物理海洋学
世界の海洋水深測量。

海洋物理学は、海洋内の物理的条件と物理的プロセス、特に海水の動きと物理的特性 を研究する学問です。

海洋物理学は、海洋学が細分化されるいくつかのサブドメインの一つです。他には、生物海洋学、化学海洋学、地質海洋学などがあります。大気物理学の研究と同様に、海洋物理学は熱力学と流体力学の原理に基づいています。

海洋物理学は記述的海洋物理学と力学的海洋物理学に分けられる。 [ 1 ]

記述的物理海洋学は、温度、塩分濃度、密度、海流、その他の海洋の特徴を可能な限り正確かつ完全に記述する観測と複雑な数値モデルを通じて海洋を研究することを目的としています。

動的海洋物理学は、主に流体の運動を支配するプロセスに焦点を当て、理論研究と数値モデルに重点を置いています。これらは、気象学と共に扱われる地球物理流体力学（GFD）という広大な分野の一部です。GFDは流体力学のサブ分野であり、コリオリの力 に大きく影響される空間的および時間的なスケールで発生する流れを記述します。

物理的な設定

外観画像
画像アイコン海洋物理的プロセスの空間および時間スケール。[ 2 ]
大西洋とカリブ海の海底の透視図。中央の紫色の海底はプエルトリコ海溝です。

地球上の水のおよそ100%は海にあり、大気中で凝結して大陸に雨や雪として降る水蒸気の大部分は海から発生している。 [ 3 ] [ 4 ]海の膨大な熱容量は地球の気候を和らげ、様々なガスを吸収することで大気の組成に影響を与える。[ 4 ]海の影響は、海底変成作用による火山岩の組成や、沈み込み帯で生成される火山ガスやマグマの組成にまで及んでいる。[ 4 ]

海面から見ると、海洋は大陸の高さよりもはるかに深い。地球の地勢曲線を調べると、地球上の陸地の平均標高はわずか840メートル（2,760フィート）であるのに対し、海洋の平均深度は3,800メートル（12,500フィート）であることがわかる。この明らかな差は大きいが、陸地と海の両方において、山や海溝といった極端な深度はまれである。[ 3 ]

海洋の面積、体積、平均深度、最大深度（隣接海域を除く）
体面積（10 6 km 2） 体積(10 6 km 3 ) 平均深度（m） 最大（メートル）
太平洋165.2 707.6 4282 -11033
大西洋82.4 323.6 3926 -8605
インド洋73.4 291.0 3963 -8047
南極海20.3 -7235
北極海14.1 1038
カリブ海2.8 -7686

温度、塩分濃度、密度

WOA表面密度。

世界の海洋の大部分は深層水であるため、海水の平均温度は低く、海洋全体の約75%は0～5℃の温度です（Pinet 1996）。同じ割合の海水は、塩分濃度が34～35ppt（3.4～3.5%）の範囲にあります（Pinet 1996）。しかし、それでもかなりの変動があります。表面温度は、極地付近では氷点下から、一部の熱帯海域では35℃まで変化し、塩分濃度は10～41ppt（1.0～4.1%）の範囲です。[ 5 ]

温度の垂直構造は、勾配が緩やかな表面混合層、勾配が高いサーモクライン、成層が不十分な深淵の 3 つの基本層に分けられます。

温度に関して言えば、海洋の層は緯度に大きく依存します。サーモクライン（水温躍層）は熱帯地方では顕著ですが、極地では存在しません（Marshak 2001）。塩分躍層は通常、表層付近にあり、熱帯地方では蒸発によって塩分濃度が上昇し、極地では融雪水によって塩分濃度が薄まります。[ 5 ]深度による塩分濃度と水温の変動は海水の密度を変化させ、密度躍層を形成します。[ 3 ]

温度

海水の温度は、地域や深さによって大きく異なります。前述の通り、海水の大部分（約75%）は0℃から5℃の間で推移し、そのほとんどは太陽光が届かない深海に存在します。しかし、表層でははるかに大きな変動が見られます。極地では表層温度が氷点下まで下がることもありますが、熱帯・亜熱帯地域では35℃に達することもあります。この温度成層によって垂直方向の温度勾配が生じ、海は明確な層に分かれています。

  1. 表層混合層：この最上層は風や波の作用によりよく混合されており、水深による温度変化は最小限に抑えられています。この層の厚さは場所や季節によって異なりますが、50メートルから200メートルに及ぶことがあります。
  2. サーモクライン：混合層の下にはサーモクラインがあり、深度が増すにつれて温度が急激に低下する領域です。サーモクラインは特に熱帯および温帯地域で顕著ですが、表層水温が既に氷点近くになっている極域では見られません。サーモクラインの深さと鋭さは季節や海流の変化によって変化し、海洋と大気間の熱交換を調節する上で重要な役割を果たしています。
  3. 深海域：サーモクラインの下には深海、すなわち深海域があり、水温は氷点（0～3℃）よりわずかに高い温度で比較的均一に保たれています。この冷たく密度の高い水は極域に由来し、表層水が冷やされて沈み込み、海底に沿って赤道に向かって広がり、深海循環システムを形成します。

塩分

海水中の溶解塩分濃度を表す指標である塩分濃度は、世界のほとんどの海域で通常34～35pptの範囲にあります。しかし、蒸発、降水、河川流出、氷の形成や融解といった局所的な要因によって、塩分濃度は大きく変動します。こうした変動は、沿岸域や縁海で最も顕著に現れることが多いです。

  1. 表層塩分濃度：外洋では、一般的に蒸発率の高い亜熱帯地域で塩分濃度が最も高く、降水量が多い地域、またはアマゾン川やコンゴ川の河口など河川からの淡水流入量が多い地域では塩分濃度が最も低くなります。紅海や地中海などの熱帯および亜熱帯の海域では、蒸発が激しく外洋との水分交換が制限されるため、塩分濃度が40～41pptに達することもあります。
  2. 塩分躍層：塩分躍層とは、海水中の塩分濃度が深度とともに急激に変化する層です。この成層構造は、蒸発（塩分濃度の上昇）や淡水流入（塩分濃度の減少）といった表層プロセスの影響を受けることがあります。特に熱帯および亜熱帯地域では、塩分躍層はしばしば水温躍層と重なり、水柱全体の安定性に貢献しています。
  3. 極地：極地では、融解した氷から淡水が流入するため、一般的に表層の塩分濃度は低くなります。しかし、海氷形成期には、塩水の排出によって周囲の海水の塩分濃度が上昇し、密度の高い水塊の沈降と深層海流の形成に寄与し、地球規模の循環パターンを左右します。

海の塩分は、陸上からの流出水と熱水噴出孔から発生します。[ 6 ]遠い昔の海の塩分濃度は現在よりも高かったと推定されています。[ 7 ]

密度と密度躍層

温度と塩分濃度の変動の組み合わせは、海水の密度の変化につながります。海水の密度は主にこの2つの要因の影響を受けます。つまり、冷たく塩分の多い水は、温かく淡い水よりも密度が高くなります。この密度の変化は海洋に成層構造を生み出し、海洋循環のパターンを理解する鍵となります。

  1. 密度躍層：密度躍層は、海洋内部において、深度とともに密度が急激に増加する層です。熱帯および亜熱帯海域では、通常、水温躍層および塩分躍層と一致し、密度の低い表層水と密度の高い深層水の間に明確な境界を形成します。この密度成層は鉛直混合の障壁として機能し、表層と深層間の熱、ガス、栄養塩の交換を制限します。
  2. 熱塩循環：密度差が熱塩循環（地球規模の「コンベアベルト」とも呼ばれる）を駆動し、地球の気候調節に重要な役割を果たしています。極域で形成された冷たく密度の高い水は沈み込み、海底に沿って赤道に向かって移動します。一方、温かく密度の高い表層水はそれを補うように極域へと流れていきます。この地球規模の循環は熱の再分配を助け、海洋の動的平衡を維持しています。
  3. 地域による変動：湧昇または沈降が起こる地域では、水柱の密度構造が乱される可能性があります。湧昇はより冷たく栄養分に富んだ水を表層に運び、沈降は表層水をより深層へと押し下げ、地域の生態系と地球規模の気候に影響を与えます。

温度、塩分濃度、密度の複雑な相互作用を理解することは、海洋循環パターン、気候変動の影響、そして海洋生態系の健全性を予測するために不可欠です。多くの種が生息地の特定の温度と塩分濃度の範囲に敏感であるため、これらの要因は海洋生物にも影響を与えます。

循環

密度駆動型熱塩循環

海洋循環（および大気循環）のエネルギーは、太陽放射と太陽および月の重力エネルギーから得られます。[ 8 ] 地表で吸収される太陽光の量は緯度によって大きく異なり、赤道では極よりも多くなります。これにより、大気と海洋の両方で流体運動が生じ、赤道から極へと熱が再分配されます。その結果、流体運動がない場合に生じる温度勾配が減少します。この熱の4分の3は大気によって運ばれ、残りは海洋によって運ばれると考えられます。

大気は下から加熱され、対流が発生します。その最も顕著な例はハドレー循環です。一方、海洋は上方から加熱されるため、対流は抑制されます。その代わりに、極域では冷たい塩水が比較的限られた領域に沈み込み、深層水が形成されます。これが熱塩循環の始まりです。

海流は主に表面風の応力によって駆動されるため、大規模な大気循環は海洋循環を理解する上で重要です。ハドレー循環は熱帯で東風、中緯度で偏西風をもたらします。これにより、亜熱帯海盆のほとんどで赤道方向への緩やかな流れが生じます（スベルドラップバランス）。戻り流は、極に向かう狭い強力な西境流として発生します。大気と同様に、海洋は深さよりもはるかに広いため、水平方向の動きは一般に垂直方向の動きよりもはるかに速くなります。南半球には連続した海洋帯があるため、中緯度の偏西風が強い南極周極流を強制します。北半球では陸地がこれを妨げ、海洋循環は大西洋と太平洋の盆地で 小さな環流に分割されます。

コリオリの力

コリオリの力は、流体の流れを偏向させます（北半球では右へ、南半球では左へ）。これは海洋の流れに大きな影響を与えます。特に、流れが高気圧と低気圧を迂回するため、長期間にわたって高気圧と低気圧が持続します。その結果、わずかな圧力変化でも測定可能な流れが生じることがあります。例えば、海面高が100万分の1の傾斜をすると、中緯度では10cm/sの流れが発生します。コリオリの力は極で最大で赤道で弱いため、東の境界では見られない、鋭く比較的安定した西の境界流が生じます。二次循環の影響も参照してください。

エクマン輸送

エクマン輸送は、北半球では風向に対して右90度、南半球では左90度に表層水を正味輸送します。風が海面を吹き抜けると、表層水の薄い層を「掴みます」。すると、その薄い水層は運動エネルギーをその下の薄い水層に伝達し、これが繰り返されます。しかし、コリオリの力により、水層の移動方向は、北半球では水深が深くなるにつれて、徐々に右方向へ、南半球では左方向へゆっくりと移動します。ほとんどの場合、風の影響を受ける最下層の水は水深100～150メートルにあり、約180度、つまり風の吹く方向と完全に逆方向に移動しています。全体として、水の正味輸送は、元の風向から90度となります。

ラングミュア循環

ラングミュア循環により、風の吹く方向と平行に、海面に「風列」と呼ばれる細い目に見える縞模様が発生します。風速が 3 m s −1を超えると、約 5 ～ 300 m 間隔で湧昇と沈降を繰り返す平行な「風列」が形成されることがあります。これらの「風列」は、隣接する卵形の水細胞 (深さ約 6 m (20 フィート) まで広がる) が時計回りと反時計回りに交互に回転することで形成されます。収束帯にはゴミ、泡、海藻が堆積し、発散帯ではプランクトンが捕らえられて海面に運ばれます。発散帯にプランクトンが多いと、魚がそれを餌として引き寄せられることがよくあります。

海洋と大気の境界面

2003年9月15日、バハマ諸島東方で発生したハリケーン・イザベル

海洋と大気の境界面では、海洋と大気は熱、水分、運動量の流束を交換します。

熱

表面における重要な熱項は、顕熱フラックス、潜熱フラックス、入射太陽放射、そして長波（赤外線）放射のバランスです。一般的に、熱帯の海は正味の熱増加を示し、極地の海は正味の熱損失を示す傾向があります。これは、海洋における極方向へのエネルギーの正味の移動の結果として生じます。

海洋の大きな熱容量は、海洋に隣接する地域の気候を緩和し、そのような場所では海洋性気候を形成します。これは、夏季の蓄熱と冬季の放出、あるいは温暖な地域からの熱輸送の結果と考えられます。特に顕著な例として西ヨーロッパが挙げられますが、ここは少なくとも部分的に北大西洋の海流によって加熱されています。

勢い

表面風速はメートル/秒オーダー、海流速はセンチメートル/秒オーダーであることが多い。したがって、大気の観点から見ると、海洋は実質的に静止していると考えられる。一方、海洋の観点から見ると、大気は海洋表面に大きな風圧をかけ、これが海洋に大規模な海流を強制する。

風は風圧によって海面波を発生させます。長い波は位相速度が風速に近づく傾向があります。海面風の運動量は海面波によってエネルギーフラックスに変換されます。波の存在によって海面の粗度が増加すると、海面付近の風も変化します。

水分

海は降雨によって水分を吸収し、蒸発によって水分を失います。蒸発損失によって海水の塩分濃度は高くなります。例えば地中海とペルシャ湾では蒸発損失が顕著で、その結果生じた濃い塩水の柱はジブラルタル海峡を通って大西洋に流れ込むことがあります。かつては、蒸発／降水が海流の主要な駆動力であると考えられていましたが、現在ではごくわずかな要因に過ぎないことが分かっています。

惑星波

ケルビン波

ケルビン波とは、二つの境界または反対の力（通常はコリオリの力と海岸線または赤道の間）の間を伝わる進行波です。沿岸波と赤道波の2種類があります。ケルビン波は重力によって駆動され、非分散性です。つまり、ケルビン波は長期間にわたってその形状と方向を維持することができます。ケルビン波は通常、エルニーニョ・南方振動の始まりにおける貿易風の変化など、風の急激な変化によって発生します。

沿岸ケルビン波は海岸線に沿って進み、北半球では常に反時計回り（海岸線が移動方向の右側）に伝播し、南半球では時計回りに伝播します。

赤道ケルビン波は、赤道をガイドとして、北半球と南半球の両方で東に伝播します。

ケルビン波は非常に高速であることが知られており、通常は毎秒2～3メートル程度です。波長は数千キロメートル、振幅は数十メートルです。

ロスビー波

ロスビー波、あるいはプラネタリー波は、海洋と大陸の温度差によって対流圏で発生する巨大でゆっくりとした波です。その主な復元力は、緯度によるコリオリの力の変化です。ロスビー波の振幅は通常数十メートルで、波長は非常に長くなります。ロスビー波は、通常、低緯度または中緯度で発生します。

ロスビー波には、順圧ロスビー波と傾圧ロスビー波の2種類があります。順圧ロスビー波は速度が最も速く、垂直方向に変化しません。傾圧ロスビー波ははるかに遅いです。

ロスビー波の特徴は、個々の波の位相速度は常に西向きの成分を持つのに対し、群速度はどの方向にもなり得ることです。通常、短いロスビー波は東向きの群速度を持ち、長いロスビー波は西向きの群速度を持ちます。

気候変動

1997年12月の前回の強いエルニーニョ時の海面水温異常[°C]のグラフ

一種のヒートポンプとして機能する海洋循環と、二酸化炭素濃度などの生物学的影響との相互作用は、数十年単位のタイムスケールで地球規模の気候変動を引き起こす可能性があります。これらの相互作用から生じる既知の気候振動には、太平洋十年規模振動、北大西洋振動、北極振動などがあります。海洋における熱塩循環は、地球全体の熱再分配の重要な要素であり、この循環の変化は気候に大きな影響を与える可能性があります。

ラニーニャ・エルニーニョ

南極周極波

これは、南極海を約8年周期で周回する海洋と大気の 結合波です。これは第2波現象（緯度円内に2つの山と2つの谷がある）であるため、空間の各定点において4年周期の信号が観測されます。この波は、南極周極流の方向に東方向に移動します。

海流

最も重要な海流は次のとおりです。

南極周極

南極を取り囲む海域は現在、広い緯度帯にわたって開水域を有する唯一の連続した水域である。大西洋、太平洋、インド洋を繋ぎ、偏西風が途切れることなく吹き続けることで波の振幅が著しく増大する。周極海流の主な原因は、この偏西風にあると一般的に考えられている。この海流は現在、時間とともに変動し、おそらく振動的な様相を呈していると考えられている。

深海

ノルウェー海では蒸発冷却が優勢であり、沈み込む水塊である北大西洋深層水（NADW）が海盆を満たし、グリーンランド、アイスランド、イギリスを結ぶ海底のクレバスを通って南下する。その後、大西洋の西側境界に沿って流れ、その一部は赤道に沿って東へ移動し、極地に向かって海盆へと流れ込む。NADWは環極海流に巻き込まれ、インド洋と太平洋の海盆まで遡ることができる。しかし、北極海から太平洋への流れは、ベーリング海峡の狭い浅瀬によって遮られている。

また、深海溝を形成する プレートテクトニクスを含む海底の地質を研究する海洋地質学についても参照してください。

西の境界

アゾレス諸島・バミューダ高気圧のような高気圧（高気圧性）の周りを旋回する風によって強制される理想的な亜熱帯海盆は、内陸部で赤道に向かうゆっくりとした定常流を伴う環流を形成する。ヘンリー・ストンメルが論じたように、これらの流れは西境域で均衡し、そこでは西境流と呼ばれる極方向への細く速い流れが形成される。現実の海流はより複雑であるが、メキシコ湾流、アガラス流、黒潮などがそのような流れの例である。これらの流れは幅が狭く（幅は約100km）、速さは速い（約1.5m/s）。

赤道方向の西境流は、熱帯および極地で発生し、例えば東グリーンランド海流やラブラドル海流、大西洋、親潮などがその例です。これらは低気圧（サイクロン性）周辺の風循環によって強制的に発生します。

メキシコ湾流

メキシコ湾流は、その北の延長である北大西洋流とともに、メキシコ湾で発生し、フロリダ海峡を抜け、米国およびニューファンドランド島の東海岸に沿って北東に進み、大西洋を横断する、強力で暖かく速い大西洋海流です。

黒潮

黒潮は、台湾東岸沖の西太平洋に見られる海流で、日本付近を北東方向に流れ、北太平洋海流の東流と合流する。大西洋のメキシコ湾流に類似しており、熱帯の暖かい水を北極地域へと運ぶ。

熱流束

蓄熱

海洋熱フラックスは、渦共分散法などの大気測定技術を利用して熱伝達率を測定する、複雑な乱流システムです。熱伝達率はペタワットの単位で表されます。[ 9 ]熱フラックスは、単位時間あたり単位面積あたりのエネルギーの流れです。地球の蓄熱の大部分は海の中にありますが、熱伝達のごく一部は蒸発、放射、拡散、海底への吸収などの過程で起こります。海洋熱フラックスの大部分は、移流、つまり海流の動きによって生じます。たとえば、南大西洋の暖かい水の動きの大半は、インド洋で発生したと考えられています。[ 10 ]移流のもう1つの例は、大気の背斜に関連する海底プロセスによって生じる非赤道太平洋の加熱です。[ 11 ]南極の底層水 が最近、南大洋で温暖化していることが観測されていますが、これは底層水の変化が他の場所の海流、栄養分、生物相に影響を及ぼすため、海洋科学者にとって懸念事項となっています。[ 12 ]地球温暖化に対する国際的な認識の高まりにより、1988年に気候変動に関する政府間パネル（IPCC）が設立されて以来、この問題に関する科学的研究が注目されています。海洋観測、機器、理論、そして資金の進歩により、熱に関連する地域的および地球規模の問題に関する科学的報告が増加しています。[ 13 ]

海面変動

潮位計と衛星高度測定によると、過去 100 年間で海面は 1.5 ～ 3 mm/年上昇しています。

IPCCは、2081年から2100年までに地球温暖化により海面が260～820mm上昇すると予測している。[ 14 ]

急速な変化

潮汐

ファンディ湾は、北アメリカの大西洋岸、ニューブランズウィック州とノバスコシア州の間のメイン湾の北東端に位置する湾です。

潮汐による海面の上昇と下降は、沿岸地域に重要な影響を与えます。地球上の海の潮汐は、太陽と月の重力の影響によって生じます。これら2つの天体によって生じる潮汐の大きさはほぼ同じですが、月の公転運動によって、1ヶ月の間に変化する潮汐パターンが生じます。

潮の干満は海岸沿いに周期的な流れを生み出し、この流れの強さは狭い河口沿いでは非常に劇的になることがあります。また、満ち潮は河川や狭い湾沿いに潮汐波を発生させ、流れに逆らう水流が表面に波を立てます。

『潮汐と潮流』 （ワイバン、1992年）は、沿岸の養魚池を管理するハワイ先住民の生活様式と生計に、こうした自然のサイクルが及ぼす影響を明確に示しています。 「アイア・ケ・オラ・カ・ハナ」とは…「人生は労働の中にある」という意味です。

ファンディ湾では潮汐共鳴が発生します。これは、大きな波が湾口から反対側の端まで移動し、その後反射して湾口に戻るまでの時間が、世界最高の潮位を生み出す潮汐リズムと一致するためです。

表面潮汐が海底の海山や海嶺などの地形に沿って振動すると、潮汐周波数の内部波が発生します。この内部波は内部潮汐として知られています。

津波

海水の大規模な変位により、一連の表面波が発生する可能性があります。これは、海底地滑り、地震による海底変形、あるいは巨大隕石の衝突によって引き起こされる可能性があります。

波は海面を時速数百キロメートルの速度で伝わりますが、海の真ん中では波長が数百キロメートルに及ぶためほとんど検知できません。

津波は元々は潮汐波と呼ばれていましたが、潮汐とは関係がないため、名称が変更されました。津波は浅水波、つまり波長の20分の1未満の水深の波とみなされています。津波は周期が非常に長く、速度が速く、波高も非常に高いです。

これらの波の主な影響は沿岸の海岸線に及びます。大量の海水が周期的に内陸へ押し流され、その後海へ引き出されるためです。これにより、波が十分なエネルギーで襲来する海岸線地域に大きな変化が生じる可能性があります。

1958年7月9日にアラスカ州リトアニア湾で発生した津波は高さ520メートル（1,710フィート）に達し、これまでに計測された最大の津波であり、シカゴのシアーズタワーより約90メートル（300フィート）、ニューヨークの旧世界貿易センターより約110メートル（360フィート）高かった。 [ 15 ]

表面波

風は海面波を発生させ、沖合構造物、船舶、海岸侵食、堆積、港湾などに大きな影響を与えます。風によって発生した海面波は、うねりとして長距離を伝播することがあります。

参照

参考文献

  1. ^ D., Talley, Lynne; L., Pickard, George; J., Emery, William; (Oceanographer), Swift, James H. (2011). 『記述的物理海洋学：入門』アカデミック・プレス. ISBN 9780750645522. OCLC  784140610 .{{cite book}}: CS1 maint: 複数の名前: 著者リスト (リンク)
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  3. ^ a b cピネット、ポール・R. (1996). 『海洋学への招待』（第3版）セントポール、ミネソタ州: West Publishing Co. ISBN 0-7637-2136-0。
  4. ^ a b cハンブリン, W. ケネス; クリスチャンセン, エリック H. (1998). 『地球の動的システム』（第8版）アッパーサドルリバー: プレンティス・ホール. ISBN 0-13-018371-7。
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さらに読む

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  • サメルソン、RM（2011）『大規模海洋循環の理論』ケンブリッジ：ケンブリッジ大学出版局。doi ：10.1017/CBO9780511736605。
  • モーリー、マシュー・F.（1855）『海の自然地理学とその気象学』
  • スチュワート、ロバート・H. (2007).物理海洋学入門(PDF) . カレッジステーション: テキサスA&M大学. OCLC  169907785.オリジナル(PDF)から2016年3月29日にアーカイブ。
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