水工学論文集,第56巻,2012年2月
鹿児島湾における貧酸素水塊の形成機構解明
ならびに将来の動態予測
INVESTIGATION AND PREDICTION OF HYPOXIA
IN THE NORTHERN REGION OF KAGOSHIMA BAY
安達貴浩
1・小橋乃子
2・中園大介
3Takahiro ADACHI and Naoko KOHASHI and Daisuke NAKAZONO 1正会員 博士（工） 鹿児島大学准教授 大学院理工学研究科海洋土木工学専攻
（〒890-0065 鹿児島市郡元1-21-40）
2正会員 博士（工） 鹿児島大学プロジェクト研究員（〒890-0065 鹿児島市郡元1-21-40） 3学生会員 大学院理工学研究科海洋土木工学専攻（〒890-0065 鹿児島市郡元1-21-40） In the northern region of Kagoshima Bay, DO concentration takes the minimum value at the bottom layer in winter. In order to make clear the mechanism of such characteristic behavior, we carried out some numerical experiments. Then, we predicted the behavior of the density stratification and DO concentration in Kagoshima Bay by utilizing some results of a global climate simulation model. As a result, the following findings were made clear; 1) the timing of the formation of hypoxia in Kagoshima Bay was determined mainly by the relative relation between the vertical mixing and the depth. 2）It was predicted that the hypoxia may become more serious in the future by the stabilization of the density stratification due to the long-term climate change.
Key Words : Hypoxia, Kagoshima Bay, density stratification, global climate simulation
1.
本研究の目的
我が国の代表的な閉鎖性内湾である東京湾や有明海で は，底層の貧酸素化が9～10月において最も深刻となる ことが知られている1), 2)．一方，本研究が対象とする鹿児 島湾北部海域（図-1）では，例年，11～12月において底 層のDOが最小となることが観測により明らかにされて いる3)．安達ら3)はこのような特徴的な現象に対して考察 を行い，比較的水深の大きな鹿児島湾では，底層近傍の 安定成層が冬季になっても完全に解消されず，この結果， 冬季に貧酸素化が最も深刻化するとの見解を示している． DOの内部消費の寄与については不明な点が残ってい るものの，鹿児島湾の貧酸素水塊の形成に対して密度成 層が重要な要因の一つとなっていることは確かである． したがって，鹿児島湾の将来を考えた場合，気候変動に よる密度成層場の変化が鹿児島湾の水環境に何らかの悪 影響を与える可能性は十分に考えられる．このような推 察をより定量的なものとするために数値シミュレーショ ンは有効であるが4)，我が国において沿岸環境を対象と した温暖化影響予測の研究事例は未だ限られている． 以上のような背景を踏まえて，本研究では，まず数値 実験を行い，上記の安達ら3)の推察に定量的な検討を加 えた．さらに，地球温暖化の沿岸環境への影響予測の試 みとして，地球シミュレータの結果を活用し，長期的な 気候変動による鹿児島湾北部海域の密度成層ならびに貧 酸素水塊の動態予測を行った． 2.密度成層モデルと溶存酸素モデルの概要
(1) 密度成層モデル 本研究では，密度成層場の再現のために，鉛直1次元 密度成層モデルを用いた3）．基礎式は連続の式，運動方 程式，塩分と水温の移流拡散方程式である（具体形は安 図-1 鹿児島湾と観測地点の概要達ら3）を参考のこと）．なお，適用したモデルは基本的 には1次元のボックスモデルであるが，計算領域（鹿児 島湾北部海域）と沖側の境界I（西桜島水道，図-1の境 界Ⅰに相当）のバロクリニック圧の勾配によって密度流 が再現される．このため，境界Iにおいて連続の式と運 動方程式が適用される． (2) 境界条件の概要 水表面での熱フラックスは以下のように与えられる．
day cm K C Q Q flux p S T 1 (1) ここで， Cp：海水の比熱（3.90J/g/K），β=0.4を与え， QTは水表面での熱交換量であり，以下のように与えられ る． C E R S T Q Q Q Q Q (2) なお，QS：短波放射による有効日射量，QR：長波放 射による有効逆放射量，QE：蒸発による潜熱輸送量， QC：熱伝導や対流による顕熱輸送量である．各熱フ ラックスを算定するために，鹿児島管区気象台の気象観 測データが用いられている． 陸-海境界では河川からの淡水流入を与えた．さらに， 境界Ⅰ（西桜島水道）での塩分・水温は観測データを参 考に決定した． (3) 乱流モデルの概要 鉛直方向の乱流拡散係数は，佐々木ら1)に倣って以下 のように評価した．
D D
f Ri Dtz w0 t0 (3) ここで，Dw0，Dt0はそれぞれ吹走流と潮流による拡散 係数であり，Dw0についてはHenderson-Sellers5)，またDt0 については佐々木ら1)に従って評価した．また，Riは局 所勾配型のリチャードソン数，f(Ri)は成層化関数であり， f(Ri)を以下の関係によって評価した．
n mRi Ri f 1 (4) ここで，m, n：モデル定数である．Riについては， Henderson-Sellers5) に従って評価したが，その際に必要 となる流速のシアについては，吹走流と潮流の影響を考 慮して評価した1)．具体的にモデルは以下のようになる．
k z
u z
h z
h f
Ri S z w D a C S tz / 10 32 . 1 exp 2 0 (5) ここで，z：鉛直座標（鉛直下向きを正とする），κ： カルマン定数，SC0：中立状態の乱流シュミット数，h： 水深，u ：潮流振幅の水深平均値である．なお， a U k0.51sin (6) DO（%） -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) 図-2 表層水温（左）と表層塩分（右）の数値シミュレーション結果（2009年1月～2010年12月） A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D （OBS.：地点B） A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D （CAL.） （OBS.：地点A） -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D σt（kg/m3）図-3 観測結果と数値シミュレーション結果（CAL）のσt max（左）とDO（右）イソプレッソの比較
（2009年4月～2010年12月） A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25
U C w D w a S (7) と与えられる．ここで，：緯度， CD：抵抗係数，U： 風速(m/s)であり，k*の単位はm-1である． なお，不安定成層に対して中立状態の乱流拡散係数を 与えても不安定成層が形成される期間が短いことが確認 されており，さらに不安定成層の効果を考慮しても計算 結果に有意な違いが認められなかった．このため，本論 文では，不安定成層に対して中立状態の乱流拡散係数を 与えた時の結果を示している． (4) 溶存酸素モデルの概要 溶存酸素モデルも，安達ら3)のモデルを用いた．
w tz tx D z DO D z x DO BD x B z wDO x BuDO B t DO 1 1 (8) ここで，DO：溶存酸素濃度，Dw：水中での溶存酸素 消費速度である． Dwについては観測結果と一致するように，以下の関 係式を適用した．
1 1 : exp DO DO DO C TOD POC T Dw POM (9) ここで，POC1：有機物濃度，α，β：内部消費速度の 温度依存性を表すモデルパラメータ， [TOC:CPOM ]：DOとPOC1との化学平衡定数，DO1：DOによる有機物
分解阻害効果の半飽和定数である．また，底泥による酸 素消費フラックスSODについては，地点Aにおいて測定 された底質間隙水中のDO分布とDOの分子拡散係数より 推定される以下の値を与えた．
gO m s
SOD 2 2 6 10 0 . 2 (10) なお，実際，表層のDOは光合成とプランクトンの呼 吸の影響を受けて複雑に変化しているが，ここでは簡便 のため表層のDOを100％とした． (5) 数値シミュレーションの結果 以上のモデルにより得られた2009年と2010年の結果を 図-2，3に示す．表層の塩分や水温の再現性はもとより， 底層の貧酸素水塊の解消が11，12月頃であるという観測 結果がシミュレーションにより再現されている． 3.貧酸素水塊形成メカニズムの定量評価
(1) 数値実験の概要 比較的水深の大きい鹿児島湾では，安定成層が冬季ま で存在し，この結果，夏季ではなく冬季において底層の 貧酸素化が最も深刻になっていることが安達ら3)によっ て指摘されている． この妥当性を定量的に検証するため，本研究では水深 と鉛直方向の乱流拡散係数とを変化させる数値実験を行 い，これらが密度成層ならびに底層の貧酸素水塊に及ぼ す影響を調べた． なお，条件設定の変化に伴う境界条件の変化をなくす ために，熱フラックスは上記のシミュレーションでの入 力値を固定して与えた．また，乱流拡散係数は水深方向 図-7 完全混合のタイミングとh2/γの関係 図-5 各水深におけるΔσt maxの経時変化 図-6 各乱流拡散係数におけるΔσt maxの経時変化 図-4 乱流拡散係数（Dref）の経時変化に一定とし（Dref），上記シミュレーションから算出し た乱流拡散係数の水深方向の最小値の経時変化に比例定 数を乗じ，貧酸素水塊の解消のタイミングが観測結果と 概ね一致するように比例定数を決定した（図-4）． (2) 水深と拡散係数が密度成層場に与える影響 水深が密度成層場に与える影響を調べるために，水深 のみを60，70，80，134（平均水深），200mと変化させ る数値実験を行った． 結果の一例として，σtの勾配の50m以深での最大値 （Δσt max）の経時変化を図-5に示す．水深が浅くなると， 密度躍層の解消すなわち完全混合（Δσt max=0）が生じる タイミングが早くなっており，また水深が60mの場合に は完全混合のタイミングが東京湾や有明海（10月）とほ ぼ一致することが分かる．また，水深が浅くなると，密 度成層が最も安定するタイミングも早くなっているが， そのずれは，完全混合に見られるものほど大きくなく， 結果的に，強い安定成層が形成される期間は水深の増大 とともに大きくなっている． 次に基準となる鉛直方向の乱流拡散係数（Dref）に比 例定数γ = 0.5，1.5，2，3，4を乗じ拡散能を変化させた ところ，乱流拡散係数（γDref）の増大に伴って，完全混 合のタイミングが早まっていることが確認できた（図-6）． 物理的に考えると，完全混合は水深と乱流拡散係数の 相対的な関係によって決まると考えられるので，冷却開 始から完全混合になる遅れ時間ΔTst は， h2/γDref（h：水 深）によって規定されていると考えられる．このため， (2), (3)の結果を対象にこれらの関係を調べたところ， これらの結果を同一のライン上にプロットできることが 確認できた（図-7）．なお，完全混合は冷却開始から乱 流拡散係数が最大になるまでの期間に生じているが，完 全混合のタイミングが乱流拡散係数最大時に近づくにつ れて，ΔTst はほぼ一定の値を示すようになる． (3) 拡散係数が底層の貧酸素化に与える影響 以上の結果から，完全混合の遅れ時間ΔTstを評価する 場合，乱流拡散係数の減少は，水深の増加と等価の意味 をもつと判断できる．そこで次に，拡散係数のみを変化 させた(2)節の密度成層の変化に対して溶存酸素モデル を適用し，貧酸素水塊の発生状況の違いを調べた．この 際，酸素消費の条件を一致させる必要があることから， 水深を固定したケースを対象とした．さらに平均的な水 温とDO濃度を用いた式(9)によって酸素消費をモデル化 した． 結果を見ると，計算ケース毎にDOの消費速度は一致 しており，さらに底層のDOが枯渇しないため，海面冷 却開始から密度成層が完全に混合するまでの時間（成層 図-10 塩淡成層なし（上）と潮汐なし（下）の場合の数 値シミュレーション結果 A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D J F M 図-8 ΔTst，ΔTDOと底層DOの最小値の関係 図-9 吹走流と潮流による混合力 （2009年平均値） DO（%） -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) -100 -80 -60 -40 -20 0 D ep th (m ) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
が存在し続ける時間）Tst が大きくなるにつれて，底層 のDOが最小となるまでの時間TDOも大きくなっている． さらにTDOの増加に伴って底層のDOの最小値は小さく なっている（図-8）． 以上の結果から，鹿児島湾北部海域の完全混合や底層 DOの最小値の出現が東京湾等よりも遅れる理由は，厳 密には乱流拡散能が水深に対して小さいことが原因であ るということが明らかになった．ちなみに，鹿児島湾北 部海域での乱流拡散に対して，吹走流よりも潮流による シアによって生じる混合の方が大きいという数値シミュ レーション結果が得られている（図-9）． (4) 潮汐と塩淡成層の影響について 次に，潮汐と塩淡成層の存在の影響が密度成層と貧酸 素水塊に及ぼす影響を調べた．この結果，鹿児島湾では 塩淡成層よりも潮汐の有無の方が貧酸素水塊の形成のタ イミングに対して，支配的な要因であることが確認でき た（図-10）． 4.
将来における貧酸素水塊の動態予測
(1) 溶存酸素モデルを用いた過去再現 上記の結果を踏まえても，鹿児島湾における底層の DOの変動に対して密度成層が重要な役割を果たしてい ることは明白である．したがって，鹿児島湾の将来を考 えた場合，気候変動による密度成層場の変化が鹿児島湾 の水環境に何らかの悪影響を与える可能性は高いと推察 される．そこで，本研究では，地球シミュレータ（全球 20kmモデル6））の計算結果を活用し，長期的な気候変 動による鹿児島湾北部海域の密度成層ならびに貧酸素水 塊の動態予測を行った． 事前の検討として，計算対象期間を1994年から2000年 の7年間とし，安達ら3)の密度成層モデルや溶存酸素モデ ルが，長期的なDOの動態予測に適用できるかどうかを 検証した．その際，境界Ⅰ（西桜島水道）での塩分・水 温の条件は2009年～2010年の実測値で代用し，さらに酸 素消費モデルには式(9)を用いたことから，年毎の陸域負 荷の違いは考慮されていない． このようにいくつかの仮定を設けているにも拘わらず， 数値シミュレーションの結果を見ると，過去の観測結果 を比較的良好に再現できていることが分かった（図-11）．この結果から，過去のDOの長期変動に対して， 境界条件や陸域負荷の年毎の違いの影響は比較的小さく， 密度成層の変化が支配的な要因となっていることが確認 できる．このため，次に密度成層の変化のみを考慮した 以下のような将来予測を行なった． (2) 地球シミュレータを活用した将来予測 全球20kmモデルの鹿児島湾北部海域に合致する格子 点（1格子分）での計算結果から与えられる1）降水量， 2）潜熱，3）顕熱，4）大気放射，5）大気への逆放射， 6）全天日射量の値を用いて（図-12），河川流量と熱フ ラックスを推定し，鹿児島湾の密度成層と溶存酸素をシ ミュレートした．対象期間は，過去（1994－2003年）， 近い将来（2015－2039年），遠い将来（2075-2099年） の3期間である．過去と将来に対する計算結果の1ヶ月平 均値を比較すると，鹿児島湾北部海域では，長期的な気 候変動に伴って，密度成層が安定化し，この結果，底層 のDO濃度が平均的に0.5mg/L程度減少するとの予測結果 図-11 地点Aにおける底層DOの長期再現計算結果（1994年～2000年） 図-12 長期的な気候変動による月平均の熱フラックス（左）と降水量（右）の変化が得られた（図-13）．また，DO濃度の回復期はほとん ど変化しないのに対して，3mg/L以下の貧酸素水塊の発 生時期が，将来1ヶ月程度早まっており，結果的に，貧 酸素水塊の形成が長期化するとの予測が得られた． ところで，全球20kmモデルから，将来，降雨も熱フ ラックスも増大する結果が得られているが，これらはい ずれも密度成層の安定化に寄与する効果をもつ．そこで， 降雨のみを変化させた場合，熱フラックスのみを変化さ せた場合について数値実験を行ったところ，熱フラック スの変化の影響が大きいことが確認できた（図-14）． (3) 結果の考察 本研究により，気候変動に伴って沿岸海域における密 度成層場が変化し，その結果，水質環境が変化する可能 性が示唆された．また，DO濃度平均値の低下や貧酸素 化の長期化・早期化は，ここ数年来の年毎の変動よりも 大きい可能性を示すことができた． 上記のシミュレーション結果はあくまでも「予測」で しかなく，しかも適用した密度成層モデルや溶存酸素モ デルも改良の余地は十分にある．したがって，今後，こ のような予測の可能性をより高めるための検討は欠かせ ない． 5.
結論
本研究では，まず鹿児島湾北部海域の密度成層と貧酸 素水塊の動態を規定するメカニズムを明らかにするため の数値実験を行った．その結果，「鹿児島湾北部海域に おける完全混合のタイミング遅れは，場の鉛直混合能に 対して水深が比較的大きいことが原因となっている」こ とが明らかになった． 次に，地球シミュレータのデータを活用して，気候変 動に伴う将来の貧酸素水塊の動態について予測を行った． この結果，表層の塩淡成層が夏季に増加し，底層DOが 減少するという予測結果が得られた．また予測結果では， 平均的なDO濃度は0.5mg/L低下，3mg/Lの貧酸素水塊の 発生時期は1ヶ月早期化・長期化し，気候変動の影響は ここ数年の年毎の変動以上に大きくなる可能性が示され た． 謝辞：本研究の遂行にあたり，鹿児島大学大学院理工学 研究科・市川敏弘教授，同・水産学研究科・小針統准教 授，牛根漁業協同組合の皆様および鹿児島大学水産学部 練習船・南星丸の乗員の方々に多大なるご尽力をいただ きました．また，気象研究所・保坂征宏主任研究官には 全球20kmモデルのデータを，さらに第十管区海上保安 本部ならびに鹿児島県水産技術開発センターの方々には 鹿児島湾調査の貴重なデータを提供していただきました． ここに深甚なる謝意を表します．なお，本研究は財団法 人 アサヒビール学術振興財団（代表：小橋乃子）なら びに日本学術振興会科学研究費補助金・基盤研究(B) （代表：古谷研）の補助を受けて行われたものであるこ とをここに付記します． 参考文献 1) 佐々木淳，磯部雅彦，渡辺晃，五明美智男：東京湾にお ける貧酸素化現象および水温・溶存酸素の季節変動モデ ル，海岸工学論文集，第40巻，pp.1051-1055, 1993． 2) 瀬口昌洋，郡山益実，石谷哲寛，古賀あかね: 有明海奥 部における干潟域の脱窒と西岸域の貧酸素水塊の発生に ついて, 佐賀大学有明海総合研究プロジェクト成果報告 集，第2 巻，pp.38-54, 2006. 3) 安達貴浩，小橋乃子：鹿児島湾北部海域における貧酸素 水塊の形成メカニズム，水工学論文集，第55巻，2011 4) M. J. R. Fasham (Ed.) : Ocean Biogeochemistry, Springer, 2003. 5) Henderson-Sellers, B.:New Formulation of Eddy Diffusion Thermocline Models, Appl. Math. Modelling, Vol.9, pp.441-446, 1985.6) R. Mizuta, K. Oouchi, H. Yoshimura, A. Noda, K. Katayama, S. Yukimoto, M. Hosaka, S. Kusunoki, H. Kawai and M.Nakagawa : 20-km-mesh global climate simulations using JMA-GSM model, Journal of the Meteorological Society of Japan, Vol.84, No.1, pp.165-185, 2006.
（2011.9.30受付） 図-13 長期的な気候変動による底層DOの変化 図-14 降水量と熱フラックスの底層DOへの影響
