Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
おける炭素14測定データ $ ^{2)} $ 、 $ ^{8)} $ と比較するために、2010年6～7月に実施された白鳯丸航海KH10-02で採取した海水に含まれる炭素14を分析した。試料前処理は（独）海洋研究開発機構で行い、分析は株式会社加速器分析研究所の加速器質量分析計を用いて炭素14/炭素12比を測定した。その比は $ \Delta^{14}C\left(\%_{0}\right) $ として報告され、その不確かさは約5‰程度と見積もられた。最終的に、核実験起源炭素14の増加量から、底層水中の溶存酸素消費速度を見積り、その無酸素化の将来予測を試みた。

## 4 ．結果及び考察

## （１）2002年の日本海深層水における溶存酸素濃度の空間分布

図(1)-1に、2002年の日本海の深層水（1000m以深）における溶存酸素濃度の断面分布図を示す（なお本報告書では、水深の表記について幾何学的な深さを示すメートル（m）と物理量の水圧であるデシバール（dbあるいはdbar）が混在する。これはデータ取得方法やデータ出典による表記の相違に起因しており、1dbはおよそ1mを表す）。日本海北部の日本海盆（おおよそ北緯40度以北）では、その濃度は急激に低下し水深約2000mを中心とした極小層が確認できる。深度2000m以深の日本海底層水では、その極小層に対してわずか（1～2 μmol/kg）ではあるが溶存酸素濃度が高くなっている。日本海盆の東西を比較すると、底層水中溶存酸素濃度には東高西低の傾向がみられる。一方、日本南部の大和海盆（大和堆と日本列島に挟まれた海盆）では、深層水中溶存酸素濃度は深度とともに減少している。これらの分布は、日本海盆底層水には溶存酸素濃度の高い表面水が直接潜り込んでいること、大和海盆と日本海盆の底層水の交換は地形に拘束されたて制限されていることを示している。図(1)-2には、1999年と2002年のそれぞれにおける、水圧2700dbar平面上の溶存酸素濃度の空間分布を示した。2002年の分布図には日本海盆の東と西にそれぞれ溶存酸素濃度の高い底層水があることがわかる。1999年の分布図を見ると、東部日本海盆では2002年と同様に相対的に溶存酸素濃度の高い底層水が存在している一方で、西部日本海盆では高濃度溶存酸素水を確認することができない。このことは、2002年に西部日本海盆で観測された高濃度溶存酸素水は、図(1)-3に示すようにLobanov et al. (2002) $ ^{9)} $ が報告した、2000～2001年の厳冬期に西部日本海盆のウラジオストク沖（ピョートル大帝湾）で新たな底層水が形成されたことによって、同海盆の底層水中濃度が急激に上昇したことが要因と考えられた。1999年と2002年の溶存酸素濃度の絶対値を比較すると、東経133度以西の西部日本海海盆を除き、2002年の溶存酸素濃度は1999年のそれに比べて1～2 μmol/kg低いことがわかった。また、図中の赤線で示すように溶存酸素濃度212.2 μmol/kgの等値線で囲まれた部分の面積は、3年間で縮小している。これらの結果は、多くの先行研究で指摘されている溶存酸素濃度の長期的な減少傾向と整合的である。底層水中溶存酸素濃度の東高西低の傾向は、観測された西部日本海盆における新底層水形成と矛盾しているように思われる。しかしながら、溶存酸素濃度の長期的な減少傾向が示すようにより「古い」底層水は、より高濃度の溶存酸素を含むと解釈することが可能である。実際に、溶存酸素濃度とともに測定されたクロロフルオロカーボン（フロン）の1999年の観測結果 $ ^{10)} $ によると、その日本海盆底層水のその濃度は、溶存酸素濃度とは逆に西高東低の傾向が確認されている。この結果は、西部日本海盆で生成された新底層水が西から東に移行していることを示している。1999年と2002年の観測結果の比較から、わずか3年の時間スケールで、底層水を含む日本海深層水の溶存酸素濃度の空間分布が大きく変動していることが初めて明らかになった。
図(1)-1 2002年の日本海日本海盆の深層水（1000m以深）における溶存酸素濃度（μmol/kg）の断面分布図（上図：経度方向 赤実線、下図：緯度方向 赤破線）

(a)

(b)

図(1)-2 2002年(a)と1999年(b) $ ^{10)} $ のそれぞれにおける、水圧2700dbar平面上の溶存酸素濃度（μmol/kg）の空間分布（図中の赤線は、溶存酸素濃度212.2μmol/kgの等値線を表す。）
図(1)-3 2001年の2月～6月に北西部日本海盆で観測された、新底層水形成にともなう底深層水中溶存酸素濃度（μmol/kg）の急激な上昇（Lobanov et al., 2002を改変）⁹

## （２）２０１０年度観測航海で得られた日本海東部における溶存酸素濃度の空間分布

白鳳丸航海KH10-02では、日本海盆東部及び大和海盆の7観測点で溶存酸素濃度が測定された（図(1)-4）。その底深層水中での断面分布図を見ると、上述の1999年、2002年と同様に、東部日本海盆に相対的に溶存酸素濃度の高い底層水があることが確認された。しかしながら、その濃度は2002年のそれ（図(1)-1）と比べて約5μmol/kg低い。2002～2010年の約8年間に溶存酸素濃度が約5μmol/kg低下したのであれば、これまで報告されている溶存酸素濃度の長期的な減少傾向とほぼ一致する。しかし、Kumamoto et al.(2008) $ ^{11} $ によると、主に気象庁による2004～2006年間の観測結果はその間に底層水中の溶存酸素濃度が一時的に微増（約5μmol/kg）したことを示している。こ

図(1)-4 2010年6～7月に実施された白鳳丸航海KH10-02で得られた、日本海東部における溶存酸素濃度（μmol/kg）の分布
れらの要因として、2000～2001年の厳冬期に西部日本海盆のウラジオストク沖で形成された新底層水の影響が示唆される。したがって2010年に観測された酸素濃度の低下は、2000～2001年厳冬期における突発的な底層水形成によって一時的に緩和されていた「底層水形成停滞による溶存酸素濃度の長期的な減少傾向」が再開したと考えることができる。

## （３）２００２年から２０１２年の間の日本海底層水中溶存酸素濃度の水平分布の比較

上記2002年及び2010年の観測結果と、最新の2012年の観測結果を比較する。図(1)-5に、各年における水圧2000dbar面上の溶存酸素濃度（μmol/kg）の水平分布を示した。上述したように、2002年の観測にはロシアEEZを含む西部日本海盆での観測結果が含まれており、その底層水には明瞭な溶存酸素の増加が確認できる。2010年の観測結果から、2002～2010年間の溶存酸素濃度低下（約5μmol/kg）が、東部日本海盆及び大和海盆全域で起こっていることがわかる。また、2010年の観測結果からも、東部日本海盆深層水を中心にした高濃度溶存酸素水塊構造が、1999年及び2002年と同様に確認できる（図(1)-2）。2012年の観測結果から、2010～2012年のわずか2年間に、東部日本海盆及び大和海盆において、深層水中溶存酸素濃度が全体的に約5μmol/kg低下したことがわかった（東部日本海盆の高濃度溶存酸素水塊構造は維持されているように思われる）。この減少は、2002～2010年の約8年間の溶存酸素濃度低下にほぼ匹敵する量であり、単純計算で2002～2010年間よりも、2010～2012年間には、約4倍程度溶存酸素減少速度が速かったことになる。このことは、2000～2001年厳冬期における突発的な底層水形成によって一時的に緩和されていた「底層水形成停滞による溶存酸素濃度の長期的な減少傾向」が再開したという仮説を支持するものである。また、2012年には、日本海盆及び大和海盆で得られた溶存酸素濃度と直接比較可能な最新データを対馬海盆で得ることができた。その結果によると、対馬海盆深層水中の溶存酸素濃度は同時に観測された大和海盆のそれらとほぼ同じ程度であることがわかった。このことは、対馬海盆においても他の海盆と同様に、溶存酸素濃度の長期的な減少が起きていることを示唆している。

図(1)-5 2002年、2010年及び2012年における水圧2000dbar面上の溶存酸素濃度（μmol/kg）の水平分布（2002年のデータは、KH02-03航海、日本原子力機構の航海及び気象庁の定期観測による。2010年のデータは、KH10-02及び気象庁の定期観測による。2012年のデータはKT12-26及び韓国の観測船を用いた観測による。）
## （４）日本海底層水中における溶存酸素濃度の経年変化

2005年より以前にまとめられている東部日本海盆及び大和海盆の深度2000m以深の底層水中溶存酸素濃度の時系列データ $ ^{[1]} $ と、本研究で得られた2010年及び2012年の結果を比較した（図(1)-6）。これによると、上述した2002年、2010年、2012年に観測された変動は、長期的な減少傾向の範疇に入るものであることがわかった。データ密度の高い1960年後半以降の東部日本海盆及び大和海盆の溶存酸素の時系列データから、底層水における平均酸素減少速度は約0.8μmol/kg/yearと見積もられた。またWorld Ocean Database (2009)のデータから、西部日本海盆及び対馬海盆の深度2000m以深の底層水においても、ほぼ同様の溶存酸素濃度の長期的な減少傾向が存在することが初めて確認された（図(1)-7）。西部日本海盆底層水の溶存酸素の時系列データでは、1969年、1977年、及び2001年に一時的な溶存酸素濃度増加が確認された。図中の実線は、ロシア・ウラジオストク市において日最適気温がマイナス20°Cを下回った日の年積算日数を示しており、各年がそれぞれ例年に比較して記録的な厳冬であったことを示唆している。2000～2001年の厳冬期には、上述したように観測によって新底層水の形成が確認されている。これらの結果は、1969年及び1977年の両年の冬季においても、西部日本海盆で新たな底層水が形成され、同海盆底層水中溶存酸素濃度が一時的に増加したと解釈できる。

一方、東部日本海盆及び大和海盆では、1970年代前半、1980年代中頃及び2000年代中頃に、やはり一時的に溶存酸素濃度が上昇している（図(1)-6）。これらの結果は、西部日本海盆に加えられた溶存酸素の正のアノマリーが、数年の時間的な遅れで東部日本海盆及び大和海盆に移行していることを暗示している。このことは、海洋物理観測によって得られている、日本海深層の反時計まわりの循環像 $ ^{12} $ と整合的な結果ある。過去の歴史データ及び本研究で得られた日本海底層水一方、東部日本海盆及び大和海盆では、1970年代前半、1980年代中頃及び2000年代中頃に、やはり一時的に溶存酸素濃度が上昇している（図(1)-6）。これらの結果は、西部日本海盆に加えられた溶存酸素の正のアノマリーが、数年の時間的な遅れで東部日本海盆及び大和海盆に移行して中溶存酸素濃度の観測結果から、その経年変化について「日本海底層水中の溶存酸素は、厳冬期にのみ（間欠的）に西部日本海盆における新底層水形成によって供給される。新底層水は、反時計回りの底層循環に沿って、数年程度遅れて大和海盆、東部日本海盆に移動する。新たな酸素供給が無い期間は、溶存酸素は有機物の分解によって消費され減少する。」という仮説を提案した（図(1)-8）。対馬海盆については、他の海盆に比べてデータ密度が疎であるため、上記仮説を検証できるほどの観測データがない。しかしながら、他の3海盆とほぼ同様の長期的な溶存酸素の減少傾向が確認されている。
図(1)-6 東部日本海盆（白丸）と大和海盆（黒丸）の底層水（深度2000m以深）中溶存酸素濃度（μmol/kg）の経年変化（赤丸で示した2010年と2012年の結果は、本研究で得られた結果である。左図中の実線は、ロシア・ウラジオストク市において日最適気温がマイナス20℃を下回った日の年積算日数（Kumamoto et al., 2008を改変） $ ^{11} $ ）。

図(1)-7 東部日本海盆（白丸）、大和海盆（黒丸）、西部日本海盆（赤丸）及び対馬海盆（青十字）の底層水（深度2000m以深）中溶存酸素濃度（μmol/kg）の経年変化
図(1)-8 東部日本海盆（白丸）、大和海盆（黒丸）及び西部日本海盆（赤丸）の底層水（深度2000m以深）中溶存酸素濃度（μmol/kg）の経年変化（西部日本海盆のデータは縦軸が20μmol/kgずれていることに注意。左図の矢印は、西部日本海盆の正のアノマリーが数年の時間スケールで東部日本海盆と大和海盆に伝わっていることを示す。右図の矢印は、日本海底深層水における深層循環流の模式図を示す（Senjyu et al., 2005） $ ^{12} $ 。）
## （５）日本海底層水中における核実験起源炭素14の経年変化と溶存酸素消費速度の見積り

上記「仮説」に基づき、水塊トレーサーである放射性炭素14の日本海底層水中の経年変化から、底層水の平均滞留時間及び溶存酸素消費速度を推定した。日本海における最初の放射性炭素濃度の測定は、1970年代後半に実施された $ ^{2)} $ 。その後、上述した日本原子力研究所（現：日本原子力研究開発機構）による「日露共同による海水循環と放射性核種の移行挙動に関わる日本海海洋調査」（1997～2002年）において、はじめて日本海全域における放射性炭素のデータが取得された $ ^{8)} $ 。それらによると、東部日本海盆底層水において、1977年から2002年の約25年間にΔ $ ^{14} $ Cは約20‰増加した（約-80‰→-60‰）。溶存酸素濃度の上昇で議論されたように、この増加が1977年の新底層水形成によるものだと仮定すると、その形成量は約7×10 $ ^{4} $ km $ ^{3} $ と計算される。ここで底層水の全容積は約4×10 $ ^{5} $ km $ ^{3} $ であるので、この間（1977年～2002年）の底層水の平均滞留時間は約140年と計算される。この底層水形成によって供給された溶存酸素量から、酸素濃度の平均増加速度は日本海底層水全体の平均値として約0.8μmol/kg/yearと見積もられる。

一方、2010年の白鳳丸KH10-02で得られた東部日本海盆底層水中のΔ¹⁴Cは約-55‰であり、2002年のそれに比べてわずかではあるが有意に約5‰増加した（約-60‰->-55‰）。「仮説」からこの炭素14比の上昇が2001年の底層水形成によるものとした場合、それが1977年の底層水形成による増加量（約20‰）に比べて小さいことは、西部日本海盆における2001年の溶存酸素濃度の増加量が1977年のそれに比べて小さいこと（図(1)-7）と整合的であり、1977年の底層水形成に比べて2001年のそれの規模が小さかったことを暗示している。また、2001年の西部日本海盆における観測結果から、同海域南部において底層水中Δ¹⁴Cが20‰以上増加したことが確認されており（図(1)-9） $ ^{13)} $ 、2001年の底層水形成によって新たに海洋表層の炭素14が底層水に運ばれたことを示唆している。この2002～2010年の約8年間の底層水中Δ¹⁴Cの増加量約5‰から、2001年の底層水形成量及びそれに伴う平均酸素増加速度として、それぞれ約4×10⁴ km³（平均滞留時間は約75年）、約1.9μmol/kg/yearが求まる。

図(1)-9 2001年に西部日本海盆北部と対馬海盆で観測された放射性炭素14比（$\Delta^{14}\mathrm{C}$、‰）の鉛直断面図（西部日本海盆北部に位置する最北端の観測点（G18）では、深度2000m以深の底層水中で相対的に高濃度の炭素14が観測された（Aramaki et al., in press）$^{13}$）。
2つの期間、すなわち1977～2002年と2002～2010年を合わせた1977～2010年の約33年間で計算すると、その間の底層水の平均滞留時間として約120年、平均酸素増加速度として約1.1μmol/kg/yearが求まる。この間の見かけの平均酸素減少速度は約0.8μmol/kg/yearであるので、真の平均酸素消費速度は約1.9μmol/kg/yearと計算される（図(1)-9）。この酸素消費速度約1.9μmol/kg/yearは、新たな底層水によって溶存酸素が供給されない時の見かけの溶存酸素の消費速度に一致するはずである。比較的観測密度が高い東部日本海盆と大和海盆の観測結果（図(1)-6）を見ると、新底層水形成の影響が小さかったと考えられる1970年代後半（1969年と1977年の底層水形成の間）、1990年代後半（1977年と2001年の底層水形成の間）の溶存酸素の見かけの消費速度は約2μmol/kg/yearであり、推定された真の消費速度に近い（図(1)-10）。ここで求められた1977年から2010年の間の日本海底層水の平均滞留時間は、間歇的な新底層水形成イベントが観測インタバールのいつごろに発生したかに大きく依存する。しかしながら、ロシア・ウラジオストク市の気象データ（図(1)-6）によると、1960年代以前はそれ以降に比べて厳冬が多かったことがわかる。このことは、1960年代以前にはそれ以降よりも活発に底層水が形成されており、その平均滞留時間も相対的に短かったことが推定される。

図(1)-10 1977～2010年の間の日本海底層水中の溶存酸素濃度変化の模式図（左図は、酸素供給量（supply）、見かけの消費量（apparent decrease）及び消費量（consumption）の平均値を表している。右図は1977年と2001年の2回の酸素供給イベント（＝新底層水の形成）による実際の濃度変化を表している。）

## （６）溶存酸素濃度の将来予測

今後の地球温暖化の進行に伴い、もしも日本海底層水の形成が完全に停止した場合には、毎年約2μmol/kgずつ底層水中溶存酸素濃度は減少する。この値は隣接する北太平洋の深層水のそれに比べて一桁以上大きい。海水中溶存酸素の消費速度は、そのなかに含まれる有機物（溶存態＋粒子
熊）量に依存する。日本海深層で実施されたセジメントトラップ実験 $ ^{14)} $ によると、日本海底層の沈降粒子態有機炭素フラックスは、北太平洋深層のそれに比べてやはり一桁以上大きく、今回推定された日本海底層水における大きな溶存酸素消費量と整合的である（図(1)-11）。現在の底層水中溶存酸素濃度は約200μmol/kgであり、新たな溶存酸素の供給がなければわずか100年後には、日本海底層水が完全に無酸素化することになる。海洋生物の貧酸素水に対する影響を調べた結果 $ ^{15)} $ によると、溶存酸素濃度が約130μmol/kg以下になると貝類を除く海洋生物になんらかの影響が出始めるとされているので、底生生物への影響はもっと早く現れる可能性もある。一方で、日本海で最も重たい底層水の形成が完全に停止したとしても、それを補償するようにより軽い（＝暖かい）深層水（おおよそ1000～2000m）や中層水（おおよそ200～1000m）の形成量が増加し、それらの海水中の溶存酸素濃度が増加するかもしれない。しかしながら、現在のところそれらの層での溶存酸素濃度の明瞭な増加は、観測では確認されていない。いずれにせよ、日本海全体に対する溶存酸素の供給速度が低下すれば、生物生産量が高い縁辺海である日本海では溶存酸素量が速やかに低下することが想像される。そのため、今後より広範囲にわたる精密な観測によって日本海の溶存酸素濃度を監視していく必要があると考えられる。

図(1)-11 日本海西部日本海盆（左図）、東部日本海盆（中図）及び大和海盆（右図）におけるセジメントトラップ実験によって得られた沈降粒子状炭素のフラックス（mg/m²/day、Otosaka et al., 2008） $ ^{14)} $
## 5 ．本研究により得られた成果

## （1） 科学的意義

本研究で得られた結果は、日本海の深層循環像に新たな知見を加えるものである。具体的には、まず日本海底深層水における長期的な溶存酸素の低下傾向が、2010年代も継続していることを確認した。次に、最新の観測データと歴史データを組み合わせることで、これまでその要因が明確でなかった溶存酸素濃度の一時的な増加と間欠的に発生する新底層水形成イベントとの関係を結びつける「仮説」を提案した。さらに、水塊トレーサーである放射性炭素14の経年変化量から、日本海底層水中の、見かけではなく真の溶存酸素消費量として約2μmol/kg/yearという値をはじめて見積もった。これらの成果は「地球温暖化に対して脆弱な縁辺海」としての日本海を再確認すると同時に、「仮説」を検証するための今後の観測計画の立案、得られた観測結果と「仮説」との整合性の確認という作業を通じて、日本海における海洋循環研究を次のステップに推し進めるための基礎となり得る。

## （２）環境政策への貢献

## ＜行政が既に活用した成果＞

特に記載すべき事項はない。

## ＜行政が活用することが見込まれる成果＞

本研究では、日本海底層水中の真の溶存酸素消費量が約2μmol/kg/yearであることを世界ではじめて見いだした。2012年現在の日本海底層水の溶存酸素濃度が195～200μmol/kgであることを考えると、今後100年で底層水から酸素がなくなってしまうことになる。この成果は、日本海が温暖化に対して脆弱な縁辺海であることを浮き彫りにしただけでなく、温暖化問題や海洋環境保全に対する国民への啓蒙を図る上で重要な役割を担う。

## 6 ．国際共同研究等の状況

特に記載すべき事項はない。

### 7. 研究成果の発表状況

## （1） 誌上発表

## <論文（査読あり）>

特に記載すべき事項はない。

## くその他誌上発表（査読なし）>

1) 熊本雄一郎：「なつしま」2010年11月号（2011）

「日本海：酸素の豊かな海から、酸素の少ない死の海に？！」

## （2） 口頭発表（学会等）

1) Y. KUMAMOTO and T. ARAMAKI: 5th PEACE Workshop, Gangneung, Korea, 2010

"Temporal and spatial variations of dissolved oxygen in the Japan Sea Bottom Water"
2) Y. KUMAMOTO, T. ARAMAKI, S. TANAKA and J. ZHANG : 2012 Ocean Science Meeting, Salt Lake City, USA, 2012

"Centennial-scale oxygen decrease in deep water of s marginal sea of the northwestern Pacific: Japan Sea"

## 3 ) 熊本雄一郎：2013年度日本海洋学会春季大会（2013）

「日本海底層水における長期的な溶存酸素濃度の減少とその予測」

## （3） 出願特許

特に記載すべき事項はない。

## （４）シンポジウム、セミナー等の開催（主催のもの）

1）2013年度日本海洋学会春季大会シンポジウム「日本海および周辺海域でいま進みつつある環境の変化：その驚くべき実態に迫る！」（2013年3月25日、東京海洋大学、参加者82名）

## （５）マスコミ等への公表・報道等

特に記載すべき事項はない。

## (6) その他

特に記載すべき事項はない。

### 8 \. 引用文献

1) Uda, M. (1934): The results of simultaneous oceanographical investigation in the Japan Sea and its adjacent waters in May and June, 1932. J. Imp. Fish. Exp. Station, 5, 57-190. (in Japanese with English abstract)

2) Gamo, T. and Y. Horibe (1983): Abyssal circulation in the Japan Sea. J. Oceanogr. Soc. Japan, 39, 220-230.

3) Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor and H.L. Miller (eds.) (2007): Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.

4) Minami, H., Y. Kano and K. Ogawa (1999): Long-term variations of potential temperature and dissolved oxygen of the Japan Sea Proper Water. J. Oceanogr., 55, 197–205.

5) Gamo, T. (1999): Global warming may have slowed down the deep conveyor belt of a marginal sea of the northwestern Pacific: Japan Sea. Geophys. Res. Lett., 26, 3137-3140.

6) Senjyu, T., T. Aramaki, S. Otosaka, O. Togawa, M. Danchenkov, E. Karasev, Y. Volkov (2002): Renewal of the bottom water after the winter 2000–2001 may spin-up the thermohaline circulation in the Japan Sea. Geophys. Res. Lett., 29, 10.1029/2001GL014093.

7) Talley, L. D., P. Tishchenko, V. Luchin, A. Nedashkovskiy, S. Sagalaev, D.-J. Kang, M. Warner and D.-H. Min (2004): Atlas of Japan (East) Sea hydrographic properties in summer, 1999. Prog.
Oceanogr., 61, 277-348.

8) Otosaka, S., T. Suzuki, T. Tanaka, T. Ito, T. Kobayashi, H. Kawamura, M. Minagawa, T. Aramaki, T. Senjyu and O. Togawa (2010): Establishment of database for Japan Sea parameters on marine environmental and radioactivity (JASPER). –Volume2: Radiocarbon and Oceanographic properties, JAEA-Data/Code 2009-020, JAEA.

9) Lobanov, V., A. Salyuk, V. Ponomarev, L. Talley, K. Kim, K.-R. Kim, P. Tishchenko, A. Nedashkovskiy, G. Kim and S. Sagalaev (2002): in Proceedings of the 17th International Symposium on Okhotsk Sea & Sea Ice, pp 31-36, 24-28 February 2002, Monbetsu, Japan.

10) Min, D.-H. and M. J. Warner (2005): Basin-wide circulation and ventilation study in the East Sea (Sea of Japan) using chlorofluorocarbon tracers. Deep-Sea Res. II, 52, 1580-1616.

11) Kumamoto, Y., T. Aramaki, S. Watanabe, M. Yoneda, Y. Shibata, O. Togawa, M. Morita and K. Shitashima (2008): Temporal and Spatial Variations of Radiocarbon in Japan Sea Bottom Water. J. Oceanogr, 64, 429-441

12) Senjyu, T., H.-R. Shin, J.-H. Yoon, Z. Nagano, H.-S. An, S.-K. Byun and C.-K. Lee (2005): Deep flow field in the Japan/East Sea as deduced from direct current measurements. Deep-Sea Res. II, 52, 1726-1741.

13) Aramaki T., S.S. Tanaka, S. Kushibashi, Y.-I. Kim, C.-J. Kim, G.-H. Hong and T. Senjyu (in press): Spatial distribution of radiocarbon in the southwestern Japan/East Sea immediately after bottom water renewal. Radiocarbon.

14) Otosaka, S., T. Tanaka, O. Togawa, H. Amano, E.V. Karasev, M. Minakawa, and S. Noriki (2008): Deep Sea Circulation of Particulate Organic Carbon in the Japan Sea. J. Oceanogr., 64, 911-923.

15) 丸茂恵右、横田瑞郎 (2012): 貧酸素水塊の形成及び貧酸素の生物影響に関する文献調査、海生研報, 第15号, 1−21。
# (2) 日本海深層における海水混合と水塊変質過程の解明

九州大学 応用力学研究所 地球環境力学部門 海洋動態解析分野 千手智晴

平成22～24年度累計予算額：23,049千円

（うち、平成24年度予算額：6,950千円）

予算額は、間接経費を含む。

## [要旨]

日本海深層で報告されている水温上昇と溶存酸素量の漸減は、深層水の形成が停滞している状況下での水塊変質過程と見なすことができる。本研究では大和海盆底層水に注目し、その変質に寄与する物理過程として日本海盆からの水平移流と上層の深層水との鉛直混合について調査した。現場観測の結果、大和海盆と日本海盆の境界域では、高温・低酸素な大和海盆底層水と低温・高酸素な日本海盆底層水の間にフロントが存在し、さらに大和海盆底層水の下層を日本海盆底層水が南へ進入する様子が示された。降下式超音波流速計による観測からも水塊構造に対応した流速分布が得られ、地球自転の影響を受けた密度流をともなう二層に分かれるような海水交換が明らかとなった。既往観測資料の解析から、底層フロントや底層水の分布は時間変動することが示され、その一因として中規模渦の影響が示唆された。流速計の長期係留観測から見積もられる日本海盆からの底層水の平均流量は $ 5.31\times10^{4}\ m^{3}/s $ であったが、実際の流入は間欠的であり、その時間スケールとして5～20日程度が示唆された。一方、鉛直混合に関しては、水平流速の鉛直分布に内部重力波によると考えられる短波長の変動が認められ、その鉛直シアは深さとともに増加するにもかかわらず、乱流エネルギー散逸率（ε）は減少する傾向を示した。成層条件とεから推定される底層水上面での鉛直拡散係数は $ 10^{-4}\sim10^{-3}\ m^{2}/s $ のオーダーであった。海底から約2000mの水柱内の流速分布について回転スペクトルを求めたところ、鉛直波長120m以上の領域では、水深とともに流向が反時計回りに変化する成分が卓越していた。このことは、この領域の内部重力波は下層から上層へ向かって伝播していることを意味し、発生域は海底にあることを示唆している。一方、大和海盆で実施した流速計の係留観測からは、時間とともに流向が時計回りに変化する慣性周期帯の変動が卓越していることが示された。これらのことから、日本海深層の海水混合には鉛直波長120～200m程度で、上層に向かって伝播する近慣性周期の内部重力波が関与していると推測される。

## [キーワード]

海水混合、水塊変質、底層水、海盆間深層海水交換、近慣性内部重力波

### 1. はじめに

西部北太平洋に位置する日本海は、面積こそ太平洋全体の1％にも満たない小さな縁海であるが、西岸境界流をともなう亜熱帯・亜寒帯循環や独自の閉じた熱塩循環系を内包することから「小さな大洋（ミニチュア・オーシャン）」と呼ばれ、海洋循環の素過程や地球環境変動に対する海洋の応答を調べるための天然の実験場と考えられている。

これまでの研究から、日本海の深層水（日本海固有水）は日本海北西部のウラジオストク沖海
域で、冬季の海面冷却に起因する鉛直対流によって形成され、その後、日本海全域へと広がってゆくことが明らかとなっている $ ^{1)} $ 、 $ ^{2)} $ 、 $ ^{3)} $ 、 $ ^{4)} $ 、 $ ^{5)} $ 。一方、長期モニタリングの結果から、日本海固有水の水温は1960年代後半から徐々に上昇し、逆に溶存酸素濃度は漸減していることが報告されている $ ^{6)} $ 、 $ ^{7)} $ 、 $ ^{8)} $ 、 $ ^{9)} $ 。このような変動は、日本海固有水の形成が停滞し、日本海の熱塩循環が変化しつつあることを示唆しており、その原因として地球温暖化が指摘されている $ ^{7)} $ 、 $ ^{10)} $ 、 $ ^{11)} $ 。すなわち、温暖化によって形成域付近の海面冷却が弱まると、深層に達するような深い対流が発達しにくくなり、その結果として深層に冷たい海水が補給されず、酸素の供給も絶たれるため、徐々に昇温と溶存酸素量の減少が生じることになる $ ^{12)} $ 。

報告されている日本海深層での昇温と溶存酸素量の漸減は、日本海固有水の形成が停滞している状況下での、深層での水塊変質とみなすことができる。現在、世界中の海洋の深層で温暖化が原因と考えられる昇温が報告されているが $ ^{13} $ 、 $ ^{14} $ 、 $ ^{15} $ 、 $ ^{16} $ 、 $ ^{17} $ 、いずれも日本海と同じ長期的な水塊変質の過程を観測していると考えることができる。一般に、水塊変質に寄与する物理過程としては水平・鉛直的な移流と拡散（乱流混合）が重要であるが、これらの素過程を支配する深海での物理的なメカニズムは謎に包まれており、地球温暖化の正確な影響評価とそれに基づく将来予測を行う上で、これらを明らかにすることは喫緊の課題となっている。

### 2. 研究開発目的

日本海をモデル海域として、深海での水塊変質過程に寄与する物理現象を明らかにするとともに、海水混合の定量的な評価を行うことを目的とする。日本海深層における水温や溶存酸素量の時間変化、すなわち日本海固有水の変質過程を明らかにするためには、現在の水塊特性がどのようなメカニズムによって維持されているのかを調べる必要がある。本研究では、日本海深層での水塊変質の鍵を握る現象として海水混合に注目し、現場観測を通じて水平・鉛直的な移流・混合の大きさを評価するとともに、その物理プロセスを究明する。

### 3. 研究開発方法

日本海の約2000m以深に分布する底層水は、海水特性の極端な鉛直一様性によって特徴づけられる、日本海の中で最も重い海水である $ ^{18} $ 。一方、その鉛直一様性とは対照的に、底層水は水平的な分布をもつことが知られている。すなわち、日本海南東部に位置する大和海盆の底層水（大和海盆底層水）は、他の海盆の底層水と比べて高温・低酸素な特性をもち $ ^{1)} $ 、 $ ^{6)} $ 、特に北部の日本海盆との境界域では、日本海盆底層水との間に底層フロントを形成している $ ^{19)} $ （図(2)-1）。しかしながら、日本周辺や大和海盆内部には底層水を形成するほどの冷却域が存在しないことから、大和海盆底層水の起源は日本海盆底層水と考えられ、日本海盆から大和海盆に流入した底層水が大和海盆内部の循環流 $ ^{20)} $ に捉えられ、海盆内に滞留している間に変質したものと推測されている $ ^{19)} $ 。そこで本研究では大和海盆底層水に注目し、その変質に寄与する物理過程を明らかにする。先述した日本海深層での昇温と溶存酸素量の漸減は、大和海盆のみならず、日本海盆の底層水中でも観測されているが $ ^{7)} $ 、大和海盆は日本のEEZ内に位置するため観測が容易であり、かつ閉鎖的な特徴をもっているためモデル化しやすいというメリットがある。

大和海盆底層水の変質を説明するために、Senjyu et al. $ ^{[19]} $ は図(2)-2に示すようなボックスモデルを考案した。各ボックスの水温と溶存酸素量の収支に基づく計算を行った結果、観測された大和
図(2)-1 大和海盆から日本海盆にかけての溶存酸素の断面分布（2002年10月） $ ^{19)} $

図(2)-2 大和海盆底層水の変質過程に関するボックスモデル $ ^{19)} $ （Y、J、Dと記した各ボックスが大和海盆底層水、日本海盆底層水及び上層の深層水を表す。また $ U_{B} $ 、 $ U_{D} $ は大和海盆と他のボックスとの水平移流を表し、WとKは上層の深層水との鉛直移流、鉛直拡散を表す。）
海盆の水温、溶存酸素量を説明するためには、日本海盆から大和海盆へのフラックス（ $ U_{B} $ ）と、上層の海水との鉛直混合(K)が重要であることが示された。そこで本研究では、これらの大きさを観測によって評価するとともに、それを支配する物理過程を明らかにすることを目的に、以下の3つの項目について調査を行った。

（１）日本海における水塊分布の三次元的構造

（２）深海における鉛直拡散係数の推定

（３）日本海深層における長期測流

これらの調査は、表(2)-1に示す11航海、延べ122日間にわたる船舶観測において実施し、現場型電気伝導度・水温・深度プロファイラー（CTD）による海水特性（水温、塩分、溶存酸素量）の分布調査、降下式超音波流速計（LADCP）による水平流速分布の観測、流速計・光学式溶存酸素計の長期深海係留観測、深海乱流計によるエネルギー散逸率の計測などを行った。

日本海盆と大和海盆の海水交換に関しては、変動の長期的な傾向を把握するために、表(2)-1の現場観測に加えて、気象庁による既往観測資料の解析を行った。解析に用いたデータは、2002～2011年の10年間に気象庁が日本海盆と大和海盆の境界域で行ったCTD観測のデータである。

表(2)-1 本研究で実施した観測航海

No.	期間	観測船	観測項目
1	2010年5月7日～15日	長崎丸	CTD、流速計設置
2	2010年6月11日～7月23日	白鳳丸	CTD、LADCP
3	2010年10月5日～14日	長崎丸	CTD、流速計回收·設置
4	2010年11月22日～12月1日	淡青丸	CTD、LADCP、深海乱流計
5	2011年4月19日～22日	おしょろ丸	流速計回收
6	2011年6月19日～26日	おしょろ丸	CTD、LADCP
7	2011年8月15日～20日	淡青丸	CTD、LADCP、深海乱流計
8	2011年10月1日～12日	長崎丸	流速計回收·設置、CTD
9	2012年9月9日～15日	イヨド	CTD
10	2012年9月29日～10月10日	長崎丸	流速計回收·設置、CTD
11	2013年2月21日	白山丸	流速計回收

## 4 ．結果及び考察

## （１）大和海盆と日本海盆の深層海水交換

本節では、大和海盆底層水の変質過程に寄与する第1の要因として、日本海盆との底層水の交換過程について報告する。以下の結果は、大和海盆と日本海盆の境界域で実施したCTD観測、LADCP観測及び長期深海係留観測の結果に基づくものである。

## 1 ）底層フロントの構造と海水交換過程

大和海盆と日本海盆境界域での詳細なCTD観測は、2010年6月の白鳳丸航海（表(2)-1のNo.2）と2011年6月のおしよろ丸航海（No.6）において行った。両航海の観測点を図(2)-3に示す。大和海盆と日本海盆は、2500m等深線で示されるような幅25～30kmの水路によって接続しているため、両航海とも水路に沿うような観測線を設けた。さらに、2010年の白鳳丸航海では水路を
図(2)-3 大和海盆－日本海盆境界域における観測点

(上段：2010年6月の白鳳丸航海、下段：2011年6月のおしょろ丸航海)

横切るような観測線も設け、海水特性の平面的な分布についても考察した。

2010年6月の白鳳丸航海で得られた、水路に沿う方向のポテンシャル水温と溶存酸素の断面分布を図(2)-4に示す。北部の2測点（Sta. CR04とCR05）の海底近くには、水温0.088℃以下、溶存酸素量4.7 ml/L以上の鉛直的に一様な水塊（日本海盆底層水）が認められる。日本海盆底層水は、徐々に厚みを減じつつ、海底に沿って南西に伸びており、Sta. CR07とCR08の間で底層フロントを形成している。一方、低酸素（4.66 ml/L以下）な大和海盆底層水は日本海盆底層水の上層に分布しており、Sta. CR04の酸素極小層に向かって北東方向に張り出している。類似の水塊分布は、2002年10月の観測（図(2)-1）にも認められる。ポテンシャル水温と溶存酸素の東西断面分布を図(2)-5に示す。大和海盆底層水に関連した酸素極小層（4.65 ml/L以下）は、断面全域の2000～2400m深に分布している。一方、断面両端のSta. CR12～CR13とCR15の底層では、4.67 ml/L以上の高酸素な水塊が認められるが、この水塊は0.094℃以下の低温な海水と対応しており、日本海盆底層水と考えられる。

なお本報告書では、溶存酸素濃度の表記について、物質量（mol/kg）と体積（ml/L）で表したものが混在する。現在の海洋学では物質量で表記することが一般化しているが、CTD装着の溶存酸素センサーで得られるデータは体積表記の場合が多い。そこで本報告書では、CTDデータについては体積表記を、試料水の分析データについては物質量表記を使用している（体積表記された濃度は、現場の水圧、水温、塩分ならびに酸素の分子量を用いて物質量表記に変換可能である）。
(b)

図(2)-4 水路に沿う方向の（左）ポテンシャル水温（℃）、（右）溶存酸素（ml/L）の断面図（2010年6月、白鳳丸）

(b)

図(2)-5 ポテンシャル水温（左）と溶存酸素（右）の東西断面（2010年6月、白鳳丸）

日本海盆底層水の水平的な分布をみるために、2500m深におけるポテンシャル水温と溶存酸素量の平面分布を図(2)-6に示す。全体的には、南西部の大和海盆に向かって高温・低酸素、北東部の日本海盆に向かって低温・高酸素な分布となっている。海底フロントは水路の狭隘部付近に形成されているが、興味深いのは、北部の低温・高酸素な水塊が水路の狭隘部から水路の北縁（大和堆
の南縁）に沿って西向きに伸びており、Sta. CR15にまで達していることである。その結果、海底フロントの北半分は、水路を横切るというよりは、水路に沿うように東西方向に分布している。

図(2)-6 2500m深におけるポテンシャル水温（上段）と溶存酸素（下段）の平面分布

以上の観測結果から、日本海盆と大和海盆の間では河口循環に類似した、二層に分かれるような底層水の交換が生じていると考えられる。すなわち、底層には日本海盆から大和海盆へ向かう日本海盆底層水が存在し、その上層には、大和海盆から日本海盆へ向かう大和海盆底層水が分布している。さらに海水特性の水平分布（図(2)-6）より、海盆間の海水交換には地球自転の効果が作用していると考えられる。すなわち、低温（高密度）な日本海盆底層水は、コリオリカの作用により水路の北縁に沿って大和海盆に流入していると考えられ、力学的には回転系での密度流として理解することができる $ ^{21} $ 。

このような二層に分かれるような海水交換は、LADCP観測結果からも示されている。一例として、Sta. CR06における流速プロファイルを図(2)-7に示す。海底付近に注目すると、約250mの厚みをもつ7 cm/s以上の強流層が認められ、さらにその上層には流れの弱い層（3 cm/s以下）が分布している。底層付近の流れは南西向きで、水路に沿う方向にある。そこで、流れの北東－南西成分と、水温、溶存酸素量の鉛直分布を比較した図を図(2)-8に示す。水深2100～2300mに分布する流れの弱い層は、大和海盆底層水に特徴的な酸素極小層と対応している。一方、海底付近の強流層は、溶存酸素量が急激に上昇し、水温も比較的大きな勾配で低下する層と対応している。海底付近にみられる高酸素で低温（約0.086℃）な海水は、日本海盆底層水である。このような
図(2)-7 LADCP観測によって得られた水平流速のプロファイル（2010年6月、白鳳丸、Sta. CR06）

図(2)-8 1500m以深の流れの北東－南西成分（黒）とポテンシャル水温（青）、溶存酸素（赤）のプロファイル（2010年6月、白鳳丸、Sta. CR06）
流れと海水特性の分布は、低温・高酸素な日本海盆底層水が海底に沿って南西方向に輸送されていることを示している。LADCP観測から得られる流れのデータには、中規模渦や潮流、慣性振動などによる順圧的な流れが含まれている。そこで、鉛直平均流（226°T、3.9 cm/s）を順圧成分と仮定して観測値から差し引くと、海底付近には約2～6 cm/sの南西流、その上層には1～3 cm/sの北東流が現れ、二層に分かれるような鉛直循環流が推定される。底層付近の南西流は、他の測点にも認められる。海底上160mのレンジで平均した流れの分布を図(2)-9に示す。水路に沿った南～南西向きの一貫した流れが現れており（Sta. CR06～CR09）、ボックスモデル解析から理論的に予測された日本海盆から大和海盆に向かうフラックス $ ^{19} $ と矛盾しない結果となっている。

浅瀬（シル）をもつ河口域やフィヨルド、狭い海峡での海水交換は、水理学的な条件によって支配される（hydraulic control）ことが知られている $ ^{22)} $ 、 $ ^{23)} $ 。しかし日本海盆と大和海盆の間の海水交換にともなう底層流は、海水特性分布（図(2)-6）から推測されるように、地衡流平衡にあると考えられる。実際、LADCP観測による底層流速（ $ U\sim0.1\ m/s $ ）と水路幅（ $ L\sim25km $ ）、北緯 $ 40^{\circ} $ におけるコリオリパラメータ（ $ f=9.35\times10^{-5}\ s^{-1} $ ）から見積もられるロスビー数（ $ U/fL $ ）は $ 10^{-2} $ のオーダーである。一方、ロスビーの内部変形半径より幅が広い水路については、海水交換率は水路幅と無関係になることが知られている $ ^{22)} $ 。そこで、日本海深層での変形半径スケールを概算してみる。水路内の日本海盆底層水を考え、2000～2500m深での典型的な浮力振動数（N）を見積もると $ 0.5\sim2.0\times10^{-4}\ s^{-1} $ となる。また、日本海盆底層水の厚み（H）は溶存酸素と流れの鉛直分布（図(2)-8）から約250mと見積もられる。これらから計算されるロスビーの内部変形半径（ $ R_{d}=NH/f $ ）は約130～530mとなり、水路幅は内部変形半径よりも2桁ほど大きいことがわかる。

上述した底層フロントや底層流は、時間的に変動する。このことを示すために、2011年6月に実施したおしよろ丸航海で得られたポテンシャル水温の断面分布を図(2)-10に示す（この航海では、溶存酸素データは得られていない）。海底付近での日本海盆底層水の南西への張り出しや底層フロントは認められるものの、前年の観測結果（図(2)-4）と比較すると底層水の水温が全体的に高くなっており、0.09℃以下の海水が消失している。また、日本海盆底層水の張り出しもSta.D11とD12の間までとなっており、大和海盆への輸送量の減少が示唆されるような分布となっている。

Sta. D08（図(2)-7、図(2)-8のSt. CR06と同じ点）におけるポテンシャル水温と流れの北東－南西成分のプロファイルを図(2)-11に示す。海底付近には弱い水温成層で特徴づけられる日本海盆底層水が認められるが、その水温（約0.091℃）は前年と比べて高くなっている。また海底付近の南西流とその上層の北東流からなる二層に分かれるような流速構造が認められるが、底層での南西流は4.0 cm/sと前年に比べて小さくなっている。さらに図(2)-12に示す底層流の分布をみると、2010年とは異なり、水路内の流れの方向はバラバラで、大和海盆へ向かう一貫した流れは認めらない。

以上の結果は、2つの航海が行われた1年足らずの間に、海水交換の状況が変化したことを示している。すなわち、白鳳丸航海の行われた2010年6月は活発な海水交換の時期であり、逆におしろ丸航海が行われた2011年6月は、海水交換が比較的停滞していた時期に相当すると考えられる。
図(2)-9 LADCP観測による底層流の分布（2010年6月、白鳳丸）

図(2)-10 水路に沿う方向のポテンシャル水温（℃）の断面図（2011年6月、おしょろ丸）
図(2)-11 1500m以深の流れの北東－南西成分（黒）とポテンシャル水温（青）のプロファイル（2011年6月、おしよろ丸、Sta. D08）

図(2)-12 LADCP観測による底層流の分布（2011年6月、おしょろ丸）
## 2 ）底層フロントの時間変動

海盆間の海水交換が長期的にどのように変化しているのかを調べるために、気象庁による既往観測資料を解析した。気象庁による観測点を図(2)-13に示す。解析に用いたのは、これら7測点で2002～2011年の10年間に得られた水温・塩分の資料に、これまで我々が行ってきた観測データを加えたものである。測点間隔は我々の観測よりも粗いが、底層フロントの位置や大まかな構造を調べるには十分と考えられる。

水深2500mにおけるポテンシャル水温の測点－時間ダイヤグラムを図(2)-14に示す。縦軸の測点番号は、図(2)-13の各測点と対応している。また図の上部の赤矢印は、観測の行われた時期を表す。各測点とも背景となる水温が徐々に上昇しているにもかかわらず、解析期間にわたって0.006～0.008℃の水温差をともなう底層フロントが存在していることがわかる。底層フロントは水路の狭隘部であるSta.5～6の間に存在することが多いが、常に南北に変動しており、2004年8月（図の上部の0408と記した赤矢印）や2009年7～10月（c、dと記した赤矢印）のように北に大きく変位してSta.4～5の間に位置するときもあれば、2009年5月(bの赤矢印)のように南に変位してSta.6～7の間に分布するときもある。興味深いのは、2010年6月の白鳳丸航海（H2と記した赤矢印）は0.096℃以下の低温の海水が南西に張り出した時期に相当し、逆に2011年6月のおしょろ丸航海（OSと記した赤矢印）は解析期間を通して最高の0.100℃以上の温かい海水がSta.6～7の間に現れた時期に対応していることである。ただし、どちらの航海においても底層フロントはSta.5～6の間に分布している。

上述のように、2009年は底層フロントが大きく変動した年であった。そこで2009年2月から2010年2月の期間のポテンシャル水温の断面分布を調べた（図(2)-15）。2009年2月にSta. 5～6の間に存在した底層フロントは、その後南に大きく変位し、2009年5月にはSta. 6～7の間に達していた。また水温0.09℃以下の日本海盆底層水は、Sta. 6にまで張り出していた。しかし、2009年7月には日本海盆底層水は北に後退し、底層フロントもSta. 4～5の間に形成されていた。これと類似の水温分布は、やはり底層フロントが北に大きく変位した2004年8月にも観測されている。底層フロントは2009年10月まではSta. 4～5の間に位置していたが、2010年2月には再び南下し、Sta. 5～7の間に比較的緩やかな水温勾配を形成していた。

底層フロントの変位を代表するものとして、Sta. 5におけるポテンシャル水温の変動を調べた。Sta. 5における1500m以深の水温鉛直分布の時系列を図(2)-16に示す。各深度とも時間とともに水温が上昇し、0.1℃以下の水塊の厚みが徐々に減少していることがわかる。このような水柱を通しての水温上昇は、地球温暖化の影響を示唆する現象として過去に報告されてきたものである $ ^{6)} $ 、 $ ^{7)} $ 、 $ ^{8)} $ 、 $ ^{9)} $ 、 $ ^{10)} $ 、 $ ^{11)} $ 。ただし短期的にみると、0.1℃の等温線深度は時間とともに浅くなったり、深くなったりと変動を示している。0.1℃以下の等温線も0.1℃の等温線とほぼ同じように昇降しているが、底層フロントが北に大きく変位した2004年8月と2009年7月（それぞれ図の上部の0408、0907と記した赤矢印）には、0.1℃の等温線は浅くなっているにもかかわらず、海底付近の等温線は急激に深度を増していた。この状況を明瞭に示すため、2100mと2500m深におけるポテンシャル水温と、それらの差の時系列を図(2)-17に示す。水温差が0.005℃以下となる時期が2004年8月と2009年7月に現れており、その原因は主に2500m深の急激な水温上昇によるものであることがわかる。このことは、水温の断面分布（図(2)-15）からも明らかなように、大きな厚みをもつ大和海盆底層水が南から水路内へと流入し、日本海盆底層水を北へ後退させた結果、底層フロントが
図(2)-13 気象庁による大和海盆－日本海盆境界域での観測点

図(2)-14 2500m深におけるポテンシャル水温の時間－測点ダイヤグラム（℃）（図の上部の赤矢印は観測時期を示す。）
図(2)-15 水路に沿ったポテンシャル水温の鉛直断面（2009年2月～2010年2月）
図(2)-16 Sta. 5におけるポテンシャル水温鉛直分布の時間変動（1500m以深）

図(2)-17 Sta. 5の2100m（細線）と2500m深（太線）におけるポテンシャル水温とそれらの差（点線）の時系列