ダイヤグラムによる水塊の特徴T-Sいて測定した。観測結果から作成した(Fig.2)。境に上層と下層で異なり,200m型)を用いて定量した。以深では一定(34.068&plusmn;0.008psu)であった。以深に存在することを示している。達することから,対馬暖いる。流系水の影響を受けていることがわかる。ダイヤ影響を強く受けていることが示唆される。以深を下層の2層に分け,それぞれの水温・塩分の平均値を算出した(Fig.3)。以上)よりも低い値を示した。高塩分である対馬暖流系水が反時計回りに能登半島に沿って富山湾内に流入し,沿岸に沿うように流動していることを示している。下層においては,水温(Fig.3)および(Fig.3)が湾中央部で高く,沿岸域に近づくにつれて低い。以浅の塩分に関して幅広い分布を固有水が外洋(日本海)と常に交換していると仮定すとることから,いくつかの異なった起源水が混合したると,水温および塩分が外洋と同値となるはずであものであるとわかる。洋の降水,湾内へ流入する河川水,海底湧水が考えられ(0.36&deg;C)とほぼ同等であり,また過去の直接測流る。水の影響を考慮しない。おり(Nitani,る。Fig.3響を受けていることがわかる。川水が湾中央まで流入し,対馬暖流水の流れの影響に交換が活発でないことを示唆している。富山湾浅層の低塩分水とその形成メカニズムを指摘している。以浅の富山湾東部におよび黒部川扇状地沖には,淡水性海底湧水が存在しは,低温・低塩分水の存在が明らかとなった。いることが報告されている(張・佐竹,2002)。部)は,湾内へ流入した対馬暖流水と降水,河川水および海底湧水の混合により形成されたと考えられる。分収支)をモデル化し,富山湾浅層へ流入する淡水の寄与量を算出する。富山湾浅層水をボックスと仮定し,この水塊へ流入するファクター(V:体積,S:塩分)を定義した。富山湾浅層水の水収支,塩分収支の式は,VP+VR+VSGD+VTi=VE+VD(SPVP+SRVR+SSGDVSGD+STiVTi+SAVVAV−SEVE)/=SAV(VP+VR+VSGD+VTi+VAV−VE)Fig.4である。量が大きいため無視した。ShallowWater.,インプットとして,降水(VP,SP),河川(VR,SR)海底湧水(VSGD,SSGD)および対馬暖流水(VTi,STi)がある。アウトプットとして,蒸発(VE,SE)e=k(Es−Ea)Wと,変質した対馬暖流水(湾内に流入した対馬暖流水である。m−1)である(石崎・斎藤,1978)。W(ms−1)はである(Fig.4)。海面飽和水蒸気圧(hPa),定義した。大気水蒸気圧(hPa)を示す。底湧水量;アウトプット:蒸発量)を求める。(VTi)は,111(萩原,1993)から平均データを算出し,5.2&times;103−1を用いて算出する。相対湿度(%)を示す。m3month−1とした。塩分収支インプットの塩分は,富山県のた。11,SSGD=0.11)。m3month−1と見積もった。計算式(Yanagi,4.149≒34.15となった。均値が一致したため,富山湾浅層水の塩分平均値に対4.15とした。SD=SAV=3する急潮の影響はないと判断した。水による溶存態栄養塩の供給量を見積もった。m3month−1であるとわかっ09μmol/L,NO2−+NO3−:では,黒部川(PO43−:0.た(Table2)。:0.あった(Table3)。この値と富山県における地下水L;小山ほか,2003)の値を,富山湾へ流入するリンの水収支の計算結果(地下涵養量から地下水利用量をと窒素濃度の代表値として計算した。フラックスは,7.井,1993)は,ほぼ一致した。(Table測に基づく対馬暖流水の湾内への流入する速度および4)。そこで,今回のボックスモデルでは,水の133%であった。日本海,対馬暖流して用いた。D01,F01)においては,高い値(16∼22)を示した。比が海底湧水の影響だと考えられる。湧水出の可能性が考えられる。季(6月)のみの観測により求められた。今後,前節で上述した急潮のような突発的な現象を考慮したボックスモデルの構築が求められる。よる淡水フラックス163水も重要であることがわかった。乗組員の皆様には,大変お世話になりました。皆さんに感謝致します。おり,今後季節別の観測に期待したい。より行うことができました。厚くお礼申し上げます。観測および採水を行った。