ハロクライン

ハロクライン（または塩分化学躍層）は、ギリシャ語のhals（塩）とklinein（傾斜する）に由来し、水体（水柱）内の、深さとともに塩分濃度が急激に変化する層を指します。^{[ 1 ]}

ハロクラインは通常、海洋や大きな河口で見られ、河川や融解氷からの淡水が塩水と混ざり合う場所に最もよく見られる化学的成層の一種です。 ^{[ 2 ]}

中緯度地域では、蒸発量が降水量を上回るため、表層水は深層水よりも塩分濃度が高くなります。このような地域では、表層水が深層水よりも暖かいため、鉛直成層が形成され、塩分躍層の影響で不安定化します。このような地域では、塩分が優先的に混合されるプロセスである塩分フィンガリングが発生しやすい可能性があります。 ^{[ 3 ]}

これらの地域では、塩分躍層は海氷の形成を可能にし、二酸化炭素の大気への放出を制限する上で重要である。^{[ 4 ]}

北極海、ベーリング海、南極海などの高緯度地域では、表層水は深層水よりも実際には冷たく、塩分躍層が水柱の安定性を維持し、表層水を深層水から隔離する役割を果たしている。^{[ 5 ]}

ハロクラインはフィヨルドや、淡水が海洋表面に堆積する混合の不十分な河口にも見られる。 ^{[ 6 ]}

塩分躍層は、コップなどの透明な容器で簡単に作り出して観察することができます。塩水の上に、水面と同じ高さにスプーンを水平に保持して混合を防ぎながら真水をゆっくりと注ぐと、境界を挟んだ屈折率の変化により、すぐに塩分躍層と呼ばれる濁った界面層が見えるようになります。 ^{[ 7 ]}

塩分躍層は、水温躍層と混同されやすい。水温躍層とは、水域内で温度が急激に変化する領域のことである。塩分躍層は水温躍層と重なり、密度躍層を形成することがある。^{[ 8 ]}

海に近い水で満たされた石灰岩の洞窟では、塩分躍層がよく見られます。陸地からの密度の低い淡水が、海からの塩水の上に層を形成します。^{[ 9 ]}水中洞窟探検家にとっては、これが洞窟内に空気の空間があるという錯覚を引き起こすことがあります。塩分躍層を通過すると、層が攪拌される傾向があります。

塩分躍層の位置（上限の深さ）は、海洋循環、水源、大気条件に依存します。塩分躍層の位置と強度の変化は、海洋混合、栄養塩輸送、底層水の低酸素レベルに大きな影響を与える可能性があります。^{[ 11 ]}各海洋において、その水源は、氷の融解や表面冷却などの手段によって塩分躍層に変化する原因となる塩分の移流に影響を与えます。^{[ 12 ]}風や河川の流出も、塩分躍層の深さと安定性に変化をもたらす可能性があります。^{[ 11 ]}

塩分濃度は、海洋内の密度分布と成層に直接影響を与えます（密度躍層に見られるように）。この成層は、例えば高緯度海域における海氷の形成に必要であり、塩分躍層は、暖かく塩分濃度の高い大西洋の水が冷たい表層と混ざるのを防ぎ、氷の成長を可能にします。^{[ 13 ]}北極の塩分躍層には、深層対流を制限し、水柱の安定性を維持する明確な低塩分層があります。^{[ 12 ]}逆に、バルト海のように、塩分躍層の深さと塩分濃度が河川の流出によって影響を受ける場所もあります。ここでは、淡水が上層に流入し、風によって混合され、密度勾配と深層水の換気に影響を与えます。^{[ 11 ]}

塩分、循環、温度の地球規模および地域的な違いにより、さまざまな海洋で塩分躍層の深さが異なります。北極海では、塩分躍層の深さは50 ～ 250 m (160 ～ 820フィート)です。これは、水源が大西洋か太平洋かによって異なる場合があります。^{[ 13 ]}地球規模では、塩分躍層は熱帯や亜極地域など、表面塩分が低い地域でよく見られます。^{[ 14 ]}浅い海 (バルト海など) では、塩分躍層の深さは60 ～ 80 m (200 ～ 260フィート)ですが、風の強制力と河川流量の年間変化により、大きな変動が見られます。^{[ 11 ]}    

• 水温躍層–水温の差に基づく傾斜、
• 化学躍層– 水質の違いに基づく傾斜、
• 密度躍層– 水の密度差に基づく傾斜。

• 高塩分湖– 海水よりも塩分濃度が高い、内陸にある水域 
• 等密度線– 特定の密度または潜在密度の点を結んだ線 
• 浸透圧発電– 海水と河川水から得られる持続可能なエネルギー 
• 熱塩循環– 大規模な海洋循環の一部 
• 薄い層（海洋学）