimensional dense observations on temperature andvelocity six times in the period 2000-2003. The observations were rearranged to give asequence of temperature and velocity fields which described the evolution of the front, byusing the north-south position of the front as an index. The rearrangement was justified bycomparing with successive satellite images of sea surface temperature obtained in a different period.
The sequence of temperature and velocity fields showed that northward migration of thetemperature front was an aspect of the formation, development and dissipation of an anticyclonic Kuroshio frontal eddy on the continental slope south of the Satsuma Peninsula. The
following variation of temperature and velocity field then became clear. In the observation area, the anticyclonic meander of the Kuroshio north edge propagated eastward, andwas developed as it approached the west coast of Yakushima, then the temperature front
migrated northward and reached Yakushima. The further eastward propagation of themeander caused the formation and development of the anticyclonic eddy on the continental
slope, south of the Satsuma Peninsula. Since the currents had the structure of reaching a

2008年11月25日受理（Received on November 25, 2008）＊１
九州大学審査学位論文（掲載に際し投稿規定に沿って一部修正した）＊２
中央水産研究所 〒236-8648 神奈川県横浜市金沢区福浦2-12-4 (National Research Institute of Fisheries Science, 2-12-4, Fukuura, Kanazawa,
Yokohama, 236-8648, Japan)

Tsutomu SAITO

depth of 300 m similar to the Kuroshio north edge, it was appropriate to view the eddy as a
Kuroshio frontal eddy. The warm tongue-like structure in the sea surface temperature field
was an aspect of the anticyclonic frontal eddy, and the migration of the front on the ferryroute from Yakushima to Satamisaki occurred by northeastward propagation of the eddy.
The eddy finally dissipated near the Satsuma Peninsula. There, the anticyclonic meanderof the Kuroshio north edge propagated to the south of Yakushima. The sea level change atNakanoshima was accompanied by the eastward propagation of the meander. Moreover, theanticyclonic frontal eddy was accompanied by the cyclonic frontal eddy in the west or southwest. The eastward current had a velocity of more than 100 cm/sec in the Ohsumi Strait.
The analysis was made on the water types south of Kyushu using CTD/LADCP data andtowed ADCP data obtained from the observations when the strong eastward current wasformed throughout the Ohsumi Strait. The results showed that the current transported thewater which originated in the East China Sea from the southwest of Kyushu to the waters
off the southern coast of Japan. The volume transported on the continental shelf around
Tanegashima and Yakushima, corresponding to the Ohsumi Strait for the most part, measured by the towed ADCP was comparable with that of the Tsushima Warm Current. If
the intensification of the eastward current through the Ohsumi Strait is a part of the velocity variation of the approximate 20 day cycles, it would be interesting that the strength ofthe variation may affect the quantity of the larva and juvenile of Japanese jack mackereltransported to the waters off the southern coast of Japan from the East China Sea.
Key words: temperature front, Kuroshio frontal eddy, Ohsumi Strait, water exchange, Japanese jack mackerel

目

次

付録 A

中之島水位と太平洋側マアジ資源量の変動

付録 B

LADCP 観測データと船底 ADCP データの

の関係
第

章

序論

第

章

観測と資料

比較

CTD/LADCP 観測

2. 2

曳航式 ADCP/XBT 観測

2. 3

フェリー航走水温データ

2. 4

中之島の水位

2. 5

NOAA 衛星 SST 画像

ばしば形成される高・低気圧性渦は黒潮前線渦と呼ば水温前線の南北位置による観測結果の並替えれる。東シナ海陸棚縁辺から九州南方の黒潮前線周辺

3. 1

表層水温と中之島水位の変動の関係

域にはマイワシやマアジなどの水産資源の産卵場が形

3. 2

並替えとその妥当性成されることから，これらの黒潮前線渦は，卵・仔稚

第

2. 1

第

章

序

論

黒潮北縁の水温前線は黒潮前線と呼ばれ，そこにし並替えられた水温・流速場の変動

魚輸送との関連で調査研究の対象となってきた。例え

4. 1

黒潮北縁部の変動

ば，宮地（1989）は，東シナ海陸棚縁辺から九州南西4. 2

水温前線の北上

方おける高気圧性の黒潮前線渦の形成過程とそれに伴

第

章

第１章

大隅海峡の東向流

う水塊輸送を調べ，マイワシの資源量増大期の九州南

5. 1

章

水塊輸送

方における産卵場形成にこの渦が果たす役割について

5. 2

流速・水温断面の構造考察した。本研究においては，マアジの仔稚魚輸送と

第

章

議論

いう観点から，九州南方に形成される黒潮前線渦に着

第

章

総括

目した。この海域は，マアジの主産卵場である東シナ謝辞

海南部から，その仔稚魚が日本南岸の沿岸域へ海流に参考文献より輸送される際の通過点となる。そのため，この海九州南方での海況変動と海水交換域の黒潮前線渦に伴う水温・流速場の変動は，日本南たる大隅半島から種子島（TN），屋久島（YK）周辺

岸でのマアジの資源量変動に対して直接的に何らかのに，九州東岸（日向灘）から連続する大陸棚（200 m

影響を及ぼしている可能性がある。

以浅の領域）が分布する。この大陸棚上の，佐多岬本研究の調査対象海域の海底地形（Fig. 1‑1）の（ST）と種子島の間に水深100 m 程度の水路（大隅海峡）

特徴は以下の通りである。調査対象海域の東側にあがある。また，屋久島南方のトカラ海峡に屋久新曽根Fig. 1‑1. Bottom topography south of Kyushu and locationsof stations of CTD/LADCP observations.
Black dots are 82
stations carried out in all observations. White dots are 11 stations
carried out only in observations A‑D. Depth contours of 200 m
are shown by thin solid lines, and those of 500 m are shown by
thin dotted lines. The mean position of the Kuroshio axis（thethick solid line）and its standard deviation range（between two
thick dashed lines）are shown, following Yamashiro and Kawabe（2002）. See Table 1‑1 for abbreviations.

Table 1‑1. Abbreviations of geographical names

Tsutomu SAITO（YS）が存在する。屋久新曽根の最浅部は水深140 m期で起こる現象として，いくつかの興味深い事実が程度であり，屋久島と屋久新曽根の間は水深400 m 程

報告されている。Nagata and Takeshita（1985）は，度の水路となっている。調査対象海域の西側には，九鹿児島−名瀬間のフェリー航路周辺で水温前線が中州西岸から甑島列島（KO）にかけて分布する大陸棚之島付近から佐多岬へと北上する現象が存在するこの南西に，水深300 m 程度の水路（甑海峡）を挟んでとを報告した。黒潮前線が北西方向に舌状に張り出宇治群島（UJ）周辺の大陸棚が分布する。さらに，

すように形成される表層の高温域は，暖水舌と呼ばその南に草垣群島（KS）がある。東西二つの大陸棚れる。秋山・飴矢（1991）は，衛星 SST（Sea Surface

地形に挟まれた薩摩半島南岸には発達した大陸棚は見

Temperature）画像の解析から，水温前線の北上はこられず，南西方向に緩やかに傾斜した大陸棚斜面（水の暖水舌が北東方向へ移動することに伴う現象である

深200 m から600 m 程度まで）が存在する。また，調と考察した。これらに関連して，秋山ら（1992）は，査対象海域の南側に中之島（NK）がある。

この水温前線の北上中に中之島の水位が極大となるこ

調査対象海域と黒潮流軸との関係を見るために，とを示した。また，Nagata and Takeshita（1985）は，

Fig. 1‑1 に は，Yamashiro and Kawabe（2002） が水温前線が佐多岬付近にあるとき，大隅分枝流と呼ば1961〜1995年の観測データを使用して推定した黒潮流

れる東向流が大隅海峡に現れることを報告した。最近

軸の平均位置と標準偏差範囲が示されている。中之島

では，Nakamuraと屋久新曽根は，この平均的な黒潮流軸付近にある。

ADCP（Acoustic Doppler Current Profiler） に よ る

本研究の観測が行われた2000〜2003年の黒潮流軸の位

観測結果と衛星 SST 画像から，トカラ海峡西方の黒置も，ほぼこれと同じであったことが，衛星海面高

潮北縁部において，高気圧性渦あるいは低気圧性渦に度計データと漂流ブイデータを基にして Ambe伴う黒潮北縁部の蛇行が20日程度の周期で交互に発達（2004）の方法によって求められた平均海面流速場（安すると考察した。

（2003）が，2000年

月の船底

倍大介，私信）から確認された。一方，黒潮前線は，九州南方で20日程度の周期で起こると報告されたこ

後述するフェリー航走水温データによると，平均的にれらの黒潮前線付近の現象は，相互に関連して起こっは屋久島の南岸付近に位置する。

ていると思われる。しかし，これらの現象を同時に観

九州南方の黒潮前線周辺域の水温・流速場および水測し，その時間発展について記述した研究はこれまで位の変動には，いくつかの卓越周期が存在することがにはなく，断片的な描像が得られているに過ぎない。

報告されている。例えば，
Nagata and Takeshita（1985）

また，これまでの個々の現象に関する記述も表層に限は，屋久島沿岸における1978〜1981年の水温の時系

られ，深さ方向を含む三次元的な水温・流動構造につ列に，20日，25日，60日の卓越変動周期を見いだし

いての観測的知見は得られていない。さらに，マアジ

た。Yamashiro and Kawabe（1996）は，トカラ海峡

仔稚魚が東シナ海から太平洋側に輸送されるにおける黒潮流軸位置の指標である KPI（Kuroshioの中之島の水位の20日程度の周期変動強度と太平洋側

Position Index; Kawabe, 1995）の時系列を解析し，のマアジ

1984〜1992年の間の卓越変動周期が両者の経年的な増減が非常によく一致しており（付録

カ月，

カ月，

4 6カ月であったことを示した。

〜

月

歳魚資源量の経年変化を比較してみると，A），東シナ海系水の太平洋側への輸送と九州南方で

最近では，これらの周期のうち30日より短い周期のの20日程度の流速場変動との関係に興味がもたれる。

変動が，黒潮前線の変動に伴うものであるとの見方がそこで本研究では，水温前線の北上に着目し，対一般的である。Feng（2000）は，トカラ海峡に

象海域の水温・流速場の変化を，三次元的かつ時間

おける1992〜1996年の係留流速計データの解析から，発展的に記述することを試みる。水温・流速場の変海峡全体で相関をもった流速変動の卓越周期として動を段階的に追うために，複数回実施した空間的に密カ月とな CTD（Conductivity Temperature Depth recorder）

カ月を，黒潮前線周辺域に相関が限定された

流速変動の卓越周期として10〜12日，20日，報告した。一方，Nakamura

カ月をと LADCP（Lowered ADCP）による観測の結果およ（2003）は，1997

び中之島の水位データを，鹿児島−名瀬間のフェリー〜2000年の KPI の時系列について，17〜20日および航走水温データから検出した観測時の前線の位置を指35〜90日の二つの周期帯で変動エネルギーが大きいこ

標として並べ替える。並替えで得られたデータセットとを指摘し，これらに対応するトカラ海峡西方での黒に見られる暖水舌や水位変動の振舞を，他の期間に連潮の蛇行をそれぞれ続して得られた衛星 SST 画像および水位の時系列とび

Kuroshio front meander

Kuroshio path meander

およと呼んで区別した。

九州南方の黒潮前線周辺域において20日程度の周

比較し，その妥当性を検証する。そして，この並べ替えたデータセットを解析し，九州南方での水温前線の九州南方での海況変動と海水交換
北上に関わる三次元的な水温・流速場の変動を明らかいて述べる。

にする。

北上に伴う水温・流速場の変動について述べる。

ま た， マ ア ジ の 仔 稚 魚 輸 送 と い う 観 点 か ら，

章では，それを基にして，水温前線の章

では，大隅海峡の東向流の水塊輸送および流速・水温

Nagata and Takeshita（1985）で水温前線の北上との断面の構造について述べる。

関連が示唆された大隅海峡の東向流についての詳細考察し，章で，得られた結果を章でまとめを行う。

を明らかにする。具体的には，CTD/LADCP 観測デ

第ータを解析し，東向流が東シナ海から太平洋側へ輸送

章

観測と資料

する水塊について調べ，さらに曳航式 ADCP と XBT（Expendable Bathythermograph）による東向流の横断観測を行い，その流速・水温断面の構造を明らかにする。

.

CTD/LADCP 観測

水産総合研究センター所属の調査船蒼鷹丸（892トン）による計本論文の構成は以下の通りである。まず，

回 の 調 査 航 海（Table 2‑1）

章で，で，九州南方の黒潮前線周辺域に格子状に配置した

蒼鷹丸により実施した CTD/LADCP 観測および曳航測点（Fig. 1‑1）において，海面から海底近くまでの

ADCP/XBT 観測の概要，使用したフェリー航走水温

CTD/LADCP 観測を実施した。測点数は，Table 2‑1

データ，中之島の水位データ，および衛星 SST 画像の観測 A 〜 D においては93点，観測 E，F においてに関する説明とそのデータ処理方法について述べる。

は82点であった。観測対象海域の水深は全域にわたり

章では，回の観測結果の並替えとその妥当性につ

1 000 m 以下であった。

Table 2‑1. Periods of CTD/LADCP observations by the RV
Soyo-maru

Fig. 2‑1. Equipment for LADCP observation.

Tsutomu SAITO
測点間隔は約15 km で，黒潮前線に形成される暖水海域における安定したデータ取得が可能であること，舌など，対象とする現象の空間スケール（30 km 以上）取得されたデータが常に一定の精度をもつこと，のを考慮して決定した。また，本研究においては，各観三つを必要条件と考えた。その結果，ADCP 降下中測結果を20日程度の周期変動の位相の異なる準スナッに等時間間隔で得られた個々の相対流速プロファイル

プショットとして取り扱うため，回の航海すべてにを，各時刻の ADCP 水平移動速度を加算することにおいて各測点での観測を同じ順序で行った。各航海により絶対流速プロファイルに変換し，最後にこれらをおいて，全測点の観測には

単位深度毎に平均して，海面から海底までの一つの絶日程度を要した。

今回の LADCP 観測においては，ADCP について

対流速プロファイルを得るという方法を試すことにしは RDI Workhorse ADCP（周波数300kHz，ビーム角た。各時刻の ADCP 水平移動速度は，その時刻の相20 ）を，CTD については蒼鷹丸に装備されている

対流速プロファイルと隣接する時刻の絶対流速プロフ

SBE 911 plus 24Hz CTD を使用した。ADCP は，バァイルとの差の平均から順次推定した。この連鎖的処

ッテリーケースと共に CTD フレームにトランスデュ理の起点には ADCP が海底近くにある時刻に ADCPーサー（音波の送受波器）を下向きにして取り付けてのボトムトラッキング機能により得られた絶対流速プ使用した（Fig. 2‑1）
。ADCP の CTD フレームへの取ロファイルを使用した（Fig. 2‑2）。

付金具には，内蔵磁気コンパスへの磁場の影響を微小にするために sus316ステンレス鋼を使用した。CTDを降ろす速度はm/sec とし，降ろす最大深度は海底上50〜100 m までとした。

データ処理は，以下の【【】〜【 】の手順で行った。

】ADCP データの加工
データ処理で使用する ADCP データの項目は，① デ ー タ 取 得 時 刻， ② ADCP 姿 勢 デ ー タ（Pitch，

本研究では，水深が1 000 m 以下の黒潮前線周辺域

Roll），③ボトムトラッキングデータ（ADCP 水平移を対象とした LADCP 観測システム構築を可能とす

動速度，ADCP から海底までの距離），④各層相対流る簡素な独自のデータ処理手法を検討した。その際，

速（u，v，w）である。④は，10 m 間隔20層（第機器構成が簡素であること， 同じ処理条件で対象

層は ADCP トランスデューサーから2 m）のデータ

Fig. 2‑2. Schematic diagram of data processing.

九州南方での海況変動と海水交換からなる。①〜④を0 76秒間隔で取得した（

ピング

対流速プロファイルを絶対流速プロファイルに変換し毎）。実際の観測において，ADCP の測流範囲は120た。

m 程度，ボトムトラッキング可能範囲は150 m 程度ⅰ）観測（CTD 下降時）の終盤の ADCP が海底からであった。これらの範囲からはずれる③と④はエラー

150 m 未満の距離にあったときの各時刻についとなる。

て，ボトムトラッキングにより得られた ADCP

また，ADCP は内蔵

軸傾斜計の Pitch，Roll デー

水平移動速度（u a，v a）をその時刻の各層相対流

タにより座標系を補正している（RDI，1997）。傾斜速（u，v）に加算することにより各層絶対流速（U，計の測定限界が27 であるため，それ以上 ADCP が傾V）を得る。

いていたときの③と④をエラーとした。

ⅱ）ADCP が海底から150 m 以上の距離にあったと

さらに，ADCP は内蔵の磁気コンパスを方位の決きの各時刻について，下層（時間的にはその時刻定に使用しているため，③と④に対して，地磁気偏角より後）で得られた既に絶対流速化された10個（10（真北と磁北のなす角度）の補正を施した。地磁気偏秒間）のプロファイルを深度

角については，国土地理院が地磁気測量で得られた全ことにより求めた絶対流速プロファイルと，その国各地の偏角値を2000年

日 時（世界時）の値

時刻の相対流速プロファイルとの差の平均からそに統一し，それらの値を用いて全国の偏角分布を緯度の時刻の ADCP 水平移動速度（u a，v a）を推定と経度の次式で近似した式を公表している。この近した。それを，その時刻の各層相対流速（u，v）

似式を使用して各測点の緯度・経度から地磁気偏角をに加算することにより各層絶対流速（U，V）を

月

計算した。

得る。つまり，

上記の処理を施した0 76秒間隔の ADCP データを，内挿により【秒ずつ時間をさかのぼりながら（海底から海面方向に），各時刻の相対流速プロフ

秒間隔のデータに変換した。

ァイルを絶対流速プロファイルに変換することに】ADCP データと CTD データの統合
秒間隔の ADCP データを，同時にｍ毎に平均するなる。
秒間隔で取次のプロセスにおいて，これらのデータに平均操作得した CTD データ（使用するデータ項目は，データを施すことになることから，ここで，各時刻の20層の取得時刻と圧力）と，
データ取得時刻により統合した。

全データの中から質の悪いデータを可能な限り除去す

その際，各時刻の ADCP の深度および各観測層の深ることが重要である。各層の絶対流速データを精査

度をそれぞれ，以下の圧力の一次式で近似した式⑴，

した結果，第⑵から算出した。

のデータが取得できるが，他の層においてはデータに

ADCP 深度
（m）
＝圧力
（db）
×0 992
第ｎ層深度
（m）
＝

⑴

＋ n ×10＋圧力（db）
×0 992層〜層においては常時安定して良質スパイクが多く見られた。そのため，第層〜層のデータのみ使用することとし，それ以外の層のデータ⑵

ここで，係数の0 992は，日本南岸黒潮域の1 000 m

をエラーとした。また，CTD フレームの水中での鉛直的な移動（約m/sec）の際に生じる後流による以浅での利用を前提として，この海域の1 000 m 深測流への影響がない（ADCP のトランスデューサー

における深度と圧力の経験的関係である［1 000 m −は下向き）CTD 下降時のデータのみ使用するために，

1 008 db］から決めた。

第調査船の磁場の内蔵磁気コンパスへの影響を考慮

層の相対流速成分 w が30 cm/sec 未満の時刻のデータもエラーとした。このとき，観測層の間隔をし，海面から10 m 以内に ADCP があるときの③と④

10 m，CTD 降下速度をm/sec とすると，海面近くをエラーとした。さらに，海底からの反射波の測定へと最下層を除き，深度m 毎にの影響を考慮し，海底から10 m 以内となる層についれることになる。Fig. 2‑3⒜は，2002年ての③もエラーとした。

子島南方の黒潮北縁部の測点（30 N，131 E，水深

この時点での処理データは，データ程度が得ら
月11日に種

秒間隔で，その項

1 080 m）で得られたデータについて，ここまでの処

目は，⑤ ADCP 深度，⑥ボトムトラッキングデータ

理を施して得られた各時刻の絶対流速ファイル（1 017（ADCP 水平移動速度，ADCP から海底までの距離），個）をすべてプロットしたものである。

⑦各層深度および相対流速（u，v，w）である。⑦にこの時点での処理データは，秒間隔で，その項目ついては④と同じく，10 m 間隔20層のデータからな

は，⑧各層深度および絶対流速（U，V）のみである。

る。

⑨については，10 m 間隔【【

】絶対流速の算出
ここで，以下に示すⅰ）〜ⅱ）の手順で，⑦の相層のデータからなる。

】流速プロファイルの完成
ここで，海面から海底までの一つの絶対流速プロフ

Tsutomu SAITO

Fig. 2‑3. 1017 velocity profiles（each is composed of 5 depth layers with 10 m
interval）sampled per second after transformation into absolute velocity（a）,
and full velocity profile obtained by averaging them every 1 m and smoothing
them by 10 m （11 data） running mean （b）. Eastward and northward
component are shown on the left and the right respectively. Data obtained at
the station in the Kuroshio northern edge（30 N，131 E，depth 1080 m）on 11
March 2002 are used.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 2‑4. Locations of towed ADCP observation lines（T1, T2）andXBT observation stations（black dots）carried out on 21‑22 June
2000, just after the observation A. Depth contours are identicalwith those in Fig. 1‑1.

ァイルを得るために，

秒間隔のすべての絶対流速プ.

ロファイル⑧を深度ｍ毎に平均する。さらに，⑧観測 A の直後（2000年

曳航式 ADCP/XBT 観測の観測層の間隔が10 m であることに起因するノイズの二つの測線 Tを平滑化するために，鉛直方向に10 m（11データ）移測による流速観測を実施した。また，その観測中に，動平均をとり，最終的な約15 km 間隔の測点（測線 T

ｍ間隔の絶対流速プロファ，T

月21〜22日）に，Fig. 2‑4において，曳航式 ADCP 観で16点，測線 Tで11イルを得る（Fig. 2‑3⒝）。この絶対流速プロファイル

点）で XBT 観測による水温観測を実施した（Fig. 2‑4）。

は深度

XBT 観測では，鶴見精機社製の T‑

ｍ間隔のデータであるが，このデータを使用して解像できる現象の鉛直空間スケールは10 m 程度ということになる。

プローブ（深度800 m までの観測が可能）を使用した。
曳航式 ADCP 観測は，Kaneko（1990）と同

なお，このデータ処理方法で得られたデータの精度様の方法で行った。九州大学応用力学研究所で開発評価のため，蒼鷹丸の船底 ADCP が故障していた観された固定翼型曳航体（EIKO）と同型の曳航体に，測 B を除く

回の調査航海で得られたデータについ

RDI 150 kHz BB-ADCP を組み込んで使用した。曳て，船底 ADCP データとの差の rms 値を算出した結航体のサイズは233×970×550 cm と，RDI 150 kHz

果，500 m までの各深度間および各調査航海間に大きNB-ADCP を組み込んだ EIKO よりも若干大きく設

な違いは見られず，
いずれも15 cm/sec 程度であった。

計されており，曳航体と ADCP を合わせた重量は

九州南方の水平流速場の空間変動特性を把握するた

280 kg である。ただし，水中では，0 kg となるよう

めに各深度について算出した流速の標準偏差は，36〜に浮力調整されている。曳航体の最後尾には，曳航中340 m 深の層においては，この rms 値より大きく，の姿勢を安定させるために

m のロープでフロート

これらの深度における水平流速場の空間変動について（直径30 m）を一つ取り付けた。データケーブルは，の記述は十分可能であると言えた（付録 B）。

ADCP データのリアルタイムでの取り込みと ADCPへの船上からの電力供給を行うため RS422ケーブル

Tsutomu SAITO
を使用し，ケブラーロープと一体化した構造としての）を加算して絶対流速に変換する。ⅳ）内挿によりそれ一本で曳航した。船尾からのケーブル長を75〜

緯度

80 m，船速を対水分間隔のデータを作成する。

knot で観測を実施した。このとき，曳航時の曳航体の深度は約10 m となった。曳航.

体の姿勢については，ADCP に内蔵されている軸

鹿児島県水産技術開発センターは，鹿児島−那覇航

傾斜計による pitch/roll データを船上で監視すること

路（名瀬を経由）の定期フェリー「なみのうえ」（6 586ができる。傾斜計の測定範囲は±20 であり，ADCPトン）に水温計を設置して表層水温観測を実施していはそのデータを使用して流速データの座標変換を行っる。その観測データを，ているため，pitch/roll が±20 となると測流不能とな

前後128日間について処理した。鹿児島（KG）−名瀬る。しかし，今回の観測においては，pitch/roll は±（NZ）間の往復路において，時間

10 未満で安定し，良好なデータを得ることができた。

いたデータを内挿して，緯度

ADCP 観測は，8 m 間隔50層の設定で行った。曳
航体の深度を10 m として，第フェリー航走水温データ

回の CTD/LADCP 観測の分毎に記録されて分毎のデータに変換し解析に使用した。海況により航路を大きく外れて航行

層は27 m 深となる。

したときのデータを除外した結果，使用データの総数

データ処理は，
以下のⅰ）〜ⅳ）の手順で行った。ⅰ）（航跡数）は327となった（Fig. 2‑5）。このフェリーは，

ADCP により１分間隔で取得した相対流速（20ピング

鹿児島−那覇を平均）に対し，LADCP 観測と同様に（曳航式 ADCP

11〜12時間を要した。また，この区間における運行時も内蔵磁気コンパスを使用する）地磁気偏角の補正

刻は往復路とも夜間に当たり，その間隔はおおむねを施す。ⅱ）
Joyce（1989）の方法により求めた ADCP日であった。厳密には往復路のデータ間の時間間隔は

トランスデューサーと内蔵コンパスとの間の取り付け

緯度によって異なるが，今回は各緯度のデータをその誤差角度（‑2 2 ）の補正を施す。ⅲ）時間10分の移まま一律に動平均を施す。これに船上において日ごとに往復し，片道の航行には日間隔として扱った。このデータを使用

秒間隔で取得しする目的が時間スケール10〜20日程度の水温前線の北た DGPS（Differential Global Positioning System）の上の抽出であることから，この処理方法で問題はない

位置データから推定した船速（10分間隔のと考えられる。

ら算出した

秒間隔の船速にデータか

分移動平均を施したもFig. 2‑5. Positions of sea surface temperature data obtainedby a ferry boat. See Table 1‑1 for abbreviations. Depth
contours of 200 m are shown by dotted lines.

九州南方での海況変動と海水交換.

中之島の水位

黒潮流軸の平均位置付近に位置する中之島の水位を，黒潮北縁部の位置の変動の指標として利用した。
日本海洋データセンター（JODC）の J‑DOSS（JODC（ ）と標準偏差（σ）を算出し，水温が±1 5σの範囲に入る領域で南向きの水温勾配（緯度分間のデータから算出）が0 07℃／ km 以上となるところに黒丸を表示した。Fig. 3‑1の中央の本の太い破線でData On‑line Service System） か ら 提 供 を 受 け た

挟まれた期間 A 〜 F は，

2000〜2003年の中之島の毎時水位データ（海上保安庁

示す。

観測）を以下の手順①〜④で処理した。

間スケールで屋久島（YK）の南から佐多岬（ST）方①

48時間タイドキラーフィルター（花輪・三寺，向への水温前線の北上が起こっていた。それらの期間

1985）により毎時水位データから潮汐成分を除去しを Fig. 3‑1にブロック矢印（長さは14日とした）で示

た。

す。

②

日平均データを作成した。

③

農林水産省の農学情報資源システムの Web サイ

回の LADCP 観測期間を回の観測期間すべてにおいて，14日程度の時

Fig. 3‑1⒜〜⒡の下段に同じ128日間の中之島の水位偏差の時系列を示す。

回の観測期間 A 〜 F にトから入手した屋久島の日平均海面気圧データ（気起こっていた水温前線の北上と対照すると，秋山ら

象 庁 観 測 ） を 使 用 し て，1 013 hPa を 基 準 に［‑1（1992）の報告どおり水温前線の北上中に中之島の水

cm/+1 hPa］として気圧補正を行った。都合によ

位にピークが現れている。さらに詳細に見ると，これり中之島のデータが使えなかったが，両者の気圧差

らの前線の北上およびその前後に見られた前線の北上は小さく，今回の解析結果にはほとんど影響がないのいずれにおいても，前線が屋久島と佐多岬の間にあと考えられる。

るときに中之島の水位の14〜26日周期帯成分が極大と④

フ ェ リ ー 航 走 水 温 デ ー タ と 同 様 に，回のなっている。このことは，水温前線の北上が20日程度

CTD/LADCP 観測の前後128日間のデータを抽出の周期で起こっていたことを示している。ただし，前し，各期間平均からの偏差を算出した。

線の北上自体は14日程度で屋久島の南から佐多岬にまさらに，20日程度の周期変動について検討するたで達している。

めに，上記128日間の処理データから周波数解析によ

次に，フェリー航走水温データで検出された水温前

り14〜26日の周期帯の成分を抽出した。具体的には，線の北上の一つの例を，同時に得られた連続した衛星128日間の水位データを高速フーリエ変換法によりフSST 画像と対照する。Fig. 3‑1（a）の期間 G（2000年

ーリエ成分に変換し，その中の波数

〜

の成分のみ

月26日〜

月17日）の部分を拡大して Fig. 3‑2に示を逆変換することにより14〜26日の周期帯成分の128す。この期間に起こった屋久島の南から佐多岬方向へ

日間の時系列を再構成した。

の水温前線の北上は，15日程度の時間スケールを持つ（.

NOAA 衛星 SST 画像

月27日〜月12日に北上）。その間の中之島の水位は16日程度の周期で正弦関数的に変化し，北上中の水農林水産省の農学情報資源システムの Web サイト

温前線が屋久島と佐多岬の間にあるとき（月日）

か ら 入 手 し た， 日 合 成 NOAA（National Oceanic &に極大となっている。この期間中にAtmospheric Administration）衛星 SST 画像を使用たした。この画像は，

れらを Fig. 3‑3に示す。黒潮前線における暖水舌（矢日に〜回程度受信された画像データを合成して作成されている。2000年〜

月29日

日間隔で連続し枚の NOAA 衛星 SST 画像が得られていた。そ印）の形成とその北東方向への移動が見られ，それに月14日の期間中，対象海域にほとんど雲のない日

伴って水温前線が北上している。これは，秋山・飴矢

合成画像が， 日間隔で得られたのでこれを使用した。

（1991）の考察と符号する（ただし，彼らは連続した衛星 SST 画像は示していない）。

第章

水温前線の南北位置による観測結果の並替え.

並替えとその妥当性

水温前線の北上に伴う三次元的な水温・流速場の変.

表層水温と中之島水位の変動の関係

Fig. 3‑1⒜〜⒡の上段に動を段階的に追い，時間発展的に記述するために，

回の CTD/LADCP 観測

回の CTD/LADCP 観測結果を，観測時のフェリー航の前後128日間の鹿児島（KG）−名瀬（NZ）間のフェ路上の水温前線の南北位置を指標として並べ替え，そリー航走水温の時間変化を示す。各航走について水温の妥当性を検証する。

前線の位置を示すため，各図における128日間の水温

Fig. 3‑1の期間 A 〜 F の部分を拡大して，フェリー

データの佐多岬（ST）−中之島（NK）間での平均値

航路上の水温前線が南にあるものから順に B → F →Tsutomu SAITO

Fig. 3‑1. Time-latitude diagrams of the surface temperature observed by a ferry-boat between Kagoshima（KG）and Naze（NZ）（upper panel）and time series of the sea level anomaly（in cm）at Nakanoshima（NK）（lower panel）during 128 days around CTD/LADCP observations of A to F（panels（a）to（f））. In upper
panels, temperature is shown by isotherms with contour intervals of 0 5 ℃. Dots indicate positions of surface
temperature fronts. The block arrow shows the period of northward migration of the temperature front. Shadow
shows lack of ferry-boat data during 5 days or more. In lower panels, the thin line shows the original data, thickline shows the component of 14‑26 day period, and dots show the front positions between Nakanoshima（NK）
and Satamisaki（ST）, which are copied from upper panels. The period G shown in panel（a）is expanded in Fig.
3‑2 and should be compared with Fig. 3‑3.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 3‑1. Continued.

Tsutomu SAITO

Fig. 3‑2. Same as Fig. 3‑1 but for the period G
shown in Fig. 3‑1（a）. Circles indicate positions of
the temperature front derived from the ferry-boat
surface temperature data.

Fig. 3‑4. Same as Fig. 3‑1 but for the sequence ofobservations of A to F. Rearrangement has been
made in the order of observations B, F, E, C, D andA, following the north-south position of temperature
front, which is shown by the circle.

Fig. 3‑3. The sequence of satellite images of sea surface temperature obtained at three day intervals during theperiod G（Fig. 3‑2）. The dotted line shows the ferry-boat route and the circle shows the position of temperature
front as shown in Fig. 3‑2. Arrows indicate the warm tongue-like structure.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 3‑5. The sequence of horizontal distributions of temperature and velocity at nine selected depths（5 m,
30 m, 50 m, 100 m, 150 m, 200 m, 300 m, 400 m, and 500 m）, after the rearrangement shown in Fig. 3‑4. Panels
show only temperature at 5 m, and panels show temperature and velocity at 30 m. At other depths, panels showtemperature and velocity together with depth contours of the depth. Temperature is shown in color, with color
bars different among panels. Velocity is shown by arrows, whose scale is displayed in the left margin. The dottedline shows the ferry-boat route and the circle shows the position of temperature front shown in Fig. 3‑4.

Tsutomu SAITO

Fig. 3‑5. Continued.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 3‑5. Continued.

Tsutomu SAITO
E → C → D → A と並べ替えると Fig. 3‑4のようになる。

が西から近づく phaseFig. 3‑4において，水温前線は屋久島の南から佐多岬

中之島のほぼ真北となる phaseまで北上し，その間の中之島の水位は，各観測期間で東へ遠ざかる phaseの平均値や変動の振幅の違いに起因すると考えられる

phase

ばらつきが見られるものの，ほぼ正弦関数的で連続的

水位変動と整合的である。

な変化を示している。この変動パターンは，水温前線〜〜〜で上昇し，その位置がでもっとも高く，で下降している。つまり，の200 m 深の水温場の並びは，中之島の以上のように，この phase〜の観測結果の並が屋久島と佐多岬の間にあるとき（期間 C）に，中之

びは，他の期間に連続して得られた衛星 SST 画像の

島の水位の14〜26日周期変動が極大となるという点も時系列および中之島の水位変動と対照した結果，暖水含め，期間 G（Fig. 3‑2）で水温前線の北上が見られ舌の形成および北東方向への移動に伴って水温前線がた15日間（2000年

北上することや，水温前線の北上中に中之島の水位が月27日〜月12日）の変動パター

ンとよく似ている。

極大となることなど，多くの共通点がある。さらに，

そこで今後，フェリー航路上の水温前線が南にあ200 m 深の水温場における黒潮北縁部の高温部の位置るものから順の B → F → E → C → D → A の並びをの変化も連続的であり，中之島の水位の20日程度の周phase

期変動をよく説明している。従って，この並替えで得から6と呼ぶ。

次に，回の観測で得られた

m，30 m，50 m，100 m，150 m，200 m，300 m，400 m お よ び500 m

られた水温・流速場のデータセットが現象の時間的発展を十分に捉えていると判断することができる。

深の水温・流速分布を上記と同じ順に並べると Fig.

第3‑5のようになる。各観測の実施年月が異なることか

章

並替えで得られた水温・流速場の変動

ら，季節・経年変動などの長周期成分の影響を取り除くため，Fig. 3‑5の水温場の表示では，各観測につい並替えで得られたデータセットを基にして，九州南て82測点の平均値（ ）と標準偏差（σ）を求め，方での水温前線の北上に伴う三次元的な水温・流速場±2σの範囲で水温レンジを設定した。各観測時のフの変動について調べる。Fig. 3‑5の30 m および200 m

ェリー航路上の水温前線の位置（Fig. 3‑4）は，深の水温・流速場の平面図の並替えを Fig. 4‑1に再掲m

深における水温前線の位置とよく一致している。ま載する。その他に，

た，4‑2）の断面図に関する並替えを行い Fig. 4‑3に示す。

〜

m 深の水温場の黒潮前線を見ると，phase
において暖水舌が形成され，北東方向に移動する

ここで，測線 L

本の測線 L

，L

，L

（Fig.

は，Yamashiro and Kawabe（2002）

パターンを示している。その暖水舌の規模と位置の変の黒潮流軸の平均位置と平行に黒潮北縁部に，L

化は，期間 G に連続して得られた衛星 SST 画像の時

phase

系列（Fig. 3‑3）のL〜枚目（2000年

月日〜月11日）に見られるものとよく一致している。
〜200 m 深の水温場における水温前線の位置ともよ〜は，の暖水舌の中心付近を横切る方向に，は，その暖水舌の先端近くを横切る方向に配置してある。Lさらに，フェリー航路上の水温前線の位置は，30
く一致している。そして，phase

〜

，L

，L

の位置は，Fig. 4‑1にも示されている。また，Fig. 4‑4に，30 m 深の流速分布を並べ替えた結果（Fig. 4‑1）を模式化した図を示す。

において，m 深と同様に，舌状の高温域が形成され，北東方向へ移動するパターンを示している。
これらの結果は，
フェリー航路上で見られる水温前線および暖水舌が，.

黒潮北縁部の変動

最初に黒潮北縁部（K）の水温・流速場の変動について調べる。

海面から少なくとも200 m 深に及ぶ構造をもっていた

黒 潮 北 縁 部 は，Fig. 4‑1の200 m 深 の 流 速 分 布 でことを示している。今後この論文では，表層だけではおおむね50 cm/sec 以上の流れがある部分に相当す

なく中層にも及ぶ舌状の高温域を，暖水舌と呼ぶことる。K の30 m 深における流速は，屋久島の西で80〜とする。

120 cm/sec 程度である。K は phase

ところで，200 m 深の水温場の並びにおいて，黒潮
北縁部の蛇行の峰に対応する高温域（phaseの30 m および200 m 深のいずれにおいても，観測領域内で蛇行でして峰を形成し，屋久島−屋久新曽根間の水路を通過は暖水舌の根元部分と明確には区別できない）の位置

し太平洋側へと延びている。この K の蛇行の峰は，
32が，phase節で述べたように，200 m 深の水温場において高温域から phase〜〜の順に西から東へと移動するのが分かる。この高温域では，黒潮北縁部の主水となっており，phase〜

で西から中之島に近づき温躍層が深くなっており，上層の暖水が厚くて海面水（中之島の水位が上昇），phase位が高い。中之島の水位（Fig. 3‑4）は，この高温域となり（中之島の水位が極大），phase

で中之島のほぼ真北〜で中之九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 4‑1. Same as Fig. 3‑5（30 m and 200 m）. White lines show locations of three vertical sections（L1, L2, andL3）shown in Fig. 4‑3.

Tsutomu SAITO

Fig. 4‑2. Locations of stations used for the sections（L1, L2,and L3）, together with bottom topography（see Fig. 1‑1）. Blockarrow show positive direction of velocity in each vertical section.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 4‑3. The sequence of vertical sections（L1, L2, and L3）of temperature and velocity. Upper, middle, andlower panels show vertical sections along L3, L2, and L1, respectively. Temperature is shown by isotherms with
contour intervals of 2 ℃. The velocity component normal to the section is shown in color; red shows positive（≧
10 cm/sec）and blue shows negative（≦ ‑10 cm/sec）, where positive is the direction of the block arrow shownin Fig. 4‑2.

Tsutomu SAITO

Fig. 4‑4. Schematic diagram of velocity fields at 30 m depth shown in Fig. 4‑1. The arrow labeled K shows theKuroshio north edge, H, the flow around the warm tongue（anticyclonic frontal eddy）, L, the cyclonic eddy, and O,
the eastward current in the Ohsumi Strait.

九州南方での海況変動と海水交換
島から東へ遠ざかっている（中之島の水位が下降）。
この間の水温前線は，phaseまで北上し，phase〜〜の30 m と200 m 深 の 水 温 場（Fig. 4‑1）を比較すると，この高気圧性の黒潮前線に屋久島から佐多岬（ST）

渦に傾圧的な構造（高気圧性前線渦の高温域についまで北上している（Fig. 3‑4）。

てのK の蛇行の北向流領域（正の流速成分）の鉛直構造
を，Lと こ ろ で，phaseに屋久島（YK）の流速断面（Fig. 4‑3）で見ると，20 cm/sec

層間の空間的なずれ）が明瞭に見られる。すなわち，黒潮北縁部（L付近）では，30 m 深の高温域は200 m 深より東側に分布するのに対し，高気圧以上の流速を示す範囲が海面から400 m 深にまで達し性渦（Lている。水温の等値線の傾きからこの流れの鉛直スケる。この水温場の特徴は，Fig. 4‑3の水温断面でも見および L付近）では，その逆となっていールを判断すると，500 m 深まで及んでいることが分られる。さらに，phase

かる。

面（Fig. 4‑3の L〜の高気圧性渦の流速断）を見ると，200〜400 m 深における前線渦の渦軸が上層に向かって東方向（図の右方向）.

水温前線の北上に傾いている。ただし，これらの傾きは200〜400 m

次に，水温前線が屋久島から佐多岬まで北上する過程に対応する phase〜の水温・流速場の変動について調べる。
phase

〜

深の間で

測点間隔（約15 km）程度のため，詳細な構造については議論できない。
また，phase〜の200 m 深の水温場（Fig. 4‑1）には，3 2節で述べた暖水舌が，黒潮において，暖水舌の西側または南西側に，低気圧性渦北縁部（K）の蛇行の峰に対応する高温部から北西方（L）の存在を示すと考えられる相対的な低温域が見向（薩摩半島南方の大陸棚斜面上）に形成されていられる（この低温域の西側が観測範囲外であったため，る。また，phaseには，その暖水舌の発生段階とこれが低気圧性渦であるとは断定できない）。この低見られる暖水域が，K の蛇行の峰に対応する高温部

温域は，暖水舌の北東方向への移動に伴い東へ移動しから北に張り出して形成されている。phaseているように見える。

〜の30 m 深の流速分布（Fig. 4‑1）に見られるように，こさらに，phase〜の九州沿岸の流れに着目する

れらの暖水舌のまわりには，時計回りの流れ（H）がと，30 m 深の流速分布（Fig. 4‑1）において，大隅形成されている。phaseの H の流速は，K よ

海峡の全域に東向流（O）が形成されている。O は，りも小さく40〜80 cm/sec 程度である。200 m 深にお〜30 m 深においては100 cm/sec 以上の流速をもっていける H も，K（50〜120 cm/sec 程度）と比較するとる。また，O は，流向から見ると高気圧性渦北縁の流速が小さく20〜50 cm/sec 程度である。また，この東向流（H）と連続しているように見えるが，O の流

H は，流向から判断すると，K の蛇行の北向流領域付

速は H の流速（phase

近から発して，最後は種子島・大隅海峡方向へと流去よりも明らかに大きい。さらに，30 m 深の水温分布する。なお，phase（Fig. 4‑1）において，H と O を構成する海水の水温と phaseでの H は30 m 深で20〜60 cm/sec 程度の流速であり，phase〜と比較して明らかに小さい。phase

を暖水舌の発生期，

phase

を終焉期と見ること〜

を発達期，phase

る。
第

〜

きの流れ（正の流速）および LのL

で40〜80 cm/sec 程度）

も不連続であり，O を構成する海水が低温となっていができる。
H の鉛直構造を，phase〜章

大隅海峡の東向流

における北向における北西向きの薩摩半島南方の大陸棚斜面上における高気圧性の黒流れ（正の流速）で見ると（Fig. 4‑3），20 cm/sec 以

潮前線渦（暖水舌）の発達期から終焉期に大隅海峡の上の流速を示す範囲が海面から300 m 深に及んでい全域に形成されていた大きな流速をもつ東向流は，東る。K の蛇行の北向流領域よりは若干浅いものの，

シナ海から太平洋側へのマアジ仔稚魚の輸送という観

暖水舌は鉛直方向に深い構造を持っていたことが分点から，その水塊輸送および流量などに興味がもたれかる。また，水温断面における等値線の傾きから判断る。また，この流れは，Nagata and Takeshita（1985）

すると，K の蛇行の北向流領域と同様に，暖水舌はにより水温前線が佐多岬付近にあるときに存在すると500 m 深に及ぶ鉛直スケールを持っていたと言える。

報告された大隅分枝流と同一のものと思われる。しかこのように，H と，K の蛇行の峰は，同様な鉛直スし，章で示した phase〜の水温・流速分布にケールをもち，移動の位相も同期していた。従って，

おいて，大隅海峡の東向流は暖水舌北縁の水温前線にH を高気圧性の黒潮前線渦と見なすのが適当と考えら沿った東向流と連続しているように見えたが，流速のれる。

大きさと水温が不連続であった。そこで，大隅海峡のTsutomu SAITO
東向流についての詳細を調べる。

水を構成する

水型（Ⅲ，Ⅳ）とその高塩分側の水型（Ⅰ，Ⅱ）が，さらにこれらに加え，低塩分側に
.

水塊輸送

もう

大隅海峡の東向流による水塊輸送の実態を調べるた
めに，
phase
年

（2001年月の観測）と phase（2000

水型（Ⅴ）が見られる（高塩分側から低塩分側

へ，水型ⅠからⅤと呼ぶ）。そこで，水型Ⅴが明確な
phaseの二つの等密度面（σ ｔ ＝23 3，24 3）にお月の観測）の93測点（Fig. 1‑1）の CTD/LADCP

いて，各水型の塩分値範囲とそれに対応した色区分を

観 測 デ ー タ を使用して，大隅海峡に分布す る 等 密

決め，Table 5‑1に示す。Fig. 5‑3⒜には，二つの等密度面上の流速・塩分分布を調べる。Fig. 5‑1には，度面における水型区分を T‑S ダイアグラムに重ねてphase表示してある。phaseの同じ二つの等密度面の水型区分については，phaseの区分に準じ，水型ⅠとⅡと phaseの93測 点 の50 m 深 流 速 分 布 を示す。繰り返すが，phaseは薩摩半島南方の大陸棚斜面上における高気圧性の黒潮前線渦の発達期，の境界の塩分値のみを0 05 PSU 小さくした区分を適

phase 6は終焉期の観測と見なされた。Fig. 5‑1では大用する（Table 5‑1，Fig. 5‑3⒝）。

隅海峡の東向流に対応するされている。同様に，
phaseと phase

測点の流速が赤で表示

測点のデータを赤で表示した

こ の 水 型（ 色 ） 区 分 を 用 い て，phase
phase

および

のσｔ が23 3と24 3の等密度面上の塩分分布の93測点の水温（T）−塩分（S）

を，流速分布とともに，それぞれ Fig. 5‑4，Fig. 5‑5

ダイアグラムを Fig. 5‑2に示す。大隅海峡に分布するに示す。また，両図にはσｔ±0 2の層厚分布も示す。

海水の密度は，phaseともほぼ同じで，さらに等密度面の深度も数字（単位：m）で示す。

σ ｔ 範囲は22 5〜25 5 kg/m （以下では単位を省略）

23 3σｔ，24 3σｔ等密度面がそれぞれ，大隅海峡の上である。

層，下層に分布する等密度面であったことが分かる。

と phase3

phaseの22 5〜25 5σｔの層の T‑S 分布を見ると，最初に，Fig. 5‑4⒜で，薩摩半島南方の大陸棚斜面

少なくとも五つの水型に明確に区分できる（Fig. 5‑2

上における高気圧性の黒潮前線渦の発達期（phase⒜において黄線で示す）。赤で表示した大隅海峡の海の大隅海峡の上層に分布する等密度面について調べ）

Fig. 5‑1. Horizontal distributions of velocity at 50 m depth by two LADCP observations at 93 stations in June
2001（phase 4）（a）, and in June 2000（phase 6）（b）. Velocity is shown by arrows, whose scale is displayed in
the right margin. For eight stations in the Ohsumi Strait those velocities are shown by red arrows, data in Fig.
5‑2（T-S diagram）are also displayed in red.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 5‑2. T-S diagrams of 1 dbar interval data obtained by two CTD observations at 93 stations in June 2001
（phase 4）（a）, and in June 2000（phase 6）（b）. Curved lines are isophycnal lines（by using σｔ）. Data of eightstations in the Ohsumi Strait those velocities are shown by red arrows in Fig. 5‑1. Five water types referred in
the text are shown by yellow lines in（a）.

Fig. 5‑3. Classification of water types on the T‑S diagrams shown in Fig. 5‑2 in June 2001（phase 4）
（a）
, and
in June 2000（phase 6）（b）. Water types are classified by colors shown in Table 5‑1 on two isophycnal surfaces（σｔ = 23 3, 24 3）.

Tsutomu SAITO

Fig. 5‑4. Horizontal distributions of velocity, water types, thickness of layer, and depth on the isophycnal surface（σｔ= 23 3）psitioning in the upper Ohsumi Strait in June 2001（phase 4）（a）, and in June 2000（phase 6）（b）. Velocity isshown by arrows and thickness of layer（σｔ±0 2）is shown by the size of circle, whose scales are displayed in theright margin. According to the water type, the arrows and the circles are displayed in colors shown in Table 5‑1.
Numbers show the depth of isophycnal surface in meters.

Fig. 5‑5. Same as Fig. 5‑4 but for the isophycnal surface（σｔ = 24 3）psitioning in the lower Ohsumi Strait in June
2001（phase 4）（a）, and in June 2000（phase 6）（b）.

九州南方での海況変動と海水交換る。
屋久島西方の黒潮北縁部の蛇行の峰には水型Ⅰが，半島南方の大陸棚斜面上に東シナ海系水が分布してい高気圧性の黒潮前線渦の北西向流には水型Ⅱが，そしたのに対し，phaseて黒潮前線渦の南東向流と大隅海峡の東向流には水型っている。また，黒潮前線渦の南東向流と大隅海峡のⅣが分布している。また，屋久島南方の黒潮北縁部に東向流に分布していた東シナ海系水は，50 cm/sec（黒水型Ⅳ，Ⅴが沿岸域から取り込まれるように分布して潮前線渦の流速）でのいる。さらに，低気圧性渦の北東流には水型Ⅲ〜Ⅴがであることを考えると，九州南西方の沿岸域から輸送

分布している。これらの水型分布の特徴から，本研究されてきたことが示唆される。

においては黒潮系水に置き換わ

日間での移動距離が130 kmにおいては水型Ⅰ，Ⅱを黒潮系水，水型Ⅲ，Ⅳ，Ⅴを最後に，Fig. 5‑5（下層）を Fig. 5‑4（上層）と比東シナ海系水と呼ぶこととする。Fig. 5‑4⒜で，黒潮

較して，大隅海峡の下層に分布する等密度面につい系水と東シナ海系水の分布水深は明らかに異なり，前て調べる。phase

者が概ね70〜80 m 深，
後者が概ね20〜30 m 深である。

系水と東シナ海系水の分布は上層と大きく変わらな

次に，Fig. 5‑4⒝で，薩摩半島南方の大陸棚斜面上い。Fig. 5‑5⒜でも Fig. 5‑4⒜と同様に，黒潮系水とにおける高気圧性の黒潮前線渦の終焉期（phaseについては，下層における黒潮）

東シナ海系水の分布水深は明らかに異なり，前者がの大隅海峡の上層に分布する等密度面について調べ

概ね100〜130 m 深，後者が概ね50〜80 m 深である。

る。屋久島南方に移動した黒潮北縁部の蛇行の峰に水

ただし，phase型Ⅰが，北東方向に移動し薩摩半島近くまで達し弱ま大陸棚斜面上の東シナ海系水が，九州南西から大隅った高気圧性の黒潮前線渦の北西向流には水型Ⅱが，海峡方向に高塩分化しているという特徴が見られる

そして黒潮前線渦の南東向流と大隅海峡の東向流には（Fig. 5‑5⒜における水型の色区分で紫→青→緑）。さ

水型Ⅳ，Ⅴが分布している。また，低気圧性渦の北東らに，phase

流には水型Ⅲが分布している。これらの水型分布は，

ける黒潮系水と東シナ海系水の分布が上層とは大きく

黒潮系水と東シナ海系水の分布で見ると，Fig. 5‑4⒜異なっている。大陸棚斜面上での何らかの海水の混合における分布と整合的である。高気圧性の黒潮前線渦過程（例えば，流れの鉛直シアー，島嶼まわりの海底の北東方向への移動に伴い，phase

地形に起因する擾乱など）が存在していることが示唆

においては薩摩の下層においては，薩摩半島南方のについては，大陸棚斜面上で下層におFig. 5‑6. Horizontal distributions of velocity at 27 m depth by towed ADCP observation carried out on 21‑22
June 2000, just after the observation A（phase 6）. Velocity is shown by lines, whose scale is displayed at thelower right in the panel. White dots are XBT observation stations. Directions of velocity components（u, v）
shown in the vertical sections（Fig. 5‑8）are displayed. Depth contours are identical with those in Fig. 1‑1.

Tsutomu SAITO

Fig. 5‑7. Sections that volume transports are calculated in.
Volume transports in Table 5‑2 are calculated in four sections
02‑07, 07‑09 of T1 and 01‑03, 03‑05 of T2. Numbers put a squarearound are volume transports（in Sv）for 23 m-103 m depth layer
calculated in the four sections.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. 5‑8. Velocity and temperature vertical sections of T1（a）and T2（b）by towed ADCP and XBT
observation. Velocity components u and v（see Fig. 5‑6）are shown in upper panels and lower panels
respectively in color with color bars. Temperature is shown by contours. Arrows at the upper in panels show
sections that volume transports in Table 5‑2 are calculated in.

Tsutomu SAITO

Fig. 5‑9. Same as Fig. 5‑8 but for displayed velocity components. Velocity components absolute value anddirection are shown in upper panels and lower panels respectively in color with color bars. Direction of velocity
is defined as an angle to v component with the same sign as u component.

九州南方での海況変動と海水交換
Table 5‑1. Classification of water types on two isophycnal surfaces（σｔ = 23 3, 24 3）. For
each water type（Ⅰ ‑ Ⅴ）
, salinity range and color for identification in Fig. 5‑3, 5‑4, and 5‑5.

Table 5‑2. Volume transports by towed ADCP observations for two
observation lines T1 and T2（See Fig. 5‑7）. Volume transports for 23 m-103
m depth layer are calculated in four sections 02‑07, 07‑09 of T1 and 01‑03,
03‑05 of T2. Additionally volume transport for 103 m-bottom depth layer iscalculated in a section 02‑07 of T1.

される。

Fig. 5‑6において測線 T，T

ともにほぼ全区間

いずれにしても，今回の観測結果においては，薩摩で東向流となっている。Fig. 5‑9の流速断面において半島南方の大陸棚斜面上における高気圧性の黒潮前線

その東向流の構造を見ると，黒潮流軸〜北縁部の流れ

渦の発達期から終焉期に大隅海峡に形成されていた東（T

向流は，東シナ海系水を九州南西方の沿岸域から太平（Tの07‑09，Tの03‑05），および九州沿岸の流れ

洋沿岸域へ輸送していた。

（Tの02‑07，Tの01‑03）に分けることができる。

.

流速・水温断面の構造

phaseの観測の直後（2000年

隅海峡周辺に設定した

月21〜22日）に大本の測線 T，
T （Fig. 2‑4）の09‑16，Tの05‑11），大陸棚縁辺付近の流れ

一方，水温断面を見ると，測線 T，T℃以上の暖水で覆われており，Tの02‑03付近およびTの表層は25の01‑03付近に水温前線が見られる。

した phaseの水温・流速分布から，T

章で示

の流速・水

において実施した曳航式 ADCP/XBT 観測で得られ温断面は，黒潮北縁部の蛇行の峰から高気圧性の黒潮

た流速・水温データを使用し，大隅海峡の東向流を含前線渦の縦断面であると思われる。

む種子島・屋久島周辺の大陸棚上を通過する流れの流

黒潮流軸〜北縁部の流れには，T

および T

とも

速・水温断面の構造について調べる。すべての観測にに100〜140 cm/sec の流速極大が三つ見られるが，そは33時間を要した。Fig. 5‑6には，測線 Tの深度は，T

27 m 深（曳航式 ADCP の第，Tので100〜200 m 深，Tで100 m 深付近

観測層）での流速分布であり若干異なる。複数の流速極大の形成には，上流を示す。また，Fig. 5‑7には，Table 5‑2の流量の算出

側に屋久新曽根が存在することがその理由として考え範囲を示す。さらに，Fig. 5‑8および Fig. 5‑9には，

られる。

測線 T

，T

の流速・水温断面を示す。Fig. 5‑8の流速断面には，Fig. 5‑6に示した方向の成分 u と v

大陸棚縁辺付近の流れは，Fig. 5‑9の流速断面において100 m 以浅の表層に形成されており，T

でを，Fig. 5‑9の流速断面には，流速の大きさと方向（v60 cm/sec，Tで90 cm/sec の流速をもつ。Fig. 5‑6成分からの角度で u 成分と同じ符号とした）を示す。

の流速の水平分布，Fig. 5‑8の流速断面における T

Tsutomu SAITOの07付近80 m 以浅の u 成分（または，Fig. 5‑9の流向）から，Tとが示唆される。

の大陸棚縁辺付近の流れは，屋久島の南か第らの流れと屋久島と種子島の間からの南下流が合流し

章

議

論

形成されていることが示唆される。
九州沿岸の流れについて見ると，Fig. 5‑9の T

今回得られた結果は，九州南方の黒潮前線周辺域の 流 速 断 面 に お い て，100 m 以 浅 の 表 層 に50〜において20日程度の周期で起こる現象として，これま

70 cm/sec の流速極大が四つ形成されている。複数ので断片的に報告されていた，鹿児島−名瀬間のフェリ流速極大の形成には，上流側にあたる薩摩半島南方のー航路周辺における20日程度の周期での水温前線の北大陸棚斜面上に島嶼や浅瀬が存在することがその理由

上，暖水舌の形成とその北東方向への移動，中之島のとして考えられる。一方，
T

水位の周期的な変動，大隅海峡における東向流の形成，の大隅海峡の東向流は，

110 cm/sec の流速をもつ。これらの結果は，章でおよびトカラ海峡西方における渦の形成などの水温・の記述「100 cm/sec 以上の流速をもつ大隅海峡の東

流速場の現象を，一連の現象として，はじめて三次元

向流は，流向から見ると高気圧性渦北縁の東向流と連的かつ時間発展的に記述したことである。

続しているように見えるが，大隅海峡の流速は渦北縁の流速（phase〜で40〜80 cm/sec 程度）よりも大きく不連続的である」と整合的である。また，

水温前線の北上過程の phase〜において見られた暖水舌は，東に移動する黒潮北縁部の蛇行の峰の章

北西方向にあたる薩摩半島南方の大陸棚斜面上に形成

では「渦北縁の流れと大隅海峡の流れは水温分布におされていた。また，暖水舌のまわりには，時計回りのいても不連続であり，大隅海峡の流れは低温となって流れが形成されていた。この時計回りの流れと黒潮北いる」と記述した。これに関して，Tの水温縁部の蛇行の峰は，水温・流速場で見て同様な鉛直ス

断面を比較すると，大隅海峡で流れに対応した等温線

ケールをもち，移動における位相も同期していたことの傾きが大きくなり，低温水が海峡の北側で海面近くから，この暖水舌まわりの流れを高気圧性の黒潮前線に分布する様相となっている。水温の不連続はこの構渦と見なすのが適当である。

とT造によると考えられる。

この高気圧性の黒潮前線渦の発達期と考えられる表層で最大流速を示していた九州沿岸と大陸棚縁辺付近の流れについて，23〜103 m 深の流量を T
02‑07間 と07‑09間， お よ び T

の

phase

〜

では，傾圧的な構造が見られた。最近のいくつかの研究（例えば，増田・奥野，2002; Isobeの01‑03間 と03‑05間

2004; Koketsu

2005）では，黒潮前線渦の（Fig. 5‑7を参照）
について算出して Table 5‑2に示す。

発生・発達過程を傾圧不安定波の時間発展として議論

流量は，緯度m 間隔のしている。また，Nakamura（2005）の数値実験では，

m ）を乗じて

東シナ海大陸棚縁辺とトカラ海峡の間で形成された積分することにより算出した。九州沿岸の流れについ黒潮前線渦が傾圧不安定の様相を呈していた。本研究て，Tでの黒潮前線渦の発生・発達過程も，傾圧不安定によ（2 033 m）間隔，深度流速の v 成分に単位断面（2 033×の02‑07間と Tと，後者が0 5 Sv（

2の01‑03間の流量を比較する
6

3

Sv ＝10 m /sec）小さい。一方，大陸棚縁辺付近の流れについて，Tる擾乱の成長の可能性があるが，九州南方は地形が複の07‑09間雑であることから，他の力学過程も重要であると思わの03‑05間の流量を比較すると，反対に後者がる。実際に，Fig. 3‑5における各深度の等深線を見る

0 5 Sv 大きい。つまり，屋久島と種子島の間からのと，傾圧的な構造が見られた30〜200 m 深においては，

南下流の流量が0 5 Sv であったと仮定すると，これ上層では大隅海峡で太平洋側とつながっているのに対ら二つの流れ（九州沿岸と大陸棚縁辺付近の流れ）をし，下層ではつながっていない。また，200〜400 m

合わせた流量は水平的に保存していたことになる。

深においては，上層では屋久島西岸から佐多岬（北）その流量は2 3 Sv であり，対馬暖流の流量（Isobe

方向に等深線が分布するのに対し，下層では屋久島西とT2002）と同程度である。
また，T

岸から宇治群島（北西）方向に分布する。このようなの02‑07間については，103 m 深〜海底

海底地形の深度方向の変化が，着目した傾圧的な構造の流量を算出した（Table 5‑2）
。その結果は1 1 Sv での形成と関係している可能性がある。今後，個々の観あるが，この流れは大隅海峡および屋久島と種子島の測データをさらに詳細に解析する必要がある。

間を通過できないため，周辺海域の密度場の時間変動に関与していることが考えられる。Fig. 5‑9の Tの流向断面を見ると，
この流れの流向は02‑04間で正（南東向き），04‑07間で負（北東向き）で収束しているこ

高気圧性の黒潮前線渦の終焉期と考えられる
phase
年の観測（2000年月15〜20日）の直前（2000

月12〜15日）に，同じ海域において Nakamura（2003）による観測が行われていた。彼らの観測

九州南方での海況変動と海水交換した暖水舌の規模や形成位置は，本研究の phaseと中之島の水位変動との位相関係が他とは若干異なっの結果とよく似ている。さらに，彼らの観測では，暖ている。同様の状況は，Nakamura（2005）の数値実

水舌の南西側に，同様な空間スケールの低気圧性渦が験にも見られる。彼の実験では，当海域において20日存在していた。この低気圧性渦は，phase

周期で発達した低気圧性の黒潮前線渦が

における

周期で減衰

低温域と矛盾しない。また，彼らが観測した暖水舌ませず，次のわりの流速は，本研究の phase

いう現象が起きていた。そして，この黒潮前線渦の存と同程度であり，

phaseと比較して大きかった。これらのことは，

phase

を黒潮前線渦の終焉期と見なしたことを支持

している。
phase

周期においても背景場として存続すると続中のフェリー航路付近の黒潮は北編していた。
また，phase

では，黒潮前線付近に phase〜の暖水舌とは異なる高気圧性渦が，また甑海峡に南に大隅海峡全域に形成されていた下流が見られる。これらについては，本研究で対象と100 cm/sec 以上の流速をもつ東向流は，東シナ海系〜

した水温前線の北上との関係が不明であるため，ここ水を輸送していた。大隅海峡の東向流の強化が当海域では取り上げなかった。phaseにおける20日程度の周期を持つ流速変動の一部である研究の調査対象海域の西方の東シナ海の陸棚縁辺からとすると，この流速変動によって，九州南西方の沿岸

九州南西方にかけての海域で形成された高気圧性の黒域から太平洋沿岸域（日向灘）への東シナ海系水の輸

潮前線渦（宮地，1989）が，黒潮北縁部の蛇行の峰と送が助長されると考えられる。また，大隅海峡周辺のともに東へ移動してきた可能性がある。宮地（1989）
は，東向流の流量は，東シナ海から日本海へのマアジ仔稚それに伴い九州西方から九州南方へ東シナ海系水が輸魚の輸送に関わる対馬暖流の流量と同程度であった。

送されることを示した。上記の甑海峡の南下流との関

大隅海峡の東向流が輸送する東シナ海系水にマアジの連が注目される。

の高気圧性渦は，本仔稚魚が分布する場合，この流速変動の強弱が，仔稚第魚の太平洋側への輸送量に影響を及ぼしている可能性

章

総

括

があり，付録 A で示した，中之島の水位の20日程度の周期変動強度の経年変化と太平洋側でのマアジ仔稚九州南方の黒潮前線周辺域は，マアジの主産卵場で魚量の経年変化の関連性を，直接的に説明する要因である東シナ海から，仔稚魚が太平洋側沿岸域へ海流にあることも考えられる。

より輸送される際の通過点となる。本研究においては，また，今回の黒潮前線渦の形成が傾圧不安定によるとすると，この変動は黒潮前線を横切る方向（南北方向）
への海水の移動を伴うことが考えられる。実際に，黒潮前線渦の発達期（phase

その仔稚魚輸送という観点から，九州南方での水温・流速変動と海水交換に着目した。
この海域において20日程度の周期で起こる現象とし）についての Fig. 5‑4て，鹿児島−名瀬間のフェリー航路周辺において20日⒜および Fig. 5‑5⒜で，屋久島南方の黒潮北縁部に，程度の周期で水温前線が北上することが知られてい東シナ海系水が等密度面に沿って沿岸域から取り込まる。また，暖水舌の形成とその北東方向への移動，中れるように分布していた。九州南西方の沿岸域の東シ之島の水位の周期的な変動，および大隅海峡における

ナ海系水が黒潮に取り込まれ，日本南岸のより遠方へ

東向流の形成が報告されている。さらに，トカラ海峡輸送される可能性があり，これもマアジ仔稚魚の太平

西方において高気圧性渦あるいは低気圧性渦に伴う黒洋側への輸送という観点から興味がもたれる。

潮北縁部の蛇行が交互に発達することが報告されていところで，今回の並替えで得られたデータセットでる。これらの現象は相互に関連して起こっていると考は，中之島の水位の14〜26日周期変動（Fig. 3‑4）をえられるが，これまでは，個々の現象についての主と厳密に見ると，期間 D と期間 A の位相が逆転していして表層に関する断片的な描像しか得られていなかっるようにも見える。その理由として，期間 D に20日た。

程度の周期の変動以外の変動が重なっていたことが考えられる。実際に，2002年のそこで本研究では，九州南方での水温前線の北上に回の観測（D，E）時

伴う水温・流速場の変動を，はじめて三次元的かつ時の中之島の水位変動には，50〜60日の周期変動が重な

間発展的に記述することを試みた。フェリー航路周辺って起こっていた（Fig. A‑2）
。この50〜60日周期変の82測点（15 km 間隔で格子状に配置）において，動との関連から Fig. 3‑1を詳細に見ると，期間 D に起海面から海底付近までの CTD/LADCP 観測を2000〜

こっていた水温前線の北上では，他と比較して前線の2003年に計

北上開始位置が北に偏っている。それに伴い，前線の度の周期で水温前線の北上が起こっていた。水温・流

北上開始直後に水位が極大となっており，前線の北上

速場の変動を時間発展的に追うために，それらの結果回実施した。いずれの観測時にも20日程

Tsutomu SAITO
をフェリー航路上での水温前線の南北位置を指標としタを利用して，仮想的な連続データに並べ替えたものて並べ替えた。並替えで得られた水温・流速場のデーである。各観測時の水温・流速場は，20日程度の周期

タセットは，これまでに得られている表層の断片的なの変動以外の変動が重なっていることが考えられる描像と整合的であった。

（例えば，期間 D の中之島の水位変動）。水温前線の並べ替えられた水温・流速場のデータセットから，北上に関わる一連の現象を，より定量的な時間発展と水温前線の北上に伴う水温・流速変動の実体は以下して議論していくためには，数値実験や，係留系観測のとおりであることが分かった。黒潮北縁部の蛇行による実際の時系列データの取得が必要である。そのの峰が西から東に移動して，屋久島の西方に近づくの際，本研究で得られた結果は，数値実験結果の検証おに伴い，水温前線は屋久島近くまで北上する。黒潮北

よび係留系の設置場所の検討材料として非常に有効な縁部の蛇行の峰がさらに屋久島に近づくと，蛇行の峰ものになると考える。

の北側に高気圧性渦が発生し，暖水域が形成される。
この高気圧性渦は薩摩半島南方の大陸棚斜面上で発達

謝辞し，蛇行の峰から北西方向に伸びる暖水舌が形成される。この暖水舌（高気圧性渦）は300 m 深に及ぶ構造

本研究を行うにあたって，九州大学応用力学研究所をもち，高気圧性の黒潮前線渦と考えられる。この黒の今脇資郎教授には，研究者として必要なものの考え

潮前線渦（暖水舌）が北東方向に移動するのに伴い，方や姿勢，論文作成の技術など，今後の研究生活におフェリー航路付近での水温前線は屋久島から佐多岬まいて活かせる多くの事についてご指導を頂いた。こので北上する。黒潮前線渦は最終的に薩摩半島近くまでような研究を行う機会を与えてくださったこと，忍耐達して消滅する。その間に，黒潮北縁部の蛇行の峰は強く筆者と向き合ってくださったことに対して，心か

屋久島の南まで移動する。また，この高気圧性渦に伴ら感謝の意を表します。また，九州大学応用力学研究

い，その西・南西側に低気圧性渦が，また大隅海峡に所の市川香准教授には，研究内容の論理性，客観性，100 cm/sec 以上の流速をもつ東向流が形成される。

整合性などについて，本研究を進める中で，常に細か

なお，上記の黒潮北縁部の蛇行の峰の西から東への移なご指導を頂いた。九州大学応用力学研究所の馬谷紳動に伴い，中之島の水位は前半上昇し後半下降する。

一郎博士には，観測結果の見方など，研究を進める上このように，九州南方での水温前線の北上は，薩摩半で多くの助言を頂いた。お二人に対しても深くお礼申

島南方の大陸棚斜面上に形成された高気圧性の黒潮前し上げます。さらに，筆者と同じ海洋情報解析学研究

線渦（暖水舌）が，北東方向に移動して消滅する過程

室に在籍し常に激励を頂いた皆様に心からお礼申し上の一側面であることが分かった。

げます。本研究における蒼鷹丸による九州南方での観また，大隅海峡に100 cm/sec 以上の流速をもつ東測の実施においては，水産総合研究センター中央水産

向流が形成されていたときの CTD/LADCP 観測デー

研究所の秋山秀樹博士，瀬藤聡博士をはじめとする海タを使用して九州南方の水塊分布を調べた結果，この

洋動態研究室の方々に多大なご協力を賜った。また，

東向流が東シナ海系水を九州南西方の沿岸域から太平

秋山博士には，筆者が社会人として九州大学大学院

洋沿岸域へ輸送していることが分かった。また，大隅に在学して本論文の作成に取り組む上での職場の環境

海況に東向流が形成されているときに曳航式 ADCP

を長年にわたり整備して頂き，常に激励を頂いた。瀬により測定した九州南方の種子島・屋久島周辺の大藤博士には，ウェーブレット解析についてのご指導を

陸棚上を通過する流量は，対馬暖流の流量と同程度受けた。水産総合研究センター中央水産研究所の奥野であった。水温前線が屋久島から佐多岬まで北上する

章博士には，周波数解析についてのご指導を受けた。

過程に見られた大隅海峡の東向流の強化が，当海域にこれらの方々にも深謝の意を表します。衛星 SST 画

おける20日程度の周期での流速変動の一部であるとす

像の処理でお世話になった水産総合研究センター中央

ると，この流速変動に伴って，九州南西方の沿岸域か

水産研究所の清水 学博士，最近の九州南方におけるら太平洋沿岸域への東シナ海系水の輸送が増加し，そ黒潮流軸位置に関する情報を提供していただいた水産の強弱が，東シナ海を主産卵場とするマアジの仔稚魚

総合研究センター中央水産研究所の安倍大介博士，の太平洋側への輸送量に影響を及ぼすことが考えられ

回の九州南方黒潮前線域における観測で多大なご協力る。

をいただいた歴代の蒼鷹丸船長はじめ乗組員の皆様に本研究での九州南方における水温・流速場の変動にも心から感謝申し上げます。フェリー航走水温データ

関する解析結果は，実際に連続して得られたのではなの提供を受ける際に大変お世話になった鹿児島県水産い観測結果を，過去の知見などを基に他の時系列デー

技術開発センターの田中耕治氏にも心からお礼申し上

九州南方での海況変動と海水交換げます。職場の上司として大学院への入学の際，およKaneko A., Koterayama W., Honji H., Mizuno

び在学中に大変お世話になった水産総合研究センター

S., Kawatate K. and Gordon R.L., 1990 : A

中央水産研究所の入江隆彦博士，石田行正博士，およcross-stream survey of the upper 400m of theび宮地邦明博士にも心から感謝致します。ADCP 観

Kuroshio by an ADCP on towed fish.

測について技術的なご指導を頂いた広島大学大学院工, 37, 875‑889.

学研究科の金子 新教授，黒潮前線渦についての議論

Kawabe M., 1995 : Variations of current path,

で有益な助言を頂いた九州大学応用力学研究所の増田

velocity, and volume transport of the Kuroshio

章教授にも深く感謝申し上げます。本研究で使用した

in relation with the large meander.

水位データについては日本海洋データセンターから，25, 3103‑3117.

海面気圧データおよび衛星海面水温画像については農

Kouketsu S., Yasuda I., and Hiroe Y., 2005 :

林水産省の農学情報資源システムから提供を受けた。

Observation of frontal waves and associated

この場を借りてお礼申し上げます。本研究は農林水産

salinity minimum formation along the Kuroshio

技術会議フロンティア研究「海洋生物資源の変動要因

Extension.

の解明と高精度変動予測技術の開発」の一部として行

029/2004JC002862.

われた。最後に，本研究を精神的に支えてくれた両親，兄弟，特に妻・洋子に感謝致します。

110, C08011, doi:10.1

増田 章 , 奥野 章 , 2002 : 黒潮前線渦の傾圧不安定としての側面，九州大学応用力学研究所所報，122,
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Kuroshio subsurface layer in the East China

58, 487‑503.

Sea.

, 60, 853‑863.

Joyce T.M., 1989 : On in situ
shipboard ADCPs.
169‑172.

calibration

of
., 6,

,

Tsutomu SAITO
付録Ａ

中之島水位と太平洋側マアジ資源量の変動の関係ついて調べる。
日本海洋データセンターから提供を受けた1984〜
2003年の中之島の毎時水位データ（海上保安庁観測）

マアジ仔稚魚が東シナ海から太平洋側に輸送される〜に潮汐成分除去，日平均，大気補正（2.4節で示した

月の中之島の水位の20日程度の周期変動強度

手順①〜③）を施して得られた20年間の毎日データをと太平洋側のマアジ 歳魚資源量の経年変化を比較し使用した。欠測部分を線形補間したこのデータに対た。

して，ウェーブレット解析を行った（Torrence and

太平洋側のマアジ資源量は，1970年台半ば以降低水

Compo, 1998）。ウェーブレット解析とフーリエ解析

準で推移していたが，1986年以降顕著に増加し，1990とを比較すると，後者が時系列の平均的な変動の強さ

年代半ばには15万トンから16万トンと高水準になっを求める手法であるのに対し，前者は変動の強さ（本た。しかし，1997年から減少し，2000年から2001年に研究ではウェーブレットエネルギーと呼ぶ）を局所的やや増加したものの，2002年からは再び減少し，2005に求める手法である。

年に10万トンと中水準になった（建田ら，2007）。

Fig. A‑1に1984〜2003年の中之島水位の時系列（下マアジ資源量の変動に関して，古藤（1990）は，日段）とウェーブレット解析結果（上段）を示す。20日

本近海に分布するマアジは，東シナ海を主産卵場とす程度の周期変動は1984〜2003年の全期間を通してしばる大きな系群と，本州中部以南の沿岸域で分散して産しば卓越していたことが分かる。しかし，マアジ仔稚

卵する小さな地方群とからなり，資源量の低水準期に魚が東シナ海から太平洋側へ輸送されるは殆ど地方群によって占められ，中・高水準期の資源いて着目すると，20日程度の周期変動の変動強度に経動向は東シナ海からの 歳魚の補給量の多寡に大きく年的な違いが見られる。例えば，1986，1989，2000年支配されるとの見解を示した。実際，1986年以降の資に変動強度が大きかったことが分かる。

源量の増大との関連から注目された1986年の太平洋側
における歳魚の大量出現（青山・前川，
1987；北川，〜

月につそこで，マアジ仔稚幼魚が東シナ海から太平洋側に
輸送される

〜

月について周期10〜30日のウェーブ

1987）について，青山・前川（1987）は主として九州

レットエネルギーの平均（Fig. A‑2の上段の各図に赤南方海域で産卵された冬季発生群によるものと推定し線で示した領域における平均）を各年について求め，た。小西・古藤（1988）もこれを支持した。

20日程度の周期変動の変動強度の時系列を作成した。

1986年以降に太平洋側のマアジ資源量が増加し続け

この変動強度の時系列と，建田ら（2007）の2005年を維持されたことについて，三谷ら（2001）は，①1986

最終年としたコホート解析で得られた1984〜2003年の年の補給群に由来する群が太平洋側地先に居着いて太マアジ太平洋系群の 歳魚資源量および親魚量の時系

平洋側の資源を維持した，②東シナ海からの補給のた列を比較した。

めの条件が良好に維持され年々の補給が太平洋側の資源を増大させた，という二つの可能性を示した。

Fig. A‑2に，中之島の水位の20日程度の周期変動強度の時系列（◆）をマアジ太平洋系群 歳魚の資源量

九州南方の黒潮前線周辺域は，東シナ海で産まれの時系列（▲）とともに示す。両者の前年からの増減

たマアジの仔稚幼魚が東シナ海から日本南岸沿岸域へについて調べたところ，19年中の14年（74％）で両者

海流により輸送される際の通過点となることから，その増減が一致していた（Fig. A‑2において両者の増減の流速場の変動は，太平洋側のマアジ資源量の変動にが一致するところに線を表示した）。さらに，変動強対して直接的に何らかの影響を及している可能性があ

度は，1980年代半ばから1990年代半ばにかけて続いたる。つまり，その変動の強弱が，上記②の東シナ海か資源量増大のきっかけとなった太平洋側における 歳らの補給のための条件として作用している可能性があ

魚の大量出現が起こった1986年に最大となっていた。

る。
文

九 州 南 方 の黒潮前線周辺域においては， 暖 水 舌

献形成に伴う水温前線の北上などの20日程度の周期で起 こ る 現 象 が 知 ら れ て い る（ 例 え ば，Nagata and青山雅俊，前川千尋，1987 : 1986年相模湾における

Takeshita, 1985; 秋 山・ 飴 矢，1991; 秋 山 ら，1992;

マ ア ジ 当 歳 魚 の 大 量 漁 獲， 水 産 海 洋 研 究，51,

Nakamura

2003）。そこで，九州南方の黒潮流軸付近に位置する中之島の水位の20日程度の周期変動に着目し，1984〜2003年の20年間について，その変動強度と太平洋側マアジ資源量の経年変化の対応関係に

97‑100.
北川大二，1987 : 岩手県沿岸域のマアジ幼魚の大量漁獲．水産海洋研究，51, 100‑102.
小西芳信，古藤

力，1988 : 最近の南西外海域におけ九州南方での海況変動と海水交換

Fig. A-1. Time series of the sea level anomaly（in cm）at Nakanoshima in 1984‑2003（lower panels）andtime-cycle（in day）diagrams of the wavelet energy（upper panels）. Contour interval of the wavelet energy is
25 cm2 and gray painting parts show 50 cm2 or more. Average wavelet energy in Fig. A‑2 is calculated in the
red squares shown in panels.

Tsutomu SAITO

Fig. A‑1. Continued.

九州南方での海況変動と海水交換

Fig. A‑2. Year-to-year comparison between average wavelet energy（March-June）of 10‑30 day period in sea
level variation at Nakanoshima and abundance of 0-year Japanese jack mackerel in the Pacific off southern Japan（Takeda., 2007）. Graphic lines are drawn when both of them increase or decrease.

古藤

るマアジの発生量．南西外海の資源・海洋研究，

観測 A，C，D については93測点，観測 E，F につい

4, 89‑92.

ては82測点のデータを使用した。観測 B については，

力，1990：太平洋岸におけるマアジ資源の動向について，水産海洋研究，54, 47‑49.

三谷卓美，上原伸二，石田実，斉藤

船底 ADCP が故障していた。今回の船底 ADCP 観測
は，16 m 間隔50層の設定（第層は36 m）で行われ

勉，2001 : マ

たが，当海域における測流可能範囲は500〜600 m 程

アジの資源変動と加入過程の把握．黒潮の資源海度であった。船底 ADCP データは，１分間隔で取得

洋研究，2, 45‑54.

した相対流速（20ピング平均）に10分移動平均を施

建田夕帆，赤嶺達郎，西田 宏，石田 実，勝川木綿，
2007 : 平成18年度マアジ太平洋系群の資源評価．
平成18年度我が国周辺水域の漁業資源評価（魚種別系群別資源評価・TAC 種）第し，これに秒間隔で取得した DGPS の位置データから推定した船速（10分間隔の
秒間隔の船速にデータから算出した

分移動平均を施したもの）を加算

分冊，水産庁して絶対流速とし，内挿により0 5海里間隔のデータ

増殖推進部・独立行政法人水産総合研究センタを作成した。船底 ADCP トランスデューサーの取りー・北海道区水産研究所・東北区水産研究所・中

付け角の誤差補正は，Joyce（1989）の方法で行った。

央水産研究所・日本海区水産研究所・遠洋水産

船底 ADCP の精度は，船速推定誤差により10 cm/sec

研究所・瀬戸内海区水産研究所・西海区水産研究以下程度である（金子・伊藤，1994）。Fig. B‑1には，所・水産工学研究所，東京，71‑92.

船速がTorrence C. and Compo G. P., 1998 : A practicalguide to wavelet analysis.
79, 61‑78.

ノット以上の時のデータのみを表示した。

今回の LADCP データは海底近くで得られるボトム
トラッキングデータを起点として海面方向に順次流速
プロファイルを積分した結果であり，海面近くほど誤差が大きくなる。一方，船底 ADCP データは，トランスデューサーから近い層ほど精度が高い。そこで，

付録Ｂ

LADCP 観測データと船底 ADCP データの36 m 深（船底 ADCP の第比較

た。Fig. B‑1における比較の結果は，層）の流速分布で比較し回の観測にいずれについても概ね一致していた。
本研究の独自のデータ処理方法を用いて得られた

統計的に両者を比較するために，回の観測の全測LADCP 観測データの妥当性を，船底 ADCP データ

点における船底 ADCP の観測層（36〜500 m 深におとの比較により検証した。Fig. B‑1に， 回の観測 A，

ける16 m 間隔30層）について，LADCP データ（UL-ADCP，

C 〜 F で得られた LADCP データ（36 m 深流速分布）

VL-ADCP） と 船 底 ADCP デ ー タ（UVM-ADCP，VVM-ADCP）と，蒼鷹丸の RDI 社製の75kHz 船底 ADCP による測のデータ対を作成した。船底 ADCP データについて

流結果を一緒に示し，二つのデータを相互に比較した。

は，停船観測中のデータは使用できないので，各測点

Tsutomu SAITO
Table B‑1. Comparison classified by depth between LADCP data and vessel-mounted ADCP data in fiveobservations（A, C, D, E, F）. For each of ten depth layers（36 m ‑ 500 m）, mean and standard deviationof LADCP data（U L-ADCP,V L-ADCP）, and mean difference and rms difference between the LADCP data andvessel-mounted ADCP data（UVM-ADCP,VVM-ADCP）are shown.

Table B‑2. Comparison classified by observation between LADCP data and vessel-mounted ADCP data in five
depth layers（36‑100 m）. For each of five observations（A, C, D, E, F）,mean and standard deviation of LADCP
data（UL-ADCP,VL-ADCP）, and mean difference and rms difference between the LADCP data and vessel-mounted
ADCP data（UVM-ADCP,VVM-ADCP）are shown.

位置から

海里以内で

ノット以上の船速で航行中の偏差は，36〜340 m 深の層においては，前述した

データの平均値を使用した。36 m 深のすべてのデー

LADCP データと船底 ADCP データの差の rms 値よタ対を使用して U 成分，V 成分それぞれについて相り大きく，仮にこの rms 値がすべて LADCP データ

関係数を求めると，それぞれ0 92，0 86であった。

の誤差であったとしても，これらの深度における水平

Table B‑1には，36 m 深から500 m 深までの計10層について，回の観測の全測点の LADCP データと流速場の空間変動についての記述は十分可能であると言える。420 m 深および500 m 深の層においては，船底 ADCP データの差の平均値と rms 値を示した。

標準偏差と rms 値が同程度であるが，この rms 値に

rms 値は，180 m と260 m の U 成分を除くと，各深ついては LADCP データの誤差そのものと言うわけで度間に大きな違いが見られず，いずれも15 cm/sec 程はなく，船底 ADCP データの誤差（前述したとおり

度であった。180 m と260 m の U 成分の大きな rms

10 cm/sec 以下程度）も反映されたものである。さら値 に つ い て は，大陸棚斜面上の測点におけ る 船 底に，前述したとおり，今回の LADCP データは海底近ADCP データの異常値に起因していた。

くで得られるボトムトラッキングデータを起点としてまた，各深度における水平流速場の空間変動特性

海面方向に順次流速プロファイルを積分した結果であを把握するために，Table B‑1には各深度についてり海底近くほど精度がよい。よって，これらの深度に

LADCP データの平均値と標準偏差も示した。標準

おける水平流速場の空間変動についての記述の可否に九州南方での海況変動と海水交換

Fig. B‑1. Comparison between LADCP data（arrow）and vessel-mounted ADCP data（line）
for 36 m velocity fields in five observations（A, C, D, E, F）by the RV Soyomaru（see Table
2‑1）. Depth contours of 200 m are shown by thin solid lines, and those of 1000 m are shownby thin dotted lines.

Tsutomu SAITO
ついては，この結果のみからは判断できない。
各観測間における観測精度のばらつきの有無につい て も 調 べ た。Table B‑2に は，回の各観測について，全測点の36 m 深から100 m 深までの計層の

LADCP データと船底 ADCP データの差の平均値とrms 値を示した。rms 値は，各観測間に大きな違いが見られず，いずれも15 cm/sec 程度であり，各観測時の海況や密度成層の違いに関係なく，常に一定の精度が得られていたと言える。
文
金子

献

新，伊藤集通，1994：ADCP の普及と海洋学の発展．海の研究，3, 359‑372．