ダウンウェリング
北半球の沿岸降下作用の概略図。

湧下現象とは、より大きな流体内における流体塊とその特性（塩分濃度、温度、pHなど）の下降運動です。これは、流体の上昇運動 である湧昇と密接に関連しています。

ダウンウェリングは海洋のプロセスを説明する際に最も一般的に用いられますが、地球上の様々な現象を説明する際にも用いられます。これには、マントルのダイナミクス、大気の動き、淡水系（例えば、大きな湖）の動きが含まれます。この記事では、海洋のダウンウェリングと、それが海洋循環および生物地球化学循環に及ぼす重要な影響に焦点を当てます。水を下方へ輸送する主なメカニズムは2つあります。それは、浮力による強制と風によるエクマン輸送（すなわち、エクマンポンプ作用）です。[ 1 ] [ 2 ]

ダウンウェリングは海洋生物にとって重要な意味を持つ。表層水は、光合成層における栄養塩を用いた一次生産のため、一般的に深層水に比べて栄養分含有量が低い。しかし、表層水は光合成と大気と海水間のガス交換により、深海に比べて酸素含有量が高い。水が下方に移動すると、酸素は表層下に汲み上げられ、そこで分解中の生物によって利用される。[ 3 ]ダウンウェリング現象は、海底からの栄養塩供給不足により、表層海域における一次生産の低下を伴う。[ 3 ]

メカニズム

浮力

浮力強制沈下は、しばしば対流とも呼ばれ、水塊の密度変化によって水塊が深くなる現象である。海洋表層における密度変化は、主に蒸発、降水、加熱、冷却、あるいは河川流入や塩水排出といった代替水源や塩分源の流入と混合によって生じる。特に対流は地球規模の熱塩循環の原動力となっている。水塊が下方に移動するには、その密度が上昇する必要がある。したがって、蒸発、冷却、塩水排出は浮力強制沈下を制御するプロセスである。[ 1 ]

風力駆動のエクマン輸送

エクマン輸送は、風応力とコリオリの力によって生じる海面の正味の質量輸送である。風が海面を吹くと、摩擦力が生じ、最上層の表層水が一緒に引きずられる。地球の自転により、これらの表層流は風向に対して 45° の方向に発生する。しかし、複合的な摩擦力により、エクマン層を横切る正味の輸送は、北半球では風応力の右 90° となり、南半球では左 90° となる。エクマン輸送は、亜熱帯環流の貿易風と偏西風の間、または沿岸の涸れ流の岸近くに水を蓄積する。 [ 4 ]表層水の質量増加により高圧帯が形成され、水が下方に押し下げられる。また、持続的な風が吹くと長い収束帯が形成され、ラングミュア循環が形成されることもある。

浮力強制沈降

浮力は、冷却、蒸発、そして海氷形成による塩水の排出によって失われます。浮力の喪失は、様々な空間的および時間的スケールで発生します。

外洋では、夜間に冷却と混合層の深化が起こり、日中に海洋が再成層化する海域があります。年間サイクルでは、秋に広範囲にわたる冷却が始まり、対流による混合層の深化は海洋内部まで数百メートルに達することがあります。一方、風による混合層の深度は150メートル程度に限られます。

大規模な蒸発現象は対流を引き起こす可能性があるが、蒸発に伴う潜熱損失が通常支配的であり、冬季にはこのプロセスが地中海深層水の形成を促進する。グリーンランド海、ラブラドル海、ウェッデル海、ロス海といった特定の地域では、深層対流（1000 m超）が全球海洋の深層水の大部分を換気（酸素供給）し、熱塩循環を駆動している。[ 1 ]

風力による下降

5 つの亜熱帯海洋環流を示す地図。

亜熱帯循環

亜熱帯環流は、観測される最も大規模な下降流として作用する。各海域の北と南の風は互いに反対方向に吹き、エクマン輸送によって海水が海域の中心に向かって移動する。この動きによって海水が堆積し、環流の中心に高圧帯が、境界に低圧帯が形成され、混合層が深くなる。地球が自転していなければ、この帯の水は外側に拡散するだろう。しかし、コリオリの力によって、北半球では水が時計回りに、南半球では反時計回りに回転し、環流が形成される。回転すると、回転する高圧帯が水を押し下げ、下降流が生じる。[ 4 ]海洋環流に伴う典型的な下降流率は、年間数十メートル程度である。[ 5 ]

沿岸流下

沿岸性沈降は、風が海岸と平行に吹くときに発生します。このような風の場合、エクマン輸送は水の流れを海岸に向かって、または海岸から直接離れて導きます。エクマン輸送が水を海岸に向かって移動させる場合、海岸線は障壁として機能し、表層水が海岸に堆積します。堆積した水は下方に押し下げられ、温かく栄養分が少なく酸素を豊富に含んだ水が混合層の下に汲み上げられます。[ 3 ] [ 4 ]

ラングミュア循環

ラングミュア循環は風から発生し、エクマン輸送によって海面に収束帯と発散帯が交互に形成される。太平洋ゴミベルトのように、浮遊ゴミが長く帯状に堆積する収束帯では、コヒーレントな渦が表層水を混合層の底部へと輸送する。また、混合層の底部における風の直接的な撹拌と流速のせん断は、不安定性と乱流を引き起こし、底部内および底部における物性をさらに混合させる。[ 6 ]

他の海洋特性との関連性

エディーズ

北半球の暖水渦。渦の中心における水面の時計回りの回転、等密度面の低さ、そして生産力の低さが示されています。

メソスケール（> 10-100 km）およびサブメソスケール（< 1-10 km）の渦は、海洋上層に広く見られる現象です。渦には、低気圧性（寒核性）または高気圧性（暖核性）の回転があります。暖核渦は、高気圧性回転によって表層水が内側に引き寄せられ、海面温度と高度が高くなります。[ 7 ]この回転によって維持される中心の高静水圧により、年間数百メートルのスケールで水が下降し、等密度面（渦巻きポンピングを参照）が沈下します。 [ 8 ]典型的な結果として、温水の表層がより深くなり、基礎生産が低いことがよくあります。[ 9 ] [ 10 ]

暖核渦は、生物地球化学的循環や大気海洋相互作用において、複数の重要な役割を果たしている。例えば、これらの渦は、海面水温が高いため、南極海の氷形成を減少させることが分かっている。 [ 11 ]また、二酸化炭素の大気海洋フラックスがこれらの渦の中心で減少することが観測されており、温度がこのフラックス抑制の主な原因であった。[ 12 ]暖核渦は、呼吸を支える酸素を海洋内部（光層の下）に輸送する。[ 13 ]酸素などの化合物は深海に輸送されるが、暖核渦の中心部での成層が激しくなるため、炭素輸出量が減少することが観測されている。[ 14 ]このような成層は、栄養分が豊富な水が一次生産の燃料となる表層に混ざることを阻害する。この場合、一次生産量は低いままなので、炭素輸出量も低いままである。

前線とフィラメント

海洋フロントは、異なる水塊が水平方向に収束することによって形成される。淡水流入域では、塩分濃度や温度差、あるいは回転流の伸張や伸長によって水平方向の密度勾配が顕著となり、海洋フロントが形成されることがある。[ 15 ]

サブメソスケールのフロントとフィラメントは、海流の相互作用と流動不安定性によって形成される。これらは、表層と海洋内部を結ぶ領域である。[ 16 ]これらの領域は、傾斜した等密度面によって引き起こされる、10 km 未満の規模の水平浮力勾配によって特徴付けられる。表層水を深層まで輸送する主なメカニズムは 2 つある。これらの等密度面の断熱傾斜と緩和、および等密度面に沿った流れ、つまり沈み込みである。[ 17 ]これらのメカニズムにより、熱などの表面特性が混合層の下に輸送され、生物ポンプによる炭素隔離が促進される。[ 18 ]数値モデルでは、サブメソスケールのフロントでの鉛直速度は 100 m/日のオーダーになると予測されている。[ 15 ]しかし、海洋フロートを使用した観測では、1000 m/日を超える鉛直速度が観測されている。[ 19 ]船舶搭載センサーは垂直速度を測定するのに十分な精度がないため、このような観測はまれである。

変動性

沈降流の傾向は緯度によって異なり、風の強さや季節の変化と関連している可能性があります。一部の地域では、沿岸沈降流は季節的な現象であり、栄養塩の乏しい海水を海岸へと押し寄せます。湧昇流に有利な風の弱まりや逆転により、海水が沿岸に堆積し、沈降流の期間が生じます。[ 20 ]

温帯緯度では気温差と風向のパターンが季節によって変化するため、湧昇と沈降の条件は大きく変動します。[ 20 ]例えば、アメリカ合衆国の太平洋岸北西部では、秋から冬にかけてアラスカ湾の南風とカリフォルニア海流が沈降に有利な条件を作り出し、沖合の水を南西から海岸へと運びます。こうした沈降現象は数日間続く傾向があり、冬の嵐と関連し、秋から冬にかけて観測される一次生産の低下の一因となります。[ 21 ] 一方、沈降期の終わりから湧昇期の始まりにかけての「春の移行期」には、沿岸部に冷たく栄養分に富んだ湧昇水が存在し、一次生産の活発化を促します。[ 22 ]季節変動の大きい温帯地域とは対照的に、極地では沈降は比較的安定しています。これは、冷たい空気が熱帯からの環流 によって運ばれてきた塩水の温度を下げるためです。[ 23 ]

エルニーニョ南方振動（ENSO）の中立期およびラニーニャ期には、赤道域の安定した東風貿易風により、西太平洋に海水が堆積することがあります。これらの貿易風が弱まると、東太平洋の赤道に沿って伝播する下降ケルビン波が発生します。[ 24 ] 東太平洋の異常に高い海面水温に関連する一連のケルビン波は、エルニーニョ現象の前兆となる場合があります。[ 25 ] ENSOのエルニーニョ期には、貿易風の乱れにより南米西海岸沖に海水が堆積します。この変化は湧昇の減少と関連しており、沿岸の下降流を強める可能性があります。[ 26 ]

海洋生物地球化学への影響

沈下作用に関連する生物地球化学的循環は、このプロセスが発生する場所と頻度によって制約される。前述のように、沈下作用の大部分は極地の深層水・底層水形成、または亜熱帯環流の中心で発生する。南極海（ウェッデル海）と北大西洋（グリーンランド海、ラブラドル海、ノルウェー海、地中海）の底層水・深層水形成は、人為起源の二酸化炭素、溶存有機炭素（DOC）、溶存酸素の除去と隔離に大きく貢献している。[ 27 ] [ 28 ] [ 29 ]溶存ガスの溶解度は冷水で高く、ガス濃度が上昇する。[ 29 ]

一般循環モデルシミュレーションにより、産業革命以前の大気中の二酸化炭素を制御する最も重要な高緯度地域は南極海のみであることが示されている。南極深層水形成域への水の循環は、二酸化炭素を表層海に引き込む主な要因の 1 つである。もう 1 つは生物ポンプであり、これは通常、栄養分が多くクロロフィルが少ない( HNLC )地域の南極海では鉄によって制限される。DOC は底層および深層水形成の過程で同伴されることがあり、これが生物起源炭素の輸出の大部分を占める。DOC の輸出は深海に流入する生物起源炭素の最大 30% であると考えられている。深層への DOC フラックスの強さは冬季対流の強さに依存し、これは微生物食物網にも影響を及ぼし、深層に輸出される DOC に変動をもたらす。溶存酸素も底層および深層水形成部位で下降し、水深 1000 メートル未満の溶存酸素濃度の上昇に寄与している。

亜熱帯循環帯は、窒素、リン、鉄といったマクロ栄養素およびミクロ栄養素が通常限られているため、栄養要求量が低いピコ植物プランクトン群集を形成します。これは、栄養塩を光層から運び去る恒常的な沈降流によるところが大きいです。これらの貧栄養域は、急速な栄養循環によって維持されていると考えられており、隔離可能な炭素はほとんど残っていません。亜熱帯循環帯における炭素循環におけるピコ植物プランクトンの役割のダイナミクスは十分に解明されておらず、現在活発に研究が進められています。

一次生産性が最も高い海域は、炭素と窒素の生物地球化学的循環において重要な役割を果たします。沈降流は、初期の条件と場所に応じて、無酸素状態を緩和することも誘発することもできます。持続的な湧昇は脱酸素化を引き起こしますが、これは沈降流によって溶存酸素が深海へ戻されることで緩和されます。また、高バイオマス渦鞭毛藻類による藻類ブルームの後、持続的な沈降流によっても無酸素状態が生じる可能性があります。沈降流によって沿岸域に渦鞭毛藻類やその他のバイオマスが蓄積すると、最終的には栄養塩の枯渇と生物の死滅につながります。バイオマスが分解するにつれて、従属栄養細菌によって酸素が枯渇し、無酸素状態が誘発されます。

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風駆動表層流：湧昇と沈降の背景

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