国立防災科学技術セソター研究報告第10号

1974年10月

551，465．5：551，556．8：551，465．7

風による海洋最上層の流速
近藤純正＊・内藤玄一・藤縄幸雄
国立防災科学技術センター平塚支所

Wind・Indu㏄d

Curr㎝ti皿theUpPermost

Layer

of

the

O㏄an

By
J．K011ao＊，G．Naito

aM

Y．F11jinawa肋∫赫〃2ρグCo08加10oω〃olo馴，ハ肋づo伽1RθsωκんCθ〃〃1bグ1）売α∫加γP7ωθ〃肋〃，＾ηなαんα刎α9＿2，H伽αお〃肋，Kα〃αgα〃α一加〃254

Abstract
Measurementswind−induced

theocean，1ake，and

for

the

depths

ment

with

the

wind

refer

to

air

and

to

hydraulic

be

of

the

shear

water

order

of

dependency

the

or

above

the

and

shear

were

made

logarithmic
velocity

velocity〃＊mu1tip1ied

in

in

the

current

uppermost1ayer

speedwater〃＊isisnearlyobtainedinagree・by（ρα／ρω）1／2，whereραandρω

densities，respectively．

magnitudeofthegravity−wave

be1ow

current

tank．Aroughness1ength

signiicant
fetch

water

from1to100cm．The

The

layers

1．

of

of

the

undemeaththeof10−2cm．It

current

air・water
is

shear

and

height．Hydraulicair−water

foundinterfacethathydrau1ic
similarity

there

is
is

obtained
a

lack

of

roughness1ength

on

is

the

proposedforinterface．

はしがき

本報告はGARP−AMTEX（地球大気開発国際協力研究のうち，目本が主体になって南西諸島近海で行なう海上での気団変質過程の研究で，わが国に冬から春にかけて災害をもたらす台湾低気圧発生・発達機構の解明に結びつけられるものである．）に国立防災科学技術セソ

タrが参加して行なうr海洋から大気への各種エネルギー輸送の研究」の一環として行なったもので，準備的基礎研究である．特に海面から水深数mまでの流れの微細構造の解明を目的としている．

さて，海洋と大気の問では相互作用の過程を経て各種のエネルギーの交換が行なわれている．風から海面に入る運動量の一部は直接海面付近に流速を生じ，更に下層へとレイノルズ＊現在：束北大学理学部地球物理学教室＊Present

address：GeophysicalInstitute，Tohoku

一67一

University，Sendai，Miyagi−ken980．

国立防災科学技術セソター研究報告第10号

1974年10月

応力の形で輸送される．残りは波のエネルギーを高めるために使われるが，砕波や粘性によってエネルギーは散逸していくであろう．

前者による流れは水面付近に速度こう配をつくり，水中に乱れの発生をもたらす．それが更に運動量の伝わり方を左右することになる．波によって水粒子は軌道運動を行なっており，それとからみ合った複雑な力学過程が存在することになる．

一方，これを大気側から見るならば，海面の運動は抵抗力として大気に作用し，台風や低気圧域内の風の運動，ひいては熱エネノレギーや水蒸気量の分配の仕方に影響をもたらす．海面付近で風の作用で引き起こされた流速は，やがては大規模な海流とも結びつき，何千kmも離れた海域まで熱エネルギーや各種の物質を運ぶ．これら大規模現象も結局はミクロな素過程が基本になっている．

本研究は上記の観点から，水面下のエネルギー輸送過程を理解するため，水面上に薄い油紙を流したり，また一定水深を保ちながら流れる小型ブイを用いて，水面から深さ1m付
近までの海洋最上層の流速分布を測定し，解析したものである．

2．理論モデル2．1

対数分布の流速

風胴水槽実験によると，水面直下のmm範囲では流速は深さに対して直線的に減少している（Wu，1968）．また，Kunishi（1963）の風胴水槽実験によると水面直下には分子粘性係数で計算される層流的な層の存在が報告されている．その下層の数cmから1mの範囲では，深さの対数目盛のグラフ上で直線的，いわゆる対数分布の流速が最近報告されている（Shemdin，1972または今里，1973）．筆者らは数年前から湖や相模湾で水面近くの流速の観測を行なってきたが，上記と同じ結果が得られている．それで従来の理論から得られる流速
分布のモデルを最初に導入しておこう．

海面上の風速は微風時を除けば，空気力学的粗面流の性質を持つことが知られている．その度合いをあらわす空気力学的粗度高z。についての最近の研究によると，水面上の波の高周波成分がつくる小さなでこぼこが主要素であるという（例えば，Kondo，Fujinawa，and
Naito，1973）．この海両上の小さなでこぼこを逆に水中から見ても，幾f可学的には同程度の大きさであると見なしてよいであろうから，水面上と水面下の流れは流体力学的に相似であると仮定しよう．すなわち，水面上の風速が空気側のレイノルズ数兄＝〃＊乃ρ／リαで支配されるのに対応して，水面下の流速が水中のレイノルズ数兄＝〃＊んρ／リωで支配されると考える．

ただし，〃＊：（τ／ρα）1は空中の摩擦速度，伽は前記のKondoらによって与えられた海面の波浪高周波成分が形成する小さなでこぼこの代表的高さで，0．6mmから6mm程度である．リ、とリωはそれぞれ空気と水に対する動粘性係数である．水面でせん断応力τが連続の仮定から水中の摩擦速度0＊は次式で与えられる．

一68一

風による海洋最上層の流速一近藤・内藤・藤縄

τ＝ρα・＊2＝ρω・＊2，
・＊＝（ρα／ρω）1・＊≒O．0346・＊。

（1）
（2）

ただし，ρ囮とρωはそれぞれ空気と水の密度である．
空中で〃＊乃。／リαく5．7のときは滑面流で・・＝o・111リα／〃＊（3）であることに対応して水中で〃＊ゐ。／リωく5．7のとき

伽＝o・111リω／o＊・（4）

ただし・μ1は21に類似なもので，水面下の流体力学的粗度長である．前記Kondoらの結果によると，空気中の〃＊〃リα＞66．9で完全な粗面流になるので水中でも0＊乃、／リω〉66．9で粗面流と仮定する．レイノルズ数が上記二つの値の中間，すなわち，5．7＜R、＜66．9のときは流れの性質は遷移領域であるとしよう．Kondo（1973）が空中に対して提案した2。の値と上述の力学的相似の仮定を用いると，水中の帥は図1の点線のごとく得られる．z。と比較すると，同じレイノルズ数に対して，帥≒1，352oである．

上記の帥を使うと，水中の流速をあらわす式は

兀一γ

1

μ

。・＝Tln7（5）となる・ひは水面から下向きに測った水深，んはカルマン定数（≒O．4），17は水深μにおける流速，Kは表面流である．

従来の研究（Sch1ichting，1962）から知られている結果を水中境界層に適用すると，滑面流領域では水面直下に層流境界層が存在し，その厚さはん、より十分に厚く次式で与えられる．

δω＝ルω／〃＊・（6）

ただし，2は定数（≒11・6）である．すなわち，μ＜δωで流速は直線的分布をとり，η》δωの範囲は式（5）が示す対数分布の流速である．

数値的な関係を表1に示した．表中の記号刎。は大気が中立成層のときの海面上10mの
高度の風速である．空気と水の密度のちがいから，空気中では200く舳く800cm／s（6．2く〃・
く29．9cm／s）の範囲が遷移領域であるのに対して，水111では285く伽く1，115cm／s（o．31く0＊
く1．48cm／s）の範囲が遷移領域である．

上記モデルは水中乱流によって運ばれる熱ρが非常に小さく，いわゆる中立成層に近い条件に対するものである．実際にはQが存在するので，水深μが大きくなると流速γは対数分布からずれるものと予想される．対流分布が適用される深さを見積もってみよう．

境界層の乱流理論にしばしば用いられるモニ：／・オブコフの安定度長ムは五一伽θo＊3
的Q

−69一

（。）

第10号

国立防災科学技術セソター研究報告

1974年10月

10一1

也／！
／

ε

・

ZO

／

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10一2

ξ

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／

、、

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二

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1

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1

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1

■

■

l

l

＿Sm00肋＿斗一一f閉S〃1㎝一一・1←・0Uψ
一3
10

l

l

1

10

100
μ＊わρ／冶。〆わρ／ル

粗度レイノルズ数と海面の流体力学的粗度長．2。は空気側から見た

図1

粗度長，μOは水中側から見た粗度長．

表1流速の対数分布モデルにおける諸数値．〃。。mは高度10mの風速，〜は波浪高周波成分がつくる海面の幾f可学的粗度の代表値，C，o皿は海上風の抵抗係数．その他
は本文参照．
〃10皿

Cm／S

伽

C1o皿

Cm

x1O

3

〃＊

〃＊

〃＊んρ

0＊〜

δω

δω

2・

cm／s

cm／s

レα

リω

Cm

Cm

Cm

0．069

μo

Cn］

58．5 O．060

1．17

2

0，78

0，4！

0．880

1，66

0．00850．0160

ユ23．6

0．103

1．045

4

0．138

2，69

1，42

0．440 0，83

0．00430．0080

191．6

0．ユ36

0．980

6

0．208

5．34

2，83

0．293 0，55

0．00280．0054

300

0．187

1，02

9，58

0．332

0．00370．0037

0．220

1．！0

13，27

0．459

19．1

10，1

0．00580．0045

500

0．249

1．20

17，32

0．599

28．2

14，9

0．00980．0061

600

0．279

1．28

21，46

0．742

39．！

20，7

0．01400．0088

700

0．308

1．35

25，71

0．890

51．8

27．4

0．01870．0128

800

0．342

1．40

29．9

1．034

66−9

35．4

0．0228

0．O171

900

0．375

1．425

34．0

1I176

83．4

44．1

0．02500．0219

1000

0．410

1．450

38．1

1．32

102

54．1

0．02730．0267

1100

0．447

1．475

42．2

1．46

123

65．3

0．02980．0298

1200

0．483

1．500

46．5

1．61

147

77．8

0．03220．0322

1500

0．622

1．575

59．5

2．06

242

128

0．04150．0415

2000

0．906

1．700

82．5

2．86

489

259

0．06040．0604

2500

1．268

1．825

469

0．08450．0845

400

107

3．70

11．7

885

一70一

6，3

0，35

風による海洋最上層の流速一近藤・内藤・藤縄

高度10mの風速が4m／s程度の場合を例にとると，表1から〃＊＝13．37cm／s，〃＊＝o．459
cm／sとなる．絶対温度θ＝290呪，重力加速度9＝980cm・s−2，ρ＝2001y／d（二〇．002321y／s）の場合には，L＝31cmとなる．同様に高度10mの風速が10m／sの場合には，工＝750cmとなる．対数分布が成立する範囲はμ≦ムであると言われているので，上記結果から，式（5）が成立する範囲は数10cmまでの深さ，または風が比較的強いときでも数mまでの水深であることが推論される．そして，それより深い範囲では流速は対数分布からずれるものと予想される．

以上のことを要約すると，このモデルでは水面直下のきわめて薄い層を除外すれば，1cmから1m付近の範囲で流速は水面からの深さの対数にほぼ比例した分布となる．ところで，実際の水面には波があって，水粒子は軌道運動を繰り返している．これに伴う振動流速の振幅は例えば波高が1m，周期が5秒とすると，水面では63cm／s，水深3mでは39cm／s，
水深10mでは13cm／s程度の振幅である．この振動的流速の存在が水中での運動量輸送に特別な影響を及ぼすものと推測されるが，しかし今までのところこの役割についての明確な定量的評価はなされていない．
2．2

ストークス流波による軌道運動は水粒子が同一軌道を描くのではなく，1回転ごとに波の進行方向へ少しずつずれる．このため水粒子は平均流速をもつ，これはストークス流と呼ばれる．

水深がきわめて大のとき，すなわち有限振幅深水波について考える．表面波形ηを静水

面軸からの変位とし，波高を凪，周期をτ波の位相速度をC・，波長を工・として，第3次近似までとれば

1一伽…（㌘一午）・官㎝（㌘一チ）・舌貴㎝（竿チ千（・）

ただし

伽一号［・一午（音）21・
α一惰［・・（22ヂ）21

μ・ムー讐［・・（2董ヂ）21

また，水粒子の点（売，ク）からの変位は

1一一伽［…（㌘）・音（昔）｝（筆子）1・馴・（竿1一竿）・α情）㌦…（亨1）
一71一

（9）

（10）

（11）

国立防災科学技術セソター研究報告第10号

ユ974年10月

一α借）㌧…（竿1）㎝（葦1今）・（・・）

1一伽［…（芋1）・古（音）㌦…（篭1）1…（芋1一苧）一峠）㌦…（升・（㌘一午）（・・）であるから，ストークス流によって前進する距離は式（12）の右辺の第2，第3項である．
それをチで微分するとストークス流の流速が次式のように求まる．

M（昔）㌦…（㌘）（14）（以上については土木学会編，水理公式集，昭和46年改訂版，p．76参照）

上式は単一周期の波による質量輸送速度すなわちストrクス流速を示しているが，多くの成分波の合成である実際の波浪に適用するために次のように考えよう．波のパワースペクト
ルをE（∫）とし周波数∫と！十d∫の間の波の振幅をα（∫）とすると∫十d∫Σ［α（∫）12＝2E（∫）d∫．
ア（15）周波数（∫，1＋d∫）成分のストークス流への寄与をdγとおき，α・〜α（∫），ム＝9㌘／2π＝
σ／2π∫2，Co〜（g工。／2π）1／2＝σ／2π∫とすれば，式（14）と（15）から

・γ一∫芋ブ（2ヂ［1（・）・…［芳（・1〃1

一号（・1∫）1…［㌢（・1〃1・（∫）・∫・（16）dγを∫＝Oから∞まで積分すればストークス流の流速が求まる．その場合に必要なもの
は波による水位変動のパワースペクトル密度E（∫）である．有限吹送距離に対するMitsu・
yasu（1971）の式はE（∫）＝1．15×10−4（9F／伽2）｝12σ2∫■5×exp［＿99．6（g石7〃102）一1・32（〃10！／σ）一4］．

（17）

上式で〃1l〜25〃＊とおき（9Fμ＊2）＝1ぴとすれば，Mitsuyasuの式は無限吹送距離に対してつくったPierson−Moskowit・（1964）の式とほとんど同じになる．また簡単化したBretsch−neider（1968）の式とも近似的に同じである．

式（17）を式（16）に代入し，1について積分すると
γ一／1・γ一・…1・1（・1）1・（榊）州・／1戸…［（㌢）（・1〃一…（ポ㍗ヂ・・（・・）
一72一

風による海洋最上層の流速一近藤・内藤・藤縄

上式を数値的に解き，流速を深さγの関数

uユo・ユ0H／sとして図2に示した．ただし実際の積分上限は

虜

ユ00

1＝40Hzまでとったがひ＞1cmに対しては実く

質上1＝1OH・を積分の上限にとったものとかダ

わらなかった．縦軸はμを対数目盛にとり横く

軸は水深μにおける流速γと表面流速Kとの差である．Kは後述の式（20）によった．

10
／／

翁

〃10＝10m／sとし，吹送距離がF＝10m，100m，！

く

1km，10km，50kmの場合である．この図か

ξらわかることは，ある水深範囲をとれば流速は／夕／対数分布と見なされ，Bye（1967）が指摘したとく／おりである．この計算結果はあとで実測と比較

／タ
／く

5
図2

される．なお第2．1節の対数分布モデルによる

10

ユ5

V−V

〔cH／s）

20

25

S

ストークス流による流速の鉛直分布

流速を破線で参考のために示してある．ストー

クス流の鉛直分布における対数分布範囲はF

で風の吹走距離Fを助変数として示した図．ただし，表面流速Kと水深μにおける流速γとの差を横軸にと＝10mでひ＜1cm，F＝100mでψ＜3cm，Fった．参考のために，破線で対数分布モデルの場合を示した．いずれも高度10mの風速が10m／sの場合である．

とに注意する必要がある（後での観測との比較＝1kmでひ＜10cmのごく浅い部分であるこ
上の参考）．

特に表面流速に対しては式（18）でひ＝0とおくと

H／l∫一1…（サ）・∫・

（19）

ただし
λ＝2．3×10−4（2π）3g（9F／伽2）一〇・312，
B＝99．6（岬伽・2）一1・32（舳／9）■4．

式（19）で！＝τ一1とおきガソマ関数「を用いると・イ…（一岬τ一〃（÷・・）／・1μ＝0・0163〃1・（9F／〃〃・018一（20）

上式からわかることは，表面流速は吹送距離に弱い依存性を持つが，近似的に風速に比例す

る．図3にストークス流による表面流速を風の摩擦速度の関数とし，吹送距離を助変数にして示した．K〜O・5〃＊またはKは風速の約1・6％ないし2％である．これは従来の海上
一73一

国立防災科学技術セソター研究報告

第ユ0号

c

1974年！0月m

F；50kmu1．＝10m

s

cm！

l02

10

20

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叩
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図3

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ユ5

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∵

畠O

｛α1ノ三〕

ユo

5

E

／

〕
E（f〕

20

103

ストークス流で計算された表面流速を
空気中の摩擦速度の関数とし，吹送距離を助変数にして示した．参考のために高

一
■

y｛cm〕

帖、1け

度10mにおける風速〃。。mの概算目盛を図の下に示した．
一15や風胴水槽で得られている実測値よりも少し小さめであるが，近い数値である．

1σ

10−1

ところで，式（16）または式（18）の右辺をγ一／1W）・∫（・・）とおくと，E（1）が水位変動のパワースペクトル密度であるのに対し，γ（∫）は流速のパワースペ

クトル密度と呼ぶべきものである．図4はy（∫）

1

Hz

lO

l0

f
図4 流速のパワースペクトル玖∫）の計算例．吹送距離が50km，風速が10mノ・の場合．参考のために点線で波のバワースペクトル亙（∫）を示した．ア〉1Hzの範囲のE（1）は図の右側につけた円盛より2けた小さく
読むこと．

の計算例を示すが，これは吹送距離が50km，風速が10m／sの場合である．X∫）の最大値を持つピーク周波数∫〃とE（∫）のピrク周波数ルとの関係を求めてみよう．式（17）から

ア・＝2．99（州伽2）｝3（9／舳）（22）であるから，水面における∫〃は式（19）を用いて∫〃＝（5／2）o・25ル＝1．26∫p（23）となる．水面下ひの深さにおける！γpは数値計算から得られる．μが増加するにしたがって，∫〃はわずかに低周波側に移る傾向がある．

Bye（1967）によると，海面でのストークス流の計算値は実測値の75％である。また二つの水深における流速差も観測値に非常に近いと報告している．しかし，あとでも観測との比較がなされるが，流速の大きさにおいて計算値と実測値は相当くいちがっている．式（18）すなわちストークス流は各成分波の単なる重ね合せによって数学的に得られたものである

が，各周波数成分を線形に重ね合せたことに疑問が残る．Shemdin（1972）の風胴水槽実験によると，水両での波高値を使って計算したストークス流速は実測表面流速の9％である．

また，VanDom（1953）の池での実測によると，Kは波高によらず風速だけできまるとい

う．

一74一

風による海洋最上層の流速一近藤・内藤・藤縄⊥

W．Surf・㌣炉111

3．流速の測定方法
表面流速は謄写版用原紙に赤いマジックイソク

で見やすくするために色をつけたもの，または非常に薄い和紙に油をにじませたものを水面に流して，ある時問間隔に流れた距離を測って求めた．

水面下の流速については図5に示すような浮きを
図5各種ブイの説明図

用いて，その流れの軌跡を観測して求めた．図の右に示す浮きはμ〉6cmに対して用いたもので，十字に組み合わせた抵抗板は薄いプラスチック，または牛乳用の紙容器に用いられている材料で作った．その中心から細い糸が上方へ延び，直径4mmの赤いつり用の球状ブイに結ばれている．抵抗板の下のおもりを調節して，浮力がちょうどバラソスするように作られている．図の左下に示す浮きは2cmくμく6cm用のもので，3本のビニールパイプの上端がちょうど水面に浮かぶように作られている．図の左上に示す浮きは5mmから2cm水深用のものである．

平塚沖の海洋観測塔での観測は水面から20mの高さにトランシットを設置し，望遠鏡をのぞいてブイを追跡した．その際，テrプレコーダに1秒ごとの音声をあらかじめ吹き込んでおいたので，それを聞くことによって時問を矢口ることができた．各時刻の浮きの方位角と伏角を図6に示す用紙にプロットして流速を算出した．この図で伏角θの逆正接を同心円上に書いてあるので図上の距離と実際の距離が比例関係にある．角度θが小さくなると，
水面で全反射がお≒り，浮きの識別が困難になる．多くの場合，θ＞15度範囲で観測した．

霞ケ浦での観測はあらかじめ決めた距離区間を浮きが通過するに要した時間を何回も繰り返して測定して流速を求めた．またこれとは別の方法も用いた．すなわち湖面上4mの高さの堤防上に互いに50m離れて2台のトラソシットを設置し，時間を音声で吹き込んだテrプレコーダからスピーカを両方のトラソシットまで配線し，それで時刻を聞きながら浮きの方位角を同時に測定した．この際，伏角θが非常に小さいので，望遠鏡で直接測定用の浮きを識別することができない．それゆえ，つりざおの先に糸をつけ，その端に直径3cmの識別用の浮きを取りつけたものを用いて，もう一人が流速測定用浮きが流れている位置の近くを指し示すことによって位置を測定した．同時に，深さの異なる数種類の浮きを流した．またこの際に3台の携帯用無線機を用いて連絡した．

当セソター平塚支所の屋上に幅1．5m，長さ2．5m，水深20cmの水槽をつくり，その中の流速も測定した．この水槽は水があふれる程度に満水し，中央部の測定部に白然風をあてた．測定部の両わきに平行にブロックで仕切りをつけ逆流用のみぞをつくり，そのみぞの上はプラスチック板でふたをして風が当らないようにした．測定部の長さ2．5mの水面の一75一

国立防災科学技術セソター研究報告

第10号

べ・・x＼

（トー一∠1（cotθ）＝1

1974年10月＼、ソ・、イ＼、ぺノlll：ll㌻

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X＼、、一Zllジ、。≠、！、ノ∵ナイ、1∠（cotθ）＝1
ユ⊥1・一e図6流速算出用紙
うち，1mの距離を各種の浮きが流れるに要した時問を測定した．

4．観測結果4．1表面流速
観測した表面流速を空気中の摩擦速度〃＊の関数として図7に示した．風速〃。oと〃＊と50、。｛1；ll／㎞一ワy＾門＾…o下og

く■PL＾TE＾L．

ET

lく0ND0の近似関係は参考のために図の下に記入してある．図中の一つの記号は何回も測定した結果の平均値である．今回得られた観測値は従来の多（ユ9巳8〕（ユ9〔9〕

くの結果とほぼ同じであると見なされる．

＾0◆

P1ate勿αZ．（1969），Wu（1968），Shemdin

330
○

20

ム．v口令
口

＾OムO
o▼

・■

。

▽●

（1972）は風胴水槽実験による値であるが，海面●での値と比較するといくらか小さめである．そ・州u（ユ968〕

ユoの理由は，水底が浅い水槽では底の影響のため＾D0Bs0N（19アユ）■SH副1D川（19ア2〕に流れが十分におこらないためであろう．また，■l／lcKs（19ア2）

0

10

20

30
u＃

0

2

＾

＾0

50

ユ2

ユ＾

（CN／S）

6 8
ユ0
u一。1門ノS）

図7表面流速Kと空気中の摩擦速度〃＊との関係50

湖や海面での値がかなりばらついているのは，湖流や潮流の影響によるものと考えられる．相模湾の観測塔では時によって水深1m以深の流向と以浅の流向が逆の場合もある．下層は潮流

一76一

風による海洋最上層の流速一近藤・内藤・藤縄によって流れていても，上層では風によって流されている．潮流と風の方向が互いに逆の場

合は表面流速は下層の流れに引っぱられて弱くなり，潮流が風の方向と同じ場合は表面流速は大きくなるようである、この図からKは〃＊の0．6ないし1，3倍と見なされる．あるいは〃1。の2ないし4％とも言える．前節で計算したストークス流としての図3とこの図7を比較してみると観測される表面流はストークス流としての計算値の約1．4倍ないし2．3
倍の大きさである．

4．2

流速の鉛直分布簡易水檜，湖および海洋観測塔で観測した流速の鉛直分布をほぼ同じ条件ごとに分類し，10回ないし30回分を平均した．流速の鉛直分布に式（5）を適用して水中の摩擦速度〃＊を求めた．図8は表面流速と水深μにおける流速γとの差を〃＊で割り，無次元化した流速を横軸に，水深を対数目盛で縦軸に示したものである．観測値に多少のばらつきが見られる
が，流速分布は対数分布とみなされるようである．

図gはShemdin（1972）の風胴水槽内の流速鉛直分布観測値で，新たに分布線を書き入れ
ユ0

ユo

ユo

＞ユ

O．ユ

o．ユ

ユ0

20

0

（Vs−Wv．

（1）
ユ00

ユo

ユ0

ユ0

20

（V。一W・．

（4）
図8

20

l0

0

20

（V。一V〕

VV・．

（2）

ユoo

0

0，1

10
｛Vs

（3）
ユ00

ユ0

｛V。一V〕ノ・

（5）

20

0

ユ0

（V−V〕ノ。・

20（6）

流速鉛直分布の観測．（1）は水槽，（2）〜（5）は霞ケ浦，（6）は平塚沖観測塔における観測で，同一条件のものを10回ないし30回集めて平均した分布である．

一77一

国立防災科学技術セソター研究報告第10号

1974年ユ0月

50u〕

Vs（㎝ノ5〕8．ユ
ユoo

ゾ（c冊／彗〕

0．3＾

u．（〔H／s〕ユ1．2
Ψ

てcH〕

0．0ユ

（2〕

（3〕

ユ旬、＾

26．2

0．60

ユ．32

21．3

＾O，O

口

0ユ

…lll＝ト㎜㎜
40

沖

｛3〕

E

（2〕

1o

30

10
SHEHD川u9ア2〕

15
V−V

図g

■

20

ユ0

■

■S1旧1口川｛ユ9ア2〕＾I舳S＾TOlユ9ア3〕

0，025

20

25

30
0

（〔H／s〕

1020

rル／∫。11

30

40

2〆1㎝…

1〕

50

図10風から計算した空気中の摩擦速

Shemdinによる風胴水槽内の流速

度〃＊と流速鉛直分布から計算した水中の摩擦速度0＊との比較

鉛直分布

表2風による鉛直方向の運動量輸送，すなわ
ち，摩擦応力τ囮に対する波に残る運動量d岬d去の比．％単位で示す．＊印は未発たものである．この分布からも水中の摩擦速度0＊を求めた．

表資料．

Author／

水面を境にして，空気中での摩擦応（㌣）／〜（％）

力と水中での摩擦応力が連続しているとの仮定から得られる式（2）が成り立Starr（！947）

10

Korvin・Kroukovsky（1965）

7

つかどうかを見るために，図10の縦Barnett（ユ971）

10

軸に風速から計算した空気側の摩擦速

Stewart（1961）20

Wu（1968）

20

度〃＊をとり，横軸は図8と図9に示（12−30）Taira（1972）

5（3一ユ0）

されている水中の流速分布に式（5）をImasato＆Kunishi（1971）＊（2−15）

適用して求めた水中側の摩擦速度砂＊Imasato＆Kunishi（1973）＊

7（3−！0）Toba（1972）

7，5exp（一1．9C／σ）をとって比較した．ただし，水と空気の密度比の平方根を〃＊に乗じてある．

図には今里（1973）の結果も追加してある．この図から式（2）が近似的に成立していることがわかる．

ところで風から海面に入った運動量ταは波の発達のために一部分が残る（例えばTaira，

1972と1973）．表2に示されているように，この量は多くの場合ταの1O％前後である〔まとめは近藤（1973）のレビューを参照のこと〕．ταは〃＊の2乗に比例するので，10％の平方根，すなわち約3％の誤差で〃＊と0＊は比例関係にあると見なしてよいであろう．
この節の結果を要約すると，水中の流速分布はそのこう配だけについて見るならば，ストークス流から計算される値にほぼ等しく（ただし対数分布範囲について），また対数分布モデ
ルとも一致する（図2参照）．しかし流速の大きさそのものについては，ストークス流と相当
くいちがっているが対数分布モデルに近いようである．

一78一

風による海洋最上層の流速一近藤・内藤・藤縄

4．3

水面下の粗度長

前節で流速は1cm＜ひ＜100cmの範囲で対数分布になることがわかった．対数分布の助変数，すなわち水面を水中からみた流体力学的粗度長帥を水中の摩擦速度〃＊に対して示したのが図11である．同図には参考のため空気中の摩擦速度〃＊および高度10mにおける風速
伽の目盛も記入しておいた．図中の太線は第2．1節で述べたモデルによる関係であり，また太い破線は流体力学的滑面流の場合である．数本の細線は第2．2節のストークス流として得られる対数分布範囲から得られる形式的な帥で吹送距離F＝10m，100m，1km，10km，50kmの場合を示している．
図2でも見られたように，ストークス流として計算された流速分布で対数分布と見なされる範囲の速度こう配は観測値の速度こう配にほぼ等しいけれども，流速の大きさや粗度長については計算値と観測値は相当くいちがっている．むしろ，観測値は空気中の風速分布と似た，いわゆる対数分布モデルに近いようである．

以上のことをまとめてみると，水中の流速は表面で最も大きく風速の2ないし4％でストークス流としての計算値の約2倍程度である．水深が増すに従って流速は急激に減少する鉛
直分布である．この減少の仕方はストークス流としての値よりも大きい滅り方である．

実際の海面には前述したように波による水粒子の前後方向の振動的運動があり，それに伴う瞬問的な流速シヤーが存在する．この運動による影響は定性的には海面付近の乱流混合作用を強めるものと予想され，風速が同じであっても波高が大きいときは小さいときに比較して流速の鉛直こう配は水面付近で小さくなる．また，この作用は水面付近の水中熱輸送にも影響するので，波が大きいときは表面水温の日変化は小さくなると想像されよう．しかしな
10

F＝らOkm

→

＾10
ε

■

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smoo舳→

．一一
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10

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署1P・・…t・t・dy

帽帖〃on〃nwaねり

「o

9＾■

■SHEMD1N0972〕

閉s〃㎝伽a〃→1

lMASATO（1973〕

O．5

1−5

パ

（CmSeC21）2，5010203040506070
02 4 6 8 10 12 14 16 18
ぴ

（Cm

吻

SeC■1）（mS・C→）

図11水面を水中から見た流体力学的粗度長μoと水中の摩擦速度〃＊との関係．各記号は観測値，太い実線は対数分布モデルによる関係，細い数本の実線はストークス流の対数分布範囲から決められる形式的な粗度長．

一79一

国立防災科学技術セソター研究報告第10号

1974年ユ0月

4

0

0

）

3

ε

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十

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1β（Cm）

1

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十

〇

α

（mls）

o130−142」

O

十 34−41
・ 15＿30

051015202530
ぴ（cmls）＿一APPROx．

図12晴天日の海面水温の日変化の最高水温と最低水温の差に対する高度10mの平均風速との関係．各記号は波浪の有義波高の平均
値H・／・によって分類した．ただし，1969年7月から9月の期間
で日照時間が9時間以上の場合である．水温計はブイに取り付けてあるので波とともに上下に動くように作られている．（資料は近藤・内藤・藤縄，1972による．）

がら，観測結果を見るかぎり波が小さい風胴水槽内と波が大きい海や湖における流速鉛直分

布の相違は検出できない．図12は1969年7月から9月の晴天日（横浜地方気象台での目照時問が9時問以上の目を晴天目とした．）に相模湾内平塚沖海洋観測塔で観測した海面水温（実際には水深2cm付近の水温）の目変化の最高水温と最低水温の差である．6時から15時にかけての平均風速を横軸にとり，波浪の有義波高によって記号わけをした．白丸印は台風の余波をうけてかなり波が高いとき，黒丸印は波が非常に小さいとき，プラス記号は中間の波高のときである．この図は一つの証拠を示すものであろうが，鉛直熱輸送によって起こる海面付近の水温変化は，摩擦速度に依存するが，うねりのような長周期波の波高に依存しているかどうかは明確でない．

6．結論

風によって流される海洋最上層について，薄い油紙を水面に流したり，微小ブイを水面下の一定水深に流し，その移動を追跡して，流速鉛直分布を観測した．

流速は水面からの深さに対して対数分布の形である．この対数分布の流体力学的粗度長は
海面を空気側から見た幾何学的粗度と水中側からみた幾何学的粗度が等しいという仮定と，流体力学的相似のモデルから得られる値にほぼ等しい．ただし，海面の空気側から見た空気

力学的粗度長は波浪の高周波成分，すなわち3Hzから30Hzの周波数成分がつくる幾何学的粗度で形成される代表的なスケールの関数である（前回の研究による．）．

一80一

風による海洋最上層の流速一近藤・内藤・藤縄

水中の流速対数分布のこう配からきめられる水中のレイノルズ応力は風速から求まるレィ
ノルズ応力と近似的にほぼ等しい．

表面流速は高度10mの風速の2ないし4％，または空気中の摩擦速度とほぼ一等しい値である．また，ストークス流としての計算値は観測値のおよそ半分である．水中の流速については，その対数分布範囲のこう配だけで比較するならばストークス流としての計算値と対数分布モデルの値はほぼ等しいが，流速の大きさはストークス流と観測値は相当くいちがう．
ストrクス流の鉛直分布は吹送距離，すなわち風胴水槽内であるか海岸かによって異なるが，観測される流速鉛直分布は海面のレィノルズ応力だけでほぼきまり，風胴水槽の海洋における差違は明りょうでない．

7・謝辞本研究を遂行するに当たり，国立防災科学技術セソター平塚支所の渡部勲氏，霞ケ浦での観測に際しては東北大学の山本義一名誉教授を研究代表者とする大気境界層研究グルrプの方々に御協力をいただいた．ここに感謝の意を表します．
参ユ）Bretschneider，C．L．（1968）：E〃g加3κ加g，Part7，Ocean
2）

Bye，J．A．T．（1967）：

Signi丘cant

考

文

献

waves

and

wave

spectrum．

ハ閉ゐ刎ε〃αZ伽06θ伽Industry，Feb．，40−46．

The

wave−drift

3）Dobson，F・W・（ユ971）：Measurements

current，J．〃〃．Rθ∫．，25，95−102．

ofatmosphericpressureonwind−generated，ea

wav、、．∫〃〃〃〃・み．，48，91−127．

4）Hicks，B．B．（1972）1

Some

evaluations

of

drag

and

bulk

transfercoe冊cients

over

water

bodies・fdiH・…t・i…．B・・〃α・γ五αWル肋・・Z．，3，201＿218．

5）Im…t・lN・（1973）：M・m・・t・m・・…f・・f・・mth・・i・t・・h・…．肋ブ．8・1．，τ伽，5，24＿
29．

6）

In

Japanese．

Kondo，J．（1973）：

Recentprogressof

air−seabound齪rylayer

research．

乃η〃，ル肋60ブoZ．306．

Jψ，20，40ユー409．InJ・p・・…．
7）

Kondo，J．（1973）：

Air・sea8）Kondo，J・，G・Naito
water．

9）bulktransfercoe冊cients

Y・Fujinawa（1972）：

inrelationtotheKunishi，H．（1963）：〃∫α∫加randG．Naito（！973）：

aerodynamicAnroughess．

experimental

diabatic

Semi・diumal

J．ル危ブ．〃κたoブoZ．8oc．Jαク．，48，53−59．

Kondo，J・，Y・Fujinawa
their

ユ0）

and

In

High・frequency
on

the

in

ルZα舳5ぴφf．

temperature

of

the

sea

waves

and

Japanese．

components∫．ク伽5．06θαηog1

study

conditions．

changeofocean．，3，197＿202．

generation

andgrowthofwin（lwaves．

Pブ6η．Rω。1η∫f．B〃〃．，仰oτoびη加．，No．61，1−41．

11）Mitsuyasu，H．（197！）1On

the

fom

of

fetch・limited

wave

spectrum．Coα5〃肋g．Jψ．，14，

7＿14．

！2）Pierson，W．J．and
seas

based

on

the

L．Moskowitz（1964）＝A
similarity

13）Plate，E．J．，P．C．Chang
water

waves

by

wind．

and

theoryofproposed

spectra1form

for

fully

developed

wind

S．A．Kitaigorodskii．∫gωク伽∫．R3∫．，69．5181−5190．

G．M，Hidy（1969）：Experiments

on

the

generation

of

small

∫．〃〃〃ルZθ6ん．，35，625−656．

14）Schlichting，H．（1962）＝Bo〃η∂〃γムα〃 Z加oび，4肋θ五 McGraw−Hi1l，New York，647pp．
15）Sh・mdi・・O・M・（1972）：Wi・d・9・・…t・d・・・…t・・dph・・・・…d・fw1・dw・…．∫伽∫．
0cε伽og1．，2，411＿419．

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一81一

国立防災科学技術セソター研究報告第10号

1974年10月

ユ7）T・i・・，K．（1973）：M・・・…m・・t・・f・・d・・w・t・・R・y・・ld・・t・・・…i・・h・…f…1・y…f・

WaVe丘eld．Mα舳W枇18）Van Dom，W，G．（1953）：Wind stress on an arti丘cial pond・J・〃肌Rθ∫・，12，249−276・19）Wu，J．（1968）：Laboratory studies of wind−wave interactions．J。肋〃Mκん、，34，91−111．
20） Yamamoto，G．and J．Kondo（1968）： Prelim1nary study on evaporation contro1．Rψo材力Io〃〃肥C加｛Z亙〃g加θぴ加g1）加づ5｛oη，Toんo肋厄Zθcヶ北月oω6ブ0o〃ψα刀ツ，51pp．

In

Japanese。

（1973年7月31日原稿受理）

一82一