混合層

海洋混合層または陸水 混合層は、活発な乱流によってある範囲の深さが均質化された層です。表面混合層は、この乱流が風、表面熱流束、または蒸発や海氷形成などのプロセスによって生成され、塩分濃度が上昇する層です。大気混合層は、高度に対してほぼ一定の温位と比湿度を持つゾーンです。大気混合層の深さは、混合高度として知られています。 乱流は通常、流体混合層 の形成に役割を果たします。

混合層は物理的な気候において重要な役割を果たします。海水の比熱は空気の比熱よりもはるかに大きいため、海面から 2.5 m の高さには、その上の大気全体と同じだけの熱が蓄えられています。したがって、2.5 m の混合層を 1 °C 変化させるために必要な熱は、大気の温度を 1 °C 上昇させるのに十分です。したがって、混合層の深さは、海洋および沿岸地域の温度範囲を決定する上で非常に重要です。さらに、海洋混合層内に蓄えられた熱は、エルニーニョなどの地球規模の変動を引き起こす熱源となります。

混合層は、その深さによって海洋生物が受ける光の平均レベルが決まるという点でも重要です。非常に深い混合層では、植物プランクトンと呼ばれる小さな海洋生物は、代謝を維持するのに十分な光を得ることができません。そのため、北大西洋の冬季の混合層の深まりは、表面のクロロフィル a の大幅な減少と関連しています。ただし、この深い混合により、表面近くの栄養分も補充されます。したがって、春に混合層が浅くなり、光のレベルが増加すると、植物プランクトンのバイオマスが同時に増加することが多く、これを「春季ブルーム」と呼びます。

外洋混合層内で乱流混合を引き起こす主なエネルギー源は3つあります。1つ目は海洋の波で、2つの方法で作用します。1つ目は海面近くでの乱流の発生で、軽い水を下方にかき混ぜる働きをします。^[1]このプロセスは上層数メートルに大量のエネルギーを注入しますが、そのほとんどは比較的急速に消散します。^[2]海流が深さによって変化する場合は、波が相互作用して、数十メートルの深さまでかき混ぜるラングミュア循環と呼ばれるプロセスを引き起こす可能性があります。 ^{[3] [4] 2つ目は風によって駆動される流れで、速度シアーが発生する層を作り出します。これらのシアーが十分な大きさに達すると、成層流体を侵食する可能性があります。このプロセスは}ケルビン・ヘルムホルツ不安定性 の例として説明およびモデル化されることが多いですが、他のプロセスも役割を果たしている可能性があります。最後に、冷却、凍結した海氷からの塩水の追加、または表面での蒸発によって表面密度が増加すると、対流が発生します。最も深い混合層（ラブラドル海などの地域では2000メートルを超える）は、この最終プロセスによって形成されますが、これはレイリー・テイラー不安定性の一種です。メラーやダービンなどの混合層の初期のモデルには、最後の2つのプロセスが含まれていました。沿岸地域では、潮汐による大きな速度も混合層の形成に重要な役割を果たす可能性があります。

混合層は、層全体にわたって温度や塩分濃度などの特性がほぼ均一であるという特徴があります。ただし、混合層内で流速に大きなずれが生じることがあります。混合層の底部は、水の特性が変化する 勾配によって特徴付けられます。海洋学者は、水の物理的特性の測定に基づいて、任意の時点での混合層の深さとして使用する数値のさまざまな定義を使用します。多くの場合、サーモクラインと呼ばれる急激な温度変化が混合層の底部を示します。また、ハロクラインと呼ばれる急激な塩分濃度の変化も発生することがあります。温度と塩分濃度の変化が組み合わさった影響により、急激な密度変化、つまり密度躍層 が発生します。さらに、栄養素 (栄養躍層) と酸素 (酸素躍層) の急激な勾配とクロロフィル濃度の最大値は、季節混合層の底部と共存することがよくあります。

混合層の深さは、水文地形学、つまり水の特性の測定によって決定されることが多い。混合層の深さを決定するためによく使用される 2 つの基準は、温度と、基準値 (通常は表面測定値) からの σ t (密度) の変化である。Levitus ^[5] (1982) で使用された温度基準では、混合層を表面温度からの温度変化が 0.5 °C である深さと定義している。しかし、Kara ら (2000) による研究では、温度差は 0.8 °C に近いことが示唆されている。^[6] Levitus ^{[5]で使用された}σ t (密度)基準では、表面 σ tから 0.125 の変化が発生した深さが使用されている。どちらの基準も、混合層の深さで常に活発な混合が発生していることを意味するものではない。むしろ、水文地形学から推定された混合層の深さは、数週間にわたって混合が発生する深さの尺度である。

バリア層の厚さ（BLT）は、よく混合された表層とサーモクライン（水温躍層）を隔てる水の層です。^[7] より正確な定義は、温度から計算された混合層深度（MLD）と密度を使用して計算された混合層深度の差です。この差がバリア層として最初に言及されたのは、西赤道太平洋海洋循環研究の一環として西太平洋での観測結果を説明した論文でした。^[8] バリア層が存在する地域では、水柱の上にある淡水（つまり浮力が高い）水塊に関連する強い浮力 のため、成層は安定しています。

過去には、MLD の一般的な基準は、表面温度が表面値から何らかの温度変化によって低下する深さでした。たとえば、Levitus ^{[5] は}0.5 °C を使用しました。右の例では、0.2 °C を使用して MLD を定義しています (つまり、図のD _{T-02 )} 。Argoから豊富な表層塩分が利用可能になる前は、これが海洋 MLD を計算するための主な方法でした。最近では、密度基準が MLD を定義するために使用されています。密度由来の MLD は、表面塩分値を一定に保ちながら、表面値から何らかの値 (たとえば、0.2 °C) の規定温度低下により密度が表面値から増加する深さとして定義されます (つまり、D _T-02 - D _sigma )。

BLT の大きな値は、通常、赤道地域で見られ、50 m にも達することがあります。バリアー層より上のよく混合された層は、蒸発量を上回る局所的な降水量 (西太平洋など)、モンスーン関連の河川流出 (北インド洋など)、または亜熱帯で沈み込んだ塩水の移流(すべての亜熱帯海洋環流で見られる) によるものである可能性があります。亜熱帯でのバリアー層の形成は、混合層の深さの季節変化、海面塩分 (SSS) の通常よりも急な勾配、およびこの SSS 前線を横切る沈み込みに関連しています。^[9] 特に、バリアー層は、亜熱帯塩分最大値の赤道側の側面で冬季に形成されます。初冬には、大気が表面を冷却し、強風と負の浮力によって温度が深層に混合されます。同時に、熱帯の雨域から新鮮な表面塩分が移流されます。深層温度層と強い塩分成層がバリア層形成の条件となる。^[10]

西太平洋では、バリアー層の形成メカニズムは異なります。赤道に沿って、温水プールの東端（通常 28 °C 等温線 - 西太平洋の SST プロットを参照）は、西側の暖かい淡水と中央太平洋の冷たく塩分を含んだ湧昇水との間の境界領域です。塩分を含む水が局所的な収束により東から温水プールに沈み込む（つまり、密度の高い水塊が別の水塊の下に移動する）と、または暖かい淡水が東側の密度の高い水より優先されると、等温層にバリアー層が形成されます。ここでは、弱い風、激しい降水、低塩分水の東方向への移流、塩分を含む水の西方向への沈み込み、および赤道ケルビン波またはロスビー波の沈み込みが、深い BLT 形成に寄与する要因です。^[11]

エルニーニョが発生する前は、暖水プールは熱を蓄え、太平洋の西端に限定されています。エルニーニョが発生すると、暖水プールは、それに伴う降水量と海流の異常とともに東に移動します。この間、偏西風の吹く範囲が拡大し、この現象が強化されます。太平洋西部のシップ・オブ・オポチュニティと熱帯大気海洋 (TAO) 係留施設からのデータを使用して、1992 年から 2000 年にかけての暖水プールの東西移動が、海面塩分 (SSS)、海面水温 (SST)、海流、およびさまざまな研究航海で得られた導電率、温度、深度の海面下データを使用して追跡されました。^[12] この研究は、西向きの流れの間、赤道に沿った西太平洋（138 ^o E-145 ^o E、2 ^o N-2 ^o S）のBLTは18 m〜35 mで、暖かいSSTに対応し、熱の効率的な貯蔵メカニズムとして機能していることを示しました。バリアー層の形成は、暖かいプールを定義する塩分フロントの東端近くの赤道に沿った西向き（つまり、収束して沈み込む）の流れによって引き起こされます。これらの西向きの流れは、沈み込むロスビー波によって駆動され、BLTの西向きの移流、またはロスビー波のダイナミクスによるより深いサーモクラインのより浅いハロクラインに対する優先的な深化を表しています（つまり、これらの波は上層水柱の垂直方向の伸張を促進します）。エルニーニョの間、西風が暖かいプールを東に押しやり、東の地元のより冷たい/塩分の多い/密度の高い水の上に淡水が乗ることを可能にします。大気海洋結合モデルを使用し、エルニーニョの1年前にBLTを排除するように混合を調整したところ、バリアー層に関連する熱の蓄積が大きなエルニーニョの要件であることが示されました。^[13] 西太平洋のSSSとSSTには密接な関係があり、バリアー層は塩分成層層内の暖かいプールの熱と運動量を維持するのに役立つことが示されています。^[14]アルゴドリフトを含むその後の研究では、エルニーニョ中の暖かいプールの東方移動と西太平洋のバリアー層の蓄熱との関係が確認されています。^{[15]バリアー層の主な影響は、浅い混合層を維持して、大気と海の結合応答を強化することです。さらに、BLTはエルニーニョ/}ラニーニャ 中に乱される平均状態を確立する重要な要因です^[16]

湖での混合層の形成は海での混合層の形成と似ていますが、水の分子特性のみにより、湖では混合が発生する可能性が高くなります。水は温度が変化すると密度が変わります。湖では、淡水が 3.98 °C (摂氏) で最も重いという事実により、温度構造は複雑になります。したがって、表面が非常に冷たくなる湖では、表面が温まる春と表面が冷える秋に、混合層が一時的に底まで広がります。この反転は、非常に深い湖の酸素供給を維持するために多くの場合重要です。

陸水学の研究は、塩分を含む水域を含むすべての内陸水域を対象としています。塩分を含む湖や海（カスピ海など）では、混合層の形成は一般に海洋と同様の挙動を示します。

大気の混合層は対流による空気の動きによって生じ、通常、日中の正午ごろに地表の空気が温められ上昇するときに見られる。したがって、レイリー・テイラー不安定性によって混合される。混合層の深さを決定する標準的な手順は、温位のプロファイルを調べることである。温位とは、空気が熱を獲得または失うことなく地表の圧力まで上昇した場合に空気が持つ温度である。このような圧力の上昇には空気の圧縮が含まれるため、温位はその場の温度よりも高くなり、大気の上層に行くほどその差は大きくなる。大気の混合層は、雲がなければ（ほぼ）一定の温位の層、または温度が約 10 °C/km の割合で低下する層として定義される。ただし、このような層は湿度の勾配を持つことがある。海洋の混合層の場合と同様に、速度は大気の混合層全体で一定ではない。

• Mellor, GL; Durbin, PA (1975). 「海洋表面混合層の構造とダイナミクス」. Journal of Physical Oceanography . 5 (4): 718–728. Bibcode :1975JPO.....5..718M. doi : 10.1175/1520-0485(1975)005<0718:TSADOT>2.0.CO;2 .

• 湖効果雪は、大気混合層の雲を示す SeaWiFS 衛星からの NASA 画像へのリンクです。
• 最新の海洋混合層深度気候学、データ、地図、リンクにアクセスするには、Redirection の Ifremer/Los 混合層深度気候学 Web サイトを参照してください。

• ウォレス、ジョン・マイケル、ホッブス、ピーター・ビクター（2006年）。大気科学：入門調査（第2版）。アカデミック・プレス。p.483。ISBN 9780127329512。