海は、地球の約70.8%を覆う塩水の塊である。[8]海は慣習的に、海洋（太平洋、大西洋、インド洋、南極海、北極海）とも呼ばれる大きな水域に分けられ、 [9] [10] [11]それ自体が主に海、湾、およびそれに続く水域 に分けられる。 海は地球上の水の97%を含み[8]、地球の水圏の主構成要素であり、地球のエネルギー収支、炭素循環、水循環のための巨大な熱貯蔵庫として機能し、世界中の気候と天候パターンの基礎を形成している。 海は地球上の生命にとって不可欠であり、地球上のほとんどの動物と原生生物を支え、[12]光合成を引き起こし、したがって地球の大気中の酸素を生み出し、現在でもその半分を供給している。[13]

海洋科学者は、物理的および生物学的条件に基づいて、海洋を垂直方向と水平方向の2つのゾーンに分けます。水平方向では、海洋は海洋地殻を覆い、海洋地殻を形成します。海洋が陸地と接する場所では、地球の大陸地殻の一部である比較的浅い大陸棚を覆っています。人間の活動は主に沿岸域で行われ、海洋生物に大きな悪影響を及ぼしています。垂直方向では、外洋域は海面から海底までの外洋の水柱です。水柱はさらに、水深と光量に基づいてゾーンに分けられます。光合成層は水面から始まり、「光強度が表面値の1%にしかならない水深」[14] : 36 （外洋では約200m）と定義されています。これは光合成が行われるゾーンです。この過程で、植物や微細藻類（浮遊性植物プランクトン）は光、水、二酸化炭素、栄養素を利用して有機物を生成します。その結果、有光層は生物多様性が最も高く、海洋生態系の大部分を支える食料供給源となっています。光は数百メートルしか届かず、深海の残りの部分は冷たく暗い状態です（これらの層は中深層および無光層と呼ばれます）。

海水温は、海面に到達する太陽​​放射の量に依存する。熱帯では、表面温度は30℃（86℉）以上に上昇することがある。海氷が形成される極付近では、平衡温度は約−2℃（28℉）である。海洋のすべての部分において、深海温度は−2℃（28℉）から5℃（41℉）の範囲である。[15]海中の水の一定の循環により海流が生じる。これらの海流は、水温と塩分濃度の差、大気循環（風）、コリオリの力など、水に作用する力によって引き起こされる。[16] 潮汐は潮流を生じ、風と波は表層流を生じる。メキシコ湾流、黒潮、アガラス海流、南極周極海流はすべて主要な海流である。このような海流は、大量の水、ガス、汚染物質、そして熱を世界各地へ、そして海面から深海へと運びます。これらすべてが地球の気候システムに影響を及ぼします。

海水には、酸素、二酸化炭素、窒素などの溶存ガスが含まれています。これらのガスの交換は海面で行われ、これらのガスの溶解度は水温と塩分濃度に依存します。[17]大気中の二酸化炭素濃度は、主に化石燃料の燃焼によるCO2排出によって上昇しています。海洋は大気からCO2を吸収するため、濃度の上昇は海洋酸性化（ pH値の低下）につながります。[18]

海は、生態系サービス、魚介類をはじめとする海洋資源へのアクセス、輸送手段など、人類に多くの恩恵をもたらしています。海は23万種以上の生物の生息地として知られていますが、実際には200万種以上、おそらくそれ以上の生物が生息している可能性があります。[19]しかし、海洋汚染、乱獲、気候変動の影響など、多くの環境的脅威に直面しています。これらの影響には、海洋温暖化、海洋酸性化、海面上昇などが含まれます。大陸棚と沿岸海域は、人間の活動によって最も大きな影響を受けています。

用語

海と海

特定せずに使用される「海洋」または「海」という用語は、地球の表面の大部分を覆う相互につながった塩水、すなわち世界の海洋を指します。[9] [10]これには、太平洋、大西洋、インド洋、南極海、北極海が含まれます。[20]一般的な用語として、「海洋」と「海」はしばしば互換性があります。[21]

厳密に言えば、「海」とは、陸地によって部分的または完全に囲まれた水域（一般的には世界の海洋の一部）を指します。[22] 「海」という言葉は、北海や紅海など、より小さな特定の海域を指すこともあります。海と海洋の間に明確な区別はありませんが、一般的に海はより小さく、部分的に（縁海として）または完全に（内海として）陸地に囲まれていることが多いです。[23]

世界の海

世界の海洋を示す地図。地球を取り囲む連続した水域である世界／地球規模の海洋は、いくつかの主要な海域に分けられます。通常、太平洋、大西洋、インド洋、北極海、南極海の5つの海域が認識されていますが、最後の2つは最初の3つに統合されることもあります。

現代の世界海洋という概念は、20世紀初頭にロシアの海洋学者ユーリー・ショカルスキーによって造られ、地球の大部分を覆い取り囲む連続した海を指しました。[24] [25]地球規模の相互接続された塩水の塊は、世界海洋、グローバル海洋、または大海と呼ばれることもあります。[26] [27] [28]構成要素間の交換が比較的制限されていない連続した水体の概念は、海洋学において重要です。[29]

語源

「海」という語は、古代ギリシャ神話に登場するタイタン族の長老、オケアノス（/ oʊ ˈ s iː ə n ə s /、古代ギリシャ語: Ὠκεανός Ōkeanós [30] 、発音は [ɔːkeanós] ）という人物に由来する。古代ギリシャ人やローマ人は、オケアノスは世界を囲む 巨大な川の神の化身であると信じていた。

オケアノスという概念は、インド・ヨーロッパ語族との関連がある可能性がある。ギリシャ語のオケアノスは、牛／川を捕らえた竜ヴリトラを述語とするヴェーダの称号アーシャヤナ（ā-śáyāna-）と比較されてきた。この概念に関連して、初期のギリシャの花瓶には、オケアノスが竜の尾を持つ形で表現されている。[31]

自然史

水の起源

科学者たちは、地球を形成した物質にはかなりの量の水が含まれていたと考えています。 [32]地球形成時の質量が小さかったため、水分子は地球の重力からより容易に逃れることができたと考えられます。これは大気圏からの脱出と呼ばれています。

惑星形成期には、地球にはマグマの海が存在していた可能性があります。その後、現在の理論によれば、ガス放出、火山活動、隕石の衝突によって、二酸化炭素、窒素、水蒸気からなる初期の大気が形成されました。これらのガスと大気は数百万年かけて蓄積されたと考えられています。地球の表面が著しく冷えた後、水蒸気は時間をかけて凝縮し、地球初の海を形成したと考えられます。[33]初期の海は現在よりもかなり高温で、鉄分含有量が多かったため緑色をしていた可能性があります。[34]

地質学的証拠は、地球上に液体の水が存在した時期を制限するのに役立ちます。枕状玄武岩（水中噴火で形成された岩石の一種）のサンプルがイスア緑色岩帯から回収され、38億年前の地球に水が存在した証拠を示しています。[35]カナダ、ケベック州のヌヴァギットゥク緑色岩帯では、ある研究[36]では38億年前、別の研究[37]では42.8億年前と測定された岩石が、これらの時代に水が存在した証拠を示しています。[35]これより前に海が存在していたとすれば、地質学的証拠はまだ発見されていないか、地殻リサイクルなどの地質学的プロセスによって破壊されています。しかし、2020年8月、研究者らは、地球が形成されて以来、海を満たすのに十分な水が常に地球上に存在していた可能性があると報告しました。[38] [39] [40]このモデルでは、新しく形成された太陽の明るさが現在の70 %に過ぎなかったときに、大気中の温室効果ガスが海洋の凍結を防いだとされている。[41]

海洋の形成

地球の海の起源は不明です。海は冥王代に形成されたと考えられており、生命の出現の原因となった可能性があります。

プレートテクトニクス、後氷期の隆起、そして海面上昇は、世界の海岸線と海洋構造を絶えず変化させています。地球上には、何億年もの間、何らかの形で海洋が存在してきました。

海は形成されて以来、多くの過去の海洋区分によって多様な状態と形状を呈し、時には地球全体を覆った可能性もある。[42]

寒冷な気候期には、より多くの氷冠と氷河が形成され、地球全体の水供給量の大部分が氷として蓄積され、水循環の他の部分の水量を減少させます。温暖な時期には逆のことが起こります。最終氷河期には、氷河が地球の陸地のほぼ3分の1を覆い、その結果、海面は現在よりも約122メートル（400フィート）低くなりました。約12万5000年前の最後の地球規模の「温暖期」には、海面は現在よりも約5.5メートル（18フィート）高くなっていました。約300万年前には、海面は最大50メートル（165フィート）高かった可能性があります。[43]

地理

おおよその境界を示す5海洋モデルの世界地図

地球上の水の97%を占める海洋は、地球の表面積の70.8%を占め、[8]地球全体の海洋、あるいは世界の海洋を構成している。[24] [26]このため、地球は、その活気に満ちた水圏とともに、「水の世界」[44] [45]あるいは「海洋の世界」[46] [47]であり、特に地球の初期の歴史においては、海洋が地球を完全に覆っていたと考えられている。[42]海の形状は不規則で、地球の表面を不均一に占めている。このため、地球の表面は水半球と陸半球に分かれ、海洋は複数の海洋に分割されている。

海水は約3億6100万平方キロメートル（1億3900万平方マイル）を覆い、南太平洋の宇宙船の墓場として知られる海域にある「ポイント・ネモ」として知られる最遠の到達不能極を覆っている。その地点は南緯48度52.6分 西経123度23.6分 / 南緯48.8767度 西経123.3933度 / -48.8767; -123.3933 （ポイント・ネモ）である。この地点は最も近い陸地から約2,688キロメートル（1,670マイル）離れている。[48]

海洋区分

海を細分化するさまざまな習慣があり、海、湾、湾口、入り江、海峡などの小さな水域によって区切られています。

実用的かつ歴史的な理由から、世界の海洋は5つの主要な海洋に区分するのが慣例となっています。慣例上、これらは太平洋、大西洋、インド洋、北極海、そして南極海です。この5つの海洋モデルが完全に確立されたのは21世紀初頭で、南極環流によって区切られる南極海が、様々な政府機関や国際機関によって認められた時です。米国地名委員会は1999年から[49] 、国際水路機関は2000年から[50]、それぞれ認定されました。

5 つの主要な海洋は、面積と体積の降順で次のようにリストされています。

注：体積、面積、平均水深の数値には、南シナ海周辺海域のNOAA ETOPO1数値が含まれています。出典：Encyclopedia of Earth、[52] [53] [54] [55] [59]国際水路機関、[56]地域海洋学入門（トムチャック、2005年）、[57]ブリタニカ百科事典、[58]および国際電気通信連合[ 51]

海洋盆地

大陸棚と海台（赤）、中央海嶺（黄緑）、深海平原（青から紫）を示す海底地形図

地球の海洋盆地は海で満たされている。地球の海洋盆地は、海洋地殻と大陸地殻の様々な地質区分を覆っている。したがって、主に地球の構造盆地を覆うが、大陸棚も含む。

中央海域では、マグマが隣接するプレート間の海底を絶えず押し出され、中央海嶺を形成しています。この海嶺では、マントル内の対流が2つのプレートを引き離す傾向があります。これらの海嶺に平行に、海岸に近い場所では、一方の海洋プレートがもう一方の海洋プレートの下に滑り込むことがあります。これは沈み込みと呼ばれる現象です。この過程では、プレートが互いに擦れ合う摩擦が生じ、深い海溝が形成されます。この動きは急激に進行し、地震を引き起こします。熱が発生し、マグマが押し上げられて海底山脈が形成されます。これらの山脈の中には、深い海溝付近に火山島列を形成するものもあります。陸と海の境界付近では、やや密度の高い海洋プレートが大陸プレートの下に滑り込み、より多くの沈み込み海溝が形成されます。これらのプレートが擦れ合うことで、大陸プレートは変形し、座屈し、造山運動や地震活動を引き起こします。[60] [61]

すべての海盆には中央海嶺があり、海の下に長い山脈を形成しています。これらは一体となって、世界最長の 山脈を特徴とする地球規模の中央海嶺システムを形成しています。最長の連続山脈は65,000 km（40,000マイル）です。この海底山脈は、最長の大陸山脈であるアンデス山脈の数倍の長さを誇ります。[62]

日本財団-GEBCO海底2030プロジェクト（Seabed 2030）の海洋学者は、2024年時点で海底の26％強が衛星よりも高い解像度で地図化されているが、海洋全体が完全に探査されることは決してなく、[63] 5％しか探査されていないと推定している。[64]

海岸との交流

米国ニュージャージー州オーシャン郡の海岸にある、日の出時の大西洋に面した灯台

陸地と海が接する部分を海岸といい、春の潮位が最も低い地点から波しぶきが届く上限までの間を汀という。砂浜は海岸に砂や小石が堆積したものをいう。 [65]岬は海に突き出た陸地の先端で、それよりも大きな岬は岬と呼ばれる。海岸線の入り組んだ部分、特に二つの岬の間の部分を湾という。入り江が狭い小さな湾は入り江で、大きな湾は湾と呼ばれることもある。[66]海岸線は、海岸に到達する波の強さ、陸地の境界の勾配、海岸の岩石の組成と硬度、沖合斜面の傾斜、局所的な隆起や沈下による陸地の高さの変化など、いくつかの要因の影響を受ける。[65]

通常、波は毎分6～8回の速度で海岸に向かって押し寄せ、これらは海岸の物質を上方に押し上げる傾向があり、侵食効果は小さいため、建設波と呼ばれます。一方、嵐の波は次々と海岸に到達し、その波が海岸の物質を海に向かって押し流すため、破壊波と呼ばれます。嵐の波の影響で、海岸の砂や小石は擦り合わされ、摩耗します。満潮時には、崖の麓に衝突する嵐の波の威力により、亀裂や割れ目に含まれる空気が圧縮され、その後圧力が解放されて急速に膨張するため、崖を粉砕する効果があります。同時に、砂や小石は岩に投げつけられるため、侵食効果も発揮します。これにより崖は削られ、霜などの通常の風化作用が続き、さらなる破壊を引き起こします。徐々に、崖の麓に波食台が形成され、これが保護効果を発揮し、波による侵食を軽減します。[65]

陸地の縁で磨耗した物質は最終的に海に流れ込む。海では海岸と平行に流れる海流が水路を削り取り、砂や小石をその発生源から運び去るため、物質は摩耗する。河川によって海に運ばれた堆積物は海底に沈殿し、河口に三角州を形成する。これらすべての物質は波や潮汐、海流の影響を受けて前後に移動する。[65]浚渫は物質を除去し水路を深くするが、海岸線の他の場所に予期せぬ影響を及ぼす可能性がある。政府は防波堤、護岸、堤防、その他の海岸防御施設を建設することにより、陸地の浸水を防ぐ努力をしている。例えば、テムズバリアーはロンドンを高潮から守るために設計されたが、[67]また、ハリケーン・カトリーナの際にはニューオーリンズ周辺の堤防と堤防が決壊し、米国で 人道的危機を引き起こした。

物理的特性

色

海洋クロロフィル濃度は、植物プランクトンバイオマスの指標です。この地図では、青色はクロロフィル濃度が低いこと、赤色はクロロフィル濃度が高いことを表しています。衛星観測によるクロロフィル濃度は、宇宙から見た海の緑色に基づいて推定されます。

海の大部分は青色だが、場所によっては青緑色、緑色、黄色から茶色になっていることもある。[68]青い海の色はいくつかの要因によって決まる。第一に、水は赤色光を優先的に吸収するため、青色光は残留し、水から反射される。赤色光は最も吸収されやすいため、通常は 50 メートル (164 フィート) 未満の深いところまで到達しない。これに対し、青色光は 200 メートル (656 フィート) まで浸透する。[69]第二に、海水中の水分子や非常に小さな粒子は、他の色の光よりも青色光を優先的に散乱させる。水や微粒子による青色光の散乱は、最も透明度の高い海水でも起こり、[70]空での青色光の散乱に似ている。

海の色に影響を与える主な物質には、溶存有機物、クロロフィル色素を持つ生きた植物プランクトン、そしてマリンスノーや鉱物堆積物などの非生物粒子が含まれます。[71]クロロフィルは衛星観測によって測定でき、表層水における海洋生産性（海洋基礎生産性）の指標として機能します。長期合成衛星画像では、海洋生産性が高い地域は黄色と緑色で表示されます。これは、（緑色の）植物プランクトンが多いためです。一方、生産性が低い地域は青色で表示されます。

水循環、天候、降雨

海は地球の水循環の主要な原動力です。

地球全体の水循環において、海水は最大の水塊です（地球上の水の97%は海に含まれています）。海からの蒸発によって水は大気中に放出され、後に雨となって陸地と海に降り注ぎます。[72]海洋は生物圏に大きな影響を与えます。海洋全体は地球の生物圏の約90%を覆っていると考えられています。[73]水循環の一段階である海洋蒸発は、降水量の大部分（約90%）の源であり、[72]地球全体の雲量が67%、海洋全体の雲量が72%と一定に保たれています。[74] 海水温は気候と風のパターンに影響を与え、陸上の生命に影響を与えます。最も劇的な気象現象の一つは、海洋上で発生する熱帯低気圧（発生場所によって「台風」や「ハリケーン」とも呼ばれます）です。

世界の海は地球の水圏の主たる構成要素であるため、地球上の生命にとって不可欠であり、炭素循環と水循環の一部を形成し、巨大な熱貯蔵庫として気候と天候のパターンに影響を与えています。

波とうねり

波が通過するときの水の動き

海面のうねり、あるいは風波として知られる海面の動きは、海面が部分的に交互に上下する現象です。水と空気の境界面に沿って伝播する一連の機械的な波は「うねり」と呼ばれ、セーリング、サーフィン、航海術で用いられます。[75]これらの動きは、海面を航行する船舶や、船酔いに悩まされる可能性のある乗船者の健康に深刻な影響を与えます。

水面を吹く風は、風向に対して垂直な波を作ります。池に吹くそよ風によって空気と水との間に摩擦が生じ、さざ波ができます。海上を吹くより強い突風は、移動する空気が隆起した水尾根を押すため、より大きな波を作ります。波の移動速度が風速とほぼ同じになったとき、波は最大の高さに達します。外洋では、南半球の「狂騒のフォーティーズ」のように風が絶え間なく吹いていると、うねりと呼ばれる長くまとまった水の塊が海を横切って転がります。[76] : 83–84  [77] [78]風が弱まると波の形成は小さくなりますが、すでに形成された波は陸にぶつかるまで元の方向に移動し続けます。波の大きさは、風の吹くフェッチ、つまり風が水面を吹いた距離と、その風の強さと持続時間によって決まります。異なる方向から来た波が出会うと、両者の干渉により荒れた不規則な海が生じることがあります。[77]

建設的干渉は、異常に高い巨大波の形成につながる可能性があります。[79]ほとんどの波の高さは3メートル（10フィート）未満であり[79]、強い嵐ではその高さが2倍または3倍になることも珍しくありません。[80]しかし、高さ25メートル（82フィート）を超える巨大波が記録されています。[81] [82]

波の頂点は波頭、波間の最低点は波谷、そして波頭間の距離は波長と呼ばれます。波は風によって海面を横切って押し進められますが、これはエネルギーの移動を表しており、水の水平移動ではありません。波は陸地に近づき、浅瀬に移動すると、その挙動が変化します。斜めに近づくと、波は曲がったり（屈折）、岩や岬に巻き込まれたり（回折）します。波が、水の最も深い振動が海底に接触する地点に達すると、速度が低下し始めます。これにより波頭が互いに引き寄せられ、波の高さが上昇します。これを波の浅瀬化と呼びます。波の高さと水深の比率が一定値を超えると、波は「砕け散り」、泡立った水の塊となって崩れ落ちます。[79]この泡は砂浜をシート状に押し上げ、重力の影響を受けて海へと後退します。[83]

地震、火山噴火、その他の大規模な地質学的変動は、沿岸地域で非常に危険な津波につながる波を引き起こす可能性があります。 [84] [85]

海面と表面

海面は、海洋学や地理学において、特に平均海面として重要な基準点となっています。海面は、海洋の体積に応じて、地球規模では小さいながらも測定可能な地形を有しています。

海面は海洋と大気のプロセスにとって極めて重要なインターフェースです。粒子の交換を可能にし、大気と水、そして一部の粒子が堆積物となって土壌を豊かにします。この交換は、海、陸、そして大気中の生命を豊かにしてきました。これらすべてのプロセスと構成要素が一体となって、海洋表層生態系を形成しています。

潮汐

カナダ、ファンディ湾の満潮と干潮

潮汐は、主に月の重力による地球への潮汐力によって引き起こされる、海面の規則的な上昇と下降です。潮汐力は地球上のあらゆる物質に影響を与えますが、人間のタイムスケールでその影響を示すのは海のような流体だけです。（例えば、岩石に作用する潮汐力は、 2つの惑星間の潮汐ロックを引き起こす可能性があります。）海洋の潮汐力は主に月の重力によって引き起こされますが、太陽の潮汐力、地球の自転、そして海洋の水の流れを遮る岩石大陸の形状によっても大きく変動します。（潮汐力は、重力という「基本」力よりも距離によって大きく変化します。地球に対する月の潮汐力は、太陽の2倍以上です[86]。これは、地球に対する太陽の重力の方がはるかに強いにもかかわらずです。地球の月に対する潮汐力は、地球に対する月の潮汐力の20倍です。）

月の潮汐力の主な影響は、地球の物質を月に対して地球の表側と裏側へ押し出すことです。月が地平線と一直線に見える「垂直」な側では、「潮汐の谷」が発生します。地球が月の下で自転するのに約25時間かかるため（月は地球の周りを28日間公転します）、潮汐は12.5時間周期で循環します。しかし、岩石大陸が潮汐の谷の障害となるため、地球上のほとんどの地域では、海が大陸を「避ける」ように作用し、潮汐の極大期のタイミングは実際には月と一致しない可能性があります。大陸の影響により、潮汐のタイミングと大きさは地球全体で大きく異なります。したがって、月の位置を知っても地元の人が潮の満ち引き​​のタイミングを予測することはできず、代わりに大陸や太陽などを考慮した 事前に計算された潮汐表が必要になります。

潮汐周期ごとに、どの地点でも潮汐は最大水位（満潮）まで上昇し、その後再び最小水位（干潮）まで引いていきます。水位が下がると、徐々に前浜（潮​​間帯とも呼ばれます）が現れます。満潮と干潮の高さの差は、潮位差または潮汐振幅と呼ばれます。[87] [88] 太陽と月が一直線に並ぶ（満月または新月）と、その相乗効果により「大潮」が大きくなり、太陽と月が一直線に揃わない（半月）と、潮位差は小さくなります。[87]

外洋では潮位差は1メートル未満ですが、沿岸部では場所によっては10メートル以上にもなります。[89]世界最大級の潮位差は、カナダのファンディ湾とアンガバ湾で発生し、最大16メートルに達します。[90]他に記録的な高潮位差を記録した場所には、イングランドとウェールズの間のブリストル海峡、アラスカのクック湾、アルゼンチンのリオ・ガジェゴス川などがあります。[91]

潮汐は高潮と混同しないでください。高潮は、強風によって浅瀬の海岸に水が押し寄せ、これに低気圧が加わると、海面が通常の満潮よりも大幅に上昇することがあります。

深さ

海の平均深度は約4kmです。より正確には、平均深度は3,688メートル（12,100フィート）です。[77]世界の海水のほぼ半分は、深さ3,000メートル（9,800フィート）以上です。[28]「深海」とは、水深200メートル（660フィート）未満の海域を指し、地球表面の約66%を覆っています。[92]この数字には、カスピ海など、世界の海とつながっていない海は含まれていません。

海洋の最深部は、北マリアナ諸島付近の太平洋に位置するマリアナ海溝です。[93]最大深度は10,971メートル（35,994フィート）と推定されています。イギリス海軍の潜水艦チャレンジャー2号は1951年にこの海溝を調査し、海溝の最深部を「チャレンジャー海淵」と名付けました。1960年には、 2人の乗組員を乗せたトリエステ号が海溝の底に到達することに成功しました。

海洋地帯

深さと海岸からの距離に応じた区分を示す図
深度と生物物理学的条件に基づく主要な海洋ゾーン

海洋学者は、物理的および生物学的条件に基づいて、海洋を垂直な海域と水平な海域に分類します。外洋域は外洋の水柱から構成され、さらに光量と水深によって分類される領域に分けられます。

光の透過率によるグループ分け

この図は、さまざまな色の光が海水に浸透する深さを基本的に示しています。

海洋域は、光の浸透によって（上から下へ）光層、中深層、無光深海域に分類できます。

  • 光層は、「光強度が表面値の1%にしか満たない深度」と定義されています。[14] : 36 これは通常、外洋では水深約200mまでです。光合成が行われる領域であり、したがって生物多様性が最も高い領域です。植物や微細藻類（自由浮遊性植物プランクトン）による光合成により、水や二酸化炭素などの化学前駆物質から有機物が生成されます。この有機物は他の生物によって消費されます。光層で生成された有機物の多くはそこで消費されますが、一部はより深い海域に沈みます。光層の表層部分は表層水と呼ばれます。[95]海面で反射したり透過したりする光の実際の光学は複雑です。[14] : 34–39 
  • 光層の下には中深層または薄明層があり、光量が非常に少ない。基本的な考え方は、このわずかな光量では光合成が呼吸を上回る純成長を達成する可能性は低いということである。[14] : 116–124 
  • その下には、表面の太陽光が全く届かない無光層深海があります。有光層より深い場所に生息する生命は、上から沈み込む物質（マリンスノーを参照）に頼るか、別のエネルギー源を見つける必要があります。熱水噴出孔は、無光層（水深200mを超える）と呼ばれる場所におけるエネルギー源です。 [95]

深度と温度でグループ化

無光層の外洋部分は、水深と温度に応じてさらに垂直な領域に分けられる。[95]

  • 中深層は最上層です。その最下層は12℃（54°F）のサーモクラインにあり、熱帯地方では通常水深700～1,000メートル（2,300～3,300フィート）です。次に深層があり、10～4℃（50～39°F）で、通常は水深700～1,000メートル（2,300～3,300フィート）から2,000～4,000メートル（6,600～13,100フィート）です。深海平原の上部には深海があり、その下限は約6,000メートル（20,000フィート）です。最後の最も深いゾーンは超遠洋性で、海溝を含み、水深 6,000 ～ 11,000 メートル (20,000 ～ 36,000 フィート) にあります。
  • 底生層は無光層であり、深海の最も深い3つの層に相当します。深海層は大陸斜面から水深約4,000メートル（13,000フィート）までをカバーします。深海層は水深4,000メートルから6,000メートルの深海平原をカバーします。最後に、超深海層は海溝に見られる超深海層に相当します。

海洋表層水と深層水の間には、水の特性に基づいて明確な境界を引くことができます。これらの境界は、サーモクライン（温度）、ハロクライン（塩分濃度）、ケモクライン（化学組成）、およびピクノクライン（密度）と呼ばれます。ある区域が深さとともに温度が劇的に変化する場合は、サーモクライン、つまり暖かい表層水と冷たい深層水との明確な境界が存在します。熱帯地域では、サーモクラインは高緯度地域に比べて一般的に深くなります。太陽エネルギーの入力が限られている極海とは異なり、温度成層はそれほど顕著ではなく、明確なサーモクラインが存在しないことがよくあります。これは、極緯度地域の表層水が深層水とほぼ同じくらい冷たいためです。サーモクラインより下では、海のどこの水も非常に冷たく、-1 °C から 3 °C の範囲です。この深くて冷たい層に海水の大部分が含まれるため、世界の海洋の平均温度は 3.9 °C です。[96]塩分濃度が深度とともに劇的に変化する海域には、塩分躍層（ハロクライン）が存在します。一方、化学組成が深度とともに垂直方向に強く変化する海域には、化学躍層（ケモクライン）が存在します。水温と塩分濃度は海水の密度を制御します。水温が冷たく塩分濃度が高いほど密度が高く、この密度は海洋全体の水循環を調節する上で重要な役割を果たします。[95]塩分躍層はしばしば水温躍層と重なり、その組み合わせによって顕著な密度躍層（密度の低い表層水と密度の高い深層水の境界）が形成されます。

陸地からの距離でグループ化

外洋域は、陸地からの距離に基づいてさらに2つの領域、すなわち近海域と外洋域に分けられます。近海域は、大陸棚の直上の海域（沿岸水域を含む）をカバーします。一方、外洋域は、完全に開水域である海域全体を含みます。

沿岸域は干潮と満潮の間の領域をカバーし、海洋と陸地の状態の遷移域を表します。潮位が地域の状態に影響を及ぼす領域であるため、潮間帯とも呼ばれます。 [95]

ボリューム

すべての海の水の総量はおよそ13億3500万立方キロメートル（13億3500万リットル、3億2030万立方マイル）である。[77] [97] [98]

地球上には13億8600万立方キロメートル（3億3300万立方マイル）の水があると推定されている。 [99] [100] [101]これには、土壌水分、地下水、地殻（深さ2km）の永久凍土などの気体、液体、凍結した形の水、海洋、湖、河川、湿地、氷河、地球表面の氷と積雪、空気中の蒸気、水滴、結晶、生物圏の生きている植物、動物、単細胞生物の一部が含まれる。海水はこの量の97.5％を占め、淡水はわずか2.5％を占める。この淡水のうち、68.9％は北極、南極、山岳氷河の氷と永久積雪の形をしており、30.8％は淡水地下水の形で存在する。地球上の淡水のわずか0.3％が、容易にアクセスできる湖、貯水池、河川システムにあります。[102]

地球の水圏の総質量は約1.4×10⁻⁻トンで、 地球の総質量の約0.023%に相当します。このうち約2×10⁻⁻トンが、地球の大気圏中に水蒸気として存在しています（実用上、1立方メートルの水の重さは1トンです）。地球の表面積の約71%、約3億6100万平方キロメートル（1億3950万平方マイル）は海で覆われています。地球の海の平均塩分濃度は、海水1キログラムあたり約35グラム（3.5%）です。[103]

温度

海水温は、海面に降り注ぐ太陽放射量に依存する。熱帯地方では太陽がほぼ真上にあるため、表層の温度は30℃（86℉）以上に上昇することがあるが、極地では海氷と平衡状態にある温度は約-2℃（28℉）である。海洋では水が絶えず循環している。表層の暖流は熱帯地方から離れるにつれて冷え、水は密度が増して沈んでいく。冷水は水温と密度の変化によって深海流となり赤道方向へ戻り、最終的に再び表層に向かって湧き上がる。深層水の温度は、地球上のどこでも-2℃（28℉）から5℃（41℉）の範囲である。[15]

水深にわたる温度勾配は、表層水が深層水と混ざり合うか、あるいは混ざらないか（混ざらない状態は海洋成層と呼ばれる）に関係している。これは温度に依存する。熱帯地方では、水深約100メートルの温かい表層は非常に安定しており、深層水とあまり混ざらない。一方、極地では冬の寒冷化と嵐によって表層が濃くなり、深層まで混ざり合い、夏には再び成層する。光深度は通常約100メートル（変動する）であり、この加熱された表層と関係している。[104]

気候変動の結果、海洋が温暖化していることは明らかであり、この温暖化の速度は加速している。[105] : 9  2022年、世界の海洋は人類が記録した中で最も暖かくなった。[106]これは、2022年に2021年の最大値を超えた海洋熱量によって決定される。[106]海水温度の着実な上昇は、主に温室効果ガスレベルの上昇によって引き起こされる地球のエネルギー不均衡の避けられない結果である。 [106]産業革命以前の時代と2011年から2020年の10年間で、海面は0.68〜1.01℃加熱された。[107] : 1214 

地域別の温度と塩分濃度

海水の温度と塩分濃度は、地域によって大きく異なります。これは、地域的な水収支（降水量と蒸発量）と「海から大気」への温度勾配の違いによるものです。これらの特性は、海域によって大きく異なります。以下の表は、一般的に見られる値の例を示しています。

海氷

典型的な塩分濃度35‰の海水の凝固点は、約-1.8℃（28.8℉）である。[95] [113]海氷は水よりも密度が低いため、海面に浮かぶ（密度がさらに低い淡水氷も同様）。海氷は地球の表面の約7％、世界の海洋の約12％を覆っている。[114] [115] [116]海氷は通常、最初は非常に薄い氷膜として、まさに表面で凍り始める。さらに凍結が進むと、この氷膜は厚くなり、氷床を形成することがある。形成された氷には海塩が含まれるが、その量は氷の元となる海水よりもはるかに少ない。氷が形成される際の塩分濃度が低いため、残留海水の塩分濃度が高くなる。その結果、密度が増加し、水の垂直沈下が促進される。[117]

海流と地球の気候

海面流
海水がどのように移動するかを示す、色付きの線で描かれた世界地図。冷たい深層水は中央太平洋とインド洋で上昇して温まり、一方、暖かい水は北大西洋のグリーンランド付近と南大西洋の南極付近で沈降して冷やされます。
地球全体の熱塩循環の地図。青は深層水の流れ、赤は表層水の流れを表しています。

海流の種類

海流とは、水に作用する複数の力によって引き起こされる、海水の連続的で方向性のある流れです。これらの力には、風、コリオリの力、温度差、塩分濃度差などがあります。[16]海流は主に水平方向の水の動きであり、その起源は潮汐による潮流、風や波による表層流など、様々です。

潮流は潮汐と同位相であるため、準周期的であり、月と太陽の引力による海水への影響と関連しています。潮流は特定の場所、特に岬周辺では様々な複雑なパターンを形成することがあります。[118]非周期的、あるいは非潮流は、風の作用と水の密度の変化によって生じます。沿岸域では砕波が非常に強く、水深が非常に浅いため、海流はしばしば1～2ノットに達します。[119]

風と波は表層流（「漂流」と呼ばれる）を生み出す。これらの流は、準永久流（1時間スケールで変動）と、急速な波の動き（数秒のタイムスケールで変動）の影響を受けたストークス漂流の運動に分解される。準永久流は波の砕波によって加速され、また、より弱い支配効果として、風と表層との摩擦によっても加速される。[119]

この流れの加速は、波と卓越風の方向に起こります。したがって、海洋深度が増加すると、地球の自転によって水深の増加に比例して水流の方向が変化し、摩擦によって水流の速度が低下します。ある海深に達すると、水流の方向が逆転し、逆方向に反転して水流速度がゼロになります。これはエクマン螺旋として知られています。これらの水流の影響は、主に海面の混合層、多くの場合最大水深400メートルから800メートルで現れます。これらの水流は大きく変化する可能性があり、年間の季節に依存します。混合層の厚さが薄い場合（10メートルから20メートル）、表面の準永久流は風向に対して全く異なる方向をとることがあります。この場合、水柱はサーモクラインより上でほぼ均一になります。[119]

海面に吹く風は海水を動かします。地球規模の風のパターン（大気循環とも呼ばれます）は、地球規模の海流のパターンを作り出します。これらの海流は、風だけでなく、地球の循環（コリオリの力）の影響も受けます。これらの主要な海流には、メキシコ湾流、黒潮、アガラス海流、南極環流などがあります。南極環流は南極大陸を取り囲み、複数の海洋の海流を結びつけることで、この地域の気候に影響を与えています。[119]

海流と気候の関係

赤道から北緯に熱を運び、ヨーロッパの気候を和らげる主要な海流であるメキシコ湾流の地図

海流は全体として、膨大な量の水と熱を地球全体に移動させ、気候に影響を与えています。これらの風によって駆動される海流は、主に海洋の表層数百メートルに限られています。より深いところでは、熱塩循環が水の動きを駆動しています。例えば、大西洋南北循環（AMOC）は、北極と南極の緯度における表層水の冷却によって駆動され、密度の高い水を作り出し、それが海底に沈みます。この冷たく密度の高い水は、両極からゆっくりと離れていくため、世界の海洋の最深層の水は非常に冷たいのです。この深海水の循環は比較的遅く、海底の水は数百年、あるいは数千年もの間、海面や大気から隔離されていることがあります。[119]この循環は、地球の気候システム、そして二酸化炭素などの汚染物質やガスの吸収と再分配に重要な影響を及ぼし、例えば汚染物質を表層から深海に移動させることによって影響を及ぼします。

海流は、熱帯から極地へ熱を輸送することで地球の気候に大きな影響を与えます。これは沿岸域や内陸部の気温や降水量に影響を与えます。表層熱と淡水フラックスは地球全体の密度勾配を形成し、大規模な海洋循環の一部である熱塩循環を駆動します。熱塩循環は極地への熱供給、ひいては海氷の調節に重要な役割を果たしています。[要出典]

海からの卓越風が吹き込む場所の気候は、海洋によって和らげられます。地球上で同程度の緯度であれば、海洋の影響が大きい場所は、陸地の影響が大きい場所よりも気候が穏やかになります。たとえば、サンフランシスコ(北緯 37.8 度) とニューヨーク(北緯 40.7 度) の都市の気候は異なります。これは、サンフランシスコの方が海洋の影響が大きいためです。北米西海岸のサンフランシスコは、太平洋を越えて西からの風が吹きます。北米東海岸のニューヨークは、陸地を越えて西からの風が吹くため、ニューヨークの冬はサンフランシスコよりも寒く、夏は早く暑くなります。高緯度でも、海流が暖まると、長期的には気候が温暖になります。同程度の緯度であれば、暖流の影響を受ける場所は、寒流の影響を受ける場所よりも全体的に気候が温暖になります。[要出典]

熱塩循環の変化は地球のエネルギー収支に大きな影響を与えると考えられています。熱塩循環は深層水が地表に到達する速度を決定するため、大気中の二酸化炭素濃度にも大きな影響を与える可能性があります。現代の観測、気候シミュレーション、古気候の再構築は、大西洋南北循環（AMOC）が産業革命以前から弱まっていることを示唆しています。2021年の最新の気候変動予測では、AMOCは21世紀を通じてさらに弱まる可能性が高いことが示唆されています。[120] : 19 このような弱体化は地球規模の気候に大きな変化をもたらす可能性があり、特に北大西洋は影響を受けやすいと考えられます。[120] : 19 

化学的性質

塩分

世界海洋地図帳による実用塩分単位（psu）での年間平均海面塩分濃度[121]

塩分濃度は、海水中に溶解している塩分の総量を表す指標です。元々は海水中の塩化物の量を測定することで測定されていたため、塩素濃度と呼ばれていました。現在では、水サンプルの電気伝導率を測定することで測定するのが標準的な方法です。塩分濃度は、海水中のハロゲンイオン（フッ素、塩素、臭素、ヨウ素を含む）の総質量を表す塩素濃度を用いて計算できます。国際的な合意によれば、塩分濃度の算出には以下の式が用いられます。[122]

塩分濃度（in‰）= 1.80655 × 塩素濃度（in‰）

海水の平均塩素濃度は約19.2‰（1.92%に相当）で、平均塩分濃度は約34.7‰（3.47%）となる。[122]

塩分濃度は海水の密度に大きな影響を与えます。深度とともに塩分濃度が急激に増加する領域は、塩分躍層と呼ばれます。海水の塩分濃度が増加すると、密度が最大となる温度も上昇します。塩分濃度は水の凝固点と沸点の両方に影響を与え、沸点は塩分濃度とともに上昇します。大気圧下では、[123]通常の海水は約-2℃で凍結します。

地球の海では、蒸発量が多いところでは塩分濃度が高く、降水量が多いところでは塩分濃度が低くなります。極地や一部の温帯地域で見られるように、降水量が蒸発量を上回ると塩分濃度は低くなります。一方、熱帯地域で時々見られるように、蒸発量が降水量を上回ると塩分濃度は高くなります。例えば、地中海では蒸発量が降水量を上回り、平均塩分濃度は38‰で、世界平均の34.7‰よりも高い値となります。[124]そのため、極地の海水は熱帯地域の海水よりも塩分濃度が低くなります。[122]しかし、高緯度で海氷が形成されると、形成時に塩分が氷から排除されるため、北極海などの極地では残留海水の塩分濃度が上昇することがあります。[95] [125]

気候変動が海洋に及ぼす影響により、1950年から2019年までの海面塩分濃度の観測では、塩分濃度が高く蒸発量が多い地域では塩分濃度が高くなり、塩分濃度が低く降水量が多い地域では淡水化していることが示されています。[126]太平洋と南極/南極海は淡水化し、大西洋は塩分濃度が高くなった可能性が非常に高いです。[126]

溶存ガス

世界海洋地図帳[127]による海面酸素濃度（モル/立方メートル）

海水には、酸素、二酸化炭素、窒素などの溶存ガスが大量に含まれています。これらは海面でのガス交換によって海水に溶解しますが、これらのガスの溶解度は水温と塩分濃度に依存します。 [17]地球の大気と海洋で最も豊富な4つのガスは、窒素、酸素、アルゴン、二酸化炭素です。海洋では、体積で海水に溶解している最も豊富なガスは、24 °C（75 °F）で平衡状態の二酸化炭素（重炭酸イオンと炭酸イオンを含む、平均14 mL/L）、窒素（9 mL/L）、および酸素（5 mL/L）です[128] [129] [130]すべてのガスは、暖かい水よりも冷たい水に溶けやすく、より溶けやすくなります。例えば、塩分濃度と圧力が一定に保たれている場合、気温が夏の暖かい日（30℃、86℉）から氷点下の0℃（32℉）に下がると、水中の酸素濃度はほぼ2倍になります。同様に、二酸化炭素と窒素ガスは低温で溶解度が高くなり、その溶解度は温度によって異なる速度で変化します。[128] [131]

酸素、光合成、炭素循環

海洋炭素循環の図。蓄積量（貯蔵量）とフラックスの相対的な大きさを示している。[132]

海面における光合成は酸素を放出し、二酸化炭素を消費します。このプロセスは、微細な浮遊藻類の一種である植物プランクトンによって制御されています。植物プランクトンが成長した後、海中で光合成によって生成された有機物が細菌によって分解され、酸素が消費され二酸化炭素が排出されます。大気と接触しない深海では、一部の有機物が沈み込み、細菌によって分解されるため、酸素濃度が低下し、二酸化炭素、炭酸塩、重炭酸塩が増加します。[104]このような海洋における二酸化炭素の循環は、地球規模の炭素循環において重要な役割を果たしています。

海洋は、光合成と溶解によって大気から吸収される二酸化炭素の主要な炭素吸収源です（炭素隔離も参照）。また、マングローブや塩性湿地といった沿岸海洋生息地における二酸化炭素吸収にも注目が集まっています。このプロセスはしばしば「ブルーカーボン」と呼ばれます。これらの生態系は、強力な炭素吸収源であると同時に、生態学的に重要な生息地でありながら、人間の活動や環境悪化の脅威にさらされているため、注目されています。

深層水は地球全体を循環するにつれ、表層の空気と接触していない時間が長くなるにつれて、酸素濃度が徐々に減少し、二酸化炭素濃度が徐々に増加します。この酸素濃度の漸減は、深層水中の有機物が大気と接触していない間に分解し続けることで起こります。[104]海洋深層水の大部分は、ほとんどの生物が生存するのに十分な比較的高い酸素濃度を依然として含んでいます。しかし、長期間にわたり深層水が大気と接触していないため、一部の海域では酸素濃度が非常に低くなっています。これらの酸素欠乏海域は酸素極小帯または低酸素水域と呼ばれ、気候変動による海洋への影響によって一般的に悪化します。[133] [134]

pH

海洋表面の pH 値（地球の平均表面 pH ）は現在、およそ 8.05 [135]から 8.08 [136]の範囲にあります。これは、わずかにアルカリ性であることを意味します。過去 3 億年間、表面の pH 値は約 8.2 でした。[137]しかし、1950 年から 2020 年の間に、海洋表面の平均 pH は約 8.15 から 8.05 に低下しました。[138]人間の活動による 二酸化炭素排出は、海洋酸性化と呼ばれるこのプロセスの主な原因であり、大気中の二酸化炭素 (CO2 )レベルは410 ppm を超えています (2020 年)。[139]大気中のCO2は海洋に吸収されます。これにより炭酸 (H2CO3) が生成され、これが解離して重炭酸イオン( HCO−3）と水素イオン（H + ）です。自由水素イオン（H + ）の存在は海のpHを低下させます。

海にはpHの自然な勾配があり、これは深海における有機物の分解と関係しており、深海に近づくにつれてpHは徐々に低下します。深海では有機物の分解により、海水のpH値は自然に7.8まで低下します。[140]生物生産性の高い地域では、表層水ではpHが8.4まで高くなることがあります。[104]

全球平均表面pHの定義は、海洋の水の表層、深さ約20～100メートルまでの層を指します。比較対象として、海洋の平均深度は約4キロメートルです。より深い水深（100メートル以上）のpH値は、海洋酸性化による同様の影響を受けていません。pHが8.2から約7.8までの自然な勾配が依然として存在する深海が広く存在し、これらの水が酸性化するには非常に長い時間がかかり、酸性化から回復するのにも同様の時間がかかります。しかし、海洋の表層（光合成層）は海洋の生産性にとって非常に重要であるため、表層のpH値や水温の変化は、海洋生物や海流（気候変動による海洋への影響など）など、多くの連鎖反応を引き起こす可能性があります。[104]

海洋酸性化の進行において重要な問題は、表層水が深層水とどのように混ざり合うか、あるいは混ざらないか（混ざらない状態は海洋の成層化と呼ばれる）である。これは水温に依存し、熱帯と極地では異なる（海洋#水温参照）。[104]

海水の化学的性質はpH測定を複雑にし、化学海洋学ではいくつかの異なるpHスケールが存在します。[141]海水には普遍的に受け入れられている基準pHスケールはなく、複数の基準スケールに基づく測定値の差は最大0.14単位になる可能性があります。[142]

アルカリ度

アルカリ度とは、海水、あるいはあらゆる天然水中の塩基（プロトン受容体）と酸（プロトン供与体）のバランスのことです。アルカリ度は化学的な緩衝剤として働き、海水のpHを調節します。海水中にはアルカリ度に寄与するイオンが多数存在しますが、その多くは極めて低濃度です。つまり、酸素が豊富な外洋では、炭酸イオン、重炭酸イオン、ホウ酸イオンが海水のアルカリ度に大きく寄与する唯一のイオンです。これらのイオンのうち、最初の2つがアルカリ度の95%以上を占めています。[104]

海水のアルカリ度の化学式は次のとおりです。

A T = [HCO 3 − ] + 2[CO 3 2- ] + [B(OH) 4 − ]

表層海水中の植物プランクトンの成長は、一部の重炭酸イオンおよび炭酸塩イオンを有機物に変換します。この有機物の一部は深海に沈み、そこで再び炭酸塩と重炭酸塩に分解されます。このプロセスは海洋の生産性、すなわち海洋一次生産と関連しています。したがって、アルカリ度は深度とともに、また大西洋から太平洋、インド洋に至る全球的な熱塩循環に沿って増加する傾向がありますが、その増加量はわずかです。濃度の全体的な変動はわずか数パーセントです。[104] [140]

大気からのCO2の吸収は海洋のアルカリ度に影響を与えません。[143] : 2252 ただし、pH値の低下につながります（海洋酸性化と呼ばれます）。[139]

化学元素とイオンの滞留時間

海中での元素の滞留時間は、岩石の風化や河川などのプロセスによる供給と、蒸発や堆積などのプロセスによる除去によって決まります。

海水には多くの化学元素が溶存イオンとして含まれています。海水に溶存する元素の濃度は広範囲にわたります。ナトリウムや塩化物など、海水塩の大部分を構成する元素の中には、1リットルあたり数グラムという非常に高い濃度のものもあります。一方、鉄など、1リットルあたりわずか数ナノグラム（10の-9乗グラム）という微量な濃度で存在する元素もあります。[122]

元素の濃度は、海洋への供給速度と除去速度によって決まります。元素は河川、大気、熱水噴出孔から海洋に入ります。元素は沈んで堆積物に埋もれるか、水や一部のガスの場合は大気中に蒸発することで海水から除去されます。元素の滞留時間を推定することで、海洋学者は流入と流出のバランスを調べます。滞留時間とは、元素が海中に溶解してから除去されるまでの平均時間です。ナトリウムなど、海水中に豊富に含む元素の流入速度は速いです。これは、岩石中に豊富に存在することと岩石の風化が速いこと、そしてナトリウムイオンが比較的反応性が低く溶解度が高いため、海からの流出が非常に遅いことを反映しています。対照的に、鉄やアルミニウムなどの他の元素は岩石に豊富ですが、非常に不溶性であるため、海洋への流入は少なく、流出は速いことを意味します。これらのサイクルは、地球が誕生して以来続いている元素の主要な地球規模サイクルの一部を表しています。海中に非常に豊富に存在する元素の滞留時間は数百万年と推定されているが、反応性が高く不溶性の元素の滞留時間は数百年しかない。[122]

栄養素

窒素、リン、鉄、カリウムといった生命活動に不可欠な元素は、生物材料の主要成分であり、一般的に「栄養素」と呼ばれています。硝酸塩とリン酸の海洋滞留時間はそれぞれ1万年[146]と6万9000年[147]ですが、カリウムは海洋中に非常に多く存在するイオンであり、滞留時間は1200万年[148]です。これらの元素の生物学的循環は、分解された有機物が堆積物として海底に沈むことで、海洋の水柱から継続的に除去されるプロセスを表しています。

集約農業や未処理下水から発生するリン酸は、流出水によって河川や沿岸域、そして海洋へと運ばれ、そこで代謝されます。最終的には海底に沈み、もはや人類が商業資源として利用することはできなくなります。[149]無機肥料の必須成分であるリン酸岩の生成は、[150]世界の海洋堆積物の一部でゆっくりと進行する地質学的プロセスであり、採掘可能な堆積性リン灰石（リン酸）を再生不可能な資源へと変化させています（ピークリン参照）。人間の活動による再生不可能なリン酸の継続的な純沈着損失は、将来の肥料生産と食料安全保障にとって資源問題となる可能性があります。 [151] [152]

海洋生物

代表的な海洋動物（縮尺は正確ではありません）が、おおよその深度で定義された生態学的生息地内に生息しています。海洋微生物は、あらゆる海洋生息地において、海洋に生息する多様な生物の表面、組織、器官内にも存在します。海底に根を張ったり生息したりする動物は浮遊性ではなく、底生動物です。[153]

海中の生命は陸上の生命よりも30億年前に進化しました。深度と海岸からの距離は、それぞれの海域に生息する動植物の生物多様性に大きな影響を与えます。 [154]海中の生命の多様性は計り知れず、以下のようなものが挙げられます。

シャチは、多くの大型種を捕食する、非常に目立つ海洋頂点捕食者です。しかし、海洋における生物活動の大部分は、海洋細菌や植物プランクトンなど、肉眼では個別に確認できない微小な海洋生物によって行われています。[155]
海洋生物、海の生物、または海の生物は、海洋生息地の塩水（縁海や海洋の海水、または沿岸湿地、ラグーン、河口、内海の汽水）に生息するすべての水生動物、植物、藻類、菌類、原生生物、単細胞微生物、および関連するウイルスを含む集合的な生態系です。2023年の時点で、242,000種を超える海洋種が記録されており、おそらく200万種がまだ記録されていません。年間平均2,332種の新種が記載されています。[156] [157]海洋生物は、海洋生物学と生物海洋学の両方で科学的に研究されています。
海洋生息地とは、海洋生物を支える生息地です。海洋生物は、何らかの形で海中の塩水に依存しています（ 「海洋」という用語は、ラテン語の「mare」 （海または大洋）に由来します）。生息地とは、1種以上の生物 種が生息する生態学的または環境的な領域です。[158]海洋環境は、様々な種類の生息地を支えています。
サンゴ礁は、驚異的な生物多様性を持つ複雑な海洋生態系を形成しています。
海洋生態系は地球上の水生生態系の中で最大規模で、塩分濃度の高い水域に存在します。これらのシステムは、塩分濃度の低い淡水生態系とは対照的です。海洋水域は地球の表面積の 70% 以上を覆い、地球上の水供給量の 97% 以上[159] [160]と地球上の居住可能な空間の 90% [161]を占めています。海水の平均塩分濃度は 1000分の 35 です。実際の塩分濃度は海洋生態系によって異なります。[162]海洋生態系は、水深や海岸線の特徴によって多くのゾーンに分けることができます。 海洋ゾーンは、クジラ、サメ、マグロなどの動物が生息する広大な海洋部分です。底生ゾーンは、多くの無脊椎動物が生息する水面下の基質で構成されています。潮間帯は、満潮と干潮の間の領域です。その他の沿岸域（沿岸海域）には、干潟、海草藻場、マングローブ、岩礁、塩性湿地、サンゴ礁、ケルプ林、ラグーンなどが含まれます。深海では、熱水噴出孔が発生する可能性があり、そこでは化学合成硫黄細菌が食物網の基盤を形成しています。

人間による海洋の利用

すべての排他的経済水域の世界地図

海は歴史を通じて人間の活動と結びついてきました。これらの活動は、航海と探検、海軍戦、旅行、海運と貿易、食料生産（漁業、捕鯨、海藻養殖、水産養殖など）、レジャー（クルージング、セーリング、遊覧船での釣り、スキューバダイビング）、発電（海洋エネルギーと洋上風力発電を参照）、採掘産業（沖合掘削と深海採掘）、淡水化による淡水生産など、多岐にわたります。

世界の多くの商品は、世界の港湾間で船舶によって輸送されています。[163]大量の商品が海上輸送され、特に大西洋を横断し、環太平洋地域を周回しています。[164]工業製品を含む多くの種類の貨物は、通常、標準サイズの施錠可能なコンテナに積まれ、専用ターミナルで専用コンテナ船に積み込まれます。[165]コンテナ化は海上輸送の効率を大幅に向上させ、コストを削減しました。これは、20世紀半ばから後半にかけてのグローバリゼーションの進展と国際貿易の急激な増加の大きな要因でした。[166]

海洋は漁業の主要な供給源でもあります。主要な漁獲物には、エビ、魚、カニ、ロブスターなどがあります。[73]世界最大の商業漁業は、アンチョビ、スケソウダラ、マグロです。[167] : 6  2020年のFAOの報告書によると、「2017年には、世界の海洋漁業の魚類資源の34%が過剰漁獲と分類された」とのことです。[167] : 54 天然漁業と養殖業の両方から得られる魚やその他の水産物は、タンパク質やその他の必須栄養素の最も広く消費されている供給源の一つです。2017年のデータによると、「魚の消費量は世界人口の動物性タンパク質摂取量の17%を占めていました」。[167]この需要を満たすため、沿岸国は排他的経済水域（EEZ）内の海洋資源を開発してきました。漁船は国際水域の資源開発にますます積極的に取り組んでいます。[168]

海は、波、潮汐、塩分濃度の差、海水温の差によって運ばれる膨大なエネルギーを発電に利用できる。[169]持続可能な海洋エネルギーには、潮力発電、海洋温度差、波力発電などがある。[169] [170]洋上風力発電は、洋上に設置された風力タービンによって得られる。陸上よりも風速が高いという利点があるが、洋上風力発電所の建設にはコストがかかる。 [171]海底下の岩石には、石油や天然ガスなどの石油の大きな鉱床がある。洋上プラットフォームと掘削リグで石油やガスを抽出し、陸地まで輸送するために貯蔵する。[172]

「海洋の自由」は17世紀に遡る国際法の原則です。海洋を航行する自由を強調し、公海における戦争を否定しています。今日、この概念は国連海洋法条約（UNCLOS）に明記されています。[173]

1958年に批准された国際海事機関（IMO）は、主に海上安全、責任、補償に責任を負っており、船舶事故に関連する海洋汚染に関するいくつかの条約を締結しています。海洋ガバナンスとは、世界の海洋に関する政策、行動、および事柄を管理することです。[174]

人間の活動による脅威

海洋に対する地球規模の累積的な人間の影響[175]

人間の活動は、海洋汚染（海洋ゴミやマイクロプラスチックを含む） 、乱獲、海洋酸性化、気候変動による海洋へのその他の影響など、多くの悪影響を通じて海洋生物や海洋生息地に影響を及ぼしています。

気候変動

気候変動は海洋に多くの影響を及ぼす。最も重要なものの一つは海水温の上昇である。海洋熱波の頻発はこれに関連している。水温の上昇は、温まった水が膨張し、陸上の氷床が溶けるため、海面上昇の一因となる。海洋へのその他の影響としては、海氷の減少、pH値と酸素レベルの低下、海洋の成層化の進行などがある。これらすべてが海流の変化、例えば大西洋南北循環（AMOC）の弱体化につながる可能性がある。[105]これらの変化の主な原因は、主に化石燃料の燃焼と森林伐採による人間の活動による温室効果ガスの排出である。二酸化炭素とメタンが温室効果ガスの例である。海洋は気候システムにおける余分な熱のほとんどを吸収するため、この追加の温室効果は海洋の温暖化につながる。[176]海は大気中の余分な二酸化炭素の一部も吸収する。これにより海水のpH値が低下する。[177]科学者たちは、海洋が人間が排出するCO2の約25%を吸収していると推定している。 [ 177]

海洋の各層はそれぞれ異なる温度を持っています。例えば、海底に向かうにつれて水温は低くなります。気温上昇によって海面が温まると、この温度成層は拡大します。[178] : 471 これに関連して、海層の混合が減少し、暖かい水が表層付近で安定します。その結果、冷たい深層水の循環が減少します。鉛直混合の減少は、海洋が熱を吸収しにくくします。そのため、将来的には温暖化の大部分が大気と陸地に吸収されます。その結果、熱帯低気圧やその他の嵐に利用できるエネルギー量が増加します。また、海上層に生息する魚類の栄養分が減少します。これらの変化は、海洋の炭素貯蔵能力も低下させます。[179]同時に、塩分濃度の差も拡大しています。塩分濃度の高い海域は塩分濃度が高まり、淡水域は塩分濃度が低くなっています。[180]

暖かい水は冷たい水と同じ量の酸素を含むことができません。その結果、海水の酸素は大気中へと移動します。温度成層の増大は、表層水から深層水への酸素供給を減少させる可能性があります。これにより、水中の酸素含有量はさらに低下します。[181]海はすでに水柱全体で酸素を失っています。酸素極小帯は世界中で拡大しています。[178] : 471 

これらの変化は海洋生態系に悪影響を及ぼし、生物多様性の喪失や種の分布の変化につながる可能性があります。[105]これは今度は漁業や沿岸観光に影響を及ぼす可能性があります。たとえば、水温の上昇は熱帯のサンゴ礁に悪影響を及ぼしています。これらのサンゴ礁はわずかな温度変化にも敏感であるため、直接的な影響はサンゴの白化です。そのため、水温のわずかな上昇がこれらの環境に大きな影響を与える可能性があります。もう1つの例は、温暖化による海氷の生息地の喪失です。これは、ホッキョクグマやそれに依存する他の動物に深刻な影響を及ぼします。気候変動の海洋への影響は、すでに人間の活動による他の影響によって圧力を受けている海洋生態系にさらなる圧力をかけます。[105]

海洋汚染

海洋汚染は、産業廃棄物、農業廃棄物、家庭 廃棄物、粒子、騒音、過剰な二酸化炭素、侵入生物など、人間が使用または拡散する物質が海に入り、有害な影響を及ぼす場合に発生します。この廃棄物の大部分 (80%) は陸上活動に起因しますが、海上輸送も大きく貢献しています。[182]これは化学物質とゴミの組み合わせであり、そのほとんどは陸源から発生し、海に洗い流されたり、吹き込まれたりします。この汚染は、環境、すべての生物の健康、および世界中の経済構造に損害をもたらします。[183]​​ ほとんどの投入物は陸地から、河川、下水、または大気を介して発生するため、大陸棚は汚染に対してより脆弱です。大気汚染も、鉄、炭酸ガス、窒素、ケイ素、硫黄、農薬、および塵粒子を海に運ぶため、一因となっています。 [184]汚染は多くの場合、農業用流出物、風で飛ばされた残骸、塵などの非点源から発生します。これらの非点源は主に河川を通って海に流れ込む流出水によるものですが、風で運ばれたゴミやほこりも、これらの汚染物質が水路や海に沈殿する可能性があるため、役割を果たすことがあります。[185]汚染の経路には、直接排出、陸上流出、船舶汚染、ビルジ汚染、浚渫（浚渫プルームを生成する可能性があります）、大気汚染、そして潜在的には深海採掘が含まれます。

海洋汚染には、海洋ゴミによる汚染、マイクロプラスチックを含むプラスチック汚染、海洋酸性化、栄養塩汚染、毒素、水中騒音といった様々な種類があります。海洋におけるプラスチック汚染は、プラスチックによる海洋汚染の一種であり、その大きさは、ボトルや袋などの大きな素材から、プラスチックが破砕されて形成されたマイクロプラスチックまで様々です。海洋ゴミは主に人間が捨てたゴミで、海に浮かんでいるか、海中に浮遊しています。プラスチック汚染は海洋生物に有害です。

もう一つの懸念は、集約農業からの栄養塩（窒素とリン）の流出と、未処理または部分的に処理された下水の河川への排出、ひいては海洋への流入である。これらの窒素とリンの栄養塩（肥料にも含まれる）は植物プランクトンと大型藻類の増殖を刺激し、有害な藻類の大量発生（富栄養化）を引き起こす可能性があり、これは人間だけでなく海洋生物にも有害である。藻類の過剰な増殖は、敏感なサンゴ礁を窒息させ、生物多様性とサンゴの健康状態の喪失につながる可能性もある。二つ目の大きな懸念は、藻類の大量発生が沿岸海域の酸素消費につながる可能性があることである。温暖化によって水柱の垂直混合が減少するため、気候変動によってこの状況は悪化する可能性がある。 [186]

多くの潜在的に有毒な化学物質は微粒子に付着し、プランクトンや底生動物に取り込まれます。そのほとんどは堆積物摂食者または濾過摂食者です。このようにして、毒素は海洋食物連鎖の中で上方に濃縮されます。農薬が海洋生態系に組み込まれると、すぐに海洋食物網に吸収されます。食物網に入った農薬は突然変異や病気を引き起こし、人間だけでなく食物網全体に害を及ぼす可能性があります。有毒金属も海洋食物網に持ち込まれる可能性があります。これらは、海洋生物の組織物質、生化学、行動、生殖に変化を引き起こし、成長を抑制する可能性があります。また、多くの動物飼料には、魚粉または魚加水分解物の含有量が多く含まれています。このようにして、海洋毒素は陸上動物に移行し、後に肉や乳製品に現れる可能性があります。

乱獲

乱獲とは、水生動物（主に魚類）を、その種が自然に個体数を補充できる速度を超える速度で水域から除去すること（つまり、漁業における既存の魚類資源の過剰利用）であり、その結果、その地域での種の個体数がますます減少する。過剰な漁業慣行は、池、湿地、河川、湖から海まで、あらゆる規模の水域で発生する可能性があり、資源の枯渇、生物の成長率の低下、バイオマスレベルの低下を引き起こす可能性がある。持続的な乱獲、特に産業規模の商業漁業は、魚類の個体数がもはや自立できない危機的な状況につながる可能性があり、種の絶滅につながる可能性がある。サメの乱獲など、一部の乱獲は、海洋生態系全体の混乱を引き起こしている。[187]乱獲の種類には、成長乱獲、加入乱獲、生態系乱獲がある。乱獲は生物多様性と生態系の機能に悪影響を及ぼすだけでなく、魚の生産量を減少させ、結果として社会的、経済的に悪影響を及ぼします。[188]

保護

海洋保護は、人類が依存する海洋の生態系を守る役割を果たしている。[189] [190]これらの生態系を脅威から守ることは、環境保護の主要な要素である。保護策の1つは、海洋保護区（MPA）の設定と施行である。海洋保護は、国、地域、国際的な文脈で検討する必要がある場合がある。[191]その他の対策には、サプライチェーンの透明性要件政策、海洋汚染防止策、生態系支援（例：サンゴ礁向け）、持続可能なシーフードへの支援（例：持続可能な漁業慣行や養殖の種類）などがある。また、採取または撹乱が重大な危害を引き起こす海洋資源および成分の保護、より広範な国民および影響を受けるコミュニティの関与、[192]海洋清掃プロジェクト（海洋プラスチック汚染の除去）の開発もある。後者の例には、クリーン・オーシャンズ・インターナショナルやオーシャン・クリーンアップなどがある。

2021年、43名の専門家科学者が、統合、レビュー、明確化、標準化を通じて海洋保護区の保護レベルの評価を可能にし、海洋保護の質と範囲の改善、計画、監視に向けた今後の取り組みの指針となる、初の科学的枠組み版を発表しました。例としては、「自然のためのグローバル・ディール」[193]の30%保護目標に向けた取り組みや、国連の持続可能な開発目標14（「海の豊かさを守ろう」）[194] [195]が挙げられます。

2023年3月、公海条約が署名されました。これは法的拘束力を有します。主な成果は、国際水域に海洋保護区を設置する新たな可能性が認められたことです。これにより、この協定は2030年までに海洋の30%を保護することを可能にします（「30 by 30」目標の一部）。[196] [197]この条約には、「汚染者負担」の原則、そして活動を行う国の管轄権外の地域を含む、人間活動による様々な影響に関する条項が含まれています。この協定は193の国連加盟国によって採択されました。[198]

参照

参考文献

  1. ^ ab ウェッブ、ポール. 「1.1 海洋の概要」.ロジャー・ウィリアムズ大学オープンパブリッシング – 学習と貯蓄を同時に促進. 2023年5月10日閲覧。
  2. ^ 「海の深さはどれくらいか？」NOAA国立海洋局。2023年5月10日閲覧。
  3. ^ “チャレンジャー海淵 – マリアナ海溝”. 2006年4月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。2012年7月30日閲覧。
  4. ^ 「海岸線 - 世界のファクトブック」中央情報局。
  5. ^ 「沿岸および海洋生態系 – 海洋管轄区域：海岸線の長さ」世界資源研究所。2012年4月19日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2012年3月18日閲覧。
  6. ^ ab 「海水の温度はどのように変化するのか？：海洋探査の事実：NOAA海洋探査研究局」ホーム. 2013年3月5日. 2023年5月10日閲覧。
  7. ^ ab 「ボイジャー：海水温がさらに数度上昇するまでどれくらいかかるのか？」スクリップス海洋研究所2014年3月18日。 2023年5月10日閲覧。
  8. ^ abc 「8(o) 海洋入門」www.physicalgeography.net。
  9. ^ ab "ocean, n". オックスフォード英語辞典. 2012年2月5日閲覧。
  10. ^ ab "ocean". Merriam-Webster . 2012年2月6日閲覧。
  11. ^ 「Ocean」。Merriam -Webster.com Dictionary、Merriam-Webster、https://www.merriam-webster.com/dictionary/ocean。2021年3月14日にアクセス。
  12. ^ Bar-On YM, Phillips R, Milo R (2018年6月). 「地球上のバイオマス分布」. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America . 115 (25): 6506– 6511. Bibcode :2018PNAS..115.6506B. doi : 10.1073/pnas.1711842115 . PMC 6016768. PMID  29784790 . 
  13. ^ 「海から酸素はどれくらい供給されるのか？」国立海洋局、米国海洋大気庁、米国商務省。2021年2月26日。 2021年11月3日閲覧。
  14. ^ abcd Bigg, Grant R. (2003). 『海洋と気候』第2版. ケンブリッジ: ケンブリッジ大学出版局. doi :10.1017/cbo9781139165013. ISBN 978-1-139-16501-3。
  15. ^ ab Gordon, Arnold (2004). 「海洋循環」.気候システム. コロンビア大学. 2013年7月6日閲覧。
  16. ^ ab NOAA, NOAA. 「海流とは何か？」海洋サービスNOAA .国立海洋局. 2020年12月13日閲覧。
  17. ^ ab チェスター, R.; ジケルズ, ティム (2012). 「第8章 大気と海とのガス交換」. 海洋地球化学（第3版）. チチェスター, ウェスト・サセックス, イギリス: Wiley/Blackwell. ISBN 978-1-118-34909-0. OCLC  781078031.
  18. ^ IUCN (2017) 海洋と気候変動、IUCN (国際自然保護連合) 課題概要。
  19. ^ ボブ・ドロギン（2009年8月2日）「種の海をマッピングする」ロサンゼルス・タイムズ。 2009年8月18日閲覧。
  20. ^ 「Sea」. Merriam-webster.com . 2013年3月13日閲覧。
  21. ^ ブロムヘッド、ヘレン『風景と文化 ― 言語横断的視点』p.92、ジョン・ベンジャミンズ出版社、2018年、ISBN 978-9027264008アメリカ人と違って、イギリス英語を話す人は「the ocean」で泳ぐことはなく、常に「the sea」で泳ぎに行きます。
  22. ^ 「WordNet Search – sea」. プリンストン大学. 2012年2月21日閲覧。
  23. ^ 「海洋と海の違いは何ですか？」海洋に関する事実。アメリカ海洋大気庁。 2013年4月19日閲覧。
  24. ^ ab Janin, H.; Mandia, SA (2012). 海面上昇：原因と影響への入門. McFarland, Incorporated, Publishers. p. 20. ISBN 978-0-7864-5956-8. 2022年8月26日閲覧。
  25. ^ ブルックナー、リン、ダン・ブレイトン (2011). 『エコ批評的シェイクスピア（初期近代の文学と科学文化）』アッシュゲート出版ISBN 978-0-7546-6919-7。
  26. ^ ab Ro, Christine (2020年2月3日). 「Is It Ocean Or Oceans?」Forbes . 2022年8月26日閲覧。
  27. ^ “Ocean”. Sciencedaily.com. 2015年4月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2012年11月8日閲覧。
  28. ^ ab 「地球上の陸地と水の分布」。国連海洋地図帳。2016年3月3日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  29. ^ スピルハウス, アセルスタン F. (1942年7月). 「全世界の海洋地図」.地理評論. 32 (3): 431– 435. Bibcode :1942GeoRv..32..431S. doi :10.2307/210385. ISSN  0016-7428. JSTOR  210385.
  30. ^ Ὠκεανός、ヘンリー・ジョージ・リデル、ロバート・スコット、『ギリシャ語-英語辞典』、Perseusプロジェクト
  31. ^ マタソヴィッチ、ランコ、インド・ヨーロッパ比較宗教ザグレブの読者: ザグレブ大学、2016 年。
  32. ^ ドレイク、マイケル・J.（2005）「地球型惑星における水の起源」、隕石と惑星科学、40（4）：515–656、Bibcode：2005M&PS...40..515J、doi：10.1111/j.1945-5100.2005.tb00958.x、S2CID  247695232。
  33. ^ 「なぜ私たちには海があるのでしょうか？」NOAA国立海洋局。2013年6月1日。 2022年9月3日閲覧。
  34. ^ “NASA Astrobiology”. Astrobiology . 2017年6月5日. 2022年9月13日閲覧。
  35. ^ ab Pinti, Daniele L.; Arndt, Nicholas (2014)、「海洋の起源」、Encyclopedia of Astrobiology、Springer Berlin Heidelberg、pp.  1– 5、doi :10.1007/978-3-642-27833-4_1098-4、ISBN 978-3-642-27833-4
  36. ^ Cates, NL; Mojzsis, SJ (2007年3月). 「ケベック州北部、ヌヴァギットゥク超地殻帯の3750 Ma以前の超地殻岩石」.地球惑星科学レター. 255 ( 1–2 ): 9– 21. Bibcode :2007E&PSL.255....9C. doi :10.1016/j.epsl.2006.11.034. ISSN  0012-821X.
  37. ^ オニール, ジョナサン; カールソン, リチャード W.; パケット, ジャン＝ルイ; フランシス, ドン (2012年11月). 「ヌヴァギットゥク緑色岩帯の形成年代と変成史」(PDF) .先カンブリアン・リサーチ. 220– 221: 23– 44. Bibcode :2012PreR..220...23O. doi :10.1016/j.precamres.2012.07.009. ISSN  0301-9268. S2CID  128825728.
  38. ^ ワシントン大学セントルイス校(2020年8月27日). 「隕石研究は、地球が誕生以来湿潤していた可能性を示唆している。かつては『乾燥』と考えられていたエンスタタイトコンドライト隕石には、海を満たすのに十分な量の水が含まれている。さらにそれ以上の量の水が含まれている」EurekAlert!。2020年10月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2020年8月28日閲覧。
  39. ^ アメリカ科学振興協会 (2020年8月27日). 「隕石中の水素の予想外の豊富さが地球の水の起源を明らかにする」EurekAlert! . 2020年10月28日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2020年8月28日閲覧。
  40. ^ Piani, Laurette; Marrocchi, Yves; Rigaudier, Thomas; Vacher, Lionel G.; Thomassin, Dorian; Marty, Bernard (2020). 「地球の水は、エンスタタイトコンドライト隕石に類似した物質から受け継がれた可能性がある」. Science . 369 (6507): 1110– 1113. Bibcode :2020Sci...369.1110P. doi :10.1126/science.aba1948. ISSN  0036-8075. PMID  32855337. S2CID  221342529.
  41. ^ Guinan, EF; Ribas, I. (2002). Benjamin Montesinos, Alvaro Gimenez, Edward F. Guinan (編). Our Changing Sun: The Role of Solar Nuclear Evolution and Magnetic Activity on Earth's Atmosphere and Climate . ASP Conference Proceedings: The Evolving Sun and its Influence on Planetary Environments . San Francisco: Astronomical Society of the Pacific. Bibcode :2002ASPC..269...85G. ISBN 978-1-58381-109-2。
  42. ^ ab Voosen, Paul (2021年3月9日). 「古代の地球は水の世界だった」. Science . 371 (6534). アメリカ科学振興協会 (AAAS): 1088–1089 . doi :10.1126/science.abh4289. ISSN  0036-8075. PMID  33707245. S2CID  241687784.
  43. ^ 「水循環の概要」USGS水科学スクール。2018年1月16日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2018年1月15日閲覧。
  44. ^ スミス、イヴェット（2021年6月7日）「地球は水の世界」NASA . 2022年8月27日閲覧。
  45. ^ 「ウォーターワールド」ナショナルジオグラフィック協会2022年5月20日. 2022年8月24日閲覧。
  46. ^ Lunine, Jonathan I. (2017). 「海洋世界の探査」. Acta Astronautica . 131. Elsevier BV: 123– 130. Bibcode :2017AcAau.131..123L. doi : 10.1016/j.actaastro.2016.11.017 . ISSN  0094-5765.
  47. ^ “Ocean Worlds”. Ocean Worlds . 2022年8月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2022年8月27日閲覧。
  48. ^ 「ポイント・ネモはどこですか？」NOAA . 2015年2月20日閲覧。
  49. ^ 「新しい海が誕生しました。5つすべて名前を挙げられますか？」『環境』誌、2025年8月13日。 2025年8月13日閲覧。
  50. ^ 「南極海 - 世界ファクトブック」www.cia.gov . 2025年8月13日閲覧。
  51. ^ ab 「ITU-R勧告RS.1624：4200～4400MHz帯の航空無線航行業務における地球探査衛星（受動型）と航空機搭載高度計の共用（質問ITU-R 229/7）」（PDF）。ITU無線通信部門（ITU-R） 。 2015年4月5日閲覧。海洋の面積は約3.35×10 8 km 2である。世界の海岸線は377,412 kmである。
  52. ^ ab 「太平洋」。地球百科事典。2015年3月7日閲覧。
  53. ^ ab 「大西洋」。地球百科事典。2015年3月7日閲覧。
  54. ^ ab 「インド洋」。地球百科事典。2015年3月7日閲覧。
  55. ^ ab 「南極海」。地球百科事典。 2015年3月10日閲覧。
  56. ^ ab 「海洋と海の境界、第3版」（PDF） 。国際水路機関。1953年。 2011年10月8日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。 2020年12月28日閲覧。
  57. ^ ab トムチャック, マティアス; ゴッドフリー, J. スチュアート (2003). 地域海洋学入門（第2版）. デリー: ダヤ出版社. ISBN 978-81-7035-306-5. 2007年6月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。2006年4月10日閲覧。
  58. ^ ab Ostenso, Ned Allen. 「北極海」.ブリタニカ百科事典. 2012年7月2日閲覧。近似的に、北極海は大西洋の河口とみなすことができます。
  59. ^ ab 「北極海」。地球百科事典。 2015年3月7日閲覧。
  60. ^ Pidwirny, Michael (2013年3月28日). 「プレートテクトニクス」. 『地球百科事典』 . 2014年10月21日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2013年9月20日閲覧。
  61. ^ 「プレートテクトニクス：メカニズム」カリフォルニア大学古生物学博物館。2014年7月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2013年9月20日閲覧。
  62. ^ 「地球上で最も長い山脈は何か？」国立海洋局。米国商務省。 2014年10月17日閲覧。
  63. ^ 「海洋の探査はどの程度行われているのか？：海洋探査の事実：NOAA海洋探査研究局」ホーム. 2013年10月21日. 2025年1月29日閲覧.
  64. ^ 探査、NOAA海洋。「NOAA海洋探査・研究：世界海洋デー」。ホーム。 2025年1月29日閲覧。
  65. ^ abcd Monkhouse, FJ (1975). 『自然地理学の原理』 Hodder & Stoughton. pp.  280– 291. ISBN 978-0-340-04944-0。
  66. ^ ウィットウ、ジョン・B. (1984). 『ペンギン自然地理辞典』 ペンギンブックス. pp. 29, 80, 246. ISBN 978-0-14-051094-2。
  67. ^ 「テムズバリアーのエンジニア、第2の防御が必要と発言」BBCニュース、2013年1月5日。2013年9月26日時点のオリジナルよりアーカイブ。2013年9月18日閲覧。
  68. ^ Fleming, Nic (2015年5月27日). 「海は本当に青いのか？」BBC - Earth . BBC . 2021年8月25日閲覧。
  69. ^ Webb, Paul (2020年7月)、「6.5 Light」、海洋学入門、2021年7月21日閲覧。
  70. ^ モレル, アンドレ; プリウール, ルイ (1977). 「海色の変動分析1」.陸水学・海洋学. 22 (4): 709– 722. Bibcode :1977LimOc..22..709M. doi : 10.4319/lo.1977.22.4.0709 .
  71. ^ Coble, Paula G. (2007). 「海洋光学生物地球化学：海の色の化学」.化学レビュー. 107 (2): 402– 418. doi :10.1021/cr050350+. PMID  17256912.
  72. ^ ab 「水循環：海洋」米国地質調査所. 2021年7月17日閲覧。
  73. ^ ab 「NOAA – アメリカ海洋大気庁 – 海洋」Noaa.gov . 2020年2月16日閲覧。
  74. ^ King, Michael D.; Platnick, Steven; Menzel, W. Paul; Ackerman, Steven A.; Hubanks, Paul A. (2013). 「TerraおよびAqua衛星搭載MODISによる雲の空間的および時間的分布」. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing . 51 (7). Institute of Electrical and Electronics Engineers (IEEE): 3826– 3852. Bibcode :2013ITGRS..51.3826K. doi : 10.1109/tgrs.2012.2227333 . hdl : 2060/20120010368 . ISSN  0196-2892. S2CID  206691291.
  75. ^ 海洋におけるうねりの消散の観測、F. Ardhuin、Collard、F.、B. Chapron、2009年：Geophys. Res. Lett. 36、L06607、doi：10.1029/2008GL037030
  76. ^ ストウ、ドリック（2004年）『海洋百科事典』オックスフォード大学出版局、ISBN 978-0-19-860687-1。
  77. ^ abcd 「ETOPO1による世界の海洋のボリューム」NOAA . 2015年3月11日時点のオリジナルよりアーカイブ。2015年3月7日閲覧。{{cite web}}: CS1 maint: bot: 元のURLステータス不明（リンク）
  78. ^ Young, IR (1999).風によって生成される海洋波. エルゼビア. p. 83. ISBN 978-0-08-043317-2。
  79. ^ abc ギャリソン, トム (2012). 海洋学の基礎. 第6版. pp. 204 ff. Brooks/Cole, Belmont . ISBN 0321814053。
  80. ^ 国立気象図書館・アーカイブ (2010). 「ファクトシート6 – ボーフォート風力階級」. 気象庁 (デボン州)
  81. ^ Holliday, NP; Yelland, MJ; Pascal, R.; Swail, VR; Taylor, PK; Griffiths, CR; Kent, E. (2006). 「ロッコール・トラフの極端波は史上最大記録だったのか？」地球物理学研究論文集33 ( 5): L05613. Bibcode :2006GeoRL..33.5613H. doi : 10.1029/2005GL025238 .
  82. ^ レアード、アン (2006). 「極端波の観測統計」海軍大学院（モントレー）
  83. ^ 「海の波」。Ocean Explorer。アメリカ海洋大気庁。 2013年4月17日閲覧。
  84. ^ 「津波の生涯」。津波と地震。米国地質調査所。2021年7月14日閲覧。
  85. ^ 「津波の物理学」米国国立津波警報センター。 2021年7月14日閲覧。
  86. ^ 「潮汐」。Ocean Explorer。アメリカ海洋大気庁。 2013年4月20日閲覧。
  87. ^ ab 「潮汐と水位」NOAA海洋・海岸局. NOAA海洋サービス教育. 2013年4月20日閲覧。
  88. ^ 「潮汐振幅」. グエルフ大学. 2013年9月12日閲覧。
  89. ^ 「第8章 重力波、潮汐、沿岸海洋学」『記述的物理海洋学入門』Lynne D. Talley、George L. Pickard、William J. Emery、James H. Swift（第6版）アムステルダム：Academic Press、2011年、ISBN 978-0-7506-4552-2. OCLC  720651296。{{cite book}}: CS1 メンテナンス: その他 (リンク)
  90. ^ 「奇妙な科学：極端な潮汐範囲」。流動的な地球を探る：探究としての科学教育。ハワイ大学。 2021年11月9日閲覧。
  91. ^ 「世界で最も潮位が高いのはどこ？」カジュアルナビゲーション。 2021年11月9日閲覧。
  92. ^ Drazen, Jeffrey C. 「深海魚」.ハワイ大学マノア校海洋地球科学技術学部. 2012年5月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2007年6月7日閲覧。
  93. ^ 「科学者がマリアナ海溝の地図を作成、世界最深の海域」The Telegraph . Telegraph Media Group. 2011年12月7日. 2011年12月8日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2012年3月23日閲覧。
  94. ^ GEBCO_2019グリッドで計算。（2020年5月）。「OER深度比較マップEEZ」（PDF）。NOAA海洋探査研究局。 2025年9月19日閲覧。{{cite web}}: CS1 maint: 数値名: 著者リスト (リンク)
  95. ^ abcdefg 「第3章 海水の物理的性質」. 記述的物理海洋学入門. Lynne D. Talley, George L. Pickard, William J. Emery, James H. Swift (第6版). アムステルダム: Academic Press. 2011. ISBN 978-0-7506-4552-2. OCLC  720651296。{{cite book}}: CS1 メンテナンス: その他 (リンク)
  96. ^ 「サーモクラインとは何か？」国立海洋局。米国商務省。 2021年2月7日閲覧。
  97. ^ Qadri, Syed (2003). 「地球の海の体積」. The Physics Factbook . 2007年6月7日閲覧。
  98. ^ Charette, Matthew; Smith, Walter HF (2010). 「地球の海の体積」.海洋学. 23 (2): 112– 114. doi : 10.5670/oceanog.2010.51 . hdl : 1912/3862 .
  99. ^ 地球の水はどこにあるのか？、米国地質調査所。
  100. ^ Eakins, BW および GF Sharman、「ETOPO1 から取得した世界の海洋の巻」、NOAA 国立地球物理データセンター、コロラド州ボルダー、2010 年。
  101. ^ 水の危機：第2章、ピーター・H・グレイク、オックスフォード大学出版局、1993年。
  102. ^ 「世界の水資源：21世紀に向けた新たな評価と考察（報告書）」ユネスコ、1998年。2013年9月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。2013年6月13日閲覧。
  103. ^ ケニッシュ、マイケル・J. (2001).海洋科学実用ハンドブック. 海洋科学シリーズ（第3版）. CRC Press. p. 35. ISBN 0-8493-2391-6。
  104. ^ abcdefgh チェスター, R.; ティム・ジケルズ (2012). 「第9章 海水中の栄養素、酸素、有機炭素、そして炭素循環」. 海洋地球化学（第3版）. 英国ウェスト・サセックス州チチェスター: Wiley/Blackwell. ISBN 978-1-118-34909-0. OCLC  781078031.
  105. ^ abcd 「政策立案者向け要約」『気候変動における海洋と氷圏』（PDF） 2019年、pp.  3– 36. doi :10.1017/9781009157964.001. ISBN 978-1-00-915796-4. 2023年3月29日時点のオリジナルよりアーカイブ（PDF） . 2023年3月26日閲覧。
  106. ^ abc Cheng, Lijing; Abraham, John; Trenberth, Kevin E.; Fasullo, John; Boyer, Tim; Mann, Michael E.; Zhu, Jiang; Wang, Fan; Locarnini, Ricardo; Li, Yuanlong; Zhang, Bin; Yu, Fujiang; Wan, Liying; Chen, Xingrong; Feng, Licheng (2023). 「海洋における記録的な猛暑のもう1年」. Advances in Atmospheric Sc​​iences . 40 (6): 963– 974. Bibcode :2023AdAtS..40..963C. doi : 10.1007/s00376-023-2385-2 . ISSN  0256-1530. PMC 9832248. PMID 36643611  .  テキストはこのソースからコピーされたもので、クリエイティブ・コモンズ表示4.0国際ライセンスの下で利用可能です。
  107. ^ Fox-Kemper, B., HT Hewitt, C. Xiao, G. Aðalgeirsdóttir, SS Drijfhout, TL Edwards, NR Golledge, M. Hemer, RE Kopp, G. Krinner, A. Mix, D. Notz, S. Nowicki, IS Nurhati, L. Ruiz, J.-B. Sallée, ABA Slangen, Y. Yu, 2021: 第9章「海洋、氷圏、海面変動」Wayback Machineに2022年10月24日にアーカイブ。『気候変動2021：物理科学の基礎』所収。気候変動に関する政府間パネル第6次評価報告書第1作業部会の報告書（Wayback Machineに2021年8月9日にアーカイブ）[Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, B. Zhou（編）]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 1211–1362
  108. ^ 「IPCC第4次評価報告書：気候変動2007年、第1作業部会：物理科学的根拠、5.6 統合」。IPCC （アーカイブ） 。 2021年7月19日閲覧。
  109. ^ 「蒸発量から降水量を引いた緯度経度、年間平均」ERA-40アトラス、ECMWF。2014年2月2日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  110. ^ バリー、ロジャー・グラハム; チョーリー、リチャード・J. (2003). 『大気、天気、気候』ラウトレッジ. p. 68. ISBN 978-0-203-44051-3。
  111. ^ Deser, C.; Alexander, MA; Xie, SP ; Phillips, AS (2010). 「海面水温変動：パターンとメカニズム」（PDF） . Annual Review of Marine Science . 2 : 115– 143. Bibcode :2010ARMS....2..115D. doi :10.1146/annurev-marine-120408-​​151453. PMID  21141660. 2014年5月14日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。
  112. ^ Huang, Rui Xin (2010). 海洋循環：風駆動プロセスと熱塩プロセス. ケンブリッジ: ケンブリッジ大学出版局. ISBN 978-0-511-68849-2. OCLC  664005236。
  113. ^ Jeffries, Martin O. (2012). 「海氷」.ブリタニカ百科事典. ブリタニカ・オンライン百科事典. 2013年4月21日閲覧。
  114. ^ Wadhams, Peter (2003年1月1日). 「北極の海氷はどのように形成され、消滅するのか？」北極テーマページ. NOAA. 2005年3月6日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2005年4月25日閲覧。
  115. ^ ウィークス、ウィリー・F. (2010). 『海氷について』アラスカ大学出版局. p. 2. ISBN 978-1-60223-101-6。
  116. ^ ショクル、モハメッド、シンハ、ニルマル（2015年）『海氷 ― 物理学とリモートセンシング』ジョン・ワイリー・アンド・サンズ社ISBN 978-1-119-02789-8。
  117. ^ 「海氷」.国立雪氷データセンター. 2022年11月22日閲覧。
  118. ^ 「潮流 - 海流：NOAAの国立海洋局教育」国立海洋局. 米国商務省. 2021年2月7日閲覧。
  119. ^ abcde 「第7章 記述的海洋循環のための動的プロセス」『記述的物理海洋学入門』Lynne D. Talley、George L. Pickard、William J. Emery、James H. Swift（第6版）。アムステルダム：Academic Press、2011年。ISBN 978-0-7506-4552-2. OCLC  720651296。{{cite book}}: CS1 メンテナンス: その他 (リンク)
  120. ^ ab IPCC、2019: 政策立案者向けの概要。掲載: 変化する気候における海洋と雪氷圏に関する IPCC 特別報告書 [H.-O.ペルトナー、DC ロバーツ、V. マッソンデルモット、P. ザイ、M. ティグナー、E. ポロザンスカ、K. ミンテンベック、A. アレグリア、M. ニコライ、A. オケム、J. ペツォルト、B. ラマ、NM ウェイアー (編)]。ケンブリッジ大学出版局、ケンブリッジおよびニューヨーク。土井：10.1017/9781009157964.001。
  121. ^ バラノバ、オルガ. 「世界海洋アトラス2009」.国立環境情報センター (NCEI) . 2022年1月18日閲覧。
  122. ^ abcde チェスター, R.; ティム・ジケルズ (2012). 「第7章 記述的海洋学：水柱パラメータ」. 海洋地球化学（第3版）. チチェスター、ウェスト・サセックス、イギリス: Wiley/Blackwell. ISBN 978-1-118-34909-0. OCLC  781078031.
  123. ^ 「海は凍るのか？ 海水は淡水よりも低い温度で凍る」NOAA . 2020年7月6日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2019年1月2日閲覧。
  124. ^ 「水文学的特徴と気候」ブリタニカ百科事典. 2022年1月18日閲覧。
  125. ^ 「塩分と塩水」国立雪氷データセンター. 2022年1月18日閲覧。
  126. ^ ab フォックス=ケンパー、B.、HT ヒューイット、C. シャオ、G. アザルゲイルスドッティル、SS ドライフハウト、TL エドワーズ、NR ゴリッジ、M. ヘマー、RE コップ、G. クリナー、A. ミックス、D. ノッツ、S. ノウィツキ、IS ヌルハティ、L. ルイス、J.-B. Sallee、ABA Slangen、Y. Yu、2021: 第 9 章: 海洋、雪氷圏、海面変化。 2021 年の気候変動: 物理科学の基礎。気候変動に関する政府間パネル第6次評価報告書第1作業部会の報告書 [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, B. Zhou (編)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York City, USA, pages 1211–1362, doi :10.1017/9781009157896.011
  127. ^ Garcia, HE;​​ Locarnini, RA; Boyer, TP; Antonov, JI (2006). Levitus, S. (編).世界海洋地図帳 2005, 第3巻: 溶存酸素、見かけの酸素利用率、酸素飽和度. ワシントンD.C.: NOAA Atlas NESDIS 63, 米国政府印刷局. p. 342.
  128. ^ ab 「海水溶液」.海水. エルゼビア. 1995年. pp.  85– 127. doi :10.1016/b978-075063715-2/50007-1. ISBN 978-0-7506-3715-2。
  129. ^ 「海水中の二酸化炭素以外の溶存ガス」（PDF） soest.hawaii.edu 2014年5月5日閲覧。
  130. ^ 「溶存酸素と二酸化炭素」（PDF） chem.uiuc.edu. 2014年6月12日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。 2014年2月3日閲覧。
  131. ^ 「12.742. 海洋化学。講義8. 溶存ガスと大気・海間交換」（PDF） 。 2014年5月5日閲覧。
  132. ^ 「海洋炭素循環」GRID-Arendal . 2009年6月5日. 2022年1月18日閲覧。
  133. ^ ブライトバーグ、デニス;レビン、リサ A.オシュリーズ、アンドレアス。グレゴワール、マリロール。チャベス、フランシスコ P.コンリー、ダニエル・J.ギャルソン、ヴェロニク。ギルバート、デニス。グティエレス、ディミトリ。アイセンシー、キルスティン。ギル・S・ジャシント（2018年1月5日）。 「世界の海洋と沿岸水域における酸素の減少」。科学。359 (6371) eaam7240。Bibcode :2018Sci...359M7240B。土井：10.1126/science.aam7240。ISSN  0036-8075。PMID  29301986。
  134. ^ Karstensen, J; Stramma, L; Visbeck, M (2008). 「東部熱帯大西洋および太平洋における酸素極小帯」(PDF) . Progress in Oceanography . 77 (4): 331– 350. Bibcode :2008PrOce..77..331K. doi :10.1016/j.pocean.2007.05.009.
  135. ^ Terhaar, Jens; Frölicher, Thomas L.; Joos, Fortunat (2023). 「排出主導型気温安定化シナリオにおける海洋酸性化：TCREと非CO2温室効果ガスの役割」. Environmental Research Letters . 18 (2): 024033. Bibcode :2023ERL....18b4033T. doi : 10.1088/1748-9326/acaf91 . ISSN  1748-9326. S2CID  255431338.図1f
  136. ^ アリアス、PA、N. ベルアン、E. コッポラ、RG ジョーンズ、G. クリナー、J. マロツケ、V. ナイク、MD パーマー、G.-K. Plattner、J. Rogelj、M. Rojas、J. Sillmann、T. Storelvmo、PW Thorne、B. Trewin、K. Achuta Rao、B. Adhikary、RP Allan、K. Armour、G. Bala、R. Barimalala、S. Berger、JG Canadell、C. Cassou、A. Cherchi、W. Collins、WD Collins、SL Connors、 S. コルティ、F. クルーズ、F.J. デンテナー、C. デレクチンスキー、A. ディ ルカ、A. ディオング ニアン、F.J. ドブラス＝レイエス、A. ドシオ、H. ドゥヴィル、F. エンゲルブレヒト、V. アイリング、E. フィッシャー、P. フォースター、B. フォックス-ケンパー、J.S. フグルストヴェット、J.C. ファイフ、他、 2021: 技術概要がアーカイブされました2022年7月21日、 Wayback Machineにて。『気候変動2021：物理科学的根拠』所収。気候変動に関する政府間パネル第6次評価報告書への第1作業部会の貢献。2021年8月9日、Wayback Machineにてアーカイブ。[Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, B. Zhou (編)]。ケンブリッジ大学出版局、ケンブリッジ（英国）、ニューヨーク（米国）（75ページの図TS.11 (d)より引用）
  137. ^ 「海洋酸性化」ナショナルジオグラフィック2017年4月27日. 2018年10月9日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2018年10月9日閲覧。
  138. ^ Terhaar, Jens; Frölicher, Thomas L.; Joos, Fortunat (2023). 「排出主導型気温安定化シナリオにおける海洋酸性化：TCREと非CO2温室効果ガスの役割」. Environmental Research Letters . 18 (2): 024033. Bibcode :2023ERL....18b4033T. doi : 10.1088/1748-9326/acaf91 . ISSN  1748-9326. S2CID  255431338.
  139. ^ ab Doney, Scott C.; Busch, D. Shallin; Cooley, Sarah R.; Kroeker, Kristy J. (2020年10月17日). 「海洋酸性化が海洋生態系とそれに依存する人間社会に与える影響」. Annual Review of Environment and Resources . 45 (1): 83– 112. doi : 10.1146/annurev-environ-012320-083019 . S2CID  225741986. テキストはこのソースからコピーされたもので、クリエイティブ・コモンズ表示4.0国際ライセンスの下で利用可能です。
  140. ^ エマーソン, スティーブン; ヘッジス, ジョン (2008). 「第4章 炭酸塩の化学」. 化学海洋学と海洋炭素循環 (第1版). ケンブリッジ大学出版局. doi :10.1017/cbo9780511793202. ISBN 978-0-521-83313-4。
  141. ^ Zeebe, RE および Wolf-Gladrow, D. (2001) CO 2 in seawater: equilibrium, kinetics, isotopes , Elsevier Science BV, Amsterdam, Netherlands ISBN 0-444-50946-1
  142. ^ Stumm, W, Morgan, JJ (1981)『水生化学入門：天然水における化学平衡に焦点を当てて』 John Wiley & Sons. pp. 414–416. ISBN 0471048313。
  143. ^ IPCC、2021: 付属書 VII: 用語集 2022 年 6 月 5 日にウェイバック マシンにアーカイブ[Matthews、JBR、V. Möller、R. van Diemen、JS Fuglestvedt、V. Masson-Delmotte、C. Méndez、S. Semenov、A. Reisinger (編)]。 2021 年の気候変動: 物理科学の基礎。気候変動に関する政府間パネル（IPCC）第6次評価報告書第1作業部会の報告書（Wayback Machineに2021年8月9日アーカイブ）[Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, B. Zhou（編）]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA
  144. ^ 「いくつかの重要な溶質の海水中滞留時間の計算」（PDF） gly.uga.edu. 2018年11月23日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。 2014年2月3日閲覧。
  145. ^ チェスター, R.; ジケルズ, ティム (2012). 「第11章 海洋中の微量元素」. 海洋地球化学（第3版）. チチェスター, ウェスト・サセックス, イギリス: Wiley/Blackwell. ISBN 978-1-118-34909-0. OCLC  781078031.
  146. ^ 「モントレー湾水族館研究所」.
  147. ^ 「モントレー湾水族館研究所」.
  148. ^ 「カリウム」. www3.mbari.org .
  149. ^ ペイタン、アディナ;カレン・マクラフリン (2007)。「海洋のリン循環」。化学レビュー。107 (2): 563–576。土井:10.1021/cr0503613。ISSN  0009-2665。PMID  17256993。S2CID 1872341  。
  150. ^ コーデル, ダナ; ドレンゲルト, ヤン＝オロフ; ホワイト, スチュアート (2009). 「リンの物語：世界の食料安全保障と考えるための食料」 .地球環境変化. 19 (2): 292– 305. Bibcode :2009GEC....19..292C. doi :10.1016/j.gloenvcha.2008.10.009. S2CID  1450932.
  151. ^ Edixhoven, JD; Gupta, J.; Savenije, HHG (2014年12月19日). 「リン酸塩岩の埋蔵量と資源に関する最近の改訂：批判」.地球システムダイナミクス. 5 (2): 491– 507. Bibcode :2014ESD.....5..491E. doi : 10.5194/esd-5-491-2014 . ISSN  2190-4987. S2CID  858311.
  152. ^ Amundson, R.; Berhe, AA; Hopmans, JW; Olson, C.; Sztein, AE; Sparks, DL (2015). 「21世紀における土壌と人間の安全保障」. Science . 348 (6235) 1261071. Bibcode :2015Sci...34861071A. doi :10.1126/science.1261071. ISSN  0036-8075. PMID  25954014. S2CID  206562728.
  153. ^ Apprill, A. (2017)「海洋動物マイクロバイオーム：変化する海洋における宿主とマイクロバイオームの相互作用の理解に向けて」海洋科学フロンティア、4 :222. doi : 10.3389/fmars.2017.00222 .資料はこのソースからコピーされたもので、Creative Commons Attribution 4.0 International License に基づいて利用可能です。
  154. ^ 「第34章 生物圏：地球の多様な環境への入門」『生物学：概念とつながり』第34.7節。2018年7月13日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2014年5月14日閲覧。
  155. ^ Cavicchioli R, Ripple WJ, Timmis KN, Azam F, Bakken LR, Baylis M, et al. (2019年9月). 「科学者による人類への警告：微生物と気候変動」. Nature Reviews. Microbiology . 17 (9): 569– 586. doi :10.1038/s41579-019-0222-5. PMC 7136171. PMID  31213707 .  変更されたテキストはこのソースからコピーされたもので、Creative Commons Attribution 4.0 International License に基づいて利用可能です。
  156. ^ Drogin, B (2009年8月2日). 「種の海洋をマッピングする」ロサンゼルス・タイムズ. 2009年8月18日閲覧。
  157. ^ Bouchet, Philippe; Decock, Wim; Lonneville, Britt; Vanhoorne, Bart; Vandepitte, Leen (2023年6月). 「海洋生物多様性の発見：新種記載における指標」. Frontiers in Marine Science . 10 (3389). Bibcode :2023FrMaS..1029989B. doi : 10.3389/fmars.2023.929989 – ResearchGate経由.
  158. ^ アバクロンビー、M.、ヒックマン、CJ、ジョンソン、ML 1966.生物学辞典.ペンギン・リファレンス・ブックス、ロンドン
  159. ^ “Oceanic Institute”. www.oceanicinstitute.org . 2019年1月3日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2018年12月1日閲覧。
  160. ^ “Ocean Habitats and Information”. 2017年1月5日. 2017年4月1日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2018年12月1日閲覧。
  161. ^ 「海洋生物多様性に関する事実と数字｜国連教育科学文化機関」www.unesco.org . 2018年12月1日閲覧。
  162. ^ 米国環境保護庁(2006年3月2日). 「海洋生態系」. 2012年8月1日時点のオリジナルよりアーカイブ。2006年8月25日閲覧。
  163. ^ ザカリアス、マーク（2014年）『海洋政策：海洋のガバナンスと国際法入門』ラウトレッジ、ISBN 978-1-136-21247-5。
  164. ^ Halpern, Benjamin S.; Walbridge, Shaun; Selkoe, Kimberly A.; Kappel, Carrie V.; Micheli, Fiorenza; D'Agrosa, Caterina; Bruno, John F.; Casey, Kenneth S.; Ebert, Colin; Fox, Helen E.; Fujita, Rod (2008). 「海洋生態系に対する人間の影響に関する世界地図」 . Science . 319 (5865): 948– 952. Bibcode :2008Sci...319..948H. doi :10.1126/science.11​​49345. ISSN  0036-8075. PMID  18276889. S2CID  26206024.
  165. ^ ザウアービア、チャールズ・L.、メアーン、ロバート・J. (2004).海上貨物作業：積載ガイド. ケンブリッジ、メリーランド州: コーネル・マリタイム・プレス. pp.  1– 16. ISBN 978-0-87033-550-1。
  166. ^ “Industry Globalization | World Shipping Council”. www.worldshipping.org . 2021年1月27日時点のオリジナルよりアーカイブ。2021年5月4日閲覧。
  167. ^ abc 世界漁業・養殖業の現状2020. FAO. 2020. doi :10.4060/ca9229en. hdl :10535/3776. ISBN 978-92-5-132692-3. S2CID  242949831。
  168. ^ 「漁業：最新データ」GreenFacts . 2013年4月23日閲覧。
  169. ^ ab 「海洋エネルギーとは何か」。Ocean Energy Systems. 2014年。 2021年5月14日閲覧。
  170. ^ クルス、ジョアン（2008年）「海洋波力エネルギー ― 現状と将来展望」シュプリンガー、p.2、ISBN 978-3-540-74894-6。
  171. ^ 「Offshore Wind Power 2010」BTM Consult、2010年11月22日。2011年6月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2013年4月25日閲覧。
  172. ^ Lamb, Robert (2011). 「沖合掘削の仕組み」HowStuffWorks . 2013年5月6日閲覧。
  173. ^ 「国連海洋法条約（歴史的観点から）」国連海洋法部. 2013年5月8日閲覧。
  174. ^ エヴァンス、JP (2011). 環境ガバナンス. ホーボーケン: テイラー＆フランシス. ISBN 978-0-203-15567-7. OCLC  798531922. 2022年3月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。2021年7月20日閲覧。
  175. ^ Halpern, BS; Frazier, M.; Afflerbach, J.; et al. (2019). 「世界の海洋に対する人間の影響の最近の変化のペース」. Scientific Reports . 9 (1): 11609. Bibcode :2019NatSR...911609H. doi :10.1038/s41598-019-47201-9. PMC 6691109. PMID 31406130  . 
  176. ^ Cheng, Lijing; Abraham, John; Hausfather, Zeke; Trenberth, Kevin E. (2019年1月11日). 「海洋の温暖化速度はどのくらいか？」Science . 363 (6423): 128– 129. Bibcode :2019Sci...363..128C. doi :10.1126/science.aav7619. PMID  30630919. S2CID  57825894.
  177. ^ ab Doney, Scott C.; Busch, D. Shallin; Cooley, Sarah R.; Kroeker, Kristy J. (2020年10月17日). 「海洋酸性化が海洋生態系とそれに依存する人間社会に与える影響」. Annual Review of Environment and Resources . 45 (1): 83– 112. doi : 10.1146/annurev-environ-012320-083019 . テキストはこのソースからコピーされたもので、クリエイティブ・コモンズ表示4.0国際ライセンスの下で利用可能です。2017年10月16日にWayback Machineでアーカイブされています。
  178. ^ ab Bindoff, NL, WWL Cheung, JG Kairo, J. Arístegui, VA Guinder, R. Hallberg, N. Hilmi, N. Jiao, MS Karim, L. Levin, S. O'Donoghue, SR Purca Cuicapusa, B. Rinkevich, T. Suga, A. Tagliabue、および P. Williamson、2019：第 5 章：変化する海洋、海洋生態系、および依存するコミュニティ Archived 2019-12-20 at the Wayback Machine。 In：変化する気候における海洋と氷圏に関する IPCC 特別報告書 Archived 2021-07-12 at the Wayback Machine [H.-O.ペルトナー、DC ロバーツ、V. マッソンデルモット、P. ザイ、M. ティグナー、E. ポロザンスカ、K. ミンテンベック、A. アレグリア、M. ニコライ、A. オケム、J. ペツォルト、B. ラマ、NM ウェイアー (編)]。プレス中。
  179. ^ フリードマン、アンドリュー（2020年9月29日）「地球の海水の混合は減速し、地球温暖化を加速させていると研究で判明」ワシントン・ポスト。2020年10月15日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2020年10月12日閲覧。
  180. ^ Cheng, Lijing; Trenberth, Kevin E.; Gruber, Nicolas; Abraham, John P.; Fasullo, John T.; Li, Guancheng; Mann, Michael E.; Zhao, Xuanming; Zhu, Jiang (2020). 「海洋表層塩分濃度と水循環の変化に関する改良推定値」. Journal of Climate . 33 (23): 10357– 10381. Bibcode :2020JCli...3310357C. doi : 10.1175/jcli-d-20-0366.1 .
  181. ^ チェスター, R.; ジケルズ, ティム (2012). 「第9章：海水中の栄養素、酸素、有機炭素、そして炭素循環」. 海洋地球化学（第3版）. チチェスター、ウェスト・サセックス、イギリス: Wiley/Blackwell. pp.  182– 183. ISBN 978-1-118-34909-0. OCLC  781078031. 2022年2月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。2022年10月20日閲覧。
  182. ^ シェパード、チャールズ編（2019年）『世界の海：環境評価』第3巻、生態学的問題と環境影響（第2版）ロンドン：アカデミック・プレス。ISBN 978-0-12-805204-4. OCLC  1052566532。
  183. ^ 「海洋汚染」.教育 | ナショナルジオグラフィック協会. 2023年6月19日閲覧。
  184. ^ Duce, Robert; Galloway, J.; Liss, P. (2009). 「大気沈着による海洋生態系と気候への影響 WMO Bulletin Vol 58 (1)」.世界気象機関. 2023年12月18日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2020年9月22日閲覧。
  185. ^ 「海洋における最大の汚染源は何ですか？」国立海洋局（米国） . メリーランド州シルバースプリング：国立海洋大気庁. 2022年9月21日閲覧。
  186. ^ ブライトバーグ、デニス;レビン、リサ A.オシュリーズ、アンドレアス。グレゴワール、マリロール。チャベス、フランシスコ P.コンリー、ダニエル・J.ギャルソン、ヴェロニク。ギルバート、デニス。グティエレス、ディミトリ。アイセンシー、キルスティン。ギル・S・ジャシント（2018年1月5日）。 「世界の海洋と沿岸水域における酸素の減少」。科学。359 (6371) eaam7240。Bibcode :2018Sci...359M7240B。土井：10.1126/science.aam7240。ISSN  0036-8075。PMID  29301986。
  187. ^ スケールズ、ヘレン（2007年3月29日）「サメの減少が貝類資源を脅かす、と研究が指摘」ナショナルジオグラフィックニュース。2007年11月6日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2012年5月1日閲覧。
  188. ^ 世界漁業・養殖業の現状2024年版. FAO. 2024年6月7日. doi :10.4060/cd0683en. ISBN 978-92-5-138763-4。
  189. ^ 「海洋環境の保護」www.epa.gov . 2014年3月26日. 2021年10月25日閲覧.
  190. ^ 「海洋保護のための定量的目標：科学的根拠と適用のレビュー」（PDF） 。 2021年10月25日閲覧。
  191. ^ ファラン、スー。「太平洋島嶼国における海洋保護は経済発展の権利と両立するか？」
  192. ^ ポール・マンソン、マックス・ニールセン＝ピンカス、エリーゼ・F・グラネック、トーマス・C・スウェアリンジェン（2021年2月15日）「海洋の健康と海洋保護に関する国民の認識：オレゴン州の海洋保護区への支持の要因」『海洋と沿岸管理』201 105480.書誌コード：2021OCM...20105480M. doi：10.1016/j.ocecoaman.2020.105480 . ISSN  0964-5691. S2CID  230555294.
  193. ^ Dinerstein、E.;ヴィン、C.サラ、E。ジョシ、アーカンソー州。フェルナンド、S. TE、ラブジョイ。マヨルガ、J.オルソン、Ｄ．アズナー医師。ベイリー、JEM;バージェス、ノースダコタ州。バーカート、K. RF、ノス。張、YP;バッチーニ、A.バーチ、T.ハーン、N.ジョッパ、ルイジアナ州。ウィクラマナヤケ、E. (2019)。 「自然のための世界的な取引: 指針となる原則、マイルストーン、目標」。科学の進歩。5 (4) eaaw2869。Bibcode :2019SciA....5.2869D。土井：10.1126/sciadv.aaw2869。PMC 6474764。PMID  31016243。 
  194. ^ “初の海洋保護区ガイドによる海洋保護の改善”.開発研究所。2021 年10 月 19 日に取得。
  195. ^ Grorud-Colvert, Kirsten; Sullivan-Stack, Jenna; Roberts, Callum; Constant, Vanessa; Horta e Costa, Barbara; Pike, Elizabeth P.; Kingston, Naomi; Laffoley, Dan; Sala, Enric; Claudet, Joachim; Friedlander, Alan M.; Gill, David A.; Lester, Sarah E.; Day, Jon C.; Gonçalves, Emanuel J.; Ahmadia, Gabby N.; Rand, Matt; Villagomez, Angelo; Ban, Natalie C.; Gurney, Georgina G.; Spalding, Ana K .; Bennett, Nathan J.; Briggs, Johnny; Morgan, Lance E.; Moffitt, Russell; Deguignet, Marine; Pikitch, Ellen K.; Darling, Emily S.; Jessen, Sabine; Hameed, Sarah O.; Di Carlo, Giuseppe; Guidetti, Paolo; Harris, Jean M.; Torre, Jorge; Kizilkaya, Zafer; Agardy, Tundi; Cury, Philippe; Shah, Nirmal J.; Sack, Karen; Cao, Ling; Fernandez, Miriam; Lubchenco, Jane (2021). 「海洋保護区ガイド：海洋に関する地球規模の目標を達成するための枠組み」（PDF） . Science . 373 (6560) eabf0861. doi :10.1126/science.abf0861. PMID  34516798. S2CID  237473020.
  196. ^ キム・ジュリアナ、トレイスマン・レイチェル「国連新公海条約について知っておくべきこと - そして協定の次のステップ」NPR 。 2023年3月9日閲覧。
  197. ^ フローレス、ギャビー. 「人​​々の力がどのように海洋保護に貢献したか」グリーンピース. 2023年3月9日閲覧。
  198. ^ ヘミングウェイ・ジェインズ、クリステン（2023年6月20日）「新たに採択された国連公海条約は海洋に『戦うチャンス』を与える」Ecowatch 。 2023年6月23日閲覧。
  • NOAA – アメリカ海洋大気庁（米国）
  • 持続可能な開発のための海洋科学の10年（2021～2030年）