海洋の成層

海洋の成層化とは、海洋の水が密度によって水平方向の層に自然に分離することです。暖かい水が冷たい水の上に浮き、主に太陽からの熱がその配置を強化するため、これは一般的に安定した成層です。成層化は風による機械的混合によって緩和されますが、対流（暖かい水が上昇し、冷たい水が沈む）によって強化されます。成層化はすべての海洋盆地で発生し、他の水域でも発生します。成層は水の混合に対する障壁となり、熱、炭素、酸素、その他の栄養素の交換に影響を与えます。^[1]表層混合層は海洋の最上層であり、機械的（風）および熱的（対流）効果によってよく混合されます。気候変動により、海洋上層の成層化が進んでいます。^{[1] [説明が必要]}

風によって駆動される湧昇と沈降により、冷たく栄養分に富んだ水の上昇と暖かい水の沈降によって、異なる層の混合が起こります。一般的に、層は水の密度に基づいています。つまり、重い、つまり密度の高い水は軽い水の下にあり、安定した成層構造を形成します。例えば、密度躍層は、海洋の他の層と比較して密度の変化が最も大きい層です。密度躍層の厚さは、場所によって一定ではなく、様々な変数に依存します。^{[説明が必要]}

1960年から2018年の間に、気候変動により海洋上層の成層は10年ごとに0.7～1.2％増加しました。^[1]これは、海洋の層の密度の差が大きくなり、混合障壁やその他の影響が大きくなることを意味します。^{[説明が必要]}過去数十年間で、^{[いつ？ ]}気候変動の海洋への影響により、すべての海域で成層が増加しました。世界の海洋上層の成層は2022年も増加傾向を続けています。^[2] 1960年以降、南極海（南緯30度以南）で最も成層化の速度が速く、太平洋、大西洋、インド洋がそれに続きます。^[1]成層の増加は主に海水温の変化の影響を受け、塩分濃度は局所的にのみ役割を果たします。^[1]

海の水の密度

海水の密度は単位体積あたりの質量として定義され、温度( )、塩分濃度( )、圧力( ) に複雑に依存します。圧力は、上にある水の密度と深さの関数であり、と表されます。海水はほぼ完全に非圧縮性であるため、圧力への依存は大きくありません。^[3]水温の変化は、水塊間の距離に直接影響を及ぼします。^{[説明が必要]}水温が上昇すると、水塊間の距離が広がり、密度が低下します。塩分濃度は、主に塩からなる溶解固体の質量の尺度です。塩分濃度が増加すると、密度も増加します。密度躍層が密度が急激に変化する層を定義するのと同じように、温度と塩分が急激に変化する層として、サーモクラインとハロクラインを定義できます。密度は温度と塩分濃度の両方に依存するため、密度躍層、熱躍層、​​塩分躍層は似たような形状をしています。違いは、密度は深度とともに増加するのに対し、塩分濃度と温度は深度とともに減少することです。${\displaystyle T}$ ${\displaystyle S}$ ${\displaystyle p}$ ${\displaystyle \rho (S,T,p)}$

^{東経10度、南緯30度におけるハロー、サーモ、ピクノクライン。この画像では、GODASデータ[4]}の2000年の年間平均値が使用されています。

海洋では、特定の温度範囲と塩分濃度範囲が存在します。GODASデータ^[4]を用いると、温度-塩分濃度プロットによって、塩分濃度と温位の様々な組み合わせの可能性と発生状況を示すことができます。

海水の密度はユネスコの公式で次のように表されます: ^[5] この公式の項、圧力がゼロのときの密度、および水の圧縮性に関する項は、どちらも温度に大きく依存し、塩分濃度にはあまり依存しません:$${\displaystyle \rho ={\frac {\rho (S,T,0)}{1-{\frac {p}{K(S,T,p)}}}}.}$$ ${\displaystyle \rho (S,T,0)}$ ${\displaystyle K(S,T,p)}$ $${\displaystyle {\begin{aligned}\rho (S,T,0)=\rho _{SMOW}+B_{1}S+C_{1}S^{1.5}+d_{0}S^{2},&\qquad K(S,T,p)=K(S,T,0)+A_{1}p+B_{2}p^{2},\end{aligned}}}$$

GODASデータの2000年の年間平均値を使用して計算されプロットされた表面温度、表面塩分濃度、表面電位密度。^[4]

これらの式では、小文字の と はすべて、2015年に出版された内部重力波に関する書籍の付録Aで定義されている定数です。^{[5] [説明が必要]}$${\displaystyle {\begin{aligned}{}&\rho _{SMOW}=a_{0}+a_{1}T+a_{2}T^{2}+a_{3}T^{3}+a_{4}T^{4}+a_{5}T^{5},\\{}&B_{1}=b_{0}+b_{1}T+b_{2}T^{2}+b_{3}T^{3}+b_{4}T^{4},\\{}&C_{1}=c_{0}+c_{1}T+c_{2}T^{2},\\\end{aligned}}}$$ $${\displaystyle {\begin{aligned}{}&K(S,T,0)=K_{w}+F_{1}S+G_{1}S^{1.5},\\{}&K_{w}=e_{0}+e_{1}T+e_{2}T^{2}+e_{3}T^{3}+e^{4}T^{4},\\{}&F_{1}=f_{0}+f_{1}T+f_{1}T+f_{2}T^{2}+f_{3}T^{3},\\{}&G_{1}=g_{0}+g_{1}T+g_{2}T^{2},\\{}&A_{1}=A_{w}+(i_{0}+i_{1}T+i_{2}T^{2})S+j_{0}S^{1.5},\\{}&A_{w}=h_{0}+h_{1}T+h_{2}T^{2}+h_{3}T^{3},\\{}&B_{2}=B_{w}+(m_{0}+m_{1}T+m_{2}T^{2})S),\\{}&B_{w}=k_{0}+k_{1}T+k_{2}T^{2}.\end{aligned}}}$$ ${\displaystyle a_{i},b_{i},c_{i},d_{0},e_{i},f_{i},g_{i},i_{i},j_{0},h_{i},m_{i}}$ ${\textstyle k_{i}}$

密度は塩分濃度よりも温度に大きく依存します。これは正確な式から推測でき、GODASデータを用いたグラフにも示されています。^[4]表面温度、塩分濃度、密度のグラフを見ると、極域の水温が最も低い地域が、同時に密度も最も高い地域であることが分かります。一方、塩分濃度が最も高い地域は必ずしも密度が最も高い地域ではありません。これは、海洋における密度は主に温度に左右されることを意味します。具体的な例としては、アラビア海が挙げられます。

定量化

海洋の成層は、深度に応じた密度の変化によって定義・定量化できます。浮力周波数（ブルント・ヴァイサラ周波数とも呼ばれます）は、水温と塩分濃度の観測値と組み合わせることで、成層を直接的に表す指標として利用できます。

浮力周波数は、内部重力波の固有周波数を表します。^[1]これは、垂直方向に変位した水がその周波数で上下に跳ねる傾向があることを意味します。 ${\displaystyle N}$

浮力周波数は次のように定義されます。ここで、は重力定数、は基準密度、は前述のように温度と塩分濃度に依存する潜在密度です。水は に対して安定な成層を持つと考えられているため、実数値は となります。海洋は通常安定しており、対応する海洋の値は深海では約 から海洋上層部では約 の間になります。浮力周期は と定義されます。前の値に対応して、この周期は通常約 10 分から 100 分の間になります。^[6]海洋のある場所では不安定な成層が現れ、対流を引き起こします。 $${\displaystyle N^{2}={\frac {-g}{\rho _{0}}}{\frac {\partial \rho }{\partial z}}.}$$ ${\displaystyle g}$ ${\displaystyle \rho _{0}}$ ${\displaystyle \rho }$ ${\displaystyle \partial \rho /\partial z<0}$ ${\displaystyle N}$ ${\displaystyle N}$ ${\displaystyle 10^{-4}}$ ${\displaystyle 10^{-3}}$ ${\displaystyle 1/N}$

水柱内の成層が増加すると、つまり値の上昇に伴い 、乱流混合と渦粘性は減少する。^[7]さらに、の増加は の増加を意味し 、この水柱内の密度差も増加することを意味する。年間を通して海洋の成層は一定ではない。これは、成層が密度、ひいては温度と塩分に依存するためである。熱帯太平洋の成層における年々の変動はエルニーニョによって支配されており、これは東赤道太平洋におけるサーモクライン深度の大きな変動と関連付けることができる。^[1]${\displaystyle N^{2}}$ ${\displaystyle N^{2}}$ ${\displaystyle |\partial \rho /\partial z|}$

さらに、熱帯低気圧は成層条件、ひいてはその変化に敏感である。^[8] 一方、熱帯低気圧による混合は、層間の成層の違いを減少させる傾向もある。

階層化の進展に関する観察

地球温暖化と気候変動による温度と塩分濃度の変化は、海洋の密度を変化させ、垂直成層構造の変化をもたらします。^[2]海洋の成層構造は水の混合を阻害し、熱、炭素、酸素、その他の成分の垂直交換効率に影響を与えます。したがって、成層構造は地球の気候システムの中心的な要素です。世界の表層海洋の成層構造は2022年も増加傾向を続け、過去7位以内にランクインしました。^[2]

過去数十年にわたり、すべての海洋盆地において成層化が進行しています。さらに、1960年以降、南極海（南緯30度以南）では成層化の進行速度が最も速く、次いで太平洋、大西洋、インド洋となっています。^[1]海洋表層の成層化が進むと、均一な温度を持つ表層水の混合層は浅くなる可能性がありますが、21世紀末までの混合層深度の予測変化については依然として議論が続いています。^[9]現在最も深い混合層を有する地域は、特に北大西洋と南極海盆域において、混合層の浅瀬化が最も顕著です。^[9]

^{NOAA/OAR/ESRL PSLが提供するGODASデータ[4]}を見ると、1980年1月から2021年3月までの浮力周波数がわかります。成層の変化は主に海洋の上層500メートルで見られるため、これをプロットで見るには非常に具体的なデータが必要です。GODASデータから得られたプロットでは、1980年、2000年、2020年の成層の違いを見ると、成層が減少することも示されている可能性があります。成層の変化は、海洋の最初の500メートルで実際に最大であることがわかります。約1000メートルの海底から、成層は安定した値に収束し、成層の変化はほとんどなくなります。

多くの科学記事、雑誌、ブログでは、すべての海洋盆地で成層化が進んでいると主張されています（例：Ecomagazine.com ^[10]、NCAR & UCAR News ^[11]）。下の図では、すべての海洋盆地における成層化の変化の傾向がプロットされています。^[1]このデータは、長年にわたって成層化が劇的に進んでいることを示しています。成層化の変化は南極海で最も大きく、次いで太平洋です。太平洋では、東部赤道での成層化の増加は西部赤道よりも大きいことがわかりました。^{[1]これは、}貿易風の弱体化と東部太平洋の湧昇の減少に関連している可能性があり、ウォーカー循環の弱体化によって説明できます。^[1]

この図は、1960年から2018年までの0メートルから2000メートルまでの成層の世界的変化を示しています。 ^[1] (a)地球全体、(b)太平洋、(c)大西洋、(d)インド洋、(e)南極海。細い灰色の線は年次変動を示しています。(a)の小さなプロットは、地球全体の場合と流域の場合の速度を示しています。これは、滑らかな時系列 (Glb: 地球全体、Pac: 太平洋、Atl: 大西洋、So: 南極、Ind: インド洋) の中心差によって計算されています。さまざまなデータセットの傾向がプロットされており、異なる線で示されています。${\displaystyle N^{2}}$ ${\displaystyle N^{2}}$

原因と結果

温度と混合

温度変化は成層化の進行を支配し、塩分濃度は局所的にしか影響を与えない。^[1]海洋は大量の熱、炭素、淡水を貯蔵し輸送する並外れた能力を持っている。^[12]地球の表面の約70％は水で構成されているが、地球の表面と大気の間の水交換の75％以上は海洋上で起こっている。海洋は太陽光エネルギーの一部を熱として吸収し、最初は表面に吸収される。^{[13]最終的に、この熱の一部は深海にも広がる。温室効果ガスは太陽から余分なエネルギーを吸収し、それが再び海洋に吸収され、}海洋に貯蔵される熱量の増加につながる。海洋温度の上昇は、大気と比較するとかなり緩やかである。

しかし、海洋の熱吸収量は1993年以降倍増しており、1955年以降、地球の余剰熱の90%以上を海洋が吸収しています。^[13]深度約700メートルまでの海水温は、ほぼ世界中で上昇しています。^[12]海洋表層の温暖化の進行により、表層約500メートルの水の密度が低下しますが、深層水では温暖化も密度の低下もそれほど大きくありません。そのため、上層の成層構造は下層よりも大きく変化し、これらの垂直方向の密度勾配の強まりは、上層と深層水の混合を制限する障壁として機能します。

季節による層別化の違いが年々大きくなっていることを示す証拠は限られている。^[9]

塩分

塩分濃度は蒸発量と降水量の差に関係しています。^[1]海流は淡水と塩水を移動させ、バランスを保つ上で重要な役割を果たしています。

蒸発は水の塩分濃度を高め、密度を高めます。降水は逆の効果をもたらし、表層水の密度を低下させます。したがって、塩分濃度は気温の影響に比べると小さいものの、成層化の進行においてより局所的な役割を果たしていると言えるでしょう。例えば、塩分濃度は亜熱帯環流域、北太平洋（東太平洋）、北大西洋、北極海域において重要な役割を果たしています。^{[1] [14]}

北極圏における塩分濃度の低下、ひいては密度の低下は、融解した氷河や氷床からの淡水の流入によって説明できます。このプロセスと北極圏における成層化の進行は、現在の炭素排出量が続く限り継続するでしょう。^[1]

脱酸素化

溶存酸素の減少、ひいては海洋内部への酸素供給の減少は、海洋表層における成層化の進行による影響である可能性が高い。^[15]酸素は炭素、窒素、そしてリン、鉄、マグネシウムといった多くの元素の循環において直接的かつ重要な役割を果たしているため、脱酸素化は大きな影響を及ぼす。酸素は多くの生物やあらゆる種類の海洋動物にとって極めて重要な役割を果たしている。

表層水における酸素欠乏は海洋混合の減少によるもので、これは海洋上層の成層化の進行によって引き起こされます。^[1]たとえば、1970年から1990年までの期間では、酸素欠乏の約15%は温度上昇で説明でき、残りは成層化による輸送量の減少で説明できます。^[12] 1967年から2000年までの期間、水深0メートルから300メートルの浅瀬における酸素濃度の低下は、沿岸海域では外洋の10倍の速さでした。^{[12]これにより}低酸素層が増加し、水生動植物の行動の変化につながる可能性があります。21世紀後半の上層水の成層化の進行は、表層海と深海の分離につながる可能性があります。^[14]この分離により、深海に酸素が到達しにくくなるため、深海でも脱酸素化が起こる可能性がある。

しかしながら、酸素濃度の変化は循環や風の変化にも影響を受ける可能性があります。また、海洋の多くの地域で酸素が減少しているにもかかわらず、様々な要因によって局所的に増加することもあります。例えば、1990年から2000年の間に、インド洋と南太平洋のサーモクラインにおける酸素濃度は増加しました。^[12]

生物学

成層化の進行は海洋生物に影響を与えます。表層の温水層が拡大することで、生物がより深海へ移動できる場合もありますが^[16] 、成層した水層の密度差が種を分離させる場合もあります。^[17]成層化は生命に必要な栄養素の分布を制限し、表層サーモクライン（水温躍層）が強まるにつれて貧栄養海域が拡大します。^[18]亜熱帯環流や赤道海域など、既に成層化が進んでいる多くの海域では、冬の嵐によって成層が崩れ、深海から必要な栄養素がもたらされます。^{[19]温暖化する海では、}密度躍層を突破するために必要なエネルギーが大きくなり、同じ効果を得るにはより強力な混合現象が必要になります。同様に、深層流から冷たい水が湧昇する場合でも、成層が強い海では、この湧昇にもより多くのエネルギーが必要となり、場所によっては表層に到達する栄養素が制限されます。^[20]

成層化した表層海域では、溶存有機炭素を深海へ移動させる生物活動が少なくなり、微生物ポンプが栄養循環においてより大きな役割を果たす可能性が高い。[ 18 ^]水層の成層化が進むにつれて、表層から離れた場所にいる生物が利用できる溶存酸素の量は減少する。^[21]これは、混合の減少と、水温の上昇により酸素を保持する量が少なくなることが原因である。^[21]

混合層深度（MLD）

表層混合層は海洋の最上層であり、機械的（風）および熱的（対流）効果によってよく混合されています。この層における乱流は、風の撹拌、表層熱流束、蒸発といった表面プロセスによって発生します。混合層は本質的に大気と最も密接な関係にある層であり、あらゆる気象システム、特にハリケーンなどの強風を伴う気象システムに影響を与え、またその影響を受けます。^[22] 熱帯西太平洋の混合層に蓄えられた熱は、エルニーニョ現象の発達に重要な役割を果たします。

混合層の深さは、物理的、化学的、生物学的システムと関連しており、海洋上層部における最も重要な量の一つです。^[22]混合層の深さは年間を通して変化します。層の厚さは冬季に増加し、夏季には減少します。混合層が非常に深い場合、植物プランクトンに届く光が少なくなります。植物プランクトンは地球規模の炭素循環において重要な役割を担っていることが示されています。^[23]さらに、植物プランクトンは食物連鎖の底辺に位置するため、植物プランクトンの減少は非常に大規模な影響を及ぼす可能性があります。

成層化の増加と混合層の深さの変化との正確な関係はまだ決定されておらず、不確かなままである。一部の研究では、より薄い混合層はより成層化した上層海洋を伴うはずであると示唆しているが、^{[24] [25] [26]}他の研究では、1970年以降混合層が季節的に深くなっていることが報告されている。^[27] 1970年から2018年の間に、混合層基盤の成層化と混合層の深さが増加したという主張を裏付ける文献がある。この結果と矛盾して、他の文献では、上層海洋の成層化の増加の結果として混合層の深さが減少したと述べている。^{[28]北太平洋の西側にある}黒潮の延長部の混合層は、30メートル以上減少していることが判明している。この浅瀬化は、風の弱まりと季節的な鉛直混合の減少によって引き起こされる。さらに、海洋表面の加熱、ひいては成層化の増加は、必ずしも混合層の深さの増加や減少を意味するわけではないという研究結果もある。^[29] GODASデータ^[4]を用いると、混合層の深さは時間の経過とともに増加したり減少したりしていることがわかる。

1970年から2018年の間に、夏季の混合層の深さ（MLD）は10年あたり2.9 ± 0.5％（地域によっては10年あたり5～10メートル）深くなり、南極海では最も深くなった。^{[27] [29]}しかし、混合層が世界的に深くなっているという観測的証拠は限られており、21世紀に世界の混合層の深さが浅くなるのは、温室効果ガスの排出が強いシナリオ下のみである。^[9] 21世紀を通じて海洋上層の成層が増加することはほぼ確実であるが、科学者たちは混合層の深さがどのように変化するかについてあまり確信を持っていない。^[9]

参照

• 湖の成層構造 – 湖の水が明確な層に分かれること
• 海洋熱量

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