海の研究（Oceanography in Japan），26（4），113−147，2017

─ 総 説 ─黒潮の流路・流量変動の研究＊
─源流域から九州東岸まで─
中村 啓彦†
要旨

本総説の目的は，黒潮流路と流量の季節変動と経年・十年規模変動について，ルソン島沖から九州東岸沖までを俯瞰し，海域毎の共通点と相違点を認識することによって，より包括的な黒潮理解の枠組みを築く手がかりを示すことである。特に，季節変動を支配する
力学を掘り下げる。例えば，黒潮流路の季節変動については，ルソン海峡での黒潮のルー
プ流路，台湾北東方の黒潮の陸棚上への貫入，九州東方の黒潮小蛇行といった鍵現象のいずれも，冬季に発生する点で共通している。一方，黒潮流量は，多くの流域で夏季に多く，
秋〜冬季に少ないという観測事実がある（フロリダ海流も同様である）。これらの現象の普遍的メカニズムとして，内部領域の風応力場に対する遠隔応答（スベルドラップ応答）の他に，黒潮上の風応力場に対する非線形エクマン応答や大陸棚斜面に沿った地形性ロスビー
波応答といった西岸境界層内の局所プロセスと遠隔プロセスの重要性を指摘する。経年・十年規模変動では，スベルドラップ応答が支配的な力学となるが，局所応答が重要である現象も認められる。
キーワード：季節変動，局所応答プロセス，季節風，経年・十年規模変動，
遠隔応答プロセスの海洋物理学が成熟期に入り，全体として新たなフロン

1. はじめにティアへ向かって発展していることに呼応している。では，これまでの研究により，海洋物理学者は黒潮の力学

近年の黒潮研究は，純粋に黒潮自体の力学を理解するを十分に理解できたかというと，そのようなことはない。

段階から，気候システムや海洋生態系の中での黒潮の役

この総説は，これまでの黒潮の力学研究をとりまとめ，割を理解する応用段階に発展しつつある。これは，現在

もう一歩前に進める筋道を示すことを目指している。したがって，新しいフロンティアとしての黒潮研究の詳細

2016 年 5 月 10 日受領；2017 年 4 月 9 日受理
著作権：日本海洋学会，2017† 鹿児島大学水産学部〒 890−0052 鹿児島市下荒田 4−50−20
TEL：099−286−4100 FAX：099−286−4015
e-mail：nakamura@ﬁsh.kagoshima-u.ac.jp＊

については，中村ら（ 2016 ）による気候システムの中での黒潮の役割に関する総説を含む「気象研究ノート」第235・236 号と，斎藤（ 2015 ）による生態系における黒潮の役割に関する調査研究の解説を含む「生物と海洋」第220 号の特集を参照されたい。

114

中村 啓彦

さて，筆者は，黒潮自体の力学研究をもう一歩前に進に，西岸境界域の風応力に基づく西岸境界層内の局所応めるに当たり，以下の問題意識を持っている。黒潮の力

答と遠隔応答に注目する。したがって，本論に入る前に，学研究の主要課題は，黒潮流路と流量の平均場と変動場

北太平洋西部における風ベクトルと風応力カールの季節の観測的記述と，それらの維持・変動メカニズムの理解

変動を Fig. 2 と Fig. 3 に示す。北太平洋の西岸境界域のである。言うまでもなく，日本の海洋物理学者の多くは，

風系は，偏西風と貿易風で特徴づけられる内部領域の風

この力学研究を日本沿岸の黒潮を対象として行っている。

系とは異なり，冬季の北西季節風と夏季の南東季節風で中でも，日本南岸で起こる黒潮流路の変動，つまり大蛇特徴づけられる。つまり，内部領域では年間を通して同行流路と非大蛇行流路の発生，維持，消滅のメカニズム

じ向きの東西風が卓越するが，西岸境界域では冬季と夏を理解し，それらを高い精度で予測することを中心的課

季で風向きが逆転する。冬季季節風は，10 月〜 3 月の期

題としている。しかし，米国，台湾，中国などの国外の研究状況を見渡すと，黒潮の力学研究の中心は，東シナ
海北部から本州南岸沖の中緯度海洋の黒潮ではなく，ル

35
shu

ソン島沖から台湾周辺の低緯度海洋の黒潮に置かれていKyuる。つまり，日本人研究者の黒潮に対する関心は，日本
周辺の黒潮に偏っており，その理解も日本周辺をモデルとしたものに限定的になっている傾向がある（このこと

Stability ofKuroshio path30

ば，日本人を中心とする中緯度黒潮の研究者の多くは，黒潮流量の変動を内部領域の風応力カール（ wind stresscurl ）の変動に対するロスビー波応答として解釈する傾ug

Kuroshio

Minて，従来のスベルドラップ理論に基づく遠隔応答ととも.

本総説では，黒潮の流路と流量変動の力学機構とし

m

C
ao

よって，より包括的な黒潮理解の枠組みを築く手がかりで鍵となる海域と現象の見取り図を示す。

North Equatorial C. (NEC)dan

を俯瞰し，海域毎の共通点と相違点を認識することに流路と流量の季節変動と経年・十年規模変動を考える上

Sy

sl.
on I

15

十年規模変動について，ルソン島沖から九州東岸沖までくがそれらに集中して行われている。Fig. 1 に，黒潮のSubtropical Countercurrent

North-south shift of
NEC bifurcation latitude

Luz

所プロセスに注目する傾向がある。

くつかの鍵となる海域と現象がある。そして，研究の多

ste

in
Ok

ky

Looping and leaking
path into the SCS
Luzon St.

20

は，このような遠隔プロセスばかりでなく，海域毎の局をつかもうというものである。黒潮の力学研究には，いKerama Gap

Ry
u

Taiw
a

o

n

u

Genfang向が強い。しかし，低緯度黒潮の研究コミュニティーで

本総説の目的は，黒潮流路と流量の季節変動と経年・

nt

25

rre

も，一定の違いが認められる。これは，低緯度と中緯度

Small meander
formation

Cu

Keelung

latitude ( N)較すると，変動メカニズムを理解するための仮説形成にaw

Onshelf intrusionof Kuroshio path

中緯度と低緯度の黒潮の力学研究コミュニティーを比究の歴史的経緯を引きずっているという面もある。例え

aT
ro

とである）
。

の黒潮で変動メカニズムに違いがあることに加えて，研Tokara St.

hは，逆の立場として，中国や台湾の研究者にも言えるこ

10
120

125

130

135

o

longitude ( N)
Fig. 1. Overview of distinct phenomena for seasonal Kuroshio path variations, which are illustrated
in the figure, along with brief comments withinrectangles.

115

黒潮の流路・流量の研究
m/s

m/s

(a)
October(b)
January

m/s

m/s

(c)
April

(d)
July

Fig. 2. Monthly mean sea-surface winds from NASA Quick Scatterometer (QuikSCAT) for the 1999/September 2007/August period : (a) October, (b) January, (c) April and (d) July. Data are provided by Risien and
Chelton (data available at http://cioss.coas.oregonstate.edu/scow/).

間，ルソン海峡から東シナ海で黒潮に対して逆向きに吹る。さらに，海洋表層の黒潮と対比して，琉球列島東方

く傾向があり，夏季季節風は，6 月〜 7 月の期間，ルソンの陸棚斜面上を流れる琉球海流系，ケラマギャップ通過

島沖から日本南岸で黒潮と同一方向に吹く傾向がある。

流，沖縄トラフの中深層循環の特性を扱う。これらは，

この季節風の変動に起因して，西岸境界域では局所的な黒潮の下部が地形と作用して形成される海流系である。

風応力カールが作られる。

具体的には，

以下，第 2 章では，Fig. 1 に示した各海域と現象について，南から順番に現象の特徴と力学的解釈を整理す

1 ）ルソン島沖での北赤道海流の分岐緯度の南北移動
2 ）ルソン海峡での黒潮の南シナ海への貫入

116

中村 啓彦
2

2

N/m

(a)
OctoberN/m(b)
January

2

2

N/m

(c)
April

N/m

(d)
July

Fig. 3. Monthly mean wind stress curls from QuikSCAT for the 1999/September 2007/August period : (a) October, (b) January, (c) April and (d) July. Data are provided by Risien and Chelton (data available at http://
cioss.coas.oregonstate.edu/scow/).

3 ）台湾北東方の黒潮の陸棚上への貫入

徴と形成メカニズムにおき，経年変動と十年規模変動に4 ）台湾沖から東シナ海陸棚斜面域での黒潮流量の変動

ついては簡単に触れることにする。本章では，論文を引

5 ）東シナ海陸棚斜面域での黒潮の安定性用しながら現象の特徴を整理するが，網羅的に論文を引

6 ）九州東方の黒潮小蛇行の形成用するのではなくて，要石と考えられる論文を中心に，

7 ）海洋中深層を流れる海流系

比較的新しいものをできるだけ深く考察することにする。

である。
これらの 7 項目に対する比較の主眼を，季節変動の特第 3 章では，より包括的な黒潮理解の手がかりを得る
ために，第 2 章で取り上げた黒潮流路と流量の季節変動

黒潮の流路・流量の研究

117の力学について，それらの関係性を海域横断的に考察す

流量は 10 月に最少で 3 月に最大，ミンダナオ海流の流量. 2008 ））でる。さらに，近年の研究（例えば，Zhai et al（

は 5 月に最少で 1 月に最大となる。なお，Yaremchuk

その重要性が指摘されている，西岸境界流で起こる運動

and Qu（ 2004 ）は，直接，言及していないが，分岐緯度

エネルギーの散逸の問題を議論する。この問題は，西岸の南北移動と各流量の関係は，やや位相がずれるものの，境界流の流量の季節変動を引き起こす局所プロセスの 1

分岐緯度が北偏（南遍）する時期に黒潮流量は減少傾向

つとして注目される。

（増加傾向）であるのに対し，ミンダナオ海流流量は増加

第 4 章では，今後，黒潮に関して重点的に取り組むべ

傾向（減少傾向）であると見ることができる。この関係

き課題を提起するとともに，スベルドラップ理論を中心

は，数値シミュレーションの結果（ Qiu and Lukas, 1996 ;に展開された従来の研究の次に来る研究の枠組みをまと

Kim et al., 2004 の Fig. 4 ）でも明瞭に認められることかめる。

ら注目される。
北赤道海流の分岐緯度が季節変動をする基本的メカニ

2. 鍵海域ごとの現象と力学機構の整理
2.1. ルソン島沖の北赤道海流分岐緯度と黒潮流量
北緯 15 度帯を西向きに流れる北赤道海流は，ルソン

ズ ム を Qiu and Lukas（ 1996 ）と Qu and Lukas（ 2003 ）が提案している。彼らは，亜熱帯循環と熱帯循環の境界とみなせるゼロ風応力カール線の季節的南北移動の振幅（約 8 度）に対して，分岐緯度の季節変動の振幅（約 2度）が極めて小さい事実に注目している。Qiu and Lukas

島にぶつかり，北向きに流れる黒潮と南向きに流れるミンダナオ海流に分岐する。この分岐緯度の南北移動は，
亜熱帯循環と熱帯循環の海水交換量に影響を与える物理過程として，多くの研究者に注目されてきた。例えば，
分岐緯度の南北移動の経年・十年規模変動は，インドネ
シア通過流の流量や経路を変えること，また，ENSO（ El

Niño and Southern Oscillation ）現象へも影響が及ぶこと。本節では，まず季が指摘されている（ Hu et al., 2015 ）節変動について特性を述べた後，経年・十年規模変動について簡単に触れる。

2.1.1. 季節変動
Yaremchuk and Qu（ 2004 ）は，観測データ解析から，
北赤道海流の分岐緯度の季節変動，および分岐緯度付近
での黒潮とミンダナオ海流の流量の季節変動を調べた。
彼らが示した分岐緯度と流量の季節変動図の各々を，Fig. 4 と Fig. 5 に示す。分岐緯度は，使用するデータによってややバイアスがあるものの，冬季（ 11，12 月）に北緯 16 〜 17 度に北偏し，夏季（ 6，7 月頃）に北緯 14 〜 15度付近に南偏する。ここでは，Fig. 4 の curve 3 を記述の対象外としている。その理由は，Qiu and Chen（ 2010a,

Sec. 1 ）が示した事実関係（北偏時期：11・12 月，南偏時
期：5 〜 7 月）から外れていることを考慮したためである。
一方，流量の季節変動（ Fig. 5 ）について見ると，黒潮のFig. 4. Seasonal variations in the bifurcation latitude of the North Equatorial Current. Curve 1 isbased on the volume transport ( ＜ 1000 m) in Qu
and Lukas (2003); curve 2 is derived from a diagnostic-model output in Yaremchuk and Qu (2004);
curve 3 is based on the surface geostrophic velocity derived from TOPEX/Poseidon altimetry. After
Fig. 9 in Yaremchuk and Qu (2004). ©American
Meteorological Society. Used with permission.

118

中村 啓彦
超長波ロスビー波が東岸から西岸へ伝播する時間内に，外力である風応力変動が同じ位相のまま持続するようになるからである。
北赤道海流の分岐緯度の経年変動は，ENSO 現象の影
響を強く受けて，エルニーニョ年に北偏し，ラニーニャ
年に南偏することが知られている（ Qiu and Lukas, 1996 ;Kim et al., 2004 ; Qiu and Chen, 2010a ）。Qiu and Chen
（ 2010a, Fig. 2 ）は，経年変動以外に十年規模変動や経年変動の変調が存在することを示し，これらの変動が Niño

3.4 指標の変動と一般に関係付けられることを示している（正偏差：北偏，負偏差：南偏）。分岐緯度の南北変位は，
経年変動より長い時間スケールでは緯度差 5 度に及び，季節変動の変位（緯度差 1 度）に比べて極めて大きい。
その理由は，スベルドラップ理論から予想される分岐緯

Fig. 5. Seasonal cycles in volume transports for the
North Equatorial Current (NEC), the Mindanao
Current (at 11 N) and the Kuroshio (at 18.5 N). After Fig. 10 in Yaremchuk and Qu (2004). ©American Meteorological Society. Used with permission.

度の南北変位が現実と一致しているためと考えられる。
一方，分岐緯度付近での黒潮とミンダナオ海流の流量の長期変動については，観測事実に基づく長期時系列から の 証 拠 は 示 さ れ て い な い。 た だ し，Kashino et al.
（ 2005 ）は，2006/07 年のエルニーニョ年と 2007/08 年のラニーニャ年を比較して，エルニーニョ年では北赤道海
流とミンダナオ海流は強くなり，逆に黒潮は弱くなるこ（ 1996 ）は，その理由として，傾圧第 1 モードの超長波ロ. 2004 ）による数値計算のとを報告している。Kim et al（

スビー波が北緯 15 度帯に沿って東岸境界から西岸境界

結果では，北赤道海流とミンダナオ海流については一致まで伝播するのに 2.5 〜 3 年かかるので，伝播中に風応するものの，黒潮については逆になっている。

力カールが季節変動するため外力の効果が相殺されてしまうことを挙げている。他方，Qu and Lukas（ 2003 ）は，ゼロ風応力カール線と分岐緯度の南北移動では季節変動

2.2. ルソン海峡の黒潮ループ海流の位相が合わないことに注目して，ロスビー波応答によルソン島（北端：約 18.5 N ）と台湾（南端：約 22 N ）る遠隔プロセスのみでは現象を説明できないことから，の間には，フィリピン海と南シナ海を繋ぐルソン海峡

南東アジア季節風（ Southeast Asia Monsoon ）によるル（幅約 400 km ）が存在する。黒潮は，主としてルソン海

ソン島東方海域の局所的なエクマン・パンピングが重要

峡の東側斜面に沿って北上する場合と，南シナ海へ漏れな役割を果たしている可能性を示唆している（ Fig. 3 参。この漏れるように
るように流れる場合がある（ Fig. 6 ）。この局所プロ
照：10 月に正偏差がルソン島沖に出現）

流れる場合には，ルソン海峡の南側から南シナ海へ流入. 2004 ）の数値シミュレーショ
セスの重要性は，Kim et al（

して北側から流出するループ流路（ looping path ）を形成

ン結果からも強く支持されている。

する場合と，黒潮の分岐流が南シナ海へ貫入する場合（ looping path に対して leaking path と呼ばれる）に分類

2.1.2. 経年・十年規模変動。
される（ Nan et al., 2011 ）一般論として，変動周期がより長くなるにつれて，局

本節では，黒潮がルソン海峡から南シナ海へ貫入する所プロセスよりも遠隔プロセスの重要性が増してくる現象について，季節変動と経年・十年規模変動の特性を。その理由は，傾圧第 1 モードの（ Qiu and Chen, 2010a ）解説する。なお，この現象に関する最近の研究の詳細か119

黒潮の流路・流量の研究

(a)

(b)

(c)

Fig. 6. Typical Kuroshio paths around the Luzon Strait : (a) looping path, (b) leaking path, and (c) leaping path.
Color shading shows absolute sea-surface height (unit : cm), and vectors show corresponding surface geostrophic velocity ﬁelds. After Fig. 3 in Nan et al. (2011).

2

つ網羅的なレビューについては，Nan et al（. 2015 ）を必き成分（ 4 日平均値）が，0.08 N m を超えるとループ流

要に応じて参照されたい。

が形成されるという経験則を提案した。この現象の基礎を成す力学は，黒潮に反して吹く冬季の北東風（ Fig. 2

2.2.1. 季節変動参照）がエクマン輸送を通して，黒潮を南シナ海側へ曲ループ流路の形成には，季節的な傾向のあることが古げるという単純なものである。しかし，境界層の流れでくから指摘されていた。例えば，Farris and Wimbush

あるエクマン輸送が内部領域の流れである黒潮の流路を（ 1996 ）は，ループ流は北西季節風に起因して冬季に形変えることが可能かどうかの具体的考察はされていない。

成されることを示し，ルソン海峡の局所的風応力の南向

この点について，2.5 節と 2.6 節で，その可能性を詳しく

120

中村 啓彦
されたい。一方，それとは別に，季節風が励起するルソ

解説する。
一方，Qu（ 2000 ）は，ルソン海峡を横断して南シナ海

ン海峡周辺のエクマン・パンピングが，ルソン海峡の南へ流入する海水の流量の季節変動を，歴史的水温プロ

北圧力差を形成する原因であるとする説もある。 （ Metzger and Hurlburt, 2001 ）。
ファイルデータから地衡流を仮定して計算した（ Fig. 7 ）その結果，最大値（ 5.3 Sv ）は１・2 月，最小値（ 0.2 Sv ）次に，西岸境界に沿って流れるジェット流が，西岸境

は 6・7 月に起こることを示し，その原因を以下のように界に位置するギャップ（例えば，ルソン海峡）を越えると説明した。すなわち，冬季の北西季節風によって，台湾

きの一般的性質を，1 層準地衡流方程式を用いて準解析の南端では海水が集積し海面が上昇，逆にルソン島の北的に調べた Sheremet（ 2001 ）の研究を紹介する。この研端では海水が離散し海面が下降するので，圧力差に起因

究では，水平粘性境界層（ Munk layer ）とギャップの幅

して地衡流として南シナ海へ海水が流入する。夏季の南の比（γ），およびジェット流のレイノルズ数（ Re ）をパ

東季節風が吹く時期は逆の状況になるとした。なお，季ラメータとして，ギャップ周辺の流れ場の状態変化を調節風によるエクマン輸送が，南シナ海へ流入する総流量べている。この解析から得られた帰結の１つに，Re が小に占める割合は小さいとしている。

さいときにはループ流路となり，Re が大きいときには季節風が海水を台湾の南端やルソン島の北端へ集積・リープ流路（ leaping path：南シナ海に漏れない状態を指離散させる現象の具体的な力学を Qu（ 2000 ）は提示してす）が形成され，Re がその間にあるときには両者の多重いないが，島周りの沿岸湧昇（沈降）であると筆者は考え。
平 衡 状 態 が 形 成 さ れ る と い う も の が あ る（ Fig. 8 ）る。島周りの沿岸湧昇は，定常な北向き（南向き）の風応Sheremet（ 2001 ）は，ルソン海峡に対してこの法則を適力場に対して，島の南端で海面下降（上昇）が起こり，島用し，通常の状態では黒潮は南シナ海に漏れることはなの北端で海面下降（上昇）が起こる。このような島周りのいが，流速が著しく遅い時期には，リープ流路とループ

沿岸湧昇のセットアップ問題については，佐渡島のよう流路の多重平衡状態があり得ることを示唆している。さな小規模な島（例えば，Igeta et al., 2015 ）から，オースらに，Farris and Wimbush（ 1996 ）を引用して，流速をトラリア大陸のような大規模な島（例えば，Spall and

弱める原因として黒潮に逆向きの冬季季節風が有効であPedlosky, 2013 ）まで多くの研究が行われているので参照

るとも述べている。Farris and Wimbush（ 1996 ）は，逆(a)Unit: m 2(b)

Unit: dyn cm

Fig. 7. Seasonal variations of diﬀerence of dynamic heights relative to 400 db across the Luzon Strait between
the southernmost point of Taiwan (A) and the northernmost point of Luzon Island (B) : (a) depth integral, and(b) vertical proﬁle. Thin solid (dashed) line in (a) shows annual (semi-annual) cycle. Rearranged from Fig. 8 in
Qu (2000). ©American Meteorological Society. Used with permission.

黒潮の流路・流量の研究

121

入を誘引する点は Sheremet（ 2001 ）の説明に相反していることには言及しておらず，具体的な力学の提案が必要である。また，台湾南西方の風応力カールによって励起される負のエクマン・パンピンに関しても，島周りの沿岸湧昇との関連を調べておらず，より厳密な力学解析が課題として残されている。

2.2.2. 経年・十年規模変動
季節変動と異なり経年変動については，解析に利用できる十分に長い期間の観測データがないため，長期観測
データを解析した研究はない。ただし，Kashino et al.
（ 2009 ）は，2006 年と 2008 年の観測結果から，エルニー

Fig. 8. Responses of jetʼs position (Xp/LM) to Reynolds number (Re) for several cases of gapʼs width(γ). Xp : a zonal distance from the gap position to
the jet (positive : eastward), LM : the meridional
distance (i.e., width) of the gap, and γ : the jetʼswidth normalized by LM. After Fig. 5 in Sheremet(2001). ©American Meteorological Society. Used
with permission.

ニョ年にルソン島沖の黒潮が弱まっていたことを報告し. 2014 ）は，2009 年 7 月 〜 2011 年 3て いる。Yuan et al（
月の 18 か月間の係留観測データを解析して，貫入現象
は 2009/10 年（エルニーニョ年）の冬季の方が，2010/11
年（ラニーニャ年）の冬季よりも顕著であり，再解析デー
タ（ the Global Ocean Forecast System Version 3.0 ）においても同様に，2009/10 年の冬季はルソン島沖の黒潮が弱かったことを確認している。この結果について，Yu-an et al（
. 2014 ）は，前述した Sheremet（ 2001 ）のギャッ
向きの風応力が流れを弱める理由を具体的に説明していプを越える流れのメカニズムと照らし合わせて，エルない。これについては，第 3 章で，西岸境界流のエネル

ニーニョ現象により上流域の黒潮流速が減少した結果，

ギー散逸の観点から，その可能性を議論する。なお，

ルソン海峡から南シナ海への黒潮の貫入が顕著になった

Sheremet（ 2001 ）と類似の理論を用いて，Kida and Qiu. 2004 ）によって，と考えた。このシナリオは，Qu et al（（ 2013 ）が，親潮がオホーツク海へ貫入する現象を解析し以前より数値計算の立場から指摘されていたものであり，ていることを，日本国内の研究状況として紹介しておく。

Yuan et al（. 2014 ）の結果は，これを支持している。な

Wu and Hsin（ 2012 ）は，黒潮の南シナ海への季節的

お，経年変動は，季節変動と異なり，ルソン海峡周辺の貫入現象は，ルソン海峡の局所的季節風に起因すると仮季節風の局所的な経年変動の影響をあまり受けないとい定した上で，貫入現象のメカニズムを詳しく調べるため. 2014 ）の示唆が注目される。
う Yuan et al（に，高解像度の数値モデルを用いて様々な風応力の与え。その結果，ルソ方に対する感度実験を行った（ Fig. 9 ）ン海峡を含めてそれより西側の風のみが貫入現象に重要であるとした。そして，冬季の北西季節風によるエクマ

2.3. 台湾北東方沖の黒潮流路
2.3.1. 季節変動

ン輸送は，ルソン海峡の南部で黒潮を強めるので貫入を

黒潮は台湾と与那国島の間を抜けて東シナ海に流入し誘引する要素となり，台湾南西方の風応力カールが励起た後，台湾の北東方沖の陸棚斜面に沿って大きく東へ転する負のエクマン・パンピング（負の渦度の注入）は，時向する。ここで，黒潮の表層は陸棚斜面の等深線を横

計回りの渦を海洋に形成する傾向があるので，貫入した

切って陸棚に乗り上げる傾向があり，その傾向は夏季に黒潮を太平洋に戻す役割を担うことを示した（ Fig. 3 の比べて冬季に大きいことが従来から知られていた。その。しかし，黒潮が強化されることが貫（ a ）と（ b ）参照）

草分け的な研究として，黒潮流路の季節変動を描写した

122

中村 啓彦

(c)

(d)

Fig. 9. Surface geostrophic current ﬁelds in the Luzon Strait calculated from AVISO data in June (a) and December (b). Surface ﬂows from a numerical model driven by winter wind stresses given in the areas east (c)and west (d) to the yellow line, respectively. After Figs. 3 and 4 in Wu and Hsin (2012).

Sun（ 1987 ）の研究がある（ Fig. 10 ）。その後，主に台湾

れまでの研究は，すべて局所プロセスに依拠している。

の研究者によって，この現象のメカニズムに関して多数

局所プロセスとして，第一に挙げられるのは季節風の影の研究が行われている。ここでは，その各々を取り上げ響である。もっとも単純な季節風メカニズムは，冬季の. 2010 ）の研究に基づいて，ることはせず，主に Oey et al（

北西季節風（台湾付近では黒潮に逆らう北東風：Fig. 2 参

この現象の季節性のメカニズムを解説する。なお，本総照）が励起するエクマン輸送によって黒潮が陸棚へ乗り説では，この現象を「黒潮流路の陸棚への貫入」と呼ぶ。
上げるというものである（例えば，Chen et al., 1996 ）ことにする（英文では shelf-ward intrusion と記載される

これは，Farris and Wimbush（ 1996 ）によって提案されことが多い）。

た，ルソン海峡における冬季のループ流路の形成過程と黒潮流路の陸棚への貫入が季節性をもつ原因として，. 2010 ）は，陸棚への類似している。しかし，Oey et al（

局所プロセスと遠隔プロセスが考えられる。しかし，こ貫入は風応力とよい相関関係があるわけではない点（例黒潮の流路・流量の研究

123

えば，Tang and Yang 1993 ），冬季季節風の吹き出しから流路が応答するまでに約 1 か月かかるのは応答時間として長すぎる点，冬季季節風の終息時期を越えて現象が持続する点を理由に風応力仮説を否定し，風応力に代わる外力として，海面冷却を外力とする仮説を提案している。
海面冷却仮説とは，台湾の北東方沖は冬季季節風が周辺海域より強いため，海面冷却も周辺海域より強いことに注目し，その結果，Fig. 11 に示すような密度成層の水平分布が形成され，JEBAR（ the joint eﬀect of barocli-

nicity and bottom relief ）により黒潮流路が陸棚側へシフトすると考える仮説である。この仮説は，台湾周辺の
理 想化された海岸海底地形を有する連続成層モデル（ Princeton Ocean Model ）を用いた数値実験により検証されている。

Oey et al（. 2010 ）の後，Wu et al（. 2014 ）は，局所プロFig. 10. Seasonal features of the Kuroshio patharound the East China Sea originally drawn by Sun(1987) based on geomagnetic electro-kinetograph(GEK) data. After Fig. 2 in Tang and Yang (1993).

セスとしての風応力仮説と海面熱フラックス仮説を検証することを目的として，自己組織化マップ（ self-organiz-

Fig. 11. Schematic view showing the hypothesized process in which the intrusion of the Kuroshio path onto thecontinental shelf northeast of Taiwan is generated by regional surface cooling through JEBAR. After Fig. 2 inOey et al. (2010).

124

中村 啓彦

(a)

(b)

Fig. 12. (a) Surface ﬂow patterns northeast of Taiwan, classiﬁed by applying the method of the growing hierarchical self-organizing map to the weekly surface geostrophic velocity ﬁelds from 1993 to 2012. (b) Radar chartof monthly occurrence-frequency for four ﬂow-patterns. BMU (best-matching unit) corresponds with each of
ﬂow patterns in (a). After Figs. 5 and 7 in Wu et al. (2014).

黒潮の流路・流量の研究

125

ing map ）の手法により，台湾北東沖の海面流速ベクトの強い相関があることを示している。なお，台湾北東沖

ル分布（ AVISO surface geostrophic velocity ）を 4 種類の黒潮貫入現象が上流域の黒潮流量に関係づけられるとのパターンに分類した。そして，それらのパターンを特. 2008 ）が石垣島と与那国島いう仮説は，Ichikawa et al（

徴づける黒潮の指標（ Kuroshio Index ）を定義し，そのに設置された海洋短波レーダーの海面流速データを解析。その結果，大規模な黒時間変動を考察した（ Fig. 12 ）して，その関連性を示したことに基づいている。Wu et

潮の貫入は海面熱フラックスと関連して晩冬に起こりや. 2014 ）は，黒潮指標と気候指標の年々変動との関連
al（

すく，小規模な貫入は風応力と関連して初冬に起こりやについて調べ，Niño 3.4 指標および PDO 指標（ Paciﬁc

すいとの結果を得ている。さらに，貫入しないパターン

Decadal Oscillation Index ）と統計的に有意な高い相関がは，夏季の南東季節風に関連付けられるとしている。

あることを示し，海面熱フラックス（局所応答）と黒潮流. 2010 ）と同じ時期に，同じグループ
なお，Oey et al（量（遠隔応答）の変動を介在して，両者が複合的に影響の研究者が，黒潮と関連付けて，台湾北方の陸棚で冬季を与えているというシナリオを提案している。この PDOに発達する湧昇の形成メカニズムを解析した結果を発表

指標と台湾東方から東シナ海の黒潮流量との関係につい。彼らは，黒潮のようなしている（ Chang et al., 2010 ）ては，2.4 節でさらに詳しく解説する。

ジェット流を横切るエクマン輸送（ここでは，非線形エWang and Oey（ 2014 ）は，彼らのグループがそれまで

クマン輸送と呼ぶ）は，惑星渦度が相対渦度によって歪の研究で作り上げた海面熱フラックス仮説（ Oey et al.,

め ら れ る 効 果 で 収 束 / 発 散 を 伴 う こ と に 起 因 し て，

2010 ）と，Chang and Oey（ 2012 ）が低緯度帯の黒潮流

ジェット流内で強い湧昇流 / 沈降流が励起される力学に路や流量の経年変動を説明するために導入した気候指標

着目している。相対渦度によって歪められる惑星渦度（ PTO 指標，Philippine Taiwan Oscillation Index ）を用（ Eﬀective Coriolis Parameter と呼ぶ）は，ジェット流内

いて，貫入現象の経年・十年規模変動を説明している。

に鉛直流を形成するメカニズムの解析で，Niiler（ 1966 ）PTO 指標は，フィリピン東方（ 8‑13 N，130‑155 E ）が導入したものである。Miyazawa and Minato（ 2000 ）と台湾東方（ 22‑27 N，155‑180 E ）に中心を持つ風応力. 2015 ）は，この非線形エクマン輸送
や Nakamura et al（。このフィリピン東方
カールの差で定義される（ Fig. 13 ）を，ジェット流内の鉛直流の形成から拡張して，ジェッの極は，北赤道海流の分岐緯度の南北移動に関して，Qu. 2015 ）ト流の水平シフトに応用した。Nakamura et al（

and Lukas（ 2003 ）ほかが重視している南東アジア季節風

は，九州東方沖の黒潮小蛇行の季節性を，冬季の北西季に起因する正のエクマン・パンピング領域と地理的に同節風を外力として説明しており，台湾北方沖で起こる湧。PTO 指標は，この海域（北赤道じである（ Fig. 3 参照）

昇や陸棚への黒潮の貫入現象とも関連性が強い。このた海流と亜熱帯反流域）の主温度躍層深度の南北勾配とよめ，非線形エクマン輸送の力学については，2.6 節で再びい対応があるため，Niño 3.4 指標などよりも，北赤道海

詳しく触れる。

，亜流の分岐緯度の南北移動（ r ＝ 0.73, ラグ時間 3 か月）
熱帯反流の傾圧不安定に起因する中規模渦活動（ r ＝2.3.2. 経年・十年規模変動0.76, ラグ時間 9 か月），台湾東方の黒潮流量（ r ＝ 0.57,

台湾北東沖での黒潮の冬季貫入現象については，Wu

ラグ時間 11 か月）と高い相関を持つ（ Chang and Oey,

. 2014 ）と Wang and Oey（ 2014 ）によって，経年・et al（十年規模変動の詳しい解析が行われている。Wu et al.

2012 ）。ここで用いられた台湾東方の黒潮流量時系列は，
台湾（ Genfang：Fig. 1 参照）と石垣島の潮位差であり，（ 2014 ）は，1993 年〜 2011 年の期間の黒潮指標（ Fig. 12 ）Wu et al（
. 2014 ）が用いたものと同じである。Chang andの年々変動については，季節変動と異なり，局所的風応

Oey（ 2012 ）は，PTO 指標の変動に由来して台湾東方沖

力との間に統計的に有意な関係はないと報告している（ rの黒潮流量が変わるメカニズムは，内部領域の風応力＝−0.27 ）。その上で，黒潮流量（台湾の Genfang と石垣

カールの変化に対する単純なロスビー波応答ではなく，島の水位差：Fig. 1 参照）の年々変化（ r ＝−0.56 ）および

亜熱帯反流域の中規模渦活動に対する応答であるとして海面熱フラックスの年々変化（ r ＝ 0.50 ）とは，ある程度いる。彼らは触れていないが，Fig. 13 の模式図に示すよ

126

中村 啓彦
偏差（冷却傾向）となることを示し，PTO 指標で表される台湾東方沖の風速変動に起因して海面熱フラックスが
経年変動するため，JEBAR によって貫入現象の経年変動が引き起こされるとしている。ただし，彼らは，PTO
指標が負偏差の時期に，黒潮に沿って海面熱フラックスが負偏差になる理由と，彼らの結果が台湾東方の流量変. 2014 ）の仮説と相反し動を一因とするという Wu et al（ている理由を説明していない。

2.4. 台湾沖から東シナ海での黒潮流量
台湾から日本南岸までの黒潮流量の季節変動は，中規模渦に起因する流量変化に比べて，著しく振幅が小さい。
中規模渦が西岸境界に到来する周期は 3 〜 4 ヶ月程度なFig. 13. Schematic view showing several oceanic responses to the PTO (Philippines-Taiwan Oscillation). The PTO is deﬁned by polarity of the windstress curl dipole over the area east of Taiwan andLuzon Island. After Fig. 9 in Chang and Oey(2012). ©American Meteorological Society. Used
with permission.

ので，中規模渦の影響を除去して正確に黒潮流量の季節変動を見積もるには，10 日以下のオーダーの時間間隔をもつ長期時系列データが必要である。さらに，黒潮流量の季節変動を遠隔プロセスで考える場合，それは内部領域の風応力カールの季節変動が励起する順圧ロスビー波
に対する応答で説明されなければならない（ 2.1.1 節参照）。つまり，黒潮流量として順圧流量（海面から海底までの積分流量）を推計しなければならない。これらの 2

うに，亜熱帯反流域では，高気圧性渦が低気圧性渦より点が，黒潮流量の季節変動の研究を難しくしている。

1.35 倍ほど数的に優勢であることが Hwang et al（. 2004 ）一方，経年・数十年変動については，遠隔プロセスににより示されている。Chang and Oey（ 2012 ）は，このよる傾圧応答が卓越するので，主温度躍層以浅の表層流

事実を，中規模渦活動が台湾東方の黒潮流量に影響する量（傾圧流量）に顕著な応答が現れる。したがって，海仮説の根拠にしている。

面変位の情報から地衡流を仮定して，数 10 年にわたる

ここで，話を Wang and Oey（ 2014 ）の研究に戻す。

長期時系列を再現すれば比較的容易にその変動特性の解

彼らは，台湾北東沖の陸棚で起こる黒潮貫入現象の経年析が可能になる。特に，1990 年代前半以降，現在まで 20

変動に対して，PDO 指標や台湾東方沖の黒潮流量（台湾

年以上の期間にわたって，人工衛星で得られた海面高度

東方沖の AVISO 海面高度データを利用した代替指標）

偏差データが利用可能となり，多くの新しい知見が得らは相関が弱いのに対して，PTO 指標は，5 か月の時間差れるようになった。以上の考察を念頭に置いて，以下で。まをもって強い相関を持つと主張している（ Fig. 14 ）は，台湾東方と東シナ海大陸棚斜面の黒潮流量変動を議た，黒潮貫入現象と PDO 指標とのラグ時間が 1 か月と論する。

いう結果は，事例ごとにみると PDO 指標が遅れている
場合もあり，順圧応答とみなすのは合理的な解釈とは言2.4.1. 台湾東方えないとして，PDO を原因とする仮説を否定的に扱って2.4.1.1. 季節変動

いる（ PDO 指標と東シナ海の黒潮流量の関係について

Gilson and Roemmich（ 2002 ）は，台湾の南東を流れる。さらに PTO 指標が負の時は，2.4 節で詳しく議論する）

黒潮の流量変動特性を明らかにするために，1993 〜 2001

期は，台湾東方沖の黒潮に沿って海面熱フラックスが負

年に太平洋を横断する民間船を利用して繰り返し行った

黒潮の流路・流量の研究

127

(a)

(b)

(c)

(d)

Fig. 14. Relationships between Kuroshio path position (PC1 in each panel) and several climate indices : (a) Kuroshio volume transport oﬀ the eastern coast of Taiwan (KT), (b) PDO index, (c) PTO index, and (d) their autocorrelation functions (EMI : El Niño Modoki Index, WP : Western Paciﬁc Index, NPGO : North Paciﬁc Gyre Oscillations). After Fig. 2 in Wang and Oey (2014).

XBT/XCTD 観測のデータを用いて，表層地衡流流量いという従 来の研 究 結 果と一 致していた（ Hsin et al.

（ 0 ‑800 m 深）の時系列を作成した。その解析により，7（ 2013 ）の序論を参照）。

月に最大値（ 25.6 Sv ），4 月に最小値（ 17.2 Sv ）をもつ 8.4

一方，Chang and Oey（ 2011 ）は，台湾の基隆（ Kee-

± 6 Sv の年周期変動があることを示した。この解析結果

lung： Fig. 1 参照）と石垣島の潮位差を利用して，29 年には，台湾の北東方海域では，黒潮は夏季に強く冬季に弱及ぶ黒潮流量指標の時系列を作成して季節変動と経年変

128

中村 啓彦

動 を 解 析 し た。 そ の 結 果 は，Gilson and Roemmich

り，一致した見解が示されている。それは，経年変動は（ 2002 ）の結果に反して，黒潮流量の季節変動は 11 月に

亜熱帯反流の傾圧不安定に由来する渦運動エネルギーの最大で 5 月に最少というものであった。彼らは，この相強弱に関連するというものである。そのメカニズムは，違の原因として，経年変動や中規模渦による変動に比べ

渦運動エネルギーが高い（低い）時期は，高気圧性渦がて振幅の小さな季節変動を抽出するには，Gilson and Ro-

低気圧性渦より優勢（劣勢）であるため，台湾東方沖のemmich（ 2002 ）が解析した時系列の期間（ 8.5 年）が短す

黒潮流量は増加（減少）するというものである。ただし，ぎることを示唆した。さらに，この季節変動の原因を，

この事実関係については，以下の点で曖昧さが残る。す

亜熱帯反流の傾圧不安定に由来する渦活動に帰着させ. 2004 ）は，亜熱帯反流域では高気
なわち，Hwang et al（

た。その理由は，亜熱帯反流域の渦運動エネルギーにつ圧性渦が低気圧性渦より数的に 1.35 倍多いことを指摘しいては，5 月に最大となり 12 月に最少となることが知ら. 2013 ）は数的な違いはなく，絶対渦度
たが，Hsin et al（

れ てい た（ Qiu, 1999 ; Qiu and Chen, 2010b ）ため で あの強 度 が 違うことを指 摘している。また，Hsin et al.

る。すなわち，Chang and Oey（ 2011 ）は，亜熱帯反流（ 2013 ）は，亜熱帯反流域の渦運動エネルギーの経年変域から台湾東岸沖まで中規模渦が伝播するのに 4 〜 6 か化を PDO と関係づけているのに対し，Chang and Oey

月かかること，秋季に台湾東方沖に伝播する中規模渦は（ 2012 ）は PTO と関係づけているという違いがある。

高気圧性渦が優勢であること（ Hwang et al., 2004 ）を根拠として，亜熱帯反流域の渦活動が季節変動の原因であるという仮説を提案した。

2.4.2. 東シナ海大陸棚斜面域
2.4.2.1 季節変動

. 2013 ）は，台湾沿岸の複数の潮位
その後，Hsin et al（

東シナ海に限らず日本南岸を含めて，日本における黒データを系統的に解析することによって，Chang and

潮流量の季節変動研究は，1990 年代と 2000 年代前半にOey（ 2011 ）の仮説を再検証した。その結果，黒潮流量が盛んに行われたが，現在はやや停滞している。

秋に最大となり春に最少になるという Chang and Oey

まず，東シナ海の黒潮流量の季節変動について観測事（ 2011 ）の解析結果は，彼らが潮位データとして利用した実を整理する。Ichikawa and Beardsley（ 1993 ）は，1986

基隆（ Keelung ）の地理的特殊性によるものであり，台湾

年〜 1988 年の複数の黒潮横断観測線のデータを用いての太平洋側一帯では，夏季に最大で冬季に最少になるの

黒潮の絶対地衡流量を計算し，東シナ海の黒潮流量は夏が一般的であることを確認した。

季に最大となることを報告している。この観測事実は，

このように，現時点では，台湾東岸沖の黒潮流量の季

気象庁の報告書に記載された，気象庁観測定線 PN 線の

節変動については，Hsin et al.,（ 2013 ）に記載された観測長期時系列データに基づく観測結果からも確認できる事実が妥当であると考えられている。ただし，季節変動。さらに，Ichikawa and Beardsley（ 1993 ）は，（ Table 1 ）のメカニズムについては，従来から局所的な季節風が原

夏季の黒潮流量の増加が黒潮に沿って吹く夏季季節風に. 2013 ）の因である可能性は示唆されている（ Hsin et al（
序論を参照）ものの，その具体的メカニズムははっきりしていない。局所的な風応力が季節変動を生み出す力学
過程の解明，さらには，Chang and Oey（ 2011 ）が指摘した，亜熱帯反流域の中規模渦活動の季節変動に帰着させる仮説の再検討などが今後の課題として残されている。

2.4.1.2. 経年・十年規模変動
台湾東岸沖の黒潮流量に関する一連の研究（ Chang

and Oey, 2011 ; Chang and Oey, 2012 ; Hsin et al., 2013 ）における経年変動についての議論では，季節変動と異なTable 1. Seasonal mean volume transport of theKuroshio at the PN line during 30 years from1971
to 2000 (unit : Sv ＝ 1 × 106 m3 s 1). Values are quoted from the Oceanographic Prompt Report of theNagasaki Marine Observatory (No. 188, publishedin May 2003).

SpringSummerFall

Winter

25.1

27.3

24.4

25.4

黒潮の流路・流量の研究

129

起因する可能性を示した。なお，流量が最小になる季節

季節変動する。彼らは，JEBAR による順圧流から傾圧

は，PN 線のデータから秋季であることがわかる。

流へのエネルギー変換が流速変動の振幅を増大させる可Kubota et al（. 1995 ）は，
Ichikawa and Beardsley（ 1993 ）

能性があることを理由として，現実的な季節変動の振幅が示した夏季の流量増加と季節風の関係を確かめるためを再現するには，成層流体の応答を考える必要があるこに，順圧モデルを用いた数値実験を行った。その結果，とを示唆している。

黒潮上の局所的な風応力の季節変動によって，東シナ海

東シナ海の黒潮に限らず，日本南岸の黒潮においても（彼らの論文ではトカラ海峡）の黒潮流量の季節変動が再相対地衡流量の季節変動は夏季に最大となり，冬季に最現できることを示した。しかし，季節変動の位相の再現

少となることが知られていた（ Sekine and Kutsuwada,

性はよいものの，振幅は現実に比べてかなり小さい点が1994 ）。さらに，フロリダ海流においても，夏季に流量が問題として残された。季節変動の位相が局所的な風応力最大になり，冬季に最少になる事実が報告されていたの季節変動で再現されるメカニズムは，以下の通りであ。しかし，これらの観測事実は，内（ Schott et al., 1988 ）る。順圧モデルで陸棚斜面に沿って風が吹く場合，斜面部領域の風応力カールの季節変動に対する順圧応答（スを横切る方向の水深の違いによって，陸棚斜面上で風応

ベルドラップ流量）の季節変動とは 180 度位相が異なる力による渦度（ wind stress curl ）がインプットされる。

こと，振幅が 著しく小さいことが問 題であった（ Fig.

これが地形性β効果とバランスすることによって流量が15 ）。この問題の解決策として，世界中で，海底地形の

(a)

(b)

Fig. 15. (a) Seasonal geostrophic transport variations of the Kuroshio south of Japan; ● : 1000 db, and ○ : 1500
db for reference level. (b) Seasonal Sverdrup transport variations in 30 32 N latitudes; ● : 125 W 135 E, ○ :125 W 135 E, and ■ : 140 E 130 E (west of the Izu-Ogasawara Ridge). After Figs. 1 and 2 in Sekine and Kutsuwada (1994). ©American Meteorological Society. Used with permission.

130

中村 啓彦

効果が注目された。黒潮に関しても，東シナ海から日本の距離で決まるので夏季に流量最大になることを再現で

南 岸 の 大 陸 棚 斜 面 の 効 果（ Sakamoto and Yamagata,

き て い な か っ た。Kagimoto and Yamagata（ 1997 ）は，

1996 ），伊豆・小笠原海嶺や南西諸島の効果（ Sekine and現実的な海岸・海底地形を有する海洋大循環モデルを用

Kutsuwada, 1994 ; Isobe and Imawaki, 2002 ），そして，いて，伊豆・小笠原海嶺に加えて南西諸島の地形効果を

これら両方の効果（ Kagimoto and Yamagata, 1997 ）が考察した。彼らは，夏季に南西諸島周辺に高気圧性の中議論された。

規模な循環が形成されて，東シナ海の黒潮流量が増加す

これらの論文で示された季節変動の力学的解釈を大括。Kagimoto and Yamagata
る こ と を 示 し た（ Fig. 16 ）り に 捉 え る と， 第 1 次 近 似 で は Isobe and Imawaki（ 1997 ）は，この中規模循環の形成過程に関して具体的（ 2002 ）の説明に集約される。すなわち，北太平洋の東岸な説明をしていないが，海底地形が関与する局所的な力から伝播してきた順圧ロスビー波は，伊豆・小笠原海嶺

学であると推測される。

によってブロックされ，海嶺上で順圧流と海底地形の非Sakamoto and Yamagata（ 1996 ）は，西岸境界の陸棚

線形相互作用により励起された傾圧ロスビー波のみが西斜面が，スベルドラップ流量の年周期変動に及ぼす影響

岸境界域まで浸み込んでくる。その結果，季節変動の振を，惑星地衡流方程式系（ Planetary geostrophic equa-

幅は小さくなり，位相もスベルドラップ流量の季節変動

tions ）に基づく理想化モデルを用いて調べた。彼らは，からずれる。ただし，位相については，海嶺と西岸境界

JEBAR によってスベルドラップ応答の振幅が抑制される

Fig. 16. Seasonal change in sea surface height around the East China Sea (output from Princeton Ocean Model).
After Fig. 18 in Kagimoto and Yamagata (1997). ©American Meteorological Society. Used with permission.

黒潮の流路・流量の研究

131

ことを示したが，モデル海洋の東西スケールに対して陸タを基準流速として，PN 線に沿って人工衛星により観棚斜面の幅を半分程度に設定しており，現実的な北太平

測された海面高度偏差の時系列（ 1993 〜 2007 年）から，

洋に対する季節変動の解釈としては採用し難い。季節変

黒潮の絶対地衡流量の時系列が作成された（ Andres et

動の遠隔プロセスに対して，海底地形と流れの非線形相. 2009 ）は，この時系列データ
al., 2008b ）。Andres et al（

互作用が流量に及ぼす影響を考える場合には，第 1 次近を解析して，黒潮流量の経年変動の特徴と要因を調べ

似としては，西岸の大陸棚斜面よりも伊豆・小笠原海嶺

た。その結果，東シナ海の黒潮流量は PDO 指標の時系

や南西諸島の方が重要であると考えられる。

列と高い正の同時相関（年平均値の 15 年間の時系列で，最後に，フロリダ海流の季節変動に関する最近の研究

相関係数は 0.76 ）があり，これらの変動間には時間差が. 2012 ）は，アジョイン
動向を紹介する。Czeschel et al（

ないことから，黒潮流量の経年変動プロセスを，PDO にト法を用いたデータ同化モデルを用いて，海底地形と風ともなう北太平洋中央部の風応力カールの変動が励起し応力に対するフロリダ海流の季節変動の感度実験を行た順圧応答であるとした。

い，フロリダ海流の季節変動の位相は，北アメリカ大陸. 2011 ）は，このプロセスを詳し
さらに，Andres et al（

沿岸に沿った風応力に対する沿岸湧昇（沈降）によってく調べた。彼らは，順圧応答と傾圧応答を分離するため励起された順圧ロスビー波によって決定されていることに，PN 線の黒潮流量の指標として，黒潮を横切る人工を示した。この西岸境界域内の局所応答は，季節変動の

衛星の海面高度差と，歴史的海洋観測データから見積

振幅の半分以上を説明できていた。残りの半分は内部領もった密度躍層（ 26.5σθ）の傾きの２つの時系列を作成

域の風応力変動に起因する遠隔応答によるが，遠隔応答

し，PDO とこれらの時系列の相互相関関数を計算した。

では，流れと海底地形の非線形相互作用が強く影響する

その結果，PDO と海面高度差の間には，時間差なしで正ことを示している。

の相関と時間差 7 年（ PDO が先行）で負の相関が得られた。一方，PDO と密度躍層の傾きの間には，時間差 7 年

2.4.2.2. 経年・十年規模変動のみで負の相関が得られた。さらに，それらの変動の励

東シナ海の黒潮流量の経年変動は，日本南岸で黒潮が起源を調べた結果，前者（時間差なし：順圧応答）の励

大蛇行流路となるか非大蛇行流路となるかを決定づける

起源は，彼らの先行研究（ Andres et al., 2009 ）と同様，

要 因 の 一 つとし て，古くから 詳しく研 究 され てきた

北太平洋中央部（〜北緯 35 度）の風応力カールであり，，ほか）。東シナ海の黒潮流量が注目さ（ Kawabe（ 1995 ）後者（時間差 7 年：傾圧応答）の励起源は東シナ海と同れた理由としては，PN 線で地衡流量の長期時系列が得緯度帯（〜北緯 27 度）の風応力カールであった。海面高られていたこと，トカラ列島の複数の島々の潮位データ

度差が PDO に 2 つの異なる時間差で応答する理由としを利用して黒潮流量指標の時系列が作成できたこと，トて，彼らは順圧ロスビー波の伝播経路（ wave guide ）は

カラ海峡を通過する黒潮が日本南岸の定常大蛇行と非大f/H（コリオリパラメータ / 水深）の等値線に従うのに対蛇行流路に対して，上流域の境界条件を与えると考えらして，傾圧ロスビー波の伝播経路は等緯度線に沿うことれたことがあげられる。本総説では，日本南岸の黒潮大。
を挙げている（ Fig. 17 ）蛇行との関係に立ち入ることはせず，東シナ海の黒潮流

一方，Tanaka and Ikeda（ 2004 ）は，伊豆・小笠原海量の経 年変動の特 徴と要因についてのみ，Andres et

嶺が，経年変動周期の順圧ロスビー波と傾圧ロスビー波. 2009 ）と Andres et al（. 2011 ）を中心に最新の研究結al（に対して透過性を持つかどうかを，成層流体モデルを用果を紹介する。

いた数値実験で調べ，北太平洋中央部で励起された周期

2002 年〜 2004 年にかけて，東シナ海の黒潮の絶対流

3 年以上の順圧ロスビー波は，ほとんど透過性はなく，量を計測する目的で，日本，アメリカ合衆国，韓国の 3

傾圧ロスビー波のみが透過性を持つという結果を得た。

か 国 共 同 で，PN 線 の 周 り に PIES（ Pressure-sensor. 2011 ）の解釈につ
この結果を踏まえると，Andres et al（equipped Inverted Echo Sounder ）と流速計で構成されいては疑問の余地があり，PDO と時間差がない応答過程。このデーた観測網が展開された（ Andres et al., 2008a ）については，季節変動と同様に西岸境界域での局所応答

132

中村 啓彦
なって，超高解像度数値シミュレーションによって，海洋中のサブメソスケール擾乱が再現されるようになり，
その運動エネルギーの季節変動が注目されるようになった。ここでは，筆者らの一連の研究を紹介したあと，最近注目されているサブメソスケール擾乱との関連性を考察する。
黒潮は，東シナ海北東部で大陸棚斜面から離れて東に転向し，トカラ海峡を通過してフィリピン海へ流出する。

Nakamura et al（. 2003 ）は，大陸棚斜面に沿って下流伝播
する黒潮前線波動（波長約 200 km ）から出現した前線渦は，この海域で急速に発達して約 2 倍のスケールの低気. 2006 ）は，
圧渦に成長することを示した。Nakamura et al（
この低気圧渦の出現状況が時間的にどのように変動するかを調べるため，1984 年〜 2004 年のトカラ海峡での黒潮
流軸位置指標（ Kuroshio Position Index: KIP ; Yamashiro

and Kawabe, 1996 ）の時系列についてウェーブレット解
析をおこない，KPI の 1 〜 3 か月周期帯のエネルギーは，冬・春季に大きく，夏季に小さいという顕著な季節変動。さらに，この変動は，をもつことを示した（ Fig. 18 ）PDO と同期して経年的に変調することを示した。また，

Fig. 17. (a) Potential vorticity (PV＝f/h) contours(×10 8 m 1 s 1) for realistic bottom topography, (b)PV contours for idealistic bottom topography. (c)Continental slope for the idealistic bottom topography. (d) Close-up of the western boundary regionfor (a). After Fig. 9 in Andres et al. (2011).

Nakamura et al（. 2012 ）は，奄美大島北西沖での係留観測より得た流速データと人工衛星の海面高度偏差の軌道データを利用して，トカラ海峡とは独立した KPI の時系
列（ 2000 〜 2010 年）を作成し，同様の現象を確認した。

Nakamura et al（. 2010 ）は，黒潮の流れの季節に依存した不安定化のメカニズムを調べるために，緯度・経度

1/10 格子の高解像度海洋大循環モデル OFES（ Masumoの可能性も視野に入れて，さらに精密な観測データ解析

to et al., 2004 ; Sasaki et al., 2008 ）の出力データを解析と数値実験からの考察が必要と考えられる。

し，黒潮が冬季に不安定化し夏季に安定化する現象は，

OFES データにも明瞭に現れていることを示した（ Fig.

2.5. 東シナ海陸棚斜面域での黒潮安定性

19 ）。その原因として，彼らは，ジェット流上の風応力による非線形エクマン輸送に基づくメカニズムを提案した。

黒潮水と沿岸水の間には，黒潮前線（ Kuroshio Front ）それは，秋から初冬にかけて，東シナ海の黒潮上を黒潮と呼ばれる明瞭な密度前線が存在する。この密度前線に逆向して吹く季節風（ Fig. 2 参照）によるジェット流内は，黒潮の高温・高塩分水と沿岸の低温・低塩分水の境の非線形エクマン輸送に伴って湧昇流が生じ，この湧昇界として水温でも塩分でも識別できる。黒潮の流れの安流が黒潮の温度躍層を全体的に浅くするため，流軸が沖

定性は，この黒潮前線の安定性に関連して顕著に季節変側にシフトし，陸棚斜面から黒潮が離れて不安定化が起動する。黒潮の安定性の季節変動については，筆者らのこるというものであった。しかし，その後，Nakamura

グループによる一連の研究はあるものの，これまで多く. 2015 ）は，湧昇流は渦柱の伸縮（温度躍層の上下
et al（の研究者の関心を呼ぶことはなかった。しかし，近年に動）よりも，相対渦度を変えていることを示した。湧昇黒潮の流路・流量の研究

133

Fig. 18. (a) The 30 90 day variance time series of the Kuroshio position index (KPI) in the Tokara Strait, (b)the monthly mean PDO index, and (c) the daily mean wind stress amplitude in the Okinawa Trough (27.68 N,
125.68 E) in the NCEP/NCAR reanalysis data. After Fig. 15 in Nakamura et al. (2010). ©American Meteorological Society. Used with permission.

Fig. 19. Surface velocity ﬁelds around the Kuroshio in the East China Sea (data : outputs from a numerical model, OFES) in (a) unstable path (February 25, 1999), and (b) stable path (August 20, 1998). After Fig. 8 in Nakamura et al. (2010). ©American Meteorological Society. Used with permission.

134

中村 啓彦

流が温度躍層の上下動と相対渦度の変動のどちらに効果について，再度，事実関係を明らかにするために，1982

的に働くかは，黒潮の幅と変形半径のスケールの兼ね合年〜 2011 年の黒潮流軸位置データセット（海洋情報研究

いで決まる。湧昇流が相対渦度の強弱に結び付く場合

センター：MIRC ）と AVISO の海面地衡流速データセッ

は，黒潮流軸は沿岸側に移動する。このような修正も加ト（ 1993 年〜 2007 年）を解析した。その結果，黒潮小蛇

わり，現時点で黒潮安定性の季節変動のメカニズムが確

行は確かに冬季〜春季に偏って発生するが，その季節依立されているとは言い難く，季節風に起因する仮説以外

存性は，中規模渦由来と考えられる持続期間の長い小蛇にも，幅広く原因を検討する必要がある。

Sasaki et al（. 2014 ）は，超高解像度（緯度・経度 1/30

行の発生に影響されて，年代ごとに変調することを示し。
た（ Fig. 20 ）格子）の海洋大循環モデル OFES の結果を解析して，サ. 2015 ）は，小蛇行発生の季
さらに，Nakamura et al（

ブメソスケール擾乱のエネルギーは，冬に大きく夏に小節依存メカニズムを理論と数値実験の両面から考察しさいことを示した。これは，数値計算のみの結果ではなた。北緯 30 度の海域では，中規模渦が約 100 日の周期

く，メキシコ湾流域では観測結果からも認められる事実

で日本沿岸へ到来することは知られているが，それらの。九州南西沖で起こる黒潮前である（ Callies et al., 2015 ）到来時期に季節依存性があるという報告はされていない。

線の冬・春季の不安定化現象も，空間スケールから考え

このため，彼らは，原因を季節風に帰着させて研究を行ると，サブメソスケール擾乱とみなすことができる。Sa-い，以下のメカニズムを提案した。秋から初冬にかけて

saki et al（. 2014 ）は，サブメソスケール擾乱は混合層不安

東シナ海上で黒潮に逆向きの季節風が吹くと（ Fig. 2 参定（ mixed layer instability ; Boccaletti et al., 2007 ）に起

照），大陸棚斜面域の黒潮が沿岸側へシフトし，トカラ海

因して起こることを示している。それゆえ，九州南西沖

峡の出口で黒潮が陸棚斜面を横切るように流れるため，の黒潮前線の冬季の不安定化と夏季の安定化は，冬季季

渦柱が引き延ばされ低気圧性の渦（正の相対渦度）が形

節風による海面冷却に起因した混合層不安定によるサブ成される。そして，この渦が発達すると小蛇行が形成さメソスケール擾乱である可能もあり，風応力に由来するれる。ここで，黒潮に逆向（順向）する風応力が黒潮を沿

黒潮の傾圧不安定と比較しながら研究を行う必要がある。

岸側へ（沖側へ）シフトさせるメカニズムは，ジェット流
上の非線形エクマン輸送の発散に帰着される。この発散

2.6. 九州東方の黒潮小蛇行
黒潮が，九州東方沿岸から離岸して蛇行する現象は，
黒潮小蛇行として古くから知られていた（例えば，Solo-に由来する湧昇流が引き起こす正の相対渦度の注入は，黒潮の沿岸側（沖側）の水平流速シアーを強め（弱め）る
ため，流軸は沿岸側にシフトする。このメカニズムの概念図を，Fig. 21 に示す。

mon, 1978 ）。特に，この小蛇行は，下流伝播して遠州灘

冬季季節風は黒潮に逆向きであるため，エクマン輸送

沖で大蛇行に発達することがあるので，その発生メカニにより沿岸側へ黒潮がシフトするという仮説は，Farris

ズムが注目されてきた。近年，人工衛星海面高度計で観and Wimbush（ 1996 ）によってルソン海峡のループ流路

測された海面高度偏差の時空間分布が利用できるように. 1996 ）によって台湾北東に対して適用され，Chen et al（

なり，小蛇行の発生要因を中規模渦と黒潮の相互作用の沖で黒潮が陸棚へ乗り上げる現象に対して適用された。

観点から説明する研究が数多くおこなわれてきた（例えしかし，これらの論文では，高々，表層 10 m のエクマン。一方，1980 年代前半まば，Ebuchi and Hanawa, 2003 ）層内の流れが，なぜ黒潮のような内部領域の流れをシフ

では，小蛇行の発生時期が冬から春に偏ることが盛んにトさせることができるかについては説明されていなかっ。しか議論されていた（例えば，Sekine and Toba, 1981 ）. 2015 ）は，ジェット
た。それに対し，Nakamura et al（

し，そのあと現在に至るまで，小蛇行の季節性の実態把流上の非線形エクマン輸送の発散に由来する湧昇流が，握，および形成メカニズムに関する研究はほとんど進む

内部領域の流れをシフトさせるという仮説を提案した。

ことはなかった。

非線形エクマン輸送の収束 / 発散の極性は，ジェット流

Nakamura et al（. 2015 ）は，小蛇行形成の季節依存性の水平プロファイルが凹形状（例えば，両指数関数）か

135

黒潮の流路・流量の研究
16(a)mean+0.5σ < D < mean+1.0σ
mean+1.0σ < D < mean+2.0σ
mean+2.0σ < D

14

1982−201112
Frequency

2010

2005

10
8
6
4

2000
Year

(b)

2
0

1995

12
1990

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12(c)1992−2007

1985
1982
1

2

3

4

5

6 7 8
Month

9 10 11 12

Frequency

10
8
6
4
2
0

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12Mont hFig. 20. (a) Time sequence of the appearance of Kuroshio small meanders during the period 1982 2011. Meanders are classiﬁed into three categories based on cross-slope distance (D). Large-amplitude meanders are emphasized by solid bold lines. Frequency-of-occurrence diagram of small meanders for each month in (b) 1982
2011 and (c) 1992 2007. After Figs. 4 and 5 in Nakamura et al. (2015).

凸形状（例えば，ガウス関数）で異なる（ Fig. 21 参照）。
東シナ海における黒潮の水平プロファイルに関しては，観測結果（ Nakamura et al., 2012 ）からも，数値シミュ

2.7. 琉球列島周辺の中層海流系

レーションの結果（ Nakamura et al., 2010 ）からも，両指北太平洋の西岸境界域は，南シナ海，東シナ海，日本

数関数分布（凹形状）とすることが妥当である。両指数関海，オホーツク海といった縁辺海に接続している。この

数分布は，ジェット流内で渦位が水平方向に一様である

ため，西岸境界流は，複雑な海岸・海底地形の西岸境界ことに対応している。これは，慣性境界流の性質であり，域を流れ，複雑に分岐する構造をしている。ここでは，

ルソン海峡や東シナ海など陸境界がない状況で維持されこれまで解説してきた黒潮の他に，東シナ海周辺の西岸やすいと推測される。

境 界 流の 構 成 要 素とみなせる，琉 球 海 流 系（ Ryukyu

136

中村 啓彦

Current System ），大陸棚斜面反流（ Slope Countercur-

周辺の海岸・海底地形に重ねて，海洋表層と中層（ここrent ），ケラマギャップ通過流（ Kerama Gap through-では，約 1500 m 深以浅）の海流系に関する知見がまとめﬂow ）を取り上げ，その季節変動と経年・十年規模変動られている。まず，図に従って，東シナ海周辺の海底地を考察する。

形の特徴を説明する。東シナ海は，西側の大陸棚と東側

Fig. 22 は，Nishina et al（. 2016 ）が示した東シナ海周の海盆（沖縄トラフ）で構成されている。沖縄トラフ（最辺の海流系の模式図である。この模式図には，東シナ海

大水深：約 2000 m ）の深海部は，琉球列島を構成する海嶺によってフィリピン海から分離されており，主に両海
域は 3 つの海峡で繋がっている。台湾東海峡（ East Tai-

Case of wind stress against the jet
Y (NE)
Double-exponential jet

wan Chanel：正式名称は確立されていない）とトカラ海峡の最大シル水深（ sill depth ）は，それぞれ 775 m と690 m である。一方，琉球列島の中間に位置するケラマ
ギャップ（慶良間海裂）は，幅は約 50 km と狭いが最大

X (SE)
Ekman
upwelling(NW)
Upper layer

シル水深は 1100 m あり，沖縄トラフとフィリピン海を繋ぐ最も深い海峡である。
次に，Fig. 22 に従って東シナ海周辺の海流系を概観する。この図では，表層海流を灰色，中深層海流を赤色の太線で示している。また，実測に基づく海流を実線，数Lower layer
Continental
slopeSide view

＋
○

＋
○

Input ofrelative vorticity

＋
○

ー
○

Jet’s
relative vorticity＝

Change in
Vorticity
Change in
Velocity⇒
Shift of Jet

Top view
Fig. 21. Schematic view showing the mechanism, inwhich the shoreward shift of the Kuroshio path isforced by wind in late fall and early winter blowing against the Kuroshio through nonlinear Ekman
divergence with assumption of a double-exponential cross-slope velocity profile. The upwellingcaused by Ekman divergence induces positive relative vorticity into the Kuroshio, strengthening(weakening) velocity shear in the inshore (offshore) side.

Fig. 22. Schematic view showing the current system around the Okinawa Trough. Note that solidlines are based on direct current measurements,
whereas dashed lines are based on water mass
analysis and outputs from numerical models.
KGTF in the map means the Kerama Gap throughﬂow. Modiﬁed from Fig. 1 in Nishina et al. (2016).

黒潮の流路・流量の研究

137

値シミュレーションや水塊分析で間接的に推定された海2004 ）と沖縄本島（ Zhu et al., 2003 ; Zhu et al., 2005 ）の流を破線で示している。表層海流として，黒潮は台湾東東側斜面で，1990 年代後半〜 2000 年代前半にかけて係海峡から沖縄トラフに流入し，トカラ海峡から九州東方

留型流速計や PIES を用いた断面観測が実施され，断面沖へ流出する。その平均流量は，約 19 Sv と見積もられ流速構造や流量が把握された。一方，沖縄本島より南側。一方，中層海流として，ている（ Andres et al., 2008a ）では，宮古島沖で 2003 年〜 2004 年頃に海洋研究開発機

琉球列島の東側斜面を琉球海流系が流れている。その平構による係留観測（ Thoppil et al., 2016 ）が実施された

均流量は，琉球列島の南北で大きく異なるが，北部の奄が，組織的な断面観測は実施されておらず，断面流速構，中部の沖美大島沖では約 18 Sv（ Ichikawa et al., 2004 ）造や流量に関する観測的知見は得られていない。

縄本島沖では約 5 Sv（ Zhu et al., 2003 ）と見積もられてここでは，2000 年代前半までの観測の歴史をまとめたいる。琉球海流系はケラマギャップで分岐して，ケラマ

Nakamura et al（. 2007, Sec. 1 ）を参考にして，琉球海流

ギャップ通過流となり約 2 Sv が沖縄トラフへ流入する系の特徴を説明する。琉球海流系は沖縄本島を境に，北。Nakamura et al（. 2013 ）と Nishina et（ Na et al., 2014 ）側 と 南 側 で 大 きく構 造 が 異 な る。 北 側 で は 約 500 〜. 2016 ）は，ケラマギャップ通過流に伴う沖縄トラフのal（1000 m 深に明瞭な潜流構造をもつのに対し，南側では観海洋循環について，以下のように推論している。ケラマ

測可能な流速をもつ流れはなくなる。このことは，南側

ギャップ通過流の浅水部（約 700 m 以浅：約 1.25 Sv ）は，の琉球海流系は，順圧的な傾向が強いことを示唆する。

黒潮下層に取り込まれトカラ海峡から流出できる。しか

北側では，潜流の流速コア（最大流速部）は沿岸方向にし，深水部（約 700 〜 1100 m 深：約 0.75 Sv ）は，トカ

強化されていることから，約 600 〜 800 m 深の海底が琉

ラ海峡のシルに阻まれるので，大陸棚斜面反流に取り込

球海流の強化に影響していると推測される。潜流の沖側

まれて反時計回りに沖縄トラフ中深層を旋回しながら湧には，弱いながら海面で強化された北上流が存在し，さ昇したあと，黒潮下層に取り込まれてトカラ海峡から流らに沖側には深い構造を持つ南下流がある。このことは，出 する。 深 水 部 の ケラマギ ャップ 通 過 流 は，ケラマ

琉球海流系が高気圧性の再循環構造を伴うことを示唆す

ギャップと沖縄トラフの中深層で起こる強い鉛直混合にる。その特徴は気候値の海面流速ベクトル場（ Fig. 23 ）起因する湧昇流によって引き込まれている。特に，ケラマギャップ底層を通過して沖縄トラフ深層へ潜り込んだ
海水は，約 5 〜 10 年の滞留時間で湧昇している。この強い鉛直混合の原因は，ケラマギャップのシルの下流側で捕 捉 さ れ た 内 部 重 力 波 の 砕 波 または 跳 水（ hydraulicjump ）の他に，Parametric subharmonic instability（ Hibiya et al., 2007 ）を通して，沖縄トラフ内で鉛直低波数のM2 内部潮汐波から鉛直高波数の近慣性内部重力波が形成され，その強い鉛直シアー流からエネルギーが乱流場に流れているためであることを示唆している。ケラマ
ギャップを通した沖縄トラフの中深層水塊の形成過程は，
ルソン海峡を通した南シナ海の中深層水塊の形成過程と類似している。
以下，琉球海流と大陸棚斜面反流について詳しく解説する。

2.7.1. 琉球海流系
琉 球 海 流 系については，奄 美 大島（ Ichikawa et al.,Fig. 23. Mean surface velocity vectors derived fromdrifting buoy WOCE data from 1989 to 1996. After
Fig. 3 in Nakamura et al. (2007).

138

中村 啓彦

からもはっきりとわかる。定性的には，ここで記述した特徴と同じ描像が，再解析データ（ NCODA reanalysis:

1993‑2012 ）の解析からも示されている（ Thoppil et al.,2016 ）。
Nakamura et al（. 2007 ）は，数値実験の結果に基づいて，琉球海流が沖縄本島より北側でのみ明瞭な潜流構造をもつ力学を，Fig. 24 に示す 2 層モデルの概念で説明した。鉛直第１モードの地形性ロスビー波がトカラ海峡の黒潮の沖側で形成され，琉球列島東方の陸棚斜面上を南方伝播する。この波は琉球列島東岸に沿って主温度躍層を押し下げるため，それが順圧的な西岸境界流に重なると，上層の北上流は弱化され下層の北上流は強化される。海底強化が沖縄本島より北方でのみ形成される理由
は，地形性ロスビー波の南方伝播が，北太平洋内部領域
から西方伝播し琉球列島東方の陸棚斜面に補足される鉛直第１モードの惑星ロスビー波の伝播によって阻害されるからである。
この力学は，琉球海流系が北側ほど強い潜流構造になる理由をある程度良く説明する。しかし，2 層モデルの限界から，現実の流速コアが中層に出現していることを説明できない。また，順圧流速場の形成過程についても触れられていない。順圧場においても傾圧場においても，琉球列島の東側斜面を伝播する地形性ロスビー波の重要性を疑う余地はないが，波動の励起源と励起メカニズムについては，より詳細な解析が必要である。Thoppil et. 2016 ）の水平流速分布図からは，順圧場の波動励起
al（
源として四国沖の黒潮再循環流の重要性が強く示唆される。
琉球海流の季節変動については，観測データの解析結. 2016, Fig. 19 ）果は報告されていないが，Thoppil et al（が再解析データを用いて検討している。それによると，
奄美大島，沖縄本島，宮古島沖の 3 断面ともに，琉球海流系の流量は冬季に最大となり，夏季に最少となる。この流量の季節変動は，流速コアの強弱と対応している。
興味深いのは，年平均流量は北（奄美大島）から南（宮古島）に向けて，12.4 Sv から 0.6 Sv に減少するのに対して，
季節変動の振幅は 3 断面ともに約 10 Sv で変わらない点である。3 断面とも，1 月から 9 月にかけて緩やかに流量が減少し，10 月から 12 月に急激に増加する。この流量の季節変動パターンは，振幅を含めて，北緯 30 〜 32 度のFig. 24. Schematic view describing the formation
mechanism of baroclinic structures of Ryukyu Current System, based on characteristics composing ofbarotropic current, and baroclinic topographic andplanetary Rossby waves. (a) Characteristics andinformation on thermocline depths (ʻʻshallowʼʼ orʻʻdeepʼʼ) and deepening forcing due to slope-current interaction (shading). (b) Vertical section at
the meridional barrier. After Fig. 18 in Nakamura
et al. (2007).

黒潮の流路・流量の研究

139

伊豆 小笠原海嶺より西側のスベルドラップ流量の季節。琉球海
変動パターンに類似している（ Fig. 15 を参照）
流の年平均流量には，地形性ロスビー波による四国沖の3. 季節変動の力学

黒潮再循環流の南方への引き伸ばし（ southward tail ）が第 2 章では，源流域から九州東方沖における黒潮の流強く影響するが，季節変動にはそれらは影響せず，東か路と流量の主要な変動現象を，海域毎に季節変動成分とらの順圧ロスビー波応答が支配的であるのかもしれない。

経年・十年規模変動成分に分けて解説した。それらの現

Yu et al（
. 2015 ）は，ケラマギャップ通過流の年周期変象では，内部領域の風系（偏西風と貿易風）の変動に由. 2016 ）と同一の再解析デー
動について，Thoppil et al（

来する遠隔応答（スベルドラップ理論）に加えて，西岸境

タを用いて調べ，その位相は夏に増加し，冬に減少する

界域の季節風の変動に起因する局所応答（陸棚波の伝播と報告している。ただし，その振幅は 1 SV 弱で，中規模を含む）が重要であった。黒潮流路と流量の変動に関し渦による季節変動の振幅に比べて極めて小さい。彼らは，て，遠隔応答と局所応答のどちらが卓越メカニズムとな

年周期変動の原因として，局所的な季節風による沖縄本

るかは，現象の時間スケールに依存している。一般的に，

島南西岸の沿岸ジェット流をあげたが，定量的な評価に

季節変動スケールでは，傾圧的な遠隔応答は見込めないは至っていない。また，下層強化流であるケラマギャッ

ので局所応答が卓越しやすいが，逆に，経年・十年規模

プ通過流と表層過程である沿岸ジェット流に因果関係がスケールでは局所応答は傾圧的な遠隔応答に埋もれて不あるかどうかも論じていない。

。例えば，この明瞭になる（ 2.1 節の力学的考察を参照）
ような傾向を持つ現象として，北赤道海流の分岐緯度の2.7.2. 大陸棚斜面反流，ルソン海峡の黒潮の南北移動（ Qiu and Chen, 2010a ）Lie et al（. 1998 ）は，沖縄トラフ北端の黒潮直下に黒潮，台湾北東方の黒潮の陸ループ流路（ Yuan et al., 2014 ）とは逆向きの流れがあるという観測結果を報告した。彼

棚への貫入（ Wu et al., 2014 ）がある。ただし，台湾北東らは，その流れを Slope Countercurrent（ 大陸棚斜面反方の黒潮の陸棚への貫入は，台湾周辺の季節風の強さが. 2008 ）は，陸棚
流と邦訳）と名付けた。Nakamura et al（

経年・十年規模スケールで変動することにも関連付けら

斜面に沿った斜面反流の空間的広がりと恒常性を観測れるので，経年・十年規模スケールでの局所応答の重要

し，斜面反流は沖縄トラフ北部の黒潮直下一帯に存在すを否定するものではない。Fig. 25 は，時間スケールごとること，さらに，冬から春に強化されるという季節変動に，内部領域と西岸境界域の風応力が黒潮に与える影響をしていることを捉えた。斜面反流が強化される時期は，の強さを，矢印の太さで表現した概念図である。

陸棚斜面に沿って黒潮が不安定化する時期と一致するた

本章では，黒潮流路と流量の季節変動に焦点を絞っ，斜面反流の形成メカニズムは黒潮のめ（ 2.5 節を参照）て，それらを支配する力学過程を海域横断的に考察す

不安定化に起因すると考えられた。

る。

Nakamura et al（. 2008 ）は，斜面反流の形成メカニズ
ムを明らかにするために OFES データの解析を行った。
その結果，OFES データにも観測結果と同じ特徴を持つ

3.1. 流路の季節変動現象が含まれていることがわかった。そして，斜面反流

流路の季節変動については，2.2 節：ルソン海峡での黒の 形 成 メカニズムは，Neptune 効 果（ Holloway, 1992 ）潮の南シナ海への貫入，2.3 節：台湾北東方の黒潮の陸棚であることが強く示唆されること，つまり，沖縄トラフ

上への貫入，2.6 節：九州東方の黒潮小蛇行の形成，で取

北部では冬・春季に黒潮が不安定化し，それにより作らり上げた。これらの現象は，いずれも，陸棚斜面に沿っれる黒潮擾乱が陸棚斜面と相互作用することにより斜面

た直進流路から陸棚斜面を横切る蛇行流路へ遷移する現を右に見る流れが組織化されることを示唆した。

象であり，冬季に発生する点で形成時期が共通している。
このように見ると，これらの流路の遷移過程は，お互いに共通した力学で説明できる可能性がある。これまでに

140

中村 啓彦

N. PacificWestery and Trade Winds

すると，黒潮流路は湾曲部で陸棚斜面を横切らざるを得なくなり，流路は直進流路から蛇行流路へと遷移すると結論付けている。このような湾曲部として，ルソン海峡，

Remote response

Asia

WBR

Kuroshio
Local response
NW Monsoon Winds

台湾北東方沖，九州南西と南東方沖がある。

Fig. 2 を見ると，たしかにルソン海峡付近から九州周辺に到るまで，晩秋から冬の季節風は黒潮の流れと逆向
きに吹いているのに対し，初夏（ 6，7 月）の季節風は黒潮の流れと同じ向きに吹いている。したがって，この仮説
は，ルソン海峡付近から九州付近まで適応可能と言える。
しかし，本州南岸では，冬季季節風は岸に直交するように吹くため，この仮説は適応し難い。

Annual Interannual Decadal(Time Scale)Fig. 25. Schematic diagram showing the contribution ratio of remote and local processes to the
Kuroshio path and transport variations. Bold (thin)arrow indicates relatively large (small) contribution. N. Pacific : North Pacific, WBR : Western
Boundary Region, and NW monsoon winds : Northwesterly Monsoon Winds.

2 ） ギャップを横切る流れの理論（ Sheremet, 2001 ）この理論は，陸棚斜面に沿って流れる西岸境界流の陸棚斜面に存在するギャップ内への侵入が，流速の減少（増加）にともなって促進（抑制）される性質を取り扱っている。2.4 節で述べたように，黒潮の流量の季節変動は，
台湾東岸沖から日本南岸に到るまで，夏季に大きく，冬季に小さい傾向をもつ。ルソン海峡では黒潮流量の季節変動に関する報告はないが，ルソン島沖では 3 月に最大，

10 月に最少となることから，ルソン海峡でも黒潮流量は夏季に大きく冬季に小さい傾向があると考えると，ルソン海峡から日本南岸に到るまで，ギャップに類似した海提案された主要なメカニズムは，以下の通り，すべて局底地形を有する陸棚斜面域では，夏場よりも冬場の方

所プロセスに属している。ここでは，これらのプロセス

が，流路は蛇行しやすい傾向があると考えられる。台湾が，北太平洋の西岸境界域一帯に適応できるかどうかをの北側の陸棚斜面域および九州南西方の沖縄トラフ北端

検証する。

部が，ルソン海峡のようなギャップ地形と同等の機能を1 ） 冬季季節風による非線形エクマン輸送に基づく仮説

もつとみなせるならば，この仮説はこれら 3 海域に共通（ Nakamura et al., 2015 ）の原因と成り得る。

この仮説は，単純なエクマン輸送に基づく仮説（例え3 ） 熱フラックスと JEBAR に基づく仮説（ Oey et al.,ば，Farris and Wimbush, 1996 ）の発展形とみなせる。

2010 ）

単純なエクマン輸送仮説では，黒潮に逆向する冬季季節

この仮説は，冬季季節風に起因する海面冷却によって風は岸向きのエクマン輸送を引き起こすので黒潮を沿岸

黒潮流域の密度分布が変わり，JEBAR を介して蛇行が側へシフトさせるとする。しかし，高々表層 10 m 程度

成長するというものである。海面冷却効果を JEBAR にのエクマン層内の流れが，黒潮のような内部領域の流れ帰着させて，陸棚斜面を横切るように黒潮を移動させるの水平移動を引き起こすことが可能なのか疑問である。

ためには，黒潮の流下方向に非一様な海面冷却による非一方，非線形エクマン輸送の仮説は，黒潮のような内部一様な密度変化が海底に到達することが条件となる。こ領域の流れを水平移動させるメカニズムを与えている点の仮説は，大陸棚縁辺の浅い陸棚斜面域を流れる黒潮外. 2015 ）は，北で優れている。さらに，Nakamura et al（

縁には適応できるが，水深が深い陸棚斜面中央域を流れ太平洋西岸境界域の陸棚斜面は大きく湾曲している場所

る黒潮本体には適応し難いと考えられる。この理由から，が多く，その上流・下流域で黒潮流軸が沿岸側へシフト

台湾北東方沖の陸棚への黒潮の貫入以外には，この仮説

黒潮の流路・流量の研究

141

は適応し難いと言える。ただし，黒潮が陸棚斜面上で水

ここでは，台湾沖から日本南岸で認められた，夏季に平移動する時には，JEBAR の影響は必ず現れるので，最大で冬季に最少という年周期変動の力学について検討

上に述べた 1 ）と 2 ）の仮説においても JEBAR の役割をする。まず，第 2 章で紹介した研究を基に，以下のよう評価する必要がある。

にプロセスを整理する。

4 ） サブメソスケール擾乱の組織化に基づく仮説

1 ） 順圧スベルドラップ流量による力学（例えば，Isobe
and Imawaki, 2002 ）既存研究に基づく上の 3 つの仮説に加えて，以下に第4 の仮説を提案する。2.5 節で，東シナ海の黒潮は冬から夏季に最大で冬季に最少という年周期変動は，スベル

春にかけて不安定化し，黒潮前線波動からサブメソス

ドラップ流量の季節変動と位相が 180 度逆である。伊豆

ケール渦が発達することを示した。例えば，九州南西の小笠原海嶺や南西諸島の海底地形効果を考慮しても，

沖縄トラフ北端では，約 100 km スケールの低気圧性渦

この位相関係を遠隔プロセスで説明することは難しい。

が融合して，流路変動を伴う約 200 km スケールの低気

しかし，海底地形と流れの相互作用の効果を導入するこ

圧性渦が出現することが報告されている（ Nakamura etとによって，スベルドラップ流量の季節変動の振幅に比al., 2003 ）。さらに，北部沖縄トラフの深層では，Nep-

べて，現実の季節変動の振幅が著しく小さいという事実

tune 効果によって数的に優勢な低気圧性渦が組織化し，は良く説明される。

黒潮下層に大陸棚斜面反流を形成することも示されてい2 ） 冬季季節風による力学（ Kubota et al., 1995 ; Czeschel et al., 2012 ）。近年の超高解像度数値シる（ Nakamura et al., 2008 ）ミュレーション結果（例えば，Sasaki et al., 2014 ）からは，

Kubota et al（. 1995 ）は，順圧モデルを用いた数値実験

混合層不安定に起因して，サブメソスケール擾乱の運動

結果に基づいて，陸棚斜面に沿った方向の風応力は，斜エネルギーが冬季に海洋一帯で増加することが示唆され面を横切る方向の水深の違いに起因して黒潮に渦度を注ている。この結果に基づくなら，黒潮流域で冬季に発達入するので，黒潮流量が減少するという局所プロセスをするサブメソスケール擾乱からメソスケールの流路変動提案した。しかし，この仮説には，量的な関係が成り立が出現する可能性も十分に考えられる。

たないという欠点がある。一方，黒潮と同様に，流量が黒潮流路の蛇行は，蛇行の発生海域に留まることなく，

夏季に最大で冬季に最少となるフロリダ海流については，

黒潮に流されて下流伝播するか，地形性ロスビー波としCzeschel et al（. 2012 ）が，北米大陸の東海岸に沿った沿て上流伝播することが可能である。したがって，ルソン

岸湧昇 / 沈降に強制された順圧モードの地形性ロスビー

島沖から日本南岸に到る各流域で発生する黒潮の蛇行

波が季節変動の位相を決定していることを示している。

は，お互いに独立したものではなく，移流と波動伝播をしたがって，黒潮流量の季節変動についても，日本南岸介在して，一つの定在波パターンである可能性も考えら

から源流域までの沿岸海洋の季節風に対する順圧およびれる。

傾圧モードの地形性ロスビー波応答が重要な役割を果たしている可能性が高い。ただし，北太平洋の西岸境界域

3.2. 流量の季節変動
台湾沖から日本南岸に到る黒潮流量の季節変動は，夏季に最大で冬季に最少という傾向がある。その一方で，には，オホーツク海，日本海，東シナ海，南シナ海といった縁辺海と伊豆・小笠原海嶺があるため，陸棚斜面に捕捉されて伝播する波動の特性を理解することは難しい。

ルソン島沖の黒潮流量は 10 月に最少で 3 月に最大（ Fig.

Kida et al（. 2016 ）は，対馬暖流，宗谷暖流，津軽暖流

10，Yaremchuk and Qu, 2004 ）である。また，琉球海流の流量の季節変動が同期して，夏に最大で冬に最少とな系の流量も夏季に最少で冬季に最大であることが報告さることを示し，その理由を以下のように説明している。

。黒潮流量の季節変動れている（ Thoppil et al., 2016 ）すなわち，亜寒帯の陸岸（カムチャツカ半島とオホーツ

は，黒潮流量をどの深度までの流量として定義するかでク海西岸）に沿って吹く季節風によって励起された傾圧。
異なり，その実態の把握は難しい（ 2.4 節の冒頭を参照）

ケルビン波は，宗谷海峡で海面変位変動を引き起こし，

142

中村 啓彦

それが日本海全体の順圧応答を引き起こすため，これら. 2015 ）は，非地衡
ville and Pinkel（ 2004 ）や Nagai et al（3 つの海流は同期して季節変動する，というものである。

流から放射される近慣性内部重力波の砕波が重要な役割

対馬暖流，宗谷暖流，津軽暖流の季節変動は，黒潮流を担うことを示唆している。2.5 節で示した通り，東シナ

量の季節変動とも同期している。このことは，黒潮と縁

海北東部の黒潮は夏季に安定化し，冬季に不安定化する

辺海の通過流量の季節変動を統合した力学が成り立つ可傾向がある。冬季の黒潮の不安定化現象が，西岸境界域

能性を示唆している。すなわち，縁辺海をもつ北太平洋のいたるところで起きているなら，夏季よりも冬季の方の西岸境界領域において，西岸境界領域上の風応力場のが黒潮のエネルギー散逸は高いかもしれない。このプロ

季節変動が，黒潮と縁辺海の通過流量の季節変動を支配

セスでは，夏季よりも冬季に高い運動エネルギーをもつしている可能性があり，その力学の解明が必要であると

サブメソスケール擾乱の散逸と組織化の割合が重要であ考えられる。

ると考えられる。

3 ） 運動エネルギーの散逸による力学
上に述べた 2 つのプロセスは，いずれも，黒潮流量の季節変動を説明するための要素として必要だと考えられる。さらに，ここでは，西岸境界流での運動エネルギーの散逸過程と流量の季節変動の関係を取り上げる。

4. 将来の課題とまとめ
本総説は，黒潮流路と流量の季節変動と経年・十年規
模変動について，ルソン島沖から日本南岸沖までを俯瞰

Zhai et al（. 2008 ）は，メキシコ湾流域の渦運動エネル

し，海域毎の共通点と相違点を認識することによって，ギー（ Eddy Kinetic Energy: EKE ）は夏季に高く，冬季より包括的な黒潮理解の枠組みを築く手がかりを得るこに低いことを示した上で，この事実は，海洋表層が最もとを目的としていた。このような観点から，本章では，傾圧的に不安定な状態にあるのは晩冬であることと矛盾

今後，黒潮流路と流量の季節変動と経年・十年規模変動するとして，その理由を以下のように考察した。第 1 のの力学の解明に向けて組織的に取り組むべき課題を提起

理由は，EKE の散逸にかかる時間が，冬季よりも夏季のする。

方が長いことである。夏季は，海面加熱により海面付近

第 3 章では，黒潮流量の季節変動と経年・十年規模変が成層するので，このキャッピング効果により大気と海動の力学に対して，西岸境界の陸棚斜面を南方伝播する

洋内部の相互作用が断たれるので EKE が散逸し難いと

地形性ロスビー波が重要な役割を果たすことを指摘した。

した。第 2 の理由は，海面流速に相対的な風速による海その根拠として，フロリダ海流の流量の季節変動に関す

面風応力を考える場合，風応力は常に海流の相対渦度を. 2012 ），東シナ海の黒潮流量の経年・る Czeschel et al（

弱めるように渦度をインプットするので，必ず海流を弱. 2011 ），琉球海流の十年規模変動に関する Andres et al（

め る よ う に 働 く（ Duhaut and Straub, 2006 ; Zhai and. 2007 ）や Thop定常場の形成に関する Nakamura et al（

Greatbatch, 2007 ）ことである。その大きさは風速の 2 乗

pil et al（. 2016 ）の研究成果を挙げた。さらに，対馬暖に比例するので，夏季に比べて冬季の EKE は減少する

流，宗谷暖流，津軽暖流の流量の季節変動に対して，亜ことになる（ Fig. 3 参照：黒潮上に形成される局所的風

寒帯の陸岸に沿って伝播する傾圧モードの沿岸ケルビン

応力カールは黒潮の相対渦度分布と逆符号であることに波と，それに起因する日本海の順圧応答の重要性を示唆. 2008 ）は，メキシコ湾流域の EKE の注意）。Zhai et al（. 2016 ）の研究成果を挙げた。これらの問した Kida et al（

季節変動を考察したものであるが，それを黒潮の平均流題に対する解答を得るためには，北太平洋西岸の陸棚斜速場の季節変動に対して適応しても不都合はない。

面に捕捉されて伝播する波動（陸棚波）を観測で捉え，この問題は，より大きな視点では，風応力によってイ

その励起源と伝播特性を季節変動成分と経年・十年規模

ンプットされた風成循環のエネルギーが，どのような物

変動成分に分けて理解することが必要となる。それと同理過程で散逸しているのかを明らかにする海洋物理学の時に，このような陸棚波が，ルソン海峡付近から日本南。西岸
基本的問題といえる（ Ferrari and Wunsch, 2009 ）岸で同期した黒潮の流量変動（さらには対馬暖流，宗谷

境界流のエネルギー散逸に関わるプロセスとして，Rain-

暖流，津軽暖流の流量変動）を引き起こし得るかどうか

黒潮の流路・流量の研究

143を数値実験と理論から考察し，その力学モデルを構築す

衰過程を調べる必要がある。波動エネルギーの散逸にる必要がある。

は，海底摩擦の他に，様々な時空間スケールの水平・鉛

ここで，1 つの観測計画を提案する。本観測計画は，直乱流が寄与していると考えられる。さらに，水平シ

低緯度域から高緯度域に到る広範囲の陸棚斜面に沿ってアー流に相対的な風応力が，水平シアーを弱めるように大規模な係留観測網を構築し，順圧モードと傾圧モード

働く効果（ Tsujino et al., 2013 ; Nakamura et al., 2015 ）の陸棚波の伝播を観測することを目的としている。海底も重要であると考えられる。黒潮流路と流量変動の数値

までの積分流量を支配する順圧モードの陸棚波は，f/H

予報の精度は，この波動の減衰率に大きく依存すると考（ f：コリオリパラメータ，H：水深）の等値線に沿って，えられるので，数値モデル内の渦粘性係数や渦拡散係数

海底での圧力変化を高時間分解能で精度よく計測して捉のパラメタリゼーションの問題は極めて重要である。こえることができる。一方，表層流量を支配する傾圧モーの問題は，第 3 章で解説した黒潮のエネルギー散逸の問

ドの波動は，海底地形の拘束が弱くなるので，海面力学

題と同じであり，観測と理論からの物理過程の探求と同高度や海底圧力を陸棚斜面域一帯で面的に観測する必要時に，数値モデルのパラメタリゼーション手法の開発ががある。順圧モードと傾圧モードの陸棚波を同時に観測

将来の課題として存在する。

する方法として，CPIES（ Current and Pressure-sensor-

黒潮流路の季節変動に関する力学は，流量変動に依存

equipped Inverted Echo Sounder ）を陸棚斜面に沿ってする仮説と依存しない仮説の 2 つに大別される。流量変広域に多数設置する方法がある。例えば，黒潮続流の変動に依存する仮説とは，Sheremet（ 2001 ）に依拠しなが動力学の総合的理解を目指した Kuroshio Extension Sys-

ら，西岸境界域の季節風が黒潮流量の季節変動を引き起

tem Study（ KESS: 例えば Na et al., 2012 ）では，約 50

こし，それが黒潮流路の季節変動が引き起こすというも台の CPIES をアレイ状に展開している。CPIES は米国のである。他方，流量変動に依存しない仮説には，黒潮

ロードアイランド大学で開発された，音波の到達時間かに対して逆向きに吹く冬季季節風に起因する非線形エク

ら密度の鉛直プロファイルを推定することができ，かつマン応答によって，黒潮流軸が沿岸側へシフトするため

海底圧力と海底直上の流速を計測・記録する観測機器で蛇行モードが励起されるというもの（ Nakamura et al.,ある。日本における IES の利用は，1990 年代後半に足摺2015 ）と，冬季の混合層不安定が蛇行モードを励起する

岬沖黒潮協同観測（ Imawaki et al., 1997 ）で始まった後，とするものである。これらの仮説のどれが季節変動に対2000 年代後半まで海洋研究開発機構で継続されていたして本質的であるかを，数値実験や観測データ解析からが，現在は途絶えている。一方，アジアでは中国と韓国明らかにする必要がある。

で継続的に利用されている。日本で CPIES を導入するに

近年，実測に基づく時系列データではなく，再解析

しても，それに代わる観測技術を開発するにしても，国データを利用する研究が増えている。データ同化手法に際協力関係を築きながら組織的に腰を据えて取り組まな

よる再解析データは，実測観測データに比べて，3 次元的ければ観測の実現は難しい。現場観測で得られる海面力な広がりを持った情報を提供するという著しい利点があ

学高度と海底圧力のデータの各々を，人工衛星で得られ. 2016 ）によるる。本総説でも取り上げた，Thoppil et al（

る海面高度（ AVISO 提供）と海底圧力（ Gravity Recov-

琉球海流系の解析は，そのよい例である。今後は，再解

ery and Climate Experiment/Ocean Bottom Pressure:析データを用いた研究が主流になることが予想される。

GRACE/OBP, http://grace.jpl.nasa.gov ）の デ ー タと 組

再解析データを用いた研究は，多額の予算の確保からはみ合わせることにより，より長期的な広域での解析が可

じまる観測研究と異なり，短時間で研究成果に結びつく能となる。

個人的研究が成り立つ。その意味で，若手研究者であっ陸棚斜面を伝播する波動については，波動の励起源のても，独創的な優れたアイデアを基に，世界的な研究成

特定に加えて伝播過程を調べることが重要である。波動果を上げることができる。ただし，再解析データは，今の伝播過程では，波動と海底地形および一般流との相互のところ，インプットされる観測データの制約から，海作用とともに，遠隔応答の影響範囲を支配する波動の減

洋表層の中規模現象に関する再現性は保証されている

144

中村 啓彦

が，サブメソスケール現象や中深層の流れ場については，その再現性の程度は明らかではない。したがって，これらを解析する際には，常に観測データと組み合わせて利用されるべきであり，その意味で，従来のスタイルの観測研究を継続的に続ける必要がある。黒潮流域は，複数の国の排他的経済水域（ EEZ ）に属するため，どの国でも自由に観測できるというわけではない。少なくとも日本の EEZ における黒潮観測に関しては，我が国が国際的な観測計画をリードする努力をしなければならない。
非線形性が強い黒潮の流動現象には，その原因として複数の仮説が成り立ち，そのどれが有力かを限られた期間の観測資料で証明することは難しい。卓越する力学機構が，解析の対象期間によって異なる可能性がある。しかし，物理学において，わかるということは，個別の事
例に個別の説明を与えることではなく，より広範な事例に適応できる，より一般的な法則を見出すことである。
黒潮の流路・流量変動の力学を理解する従来のパラダイ
ムは，偏西風と貿易風で構成される内部領域の風系の変動に対する惑星ロスビー波応答，つまりスベルドラップ理論であった。本総論では，新しい理解のパラダイムとして，北西季節風で構成される西岸境界域の風系に対する局所応答と遠隔応答（陸棚波応答）の体系を提示した。

謝 辞

variations in the East China Sea, J. Geophys. Res., 113, C05013.
Boccaletti, G., R. Ferrari, and B. Fox-Kemper（ 2007 ）: Mixed layer instabilities and restratiﬁcation. J. Phys. Oceanogr. 38, 2228−2250.
Callies., J., R. Ferrari, J.M. Klymak, and J. Gula（ 2015 ）: Seasonality in submesoscale turbulence. Nat. Commun., 6, 6862−6869.
Chang, Y.‑L., and L.‑Y. Oey（ 2011 ）: Interannual and seasonal variations ofKuroshio transport east of Taiwan inferred from 29 years of tidegauge data, Geophys. Res. Lett., 38, L08603.
Chang, Y.‑L., and L. Oey（ 2012 ）: The Philippines-Taiwan oscillation : Monsoon-like interannual oscillation of the subtropical-tropical western
North Paciﬁc wind, J. Clim., 25, 1597−1618.
Chang, Y.‑L., L.‑Y. Oey, C.‑R. Wu, and H.‑F. Lu（ 2010 ）: Why are there
upwellings on the northern shelf of Taiwan under northeasterly
winds?, J. Phys. Oceanogr., 40, 1405−1417.
Chen, H.T,, X.H. Yan, P.T. Shaw, and Q.N. Zheng（ 1996 ）: A numerical simulation of wind stress and topographic eﬀects on the Kuroshio current
path near Taiwan. J. Phys. Oceanogr., 26, 1769−1802.
Czeschel, L., C. Eden, and R. J. Greatbatch（ 2012 ）: On the driving mechanism of the annual cycle of the Florida Current transport. J. Phys.
Oceanogr., 42, 824−839.
Duhaut, T. H., and D. N. Straub（ 2006 ）: Wind stress dependence on ocean
surface velocity : Implications for mechanical energy input to ocean circulation. J. Phys. Oceanogr., 36, 202−211.
Ebuchi, N., and K. Hanawa（ 2003 ）: Inﬂuence of mesoscale eddies on variations of the Kuroshio path south of Japan. J. Oceanogr., 59, 25−39.
Farris, A., and M. Wimbush（ 1996 ）: Wind-induced intrusion into the South
China Sea, J. Oceanogr., 52, 771−784.
Ferrari, R., and C. Wunsch（ 2009 ）: Ocean circulation kinetic energy : Reservoirs, sources, and sinks. Annu. Rev. Fluid Mech., 41, 253−282.
Gilson, J. , and D. Roemmich（ 2002 ）: Mean and temporal variability inKuroshio geostrophic transport south of Taiwan（ 1993‑2001 ）. J.
Oceanogr., 58, 183−195.
Hayasaki, M., R. Kawamura, M. Mori, and M. Watanabe（ 2013 ）: Responseof extratropical cyclone activity to the Kuroshio large meander in

本総説をまとめるにあたり，査読者の升本順夫博士，
担当編集委員の市川洋博士から多くの有益な助言を頂きました。ここに記し，謝意を表します。

northern winter, Geophys. Res. Letts., 40, 2851−2855.
Hibiya, T., M. Nagasawa, and Y. Niwa（ 2007 ）: Latitudinal dependence ofdiapycnal diﬀusivity in the thermocline observed using a microstructure proﬁler. Geophys. Res. Lett., 34, L24602.
Holloway, G.（ 1992 ）: Representing topographic stress for large-scale ocean
models, J. Phys. Oceanogr., 22, 1033−1046.
Hsin, Y.‑C., B. Qiu, T.‑L. Chiang, and C.‑R. Wu（ 2013 ）: Seasonal to interannual variations in the intensity and central position of the surface

References

Kuroshio east of Taiwan, J. Geophys. Res., 118, 4305−4316.
Hu, D.X., L.X. Wu, W.J. Cai, A. Sen Gupta, A. Ganachaud, B. Qiu, A.L. Gor-

Andres, M., Y.‑O. Kwon, and J. Yang（ 2011 ）: Observations of the Kurosh-don, X.P. Lin, Z.H. Chen, S.J. Hu, G.J. Wang, Q.Y. Wang, J. Sprintall, T.D.

ioʼs barotropic and baroclinic responses to basin-wide wind forcing, J.
Geophys. Res., 116, C04011.

Qu, Y. Kashino, F. Wang, W.S. Kessler（ 2015 ）: Paciﬁc western bound-

Andres, M., J.‑H. Park, M. Wimbush, X.‑H. Zhu, K.‑I. Chang, and H. Ichika-

ary currents and their roles in climate. Nature, 522. 299−308.
Hwang, C., C.‑R. Wu, and R. Kao（ 2004 ）: TOPEX/Poseidon observations

wa（ 2008a ）: Study of the Kuroshio/Ryukyu Current system based onof mesoscale eddies over the Subtropical Countercurrent : Kinematic

satellite-altimeter and in situ measurements, J. Oceanogr., 64, 937−950.
Andres, M., J.‑H. Park, M. Wimbush, X. Zhu, H. Nakamura, K. Kim, andcharacteristics of an anticyclonic eddy and a cyclonic eddy, J. Geophys.
Res., 109, C08013.

K.‑I. Chang（ 2009 ）: Manifestation of the Paciﬁc Decadal Oscillation in

Ichikawa, H., and R. Beardsley（ 1993 ）: Temporal and spatial variability of

the Kuroshio, Geophys. Res. Lett., 36, L16602.
Andres, M., M. Wimbush, J.‑H. Park, K.‑I. Chang, B.‑H. Lim, D. R. Watts, H.

volume transport of the Kuroshio in the East China Sea. Deep-Sea Res.
I, 40, 583−605.

Ichikawa, and W. J. Teague（ 2008b ）: Observations of Kuroshio ﬂow

Ichikawa, H., H. Nakamura, A. Nishina, and M. Higashi（ 2004 ）: Variability

黒潮の流路・流量の研究

145

of northeastward current southeast of northern Ryukyu Islands. J.
Oceanogr., 60, 351−363.
Ichikawa, K., R. Tokeshi, M. Kashima, K. Sato, T. Matsuoka, S. Kojima, andNorth Paciﬁc, J. Geophys. Res., 117, C12019, doi :10.1029/2012JC008211.
Na, H., M. Wimbush, J.‑H. Park, H. Nakamura, and A. Nishina（ 2014 ）: Ob-

S. Fujii（ 2008 ）: Kuroshio variations in the upstream region as seen by

East China Sea and the Northwestern Paciﬁc. J. Geophys. Res., 119, 689−703.

HF radar and satellite altimetry data. Int. J. Remote Sens., 29, 6417−
6426.
Igeta, Y., K. Yamazaki, and T. Watanabe（ 2015 ）: Ampliﬁcation of coastal-trapped waves resonantly generated by wind around Sado Island,
Japan. J. Oceanogr., 71, 41−51
Imawaki, S., H. Uchida, H. Ichikawa, M. Fukasawa, S. Umatani, and ASUKA
Group（ 1997 ）: Time series of the Kuroshio transport derived fromﬁeld observation and altimetry data. International WOCE Newsletter, 25,
15−18.

servations of ﬂow variability through the Kerama Gap between the

Nagai, T., A. Tandon, E. Kunze, and A. Mahadevan（ 2015 ）: Spontaneous
Generation of Near-Inertial Waves by the Kuroshio Front. J. Phys.
Oceanogr., 45, 2381−2406.
Nan, F., H. Xue, F. Chai, L. Shi, M. Shi, and P. Guo（ 2011 ）: Identiﬁcation of
diﬀerent types of Kuroshio intrusion into the South China Sea. Ocean

Dyn., 61, 1291−1304.
Nan, F., H. Xue, and F. Yu（ 2015 ）: Kuroshio intrusion into the South Chi-

Isobe, A., and S. Imawaki（ 2002 ）: Annual variation of the Kuroshio trans-

na Sea : An review. Progress Oceanogra., 137, 314−333.
Nakamura, H., R. Hiranaka, D. Ambe, T. Saito（ 2015 ）: Local wind eﬀect onport in a two-layer numerical model with a ridge. J. Phys. Oceanogr., 32,
994−1009.

the Kuroshio path state oﬀ the southeastern coast of Kyushu. J. Oceanogr.，71, 575−596.

Kagimoto, T., and T. Yamagata（ 1997 ）: Seasonal transport variations ofNakamura, H., H. Ichikawa, and A. Nishina（ 2007 ）: Numerical study of thethe Kuroshio : An OGCM simulation, J. Phys. Oceanogr., 27, 403−418.
Kashino, Y., N. Espana, F. Syamsudin, K.J. Richards, T. Jensen, P. Dutrieux,

dynamics of the Ryukyu Current system. J. Geophys. Res., 112, C04016.
Nakamura, H., H. Ichikawa, A. Nishina, and H.‑J. Lie（ 2003 ）: Kuroshio pathand A. Ishida（ 2009 ）: Observations of the North Equatorial Current,

meander between the continental slope and the Tokara Strait in the

Mindanao Current, and the Kuroshio Current system during theEast China Sea. J. Geophys. Res. , 108, 3360.
Nakamura, H., A. Nishina, H. Ichikawa, M. Nonaka, and H. Sasaki（ 2008 ）:2006/07 El Niño and 2007/08 La Niña. J. Oceanogr., 65, 325−333.
Kawabe, M.（ 1995 ）: Variations of current path, velocity, and volume transport of the Kuroshio in relation with the large meander. J. Phys. Oceanogr., 25, 3103−3117.

Deep countercurrent beneath the Kuroshio in the Okinawa Trough. J.
Geophys. Res., 113, C06030.
Nakamura, H., A. Nishina, Z. Liu, F. Tanaka, M. Wimbush, and J.‑H. Park

Kida, S., and B. Qiu（ 2013 ）: An exchange ﬂow between the Okhotsk Sea（ 2013 ）: Intermediate and deep water formation in the Okinawa

and the North Paciﬁc driven by the East Kamchatka Current, J. Geophys. Res., 118, 6747−6758.

Trough, J. Geophys. Res., 118, 6881−6893.
Nakamura, H., A. Nishina, K. Tabata, M. Higashi, A. Habano, and T. Ya-

Kida, S., B. Qiu, J. Yang, and X. Lin（ 2016 ）: The annual cycle of the Japanmashiro（ 2012 ）: Surface velocity time series derived from satellite al-

Sea thoroughﬂow, J. Phys. Oceanogra., 46, 23−39.
Kim, Y.Y., T. Qu, T. Jensen, T. Miyama, H. Mitsudera, H.‑W. Kang, and A.

timetry data in a section across the Kuroshio southwest of Kyushu. J.
Oceanogra. 68, 321−336.

Ishida（ 2004 ）: Seasonal and interannual variations of the North Equa-

Nakamura, H., M. Nonaka, H. Sasaki（ 2010 ）: Seasonality of the Kuroshio

torial Current bifurcation in a highresolution OGCM. J. Geophys. Res.,

path destabilization phenomenon in the Okinawa Trough : a numerical

109, C03040.
Kubota, M., H. Yokota, and T. Okamoto（ 1995 ）: Mechanism of the season-study of its mechanism. J. Phys. Oceanogr. 40, 530−550
Nakamura, H., T. Yamashiro, A. Nishina, and H. Ichikawa（ 2006 ）: Time-al transport variation through the Tokara Strait. J. Oceanogr., 51, 441−
458.

frequency variability of Kuroshio meanders in Tokara Strait, Geophys.
Res. Lett., 33, L21605.

Lie, H.‑J., C.‑H. Cho, and A. Kaneko（ 1998 ）: On the branching of the Kuro-

中村尚・川村 隆一・早坂忠裕・立花義裕（ 2017 ）：気候系の hot spot：中緯

shio and the formation of slope countercurrent in the East China Sea,

度大気海洋相互作用の最前線，気象研究ノート，印刷中．

p. 25−41, In Proceedings of Japan-China Joint Symposium on Cooperative
Study of Subtropical Circulation System, Seikai Natl. Fish. Res. Inst., Naga-

Nishina, A., H. Nakamura, J.‑H. Park, D. Hasegawa, Y. Tanaka, S. Seo, and T.

saki.

ma Gap overﬂow, J. Geophys. Res. Oceans, 121, doi : 10.1002/2016 JC011822.
Niiler P. P.（ 1969 ）: On the Ekman divergence in an oceanic jet. J. Geophys.

Masumoto, Y., H. Sasaki, T. Kagimoto, N. Komori, A. Ishida, Y. Sasai, T. Miyama, T. Motoi, H. Mitsudera, K. Takahashi, H. Sakuma, and T.
Yamagata（ 2004 ）: A ﬁfty-year eddy-resolving simulation of the world
ocean-Preliminary outcomes of OFES（ OGCM for the Earth Simulator ）, J. Earth Simul., 1, 35−56.
Metzger, E. J., and H. E. Hurlburt（ 2001 ）: The nondeterministic nature of
Kuroshio penetration and eddy shedding in the South China Sea. J.
Phys. Oceanogr., 31, 1712−1732.

Hibiya（ 2016 ）: Deep ventilation in the Okinawa Trough induced by Kera-

Res., 74, 7048−7052.
Oey, L.‑Y. , Y.‑C. Hsin, and C.‑R. Wu（ 2010 ）: Why does the Kuroshio
northeast of Taiwan shift shelfward in winter?, Ocean Dyn., 60, 413−
426.
Qiu, B.（ 1999 ）: Seasonal eddy ﬁeld modulation of the north Paciﬁc STCC :TOPEX/Poseidon observations and theory. J. Phys. Oceanogr., 29, 2471
−2486.

Miyazawa, Y., and S. Minato（ 2000 ）: POM and two-way nesting POM

Qiu, B., and S. Chen（ 2010a ）: Interannual-to-decadal variability in the bi-

study of Kuroshio damping phenomenon caused by a strong wind. J.
Oceanogra., 56, 275-294.

furcation of the North Equatorial Current oﬀ the Philippines. J. Phys.
Oceanogr., 40, 2525-2538.
Qiu, B., and S. Chen（ 2010b ）: Interannual variability of the North Paciﬁc
STCC and its associated mesoscale eddy ﬁeld. J. Phys. Oceanogr., 40,

Na, H., J.‑H. Park, D. R. Watts, K. A. Donohue, and H. J. Lee（ 2012 ）: Near
13 day barotropic ocean response to the atmospheric forcing in the

146

中村 啓彦
213−225.

Wang, J., and L.‑Y. Oey（ 2014 ）: Inter-annual and decadal ﬂuctuations of

Qiu, B., and R. Lukas（ 1996 ）: Seasonal and interannual variability of thethe Kuroshio in East China Sea and connection with surface ﬂuxes ofNorth Equatorial Current, the Mindanao Current, and the Kuroshio
along the Paciﬁc western boundary. J. Geophys. Res., 101, 12315−12330.

momentum and heat. Geophys. Res. Lett., 41, 8538−8546.
Wu, C.‑R., and Y.‑C. Hsin（ 2012 ）, The forcing mechanism leading to theQu, T.（ 2000 ）: Upper-Layer Circulation in the South China Sea. J. Phys.
Oceanogr., 30, 1450−1460.

Kuroshio intrusion into the South China Sea, J. Geophys. Res. , 117,
C07015.

Qu, T., Y. Y. Kim, M. Yaremchuk, T. Tozuka, A. Ishida, and T. Yamagata

Wu, C.‑R., Y.‑C. Hsin, T.‑L. Chiang,Y.‑F. Lin, and I-F. Tsui（ 2014 ）: Season-（ 2004 ）: Can Luzon Strait transport play a role in conveying the im-al and interannual changes of the Kuroshio intrus ion onto the East

pact of ENSO to the South China Sea?, J. Clim., 17, 3644−3657.
Qu, T., and R. Lukas（ 2003 ）: The bifurcation of the North Equatorial Cur-

China Sea Shelf, J. Geophys. Res. 119, 5039−5051.
Yamashiro, T., and M. Kawabe（ 2002 ）: Variation of the Kuroshio axis

rent in the Paciﬁc. J. Phys. Oceanogr., 33, 5−18.
Rainville, L., and R. Pinkel（ 2004 ）: Observations of energetic highwave-

south of Kyushu in relation to the large meander of the Kuroshio, J.
Oceanogr., 58, 487− 503.
Yaremchuk, M., and T. Qu（ 2004 ）: Seasonal variability of the large-scalecurrents near the coast of the Philippines. J. Phys. Oceanogr., 34, 844−

number internal waves in the Kuroshio. J. Phys. Oceanogr., 34, 1495−1505.
齊藤宏明（ 2015 ）：黒潮の恵み その源を探る． 生物と海洋，37，443−444．

855.

Sakamoto, T., and T. Yamagata（ 1996 ）: Seasonal transport variation of theYu, Z., E.J. Metzger, P. Thoppil, H.E. Hurlburt, L. Zamudio, O.M. Smedstadd,

wind-driven ocean circulation in a two-layer planetary geostrophic

H. Na, H. Nakamura, and J.‑H. Park（ 2015 ）: Seasonal cycle of volume

model with a continental slope. J. Mar. Res., 54, 261−284.
Sasaki, H., P. Klein, B. Qiu, and Y. Sasai（ 2014 ）: Impact of oceanic-scale in-transport through Kerama Gap revealed by a 20-year global HYbrid

teractions on the seasonal modulation of ocean dynamics by the atmo-

Coordinate Ocean Model reanalysis. Ocean Modelling, 96, 203−213.
Yuan, Y., Y.‑H. Tseng, C. Yang, G. Liao, C. H. Chow, Z. Liu, X.‑H. Zhu, andsphere. Nat. Commun., 5, 5636−5643.
Sasaki, H., M. Nonaka, Y. Masumoto, Y. Sasai, H. Uehara, and H. Sakuma

H. Chen（ 2014 ）: Variation in the Kuroshio intrusion : Modeling and in-（ 2007 ）: Chapter 10, An eddy-resolving hindcast simulation of the qua-si-global ocean from 1950 to 2003 on the Earth Simulator, p. 157−186.

ly 2009 to March 2011, J. Geophys. Res., 119, 3447−3463.
Zhai, X., and R. J. Greatbatch（ 2007 ）: Wind work in a model of the north-

In High Resolution Numerical Modelling of the Atmosphere and Ocean, edited by W. Ohfuchi and K. Hamilton, , Springer, New York.

west Atlantic Ocean, Geophys. Res. Lett., 34, L04606.
Zhai, X., R. J. Greatbatch, and J.‑D.Kohlmann（ 2008 ）: On the seasonal vari-

Schott, F. A., T. N. Lee, and R. Zantopp（ 1988 ）: Variability of structureability of eddy kinetic energy in the Gulf Stream region. Geophys. Res.
Lett., 35, L24609.

and transport of the Florida Current in the period range of days toterpretation of observations collected around the Luzon Strait from Ju-

seasonal. J. Phys. Oceanogr., 18, 1209−1230.
Sekine, Y., and K. Kutsuwada（ 1994 ）: Seasonal variation in volume trans-

Zhu, X., I. Han, J. Park, H. Ichikawa, K. Murakami, A. Kaneko, and A. Os-

port of the Kuroshio south of Japan. J. Phys. Oceanogr., 24, 261−272.
Sekine, Y, and Y. Toba（ 1981 ）: Velocity variation of the Kuroshio during

land observed during November 2000 to August 2001. Geophys. Res.
Lett., 30, 1071.

formation of the small meander south of Kyushu. J. Oceanogr. Soc. Japan, 37, 87−93.

Zhu, X.‑H., H. Ichikawa, K. Ichikawa and K. Takeuchi（ 2004 ）: Volume

Sheremet, V. A.（ 2001 ）: Hysteresis of a Western Boundary Current Leap-

lite altimeter data. J. Oceanogr., 60, 953−962.
Zhu, X.‑H., J.‑H. Park, and I. Kaneko（ 2005 ）: The northeastward current

ing across a Gap. J. Phys. Oceanogr., 31, 1247−1259.
Solomon, H.（ 1978 ）: Occurrence of small "trigger" meanders in the Kuroshio oﬀ southern Kyushu. J. Oceanogr. Soc. Jpn., 34, 81−84.
Spall, M. A., and J. Pedlosky（ 2015 ）: Interaction of Ekman Layers and Islands. J. Phys. Oceanogr., 43, 1028-1041.
Sun, X.（ 1987 ）: Analysis of the surface path of the Kuroshio in the East
China Sea, in Essays on Investigation of Kuroshio, edited by X. Sun,
pp. 1−14, China Ocean Press, Beijing.
Tanaka, K., and M. Ikeda（ 2004 ）: Propagation of Rossby waves over ridges excited by interannual wind forcing in a western North Paciﬁc model. J. Oceanogr., 60, 329−340.
Tang, T. Y., and Y. J. Yang（ 1993 ）: Low frequency current variability on
the shelf break northeast of Taiwan. J. Oceanogr. 49, 193−210.
Thoppil, P. G., E. J. Metzger, H. E. Hurlburt, O. M. Smedstad, and H. Ichikawa（ 2016 ）: The current system east of the Ryukyu Islands as revealed by a global ocean reanalysis, Progress Oceanogra. 141, 239-258.
Tsujino H., S. Nishikawa, K. Sakamoto, N. Usui, H. Nakano, and G. Yamanaka（ 2013 ）: Eﬀects of large-scale wind on the Kuroshio path south ofJapan in a 60-year historical OGCM simulation. Clim. Dyn. 41, 2287−
2318.

trovskii（ 2003 ）: The northeastward current southeast of Okinawa Is-transport variability southeast of Okinawa Island estimated from satel-

southeast of the Ryukyu Islands in late fall of 2000 estimated by an inverse technique. Geophys. Res. Lett., 32, L05608.

黒潮の流路・流量の研究

Kuroshio path and volume transport variations
from Luzon Island to the eastern coast of Kyushu
Hirohiko Nakamura＊

Abstract
This review provides new insight for future studies of the mechanisms underlying seasonal, interannual and interdecadal variations in the Kuroshio path and volume transport. The
variations are summarized based on both observations and theories over the entire Kuroshio
region from Luzon Island to the eastern coast of Kyushu. Additionally, the common featuresand diﬀerences are clariﬁed, particularly by focusing on the dynamics that govern seasonalvariations. In almost all Kuroshio regions, the Kuroshio path tends to meander in the winter,
while a straight path state is observed in the summer, and volume transport is generally largest in summer. The important dynamics that govern these seasonal variations include local andremote processes in the western boundary region, such as nonlinear Ekman dynamics over thejet and wave dynamics along the continental slope. Interannual and interdecadal variations aremainly governed by conventional Sverdrup dynamics, but there are cases where such variations are aﬀected by these local processes.

Key words：Seasonal variation, Local response, Seasonal monsoon wind,Interannual and interdecadal variations, Remote response（Corresponding authorʼs e-mail address：nakamura@ﬁsh.kagoshima-u.ac.jp）（Received 10 May 2016； accepted 9 April 2017）（Copyright by the Oceanographic Society of Japan, 2017）＊

Faculty of Fisheries, Kagoshima University
4−50−20, Shimoarata, Kagoshima 890−0052, Japan
TEL: +81992864100 FAX: +81992864105
e-mail : nakamura@ﬁsh.kagoshima-u.ac.jp

147