底水

底層水は水域の底部にある最も低い水塊であり、物理学、化学、生態学の観点から明確な特性を持っています。

底層水は、海底近くの冷たく密度の高い水で構成されています。この水は、塩分と栄養分が低いことが特徴です。一般的に、季節的な氷の融解と淡水の河川流入による低塩分が、南極で生成される底層水の特徴です。しかし、寒い月には、海氷の形成が重要なプロセスとなり、塩水が排除されて底層水の塩分が上昇します。塩水が凍ると、氷から塩分が周囲の水に排出されます。底層水の酸素含有量は、海洋循環により高くなります。南極では、塩分が多く冷たい表層水は密度が高いため、より深いところへ沈みます。表層水が沈むと、表面から酸素を運び、海盆の海底を循環するのに膨大な時間を費やします。海洋の底層全体を移動する酸素が豊富な水は、底生生物の呼吸にとって重要な供給源です。底層水の流れは、主に斜面の地形と温度や塩分濃度の違いによって、特に風によって動く表層海流に比べて非常にゆっくりとしています。^[1]

南極底水は、太平洋南部、インド洋、北大西洋の底水の主な供給源です。南極底水は、温度が低く密度が高いため、北大西洋深層水の下にあります。塩分濃度は、淡水の南極底水 (約 34.7 psu) と塩分濃度の高い北大西洋深層水の動きを比較するために使用できます。南極底水は、冷たく、栄養分が少なく、酸素が多く、塩分濃度が低いため、他の中層水や深層水と区別できます。^[2]

北極海の底水は、北極海底と周囲の北極棚の地形により、より孤立している。西深境界流は南大西洋で南極底水を北方に運ぶ。南極底水は赤道に達すると東に移動し、大西洋中央海嶺に沿った東境界流に変わる。等密度面を横切る南極底水の動きは、深いシルによって制限される。シルとは、海盆を横切る水の流れを妨げる浅い海底領域である。^[3]

気候変動と南極の底層水

南極底水の特性の変化が南極海で監視されています。南極底水の温度は上昇し、塩分濃度は引き続き淡水化しています。水塊が加熱され、より淡水化しているため、密度が大幅に低下しています。これは、地球温暖化により大気と海洋が加熱され、海氷が溶け、海面が上昇し、海洋の酸性化が起こることに関係しています。地球温暖化の結果、換気も遅くなっています。南極底水は酸素含有量が非常に高いため、循環システムとして機能することで深海の換気に貢献できます。気温上昇の長期的な変化により、海洋の換気速度が遅くなっています。大気が温暖化すると、南極の海氷の形成が減少し、周囲の水の密度が低下します。密度の低下により対流速度が遅くなり、最終的に深層水の形成プロセスが遅くなります。湧昇などの重要なプロセスが衰え始めます。湧昇がなければ、冷たく栄養分に富んだ水を地表に循環させて生産性の高い領域を作り出すことはできない。 ^{[4] [5]}

河口から塩水域に流れ込む底層水は、泥の特殊な輸送現象を示す。河口で淡水と塩水が混ざり合うことで、上流の塩分濃度が低い水平等塩分 勾配が形成され、底層水の上流流が生じる。河川によって運ばれた泥粒子は、流れと乱流が減少するにつれて沈降し始める。粒子が底に近づくと、河口の先端に運ばれ、表層水と底層の塩分濃度が同程度になり、底層流が減少する地点に堆積する。このプロセスの結果、この地点に泥の山が目立つようになる。^[6]

湖の底水は、酸素レベルが低く、溶存酸素が完全に消失し（嫌気性状態）、塩素濃度と有機物による酸性度が高くなることがあります。多くの湖、特に大陸性気候の地域では、夏の加熱と冬の冷却によって強い垂直温度勾配が生じ、水の混合に反対し、夏と冬の温水湖の成層期が発生します。これらの成層期は、秋（秋季成層）と春（春季成層）に起こる底水の反転によって妨げられます。これは、温度勾配が均等になり、風やその他の乱流源による混合が容易になるためです。^{[7] [8]}

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