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1.6 日本近海における海洋の顕著 な現象
1.6 日本近海における海洋の顕著 な現象 詳細は（4）で記述する。 2001年の夏∼秋に南西諸島や瀬戸内海・九 （1）「異常潮位」とは 州の沿 岸で起き た浸 水は「 異 常潮 位」 と呼 ば 通常、海面は 1 日にほぼ 2 回、規則的に れる現象であり、海洋が沿岸に住んでいる人々 昇降を繰り返し、その高さと時刻は地球と月 に影響を与えた一例である。また、2004年夏 および太陽の運行からあらかじめ推測するこ 以降、 「黒潮」 が東 海沖で 南 に大 きく 蛇行 し とが可能で、「平常潮位」や「天文潮」と呼 たため、漁場の移動や船舶の航路選定の変化、 ばれる。しかし、実際に観測される潮位は、 沿岸の 潮位上昇 など の影響 が みら れた 。本 節 さまざまな原因で平常潮位と異なり、観測さ ではこ のような 国民 の生活 や 産業 に直 接影 響 れる潮位と平常潮位の差を潮位偏差と呼ぶ。 を与える日本周辺海域の海洋の現象について、 潮位 偏 差を生 じ る 代表 的な もの に は、 台 三陸沖 の「親潮 」を 含めて 、 近年 の状 況や 最 風などで起こる高潮や地震で引き起こされる 新の知見を紹介する。 津波があるが、潮位偏差の高い（または低い） 状態が広範囲に数週間を超えて長期間続くこ 1.6.1 異常潮位 とがある。これが異常潮位と呼ばれる現象で 近年、日本沿岸では平均的な海面水位が高 ある。この異常潮位という現象は、季節に関 い状態が続いており、浸水害などの恐れが高 係なく発生しているが、平常潮位が年間でも まっている。ここでは、数週間を超えて広範 高くなる夏から秋にかけて異常潮位が起きる 囲に潮位が高い（低い）状況を引き起こす異 と浸水被害などが発生する。 常潮位について、その発生要因、最近の事例、 近年発生した主な異常潮位を表 1.6.1 にま 長期的な変化などを解説する。データ解析の とめた。 那覇市泊の遊歩道 異常潮位により逆流した水で冠水した那覇空港内の気象観測露場 写真 1.6.1 異常潮位による浸水状況（那覇市） （2001 年 8 月 20 日） 表 1.6.1 近年発生した主な異常潮位 発生年月 継続期間 1999年10月 上旬∼11月中旬 2001 年 7 月 7月上旬∼9月上旬 2001 年 9 月 9月上旬∼10月中旬 2003 年 8 月 8月下旬∼9月下旬 2004 年 6 月 ∼2005年2月 発生した範囲 東海∼紀伊半島南岸 沖縄本島 東海∼九州沿岸、瀬戸内海 沖縄本島 東海∼紀伊半島沿岸 110 原因と考えられる現象 反流 暖水渦 接岸 暖水渦 反流 主な被害 冷水渦 床上浸水・冠水 浸水・冠水 浸水・冠水 浸水・冠水 冷水渦 なし （2）近年の異常潮位とその原因 港施設への浸水、道路冠水などが発生し市民 1）2001 年の南西諸島の異常潮位 生活に影響が生じた（写真 1.6.1）。農作物へ 沖縄本島周辺では、2001 年 7 月にはいっ の被害も報告されている。今回の異常潮位時 て潮位偏差が徐々に大きくなり、16 日には の那覇検潮所における日最高潮位の経過を図 ＋20cm を超えた。その後、7 月 21 日から 23 1.6.1 に示す。沖縄県消防防災課等でまとめ 日および 8 月 19 日から 22 日の 2 度の大潮 た浸水被害の地域とその被害内容を図 1.6.2 期には潮位が上昇し、那覇市内では満潮時刻 に示す。沖縄本島全域で被害が発生したこと 前後の時間帯に道路冠水があったのをはじめ、 がわかる。 沖縄本島周辺では島しょなどを含め各地で漁 この異常潮位が生じた原因は、沖縄本島へ 那覇における高極潮位146cm 1997年8月17日 台風13号による 今回の異常潮位での最高潮位 8月20日07時37分 144cm （過去第３位の潮位） ７月２２日の潮位 07時46分 １３５ｃｍ 潮位（平均海面からの高さ ｃｍ） 150 潮位偏差：＋２３ｃm 潮位偏差：＋２６ｃｍ 100 潮位偏差：＋１５ｃｍ 50 大潮期 大潮期 望 大潮期 大潮期 大潮期 朔 望 望 朔 大潮期 朔 0 1 4 7 10 13 16 19 22 25 28 31 3 6 9 12 15 ７月 18 21 24 27 30 2 5 8 11 14 ８月 平常潮位の日最高 実測潮位の日最高 17 20 23 26 29 日 ９月 望 満月 朔 新月 図 1.6.1 那覇の日最高潮位の変化（2001 年 7∼9 月） ・本部町 道 路冠水（ ５件） ・粟国村 漁港冠水（１件 ） ・伊是名村 漁港冠水（１件） ・座間味村 漁港冠水（１件） ・名護市 道路冠水 （１件） 床下浸水 （２件） ・沖縄市 道 路冠水（ １件） その他 （２件） H ・具志川市 道路冠水 （１件） 農道冠水 （１件） 田畑被害 （１件） ・北谷町 道路冠水 （３件） ・宜野湾 市 田畑被害 （４件） ・大宜見村 道 路冠水（６件） 床 下浸水（ ６件） ・那覇市 道路冠水 （４件） 漁港冠水 （２件） その他（１件） ・勝連町 道路冠水 （３件） 田畑被害 （１件） その他（２件） 図 1.6.2 2001 年夏季の異常潮位による沖縄本島 地方周辺の被害状況 111 図 1.6.3 沖縄本島への高気圧性循環をともなう 中規模渦の接近 呼びかけている。 中規模渦が接近したためと確認された。一見 水平にみえる海洋の表面は、実際には直径数 百 km の渦をともなった凸凹が多数存在して 2）2001 年の日本南岸および九州沿岸の異 いる。それらの凸凹のことを海洋学では、 「中 常潮位 規模渦」と呼んでいる。このうち、時計回り 2001 年秋には日本南岸および九州地方で の流れをともなう凸レンズ状の海面の盛り上 異常潮位が発生した。9 月にはいって東海か がりをもつ中規模渦は、周囲よりも水温が高 ら九州地方（瀬戸内海を含む）にかけての沿 く、暖水渦と呼ばれる。このような暖水渦の 岸では、潮位偏差が次第に大きくなり、台風 一つが、2001 年 1 月から 7 月にかけて、潮 第 15 号の接近もあって 16 日には＋20cm を 岬の南方約 1,100km の地点から、1 か月あ 超えた。その後、9 月 16 日から 18 日と 10 たり約 150km の速度で東から西に移動し、 月 16 日から 18 日にかけての 2 度の大潮期 沖縄本島の南東に到達したことが確認された には、満潮時刻前後の時間帯に潮位が上昇し、 （図 1.6.3）。渦の直径は 400km 程度と推定 広島市内の道路冠水、厳島神社の冠水をはじ され、この渦による潮位上昇量を 20∼30cm め、各地で漁港施設などの浸水、道路冠水な と評価している（野崎ほか, 2003）。また、 どが発生した。この異常潮位期間の広島検潮 渦を横切る海洋観測によって得られた渦の水 所における日最高潮位の経過を図 1.6.4 に示 温構造から暖水渦の中心付近では周囲よりも す。この図によると、9 月にはいって潮位偏 水位が約 18cm 高いことが報告されている 差が＋10∼＋20cm 程度となり、その間若干 （野崎, 2002）。 の増減はあるものの、10 月中旬まで正偏差 が続いていることがわかる。 この よ うに暖 水 渦 の動 向は 南西 諸 島の 潮 位に大きな影響を与えるため、気象庁では暖 この異常潮位は、上記の沖縄本島地方の例 水渦の監視を続けており、南西諸島へ接近の とは異なり、複合的な要因で発生したものと 可能性があるときには情報を発表して注意を 考えられている。これまでの研究成果から海 高潮警報基準値 250cm 今回の異常潮位での最高潮位 9月17日21時58分 232ｃｍ 高潮注意報基準値 210cm 250 10月17日の潮位 09時50分 211cm 潮位（東京湾平均海面からの高さ ｃｍ） 潮位偏差：＋2１ｃｍ 200 150 潮位偏差：＋33ｃｍ 100 大潮期 大潮期 大潮期 大潮期 望 朔 望 朔 50 0 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 日 ９月 １０月 平常潮位の日最高 望 実測潮位の日最高 満月 朔 新月 図 1.6.4 広島検潮所の日最高潮位の変化（2001 年 9∼10 月） 112 洋と気象の影響による次のような原因が挙げ 積もることは現時点では困難である。 られている。（図 1.6.5） なお、今回の広島市周辺の異常潮位に関し ① 黒 潮 の 接 岸 に よ り 黒 潮 の 南側の水位の高 て、国土地理院の水準測量成果からここ 40 い 海 域 が沿岸 に 接 近 す るた め に 水 位が上 年の間で 20cm 程度の地盤沈下があったと推 昇す る 。また 、 黒 潮の 流量 が減 少 する こ 定されており、地盤沈下の分だけみかけ上潮 とに よ り、黒 潮 を 挟ん だ沿 岸と 沖 合い の 位が高くなり、その影響を受けていることの 水位 差 が減少 す る ため に沿 岸の 水 位が 上 報告（異常潮位検討委員会, 2003）もなされ 昇することがある。 ている。 ② 南岸 に 沿った 西 向 きの 海流 （沿 岸 反流 ） 3）2004 年の異常潮位 の強 化 にとも な い 、地 球の 自転 の 影響 で 2004 年の日本南岸の潮位は黒潮の蛇行の 海水 が 岸方向 に 移 動す るた めに 流 れの 右 東進に対応した変化を示した。図 1.6.6 に日 側（沿岸）の水位が上昇する。 ③ 気圧 の 低い状 態の 継続 にと もな い 周囲 よ 本 南 岸 に 位置 す る 検 潮 所の 潮 位 偏 差 を、図 り海 面 を押し 付 け る力 が弱 まる た めに 水 1.6.7 に黒潮の蛇行が紀伊半島の沖を通過す 位が上昇する。 る前後の海面高度を示す。黒潮の蛇行部が紀 ④ 南岸 に 沿った東 よ りの 風の継 続 に とも な 伊半島の沖を通過する 6 月末までは紀伊半 い 西 向 きの流 れ が 生 じ 、②と 同 様 に沿 岸 島西岸以西の検潮所（図 1.6.6 では串本検潮 の水位が上昇する。 所）で 10∼20cm 程度平年値より高く、7 月 今回の例ではこれらの原因が関与している 以降は紀伊半島東岸以東で高くなった。また、 5 月中旬には紀伊半島西部から四国沖にかけ と考えられるが、関与の度合いを定量的に見 て海面高度の高い海域がみられる。一方、11 気象の影響 月中旬には東海地方の沿岸で海面高度の高い 海域がみられる。気象庁は 2004 年 7 月に過 去の大蛇行時の潮位偏差の解析から、今後東 L 海から関東地方の沿岸で潮位が上昇する可能 性があるという見通しを発表したが、ほぼそ 気圧の低い状態が続く れにしたがって潮位は変化した（気象庁, 東よりの風が続く 月平均潮位偏差 300 黒潮 流路の変動（接岸など） 潮位偏差 (mm) 海洋の原因 反流 250 舞阪 200 尾鷲 串本 150 100 50 0 -50 岸に沿った西向きの流れ -100 -150 1 図 1.6.5 異常潮位の要因 下図は三重県科学技術振興 センター水産研 究部ホームページ（http://www.mpstpc.pref. mie.jp/SUI）より。 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 月 図 1.6.6 2004 年の各月の舞阪（静岡県），尾 鷲（三重県），串本（和歌山県）検潮所におけ る潮位偏差の変化 113 2004）。なお、これにともなう顕著な被害は 報告されていない。 （3）異常潮位の長期変動 図 1.6.8 に従来から異常潮位の被害が報告 されている日本南岸、南西諸島、日本海の近 海を代表して、串本、那覇、富山の検潮所を 選び、地盤変動、海流などの長期変動や地球 温暖化によるものなど異常潮位現象よりも長 い周期の潮位変動の影響を除く処理を行い、 異常潮位の発生回数の経年変化を示す。その 結果、日本南岸の串本を除いて回数の変化に 傾向はみられなかった。近年、西日本を中心 に異常潮位などにより災害が増えている主な 要因は、異常潮位の回数の変化よりも平均的 な海面水位が上昇していることによる影響が 大きいと推定される。他方、日本南岸ではこ こ 30 年の傾向として異常潮位の回数が幾分 増えている傾向がみられたが、その原因につ いては今後の課題である。 図 1.6.7 黒潮の蛇行が紀伊半島の沖を通過す る前後の衛星高度計による海面高度（1500db 面を基準とした力学的海面高度） （上）2004 年 5 月中旬。 （下）2004 年 11 月中旬。 （4）異常潮位の算定方法 以上の解析では客観的なデータ解析を行う ため、約 30 年分の検潮所の月平均潮位を使 って 1 か月を超えるような異常潮位の出現 頻度の経年変化を調べた。まず気圧による補 正を施し、さらに潮位の季節変化を除くため 平年月平均潮位を求めそれからの偏差を求め る。この潮位偏差には、地盤変動、海流等の 長期変動や地球温暖化によるものなど異常潮 位現象よりも長い周期の潮位変動が含まれて いるので、その変動の効果を除くため、3 年 移動平均値を求め、それを差し引いた偏差を 作成した。この偏差の標準偏差（σ）を算定 して各年でσまたは 2σを超えたものを異常 潮位とした。 114 那覇 8 7 6 回数 5 4 3 2 1 0 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 年 串本 8 7 6 回数 5 4 3 2 1 0 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 1990 1995 2000 2005 年 富山 8 7 6 回数 5 4 3 2 1 0 1970 1975 1980 1985 年 図 1.6.8 異常潮位の発生回数 （上）串本検潮所、（中）那覇検潮所、（下）富山検潮所。 黄色の棒は標準偏差を超えた異常潮位の回数を、赤色の棒は標準偏差の 2 倍を超え た異常潮位の回数を示す。緑色の実線は黄色の棒で示した異常潮位の回数の 5 年移 動平均を示す。 115 スケールでみると主として約 20 年周期で変 1.6.2 黒潮の変動 日本南岸の沿岸の潮位や漁場は、黒潮流路 動 す る と いわ れ て お り （ Kawabe, 1987）、 の変化により大きな影響を受ける。本項では、 1960 年代半ばから 1970 年代半ばまでは安 黒潮の流路、およびその流量について近年の 定した大蛇行流路をとることはなかったが、 状況や長期的な変化などを解説する。 その後 1990 年代初めまでは大蛇行流路が頻 繁に発生した。最近では、1989 年末に発生 した黒潮大蛇行が終了した後、約 10 年間は （1）黒潮の流路 黒潮は北太平洋亜熱帯循環の一部で、フ 非 大 蛇 行 型 が 継 続 し た が 、 1999 年 末 か ら ィリピン東方から台湾東方を経て、東シナ海 2001 年半ばまで東海沖で蛇行が次々と東進 を東北進し、その後、トカラ海峡から太平洋 を繰り返す不安定な状態となった。その後、 にはいり、日本の南岸を流れて房総半島沖に ふたたび非大蛇行型が継続したが、2004 年 達する海流である。日本の南岸における黒潮 夏季に大蛇行型となった（図 1.6.9 右）。 流路は、紀伊半島沖・東海沖で南へ大きく蛇 黒潮流路の変動は、日本沿岸の潮位や漁 行して流れる「大蛇行型」と四国・本州南岸 業に影響を与えることが知られている。大蛇 にほぼ沿って流れる「非大蛇行型」の 2 種 行型期間には冷水塊の縁にあたる東海から関 類に大別され、それぞれが安定した流路であ 東地方沿岸で潮位が上昇する。2004 年夏季 る。さらに、非大蛇行型のうち、東海沖から の大蛇行流路の発生に関連して、2004 年 6 関東の南岸を直進する流路を非大蛇行接岸流 月下旬以降、東海地方沿岸では、20cm 程度 路、紀伊半島から東南東へ進み八丈島の南を の潮位の上昇が観測され、潮位の高い状態は 通って小さく蛇行する流路を非大蛇行離岸流 2005 年 2 月まで続いた。また、2004 年夏季 路と分類する（図 1.6.9 左）。東海沖で大蛇 以降、カツオ漁場の変化やシラスの不漁など 行流路が定着すると、東海沖の蛇行の内側に が報告された。 冷水塊が出現して中心部の海面水温が黒潮の 南側に比べて 2∼4℃低くなる。 （2）黒潮の流量 図 1.6.10 に黒潮流路の東海沖における最 本州南方における黒潮の最大流速は場所 南下緯度の経年変化を示した。最南下位置が によっては 2.0∼2.5m/s にも達し、海面から 南に下がっている期間が大蛇行型、北に上が 水深約 1250m までの流量は平均するとおよ っている期間が非大蛇行型に対応している。 そ 40∼50×106m3/s（毎秒 4000 万∼5000 安定して大蛇行流路をとる時期は、長い時間 万トン）もの莫大なものである。黒潮は水と 図 1.6.9 （左）本州南岸での典型的な黒潮流路の模式図と（右）2004 年 8 月上旬の 大蛇行流路 左図において、1 は非大蛇行接岸流路、2 は非大蛇行離岸流路、3 は大蛇行流路をあ らわす。左図の背景の色は海底の深さをあらわしている。 116 ともに大量の熱を太平洋の低緯度域から中緯 ら約 3∼5 年遅れて変動していることがわか 度域へ運んでいる。このような黒潮の流量の っ て き た （ Hanawa and Kamada, 2001; 本州南方における経年変動を、気象庁が定期 Yasuda and Kitamura, 2003 等）｡ 的に観測を行っている本州南方からニューギ 近年の黒潮流量の変動については、1996 ニア島北岸に至る東経 137 度線に沿った定 年頃に極小、2000 年頃に極大となり、その 線観測データにもとづいて示す（図 1.6.11）。 後は減少している。2000 年頃の流量の極大 これによると、本州南方における黒潮の流量 期には、亜熱帯モード水（本州東方の黒潮続 は 10 年程度の周期で変動していることがわ 流域において冬季に形成される水塊）の性質 かる｡このような 1 年よりも長い時間規模に の一つであるコア水温も上昇しており（詳細 おける黒潮の流量の変動は、黒潮を含む亜熱 は 3.4.3 項参照）、これまでの亜熱帯モード 帯循環を駆動している太平洋上の風の変動と 水のコア水温変動に関する研究結果 相関が高く、中部太平洋における風の変動か （Hanawa and Kamada, 2001; Yasuda and 図 1.6.10 黒潮流路の東海沖における最南下緯度の経年変化 細線は月々の値、太線は 13 か月移動平均値。陰影部は黒潮大蛇行期間を示す。 図 1.6.11 東経 137 度線を横切る正味の黒潮の流量の経年変化（単位: 106m3/s） 夏季と冬季の観測にもとづく 1250×104Pa 面（深さ約 1250m）を基準とした地衡流 量であり、細線は観測値、太線はその 2 年移動平均をあらわす｡本州南方における東 向き流量からその南側の西向き流量（黒潮反流）を差し引いた値を正味の黒潮の流 量としている。 117 Kitamura, 2003）と整合している。 ま た 、黒潮 域 や 大 西 洋の 湾 流 域 では 亜 熱 帯 循環 が 強くな っ て 流 量が増 加 す る と、黒潮・ 黒潮 続 流や湾 流の す ぐ南側 の再 循 環域 で海面 水温の 上昇と貯 熱 量の増加 、 さら には 海洋 か ら大気への熱の放出量が増加することがVivier et al.（2002）等によって示されている（3.4.2 項参照）。黒潮流量の変動は、海洋の貯熱量の 変動などをつうじて、北太 平洋におけ る10年 程度の時間規模の変動（1.7節参照）のような、 長い時 間規模の 気候 変動に 影 響し てい ると 考 えられている｡ 118 【コラム】黒潮の予測 与えたとしても、モデルで海洋のすべての現 黒潮の流れは速いところで 4 ノット（1 ノ 象を表現できるわけではない。気象庁では、 ット＝秒速約 0.5m）にもなることから、1.6.2 より正確に海洋の状態を再現するために、モ 項で述べたような流路の変動は、船舶の経済 デルによる海洋の状態を、海水温や塩分の観 運航コースを左右するほか、水温分布が変わ 測値で修正しながら計算する「データ同化」 るため、漁場の位置や沿岸の潮位を変化させ という方法を採用している。またこのモデル る要因の一つとなっている。このため、船舶 を利用した海水温、海流の予測技術について 運航や漁業の関係者、沿岸自治体などにとっ も開発を進めている。 2003 年 11 月に、九州南東海上で黒潮が岸 て、黒潮流路の変動は大きな関心事となって から約 100km 離れて流れる小さな蛇行（小 いる。 気象 庁 では、 船 舶 ・ブ イ・ 人工 衛 星・ 中 蛇行）が発生した。この蛇行はその後次第に 層フロートなどからの観測データを用いて、 規模を大きくしながら東に移動し、2004 年 海水温・海流の状態を監視している。近年は 4 月下旬には室戸岬の沖合いに達した。その 海洋大循環モデルを導入して、実況監視の精 時点で行った海洋大循環モデルの予測計算に 度を大きく向上させてきた。 より、6 月∼7 月には小蛇行が紀伊半島沖に 海洋大循環モデルとは、海水温、塩分、海 達して、規模もさらに大きくなることが予測 流を、それらの変化を規定する物理法則にし された。そこで 5 月 11 日に気象庁では、 「こ たがって計算するものである。海面では大気 の小蛇行が 2∼3 か月後に東海沖に達し、黒 との熱や淡水の交換と海上風による駆動力を 潮大蛇行の引き金となる可能性があります」 与え、海中では密度分布や摩擦による海水の と報道発表し、関係各方面へ注意を喚起した。 運動、それにともなう熱や塩分の移動・拡散 5 月下旬には海洋気象観測船によって、四国 などをコンピュータで計算することにより、 沖で蛇行の規模が大きくなっていることを確 海洋内部の海水温、塩分、海流とそれらの時 認し、8 月には実際に東海沖で大蛇行型の流 間変化を求める。しかし海面での熱や水の交 路となり、海洋大循環モデルによる予測の可 換量と海上風を正確に把握することは難しく、 能性を示す一例となった（図 1）。 またたとえ正しい海上風、熱、淡水の条件を 図 1 海洋データ同化システム による 2004 年 8 月 28 日の深 さ 70m の流れの解析 東シナ海から日本の南にかけ ての流れの強いところが黒潮 流路をあらわす。 119 ていた。2004 年 3 月には 1993 年 5 月以来 1.6.3 親潮の変動 約 11 年ぶりに沿岸寄りの分枝の南端が北緯 千島列島の太平洋側を南西向きに流れる寒 流の親潮は、黒潮と並ぶ日本近海の代表的な 36 度を越え犬吠埼付近に達した（図 1.6.14） 海流である。三陸沖で親潮が占める海域の大 が、著しい南下の状態は長続きせず 4 月に 小は東北地方の夏の低温をもたらすやませに は痕跡をとどめる程度となった。 関係があるのではないかと古くから考えられ てきたが、その因果関係は明瞭ではなく、現 在では、やませの原因を気象条件に求めるの が自然であると考えられている。近年の親潮 の動向を以下に解説する。 （1）親潮南下 本州東方海域の親潮は二つに枝分かれした 図 1.6.12 親潮の模式図 濃い青の部分が親潮の領域。図中の赤線は気 象庁が観測を実施している北緯 41 度 30 分 線に沿った海洋観測定線。 形状を示すことが多い。そのうち北海道の南 東海域から三陸沖・常磐沖に達するものを沿 岸寄りの分枝、これよりはるか沖合いに位置 するものを沖合いの分枝と呼ぶ（図 1.6.12）。 沿岸寄りの分枝の挙動は、東北地方の太平 沿岸寄りの分枝の位置は季節による南北変動 洋側の漁業に影響を与えることから、漁業関 が明瞭であり、例年春先（3 月∼5 月）に三 係者の関心が高い。1981 年および 1984 年 陸沖・常磐沖まで南下し、11 月∼12 月に襟 には分枝の南端が犬吠埼付近に達するほどの 裳岬の沖合いまで後退する。また、沿岸寄り 著しい南下が起こり、青森県や岩手県の太平 の分枝の南下位置は年による違いが大きいこ 洋沿岸部でのアワビの大量死が報告されたほ とが知られている。 か、イワシやサバなど暖流系の回遊魚の不漁 親潮の沿岸寄りの分枝の南端が塩屋埼（北 やオキアミの漁場の変化などが発生し、異常 緯 37 度）を越える著しい南下は 1980 年代 冷水現象として社会の注目を集めた。 前半にしばしば発生したが、1980 年代後半 から 1991 年まで、および 1995 年以降はそ の頻度が減少している（図 1.6.13）。特に 2002 年は年をつうじて北緯 40 度より北に留まっ 図 1.6.13 親潮の沿岸寄りの分枝の最南端位置の長期変動 深さ 100m の水温 5℃以下の領域を親潮系の冷水としたときの沿岸よりの分枝の南端 の南北変動を示す。 120 年頃と 2003 年頃に極大、2000 年頃に極小 となっている｡2004 年春季など、親潮の沿岸 寄りの分枝が著しく南下した時期の流量は必 ずしも多くなく、流量の増加と親潮の南下と の関連はみられない。これは、沿岸寄りの分 枝が海流から切り離された水塊の性格をもつ （詳しくは囲み参照）ことから、沿岸寄りの 分枝の南下位置が主に北海道の南東海域から 三陸沖・常磐沖における暖水塊の配置などに 左右されるためである。 図 1.6.15 北緯 41 度 30 分線を横切って南下 する親潮の沿岸寄り分枝の季節ごとの平均南 下流量（単位:106m3/s） 2000×104Pa 面（深さ約 2000m）を基準 と した地衡流量。平均期間は 1991 年∼2000 年。 図 1.6.14 2004 年 3 月の親潮系の冷水の分布 気象衛星 NOAA の観測による 2004 年 3 月 5 日 の海面水温分布図。三陸沖から常磐沖を南下し た親潮の沿岸寄りの分枝の南端が北緯 36 度を越 えて犬吠埼付近に達している（赤矢印）。青色の 海域は水温 5℃以下、水色の海域が 5∼10℃、黄 緑色の海域が 10∼18℃、黄色の海域は 18℃以上 に相当する。白抜きの海域では雲のため海面が 観測できなかった。 （2）親潮の流量 北海道南方における親潮の流量の変動を、 気象庁が定期的に観測を行っている北海道南 方の北 緯 41 度 30 分線に 沿っ た定 線（図 1.6.12 中の赤線）での観測デ ータにもとづ いて示す｡親潮の沿岸寄りの分枝はこの定線 の中央部（東経 143∼145 度付近）を横切っ て南下しており、その南下流量には季節変化 が み ら れ 、冬 に 最 大 、 秋に 最 小 と な る（図 1.6.15）。この季節変化は沿岸寄り分枝の最 図 1.6.16 北緯 41 度 30 分線を横切って南下する 親潮の沿岸寄り分枝の南下 流量の経年変 化（単 位: 106m3/s） 春 夏 秋 冬 の 季 節 ご と の 観 測 に も と づ く 2000× 104Pa 面（深さ約 2000m）を基準とした地衡流 量であり、細線は各季節における観測値、太線 はその 2 年移動平均をあらわす。 南端位置の季節変化に先行している。 また、親潮の沿岸寄りの分枝の流量の経年 変動（図 1.6.16）には、10 年程度の長い時 間スケールの変動がみられる。流量は 1996 121 れぞれの水塊の配置が漁場の形成位置に影響 【親潮の実態 ∼海流らしくない「潮」∼】 親潮は千島列島の太平洋側を南西向きに流 する。親潮系の冷水は二つに枝分かれした形 れる海流で、太平洋の北緯 40 度より北の海 状を示すことが多い。この枝分かれした冷水 域を反時計回りに流れる循環流（北太平洋亜 のうち、北海道の南東海域から三陸沖・常磐 寒帯循環）の一部を構成している。親潮によ 沖に達する沿岸寄りのものを沿岸寄りの分枝 ってベーリング海、オホーツク海、および北 （または親潮第一分枝）、はるか沖合いに位 太平洋亜寒帯海域といった北方起源の海水が 置するものを沖合いの分枝（親潮第二分枝） 北海道南方および本州東方海域にもたらされ とそれぞれ呼ぶ。 また、本州東方を南下した親潮の大部分は、 る。本州東方海域での親潮は、流れとしては 明瞭でなく、寒冷な水塊としてその存在が認 亜寒帯循環にそのまま戻らずに、本州東方に 識される。親潮系の冷水と呼ばれるその寒冷 おいて黒潮と混合することによって、北太平 な水塊は、黒潮続流（房総半島沖からおおむ 洋の亜熱帯循環域の中層に広く存在している ね北緯 35 度線に沿って東へ流れる海流）か 塩 分 の 極 小 層 （北 太 平 洋中 層 水 と 呼 ば れ る ら切り離され北上する暖水塊や、日本海の対 （3.4.3 項参照））の形成に寄与していると考 馬海流が津軽海峡から太平洋に流入してでき えられている（Yasuda et al., 1996 など）。 た津軽暖流がもたらす暖かい水塊とともに、 親潮は、この混合をつうじて亜寒帯循環域か 北海道の南東から本州東方にかけての海域に ら亜熱帯循環域への熱や水の輸送を担ってお おける主要な水塊である。これらの水塊の存 り、その南向き流量の変動は黒潮とともに熱 在により、本州東方海域は寒冷な水塊と暖か や水の南北輸送量の変動に寄与している｡ い水塊が入り混じった複雑な海況を呈し、そ 参考文献 渦による南西諸島の異常潮位．海と空，79, Hanawa, K. and J. 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