地中海からの流出

地中海流出流は、地中海からジブラルタル海峡を通って大西洋に流れる海流である。ジブラルタル海峡の西側に到達すると、2つの支流に分かれ、1つはイベリア大陸の斜面に沿って西に流れ、もう1つはサイクロンのように循環しながらジブラルタル海峡に戻る。ジブラルタル海峡とカディス湾では、地中海流出流の中心は数十kmの幅を持つ。^[1]地中海流は潮汐や地形との非線形相互作用により、地中海盆地から流出する際に非常に強い混合を受けるため、この海流を構成する水塊は海峡の西側に到達すると区別がつかなくなる。^[2]

大西洋の軽い水は表層流として地中海に入り、シチリア海峡で隔てられた西地中海盆地と東地中海盆地を通って広がり、徐々に下層水と混ざり合って変化していきます。これらの表層水の密度は蒸発と温暖化によって増加し、塩分と温かさのある中層・深層の地中海水を形成します。この中層・深層の地中海水は次にジブラルタル海峡を通って大西洋に流れ込み、約 1 Sv (10 ⁶ m ³ /s)の速度で深さ約 120 m で流れ込み、^[1]地中海流出水を形成します。

ジブラルタル海峡の西側に入ると、地中海流出流は2つに分かれます（図1参照）。流出流の大部分はイベリア大陸棚（セントビンセント峡谷とゴリンジバンクの間^[3]）に沿って西に移動し、その後、極方向の東境界底流として北に移動し、北ポーキュパインバンク（北緯50度）まで達します^[4] 。西に進むにつれて、地中海流出流は周囲の水との混合と巻き込みにより塩分濃度が低下し、徐々に平衡深度約1100メートルまで沈降します。地中海流出流のもう一方の支流は、カディス湾でサイクロンのように再循環します。^[5]その結果、地中海水が形成され、最終的に北大西洋の内陸部に広がり、中深度で最も顕著な盆地規模の熱塩異常、地中海塩舌を形成します。これは、北大西洋の深さ1000〜1200メートルの盆地規模の塩分異常として認識できます（図2を参照）。小規模プロセスと、潮汐や地形との局所的な非線形相互作用は、地中海流出水の特性と北大西洋でのさらなる拡散パターンに影響を与えます。^[6]

地中海流出水は、当初はさまざまな水塊から構成されていました。しかし、ジブラルタル海峡を通過すると、これらの構成要素は区別できなくなります。^[2]地中海流出水を構成するさまざまな水塊は次のとおりです。

• レバント中層水（LIW）：地中海東部海域で外洋対流によって形成される。^[2]
• 西地中海深層水（WMDM）：リオン湾（西部盆地）の深層対流によって形成される。^[8]
• ティレニア海濃水：ティレニア海に存在する古い大量破壊廃棄物とシチリア海峡を通って地中海西部に流入する新たに流入した低密度廃棄物が混ざって形成される。 ^[9]
• 冬季中層水：リグロ・プロヴァンス亜盆地とカタルーニャ海の大陸棚に沿った厳しい冬の条件下で、冷却された変質した大西洋水の対流によって季節的に形成される。^[9]

これらの水塊は、ジブラルタル海峡を抜けると、もはや互いに区別がつかなくなる。代わりに、地中海水と呼ばれる単一の比較的均質な水塊に完全に混ざり合う。この混合は、カマリナル・シル上の重要な潮汐力学によって引き起こされる。順圧潮流は、その水深と相互作用して顕著な内部潮汐を生み出し、その結果、世界の海洋で最も高い消散率が生じる。^[2]

潮汐の振幅はジブラルタル海峡の西側から東側にかけて大きく変化し、それぞれ1.1メートルから0.2メートルまで変化します。対照的に、一定位相の線（共潮汐線）は、主に海峡に沿って帯状に配向しています。このように、カディス湾は北大西洋とジブラルタル海峡の異なる潮汐レジームの影響を強く受けています。^[10]

潮汐は2つの異なる方法でシステムと相互作用します。まず、潮汐は強い混合を引き起こし、ジブラルタル海峡を通過した異なる水塊を互いに区別できなくします。これは、カマリナルシルと相互作用する潮汐振動流によるもので、振幅の大きい内部ボアが形成され、それが内部孤立波の列に分解され、混合に十分なエネルギーを提供します。^[11]

さらに、研究^[1]によれば、もし潮汐がなければ、地中海塩原ははるかに激しくなり、南に移動するだろうと示されています。この挙動は、潮汐がなければ、地中海流出水深でカディス湾の塩分濃度が徐々に増加するため得られます。この塩分過剰は、中深度塩分前線として南西方向に伝播し、より淡水の南極中層水の供給を抑制します。これにより、塩分濃度の上昇と地中海流出水の南西方向への拡散をさらに促進する正のフィードバックが生成されます。これは、潮汐残差流が地中海流出水のカディス湾からの西への移流に寄与し、セントビンセント渓谷とゴリンジバンクの間の隙間を通過できるようにするためです。^[1]

メディは北大西洋に見られる長寿命の渦（主に高気圧性）で、地中海からの水を含み、地中海の流出流によって形成されます。環境に比べて大きな塩分および熱異常を特徴とする一貫した渦で、通常、これらの異常はそれぞれ 0.4 - 1.1 g/kgおよび 2 - 4 °C です。^[12]メディは通常、半径 10 - 50 km、厚さ 500 - 1000 m、^{[13]深さ 1100 m で見つかります。メディの観測のほとんどは地中海塩舌の領域で行われ、主にジブラルタル海峡近くの 2 つの場所、}セントビンセント岬とエストレマドゥーラ岬で生成されます（図 1 を参照）。 ^[4]毎年、この2つの場所で15〜20個のメディが形成され、海底流の速度が速いときにメディが形成される可能性が高くなります。^[4]メディは長年にわたって生き残り、数千キロメートルも移動できるため、海洋トレーサーを輸送する主要な手段となっています。^[12]外洋でのメディの減衰は非常に遅く、地形との相互作用がメディの減衰の主な原因であるようです。これらの相互作用は地中海塩原の維持に重要であり、実際、研究では、地中海塩原の維持に必要な塩分異常の25〜50％をメディが注入していると推定されています。^[12]

外洋のメディシンの移動を阻む主な地形的特徴は、ホースシュー海山とグレートメテオ海山の 2 つです (図 1 を参照)。前者は、セントビンセント岬の南西に位置し、ほぼ表面 (水深 600 メートル) に達する湾曲した海山群で、多くの新しく形成されたメディシンが直面する主要な地形的障害です。グレートメテオ海山は、多くのメディシンが相互作用する大西洋中央海嶺の重要な地形的異常を構成しています。海山は、メディシンと北大西洋の背景水との間の重要な交換を触媒します。これは、メディシンと海山の相互作用によってメディシンが破壊され、より温かい塩水が放出される可能性があるためです。このため、海山とメディシンの相互作用は、地中海塩原の維持において潜在的に重要 (おそらく支配的) であると考えられています。それでも、地中海の60～70%は海山との衝突を生き延び、一貫した渦としてそのまま残るため、塩舌を維持するには他のメカニズムが必要です。地中海の海山との衝突で地中海の海水がこれほど高い割合で生き残ることができるのは、潜在的な渦度異常が強く、破壊が難しいためです。したがって、渦の生存は地中海の塩舌に対する制限的な影響であり、つまり、海山の衝突から生じる渦は、地中海の塩分異常の大部分を、数千キロメートルも移動して地元に沈着させるのではなく、北大西洋の他の地域に輸出します。^[12]

地中海流出水は、地中海と塩舌の形成以外にも、北大西洋、あるいは世界の海洋全般にいくつかの影響を及ぼしている。地中海流出水は1Svと北大西洋で見られる他の流出水に比べると比較的小さいが、その塩分濃度と水温は、その深さの範囲にある他のどの水よりも極めて高く、それぞれ38g/kgと13℃である。^{[14]水塊の特性におけるこれらの大きな対照は、東の境界に沿ってグリーンランド・スコットランド・シルに向かう北向きの流れだけでなく、西の境界に沿って南に向きを変え、}南極周極海流とウェッデル海に達する大西洋を横切る西向きの流れも特定するのに役立つ。地中海流出水によるこれらの追加された熱と塩分は、西の境界に沿って南に広がり、南大西洋に流れ込む。そこで、地中海流出水の寄与により、南向きの流れは東から流入する周極海水よりも暖かく塩分が多くなる。^[15]

さらに、アイスランドやウェッデル海の近くのような遠隔地でも、この水は十分に高い塩分濃度を保持しており、十分に冷却されると、北大西洋北部とウェッデル海の最も密度の高い水を形成します。^[15]

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