フロント（海洋学）

海洋学では、前線とは2つの異なる水塊の境界を指します。前線の形成は複数の物理的プロセスに依存しており、これらのわずかな違いによって前線の種類は多岐にわたります。前線の幅は数百メートルと狭いものから数十キロメートルと広いものまであります。^[1]ほとんどの前線は比較的急速に形成され消滅しますが、長期間にわたって存続するものもあります。

伝統的に、海洋前線は2つの異なる水塊の境界として定義されてきました。^[2]しかし、現在では衛星データの使用により、強い流れの存在に基づいた動的かつ高解像度の定義が可能になっています。

温度や塩分濃度などの物理的特性が異なる水塊である水塊を用いた前線の歴史的な定義は、研究航海から得られた低解像度のデータに依存していた。これらのデータを統合するのに長い時間がかかったため、得られた前線の位置は、大まかな構造のみを示す時間平均のビューを提供した。たとえば、南極海では、すべてが連続的で周極的であり、深い深さに達し、水深に強く影響されると考えられる5つの前線の定義につながった。^[3]このような前線の両側にある水塊は、温度、塩分濃度、密度が異なり、他の海洋学的マーカーも異なります。^[2]

高解像度の衛星データの出現以来、海洋前線に対する見方は変化してきました。世界中の海面高度（SSH）を継続的に測定することで、海洋前線に関連する強い流れやジェットの位置を非常に高い空間的および時間的解像度で特定できます。^{[4] [5]この方法では、短期的な変動と傾向を分析し、}エルニーニョ・南方振動などの他の気候学的変動と関連付けることができます。この方法を使用すると、南極海の前線はもはや周極ではなく、前線の数は場所と時間によって異なります。^{[4] [3]}

上記の物理的な定義に加えて、空間的な定義を使用して前線を分離することもできます。局所的には、前線は勾配閾値を使用して決定されることがよくあります。つまり、前線の位置は、海面の高さや温度などの量の空間勾配が特定の閾値を超える場所に基づいて決定されます。^[3]これは、上記の強い流れからの前線の力学的定義に似ています。地球規模で前線を定義する場合、従来の水塊の定義に似て、海面の高さや温度の特定の値が使用されることがよくあります。^[3]

前線形成のプロセスは前線形成と呼ばれます。このプロセスでは、海流、風、コリオリの力など、いくつかの要因が関係しています。たとえば、西海岸に沿った赤道向きの風や大陸の東海岸に沿った極向きの風は、鉛直運動の勾配を作り出すことができます。^[6]これによりエクマン流が発生し、湧昇前線の形成につながります。同様に、西境界流の慣性強化は、西境界流前線の形成に役立ちます。^[6]

発生場所や発生過程の違いにより、前線の種類は多岐にわたります。以下では、発生場所に基づいていくつかの主要な前線の種類を説明しますが、定義は部分的に重複する場合もあります。

最も強い前線のいくつかは河口で発生します。^[7]これらの地域では、淡水の河川流入がはるかに塩分濃度の高い海水と出会い、強い塩分勾配を形成し、塩分前線の形成につながります。^{[8] [9]}ほとんどの他の海洋前線との大きな違いは、河口前線はより小さな空間規模で発生することが多く、そのためコリオリの力と地衡運動の影響が限られていることです。^{[8]これらの前線は}慣性バランスが取れていないため、存続するためには一定のエネルギー源が必要であり、これが比較的短い寿命の理由です。^[8]一方、これにより、これらの前線はより大きな前線と比較して比較的速く形成されることもあります。^[8]

河口前線は、発生する水深の範囲に応じて、表面前線と底部前線の 2 つの主なカテゴリに分けられます。

表面の前線は、水塊の収束によって形成される泡の線や、堆積物の輸送の違いによる色の変化など、視覚的に確認できることが多い。^{[9] [8] [7]後者により、河口前線は}濁度前線とみなされることが多くなり、河川は大量の堆積物を懸濁状態で運ぶことができる。^[9]潮流の影響に応じて、異なる河口表面前線が形成される可能性がある。

• プルームフロント：潮汐の影響が限られている河口では、水を混ぜるのに利用できるエネルギーが限られている可能性があります。^[10]これにより、浮力の高い流出淡水が表面に層を形成し、特に引き潮のときに海に向かって広がります。^{[11] [10] [12]}この淡水プルームと周囲の海水との境界では、塩分と密度の大きな勾配が形成されます。^[13]このようなフロントの例はチェサピーク湾の河口にありますが、これらのフロントはミシシッピ川、アマゾン川、コネチカット川などの河口の前でもよく見られます。^[14]

  

• 潮汐侵入前線：一般的に、河口の非常に大きな潮位差は水域の混合につながり、それによって前線の形成を阻害する。^[12]しかし、特に小さな河口では、洪水期に前線が形成されることがある。^{[15] [12]}この場合、洪水時に川から流出する淡水が流入する塩水と合流するため、表面の淡水層は押し戻され、塩水は底に沈む。^[12]これにより、強い塩分勾配が生じ、特徴的なV字型の前線が形成される。^{[15] [12]}前線の淡水側では、渦が形成され、表面の水と物質が再循環することがある。^{[12]このような前線は、ウェールズの}セイオント河口、スコットランドのクレラン湖、南アフリカのパルミエット河口などで見られる。^[15]

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  軸方向の収束、縦断またはせん断前線:潮流がさらに強い河口では、淡水の河川水と塩分の多い海水がよく混ざります。^[10]河口の中央は一般的に両側よりも深いため、水平せん断に差が生じます。^{[16] [10]}これにより、河口の中央の速度は両側よりも速くなります。^[16]さらに、せん断は川底でも高くなり、垂直方向の速度勾配が形成されます。^{[11] [10]}これらの勾配が合わさって、河口のかなり奥まで広がる収束循環が生じます。^{[13] [11] [10]}この距離は、縦方向(川の軸に沿った方向)の密度の差によって影響を受けます。^{[11] [10]このような前線は、たとえば}コンウィ川河口やヨーク川河口で観察できます。 ^[16]

もう一つのグループの河口前線は、河口の底で特に強力です。^[7]

• 塩水楔前線：塩水楔前線はプルーム前線と関連していることが多い。潮汐の動きが弱いため、塩水と淡水の混合が制限され、流出する淡水に加えて、河口底に沿って塩水が流入する。^{[17] [10]}この侵入の先端では、塩分濃度の大きな勾配が発生し、それが塩水楔前線の位置を示す。^[10]このような前線の例としては、フレーザー川、メリマック川、リオ・デ・ラ・プラタ川の河口が挙げられる。

大陸棚の浅い海では、役割を果たすプロセスに応じて、主に 2 種類の前線が形成されます。

夏には、淡水源から離れた温帯の棚海は、層の浮力の違いによって温度成層化した領域と、潮汐混合の影響を強く受けて垂直方向によく混合された領域に分かれます。^[18]これら2つの間の領域は潮汐混合前線と呼ばれます。^[19]この混合は通常、深さ約50メートル、場合によっては最大100メートルまでしか広がりません。^[9]水平温度勾配は通常1 °C km ⁻¹です。^[19]前線によって示される大きな温度勾配は、海面の衛星赤外線（IR）画像で明確に示され、前線の位置を追跡し、その進化を追うのに役立ちます。^[20]

棚切れ前線は最も一般的な前線の種類です。これらの前線は、比較的平坦な大陸棚がより急な大陸斜面に移行する場所である棚切れに沿っており、主に潮汐と風による混合の影響を受けます。^[19]これらの場所では、棚の水は棚外の海洋水から分離されています。^[18]たとえば潮汐混合前線とは異なり、これらの前線は、陸上と沖合の2つの異なる水塊を分離するため、水塊前線と見なすことができます。これらの前線は常に明確な流れと関連しています。^[9]棚切れ前線の例としては、大西洋中部湾とビスケー湾があります。

沿岸域の近くでは、海岸に平行に吹く風が風力流を生み出し、海岸から離れるエクマン輸送を引き起こします。 ^[21]これにより上層水塊が海岸から離れ、深層からの冷たい水の湧昇につながります。 ^[9]これは沿岸湧昇とも呼ばれます。深層からの冷たい水と暖かい表層水との間のコントラストにより、沿岸湧昇前線が形成されます。^{[21]このような前線の例は、}ワシントン州、オレゴン州、カリフォルニア州、ペルー、チリの海岸沖で発生します。^[9]

一般的に、大陸の東の境界では西境流と呼ばれる強い海流が形成される。この強い海流は水塊を長距離輸送し、性質の大きく異なる水塊と接触させる。この性質の違いと速度などの要因が相まって西境流と周囲の水の間に非常に強い勾配が生じ、西境流前線が形成される。この前線は観測できる前線の中でも最も強い前線の一つであり、長さは数千キロメートルに及ぶこともある。^{[9]このような前線の例としては、}メキシコ湾流、^[22] 黒潮^[23]アガラス海流^[24]などがある。

沿岸湧昇に加えて、強い湧昇は赤道沿いでも発生します。この場合、コリオリの力は赤道付近では小さく、半球間で符号が変わります。その後、西向きの貿易風がエクマン輸送を引き起こし、両半球の表面水を赤道から遠ざけます。入れ替わる湧昇水は周囲の表面水よりも冷たく、再び強い垂直温度勾配を作り出し、前線の形成につながります。^[2]貿易風の位置は季節によって変化するため、赤道湧昇前線の位置も変わります。^{[25]このタイプの前線は主に}大西洋と太平洋で見られます。^{[9]ただし、}インド洋ではこれらの前線はそれほど強くありません。^{[9]これはおそらく、インド洋が赤道のわずかに北に広がるだけであるのに対し、他の海域は}北極まで達しているため、海域の違いによるものと考えられます。^[9]

亜熱帯地域は、高緯度では東向きの風、低緯度では西向きの風に囲まれている。どちらの場合も、これらの風に伴うエクマン輸送によって水の流れが亜熱帯に向けられ、中緯度からの冷たい水と熱帯からの暖かい水がここで収束する。 ^[26]これにより、亜熱帯収束前線が形成される。前線の両側の水塊の温度が異なるため、強い温度勾配が生じ、このような前線は温熱前線として見られるようになる。^[27]さらに、この地域に水が溜まることで海面がわずかに上昇する。これにより水柱にかかる圧力が高まり、沈降が起こる。^[2]場合によっては、海上上層に浮かぶホンダワラ類などの生物が水とともに前線に向かって移動し、前線近くの上層に留まるため、これが地元の海洋生物群集を支えることができる。^{[28]亜熱帯収束前線の例は、}サルガッソ海や北太平洋などで見られますが、大西洋、インド洋、太平洋の南部でも見られます。^[9]

海氷の縁の周りには、発生する深さに応じて2種類の前線が発生します。この2つの主な違いは、海氷形成時に塩分が放出されることによって生じます。これは塩水排除と呼ばれます。これにより、塩分によって対流が発生し、塩水がより深いところまで運ばれます。海氷が溶ける間、表層水の塩分は淡水の流入により減少します。これにより、より塩分の高い深層水と塩分が低い表層の融解水の間に局所的な塩分前線が形成されます。^[9]

• 上層前線：上層には、氷縁帯前線の一種が見られ、氷の縁に沿って広がっています。これらの上層前線は、上層の暖かい水と冷たい氷の間の温度差によって発生します。^[29]
• 下層前線：氷域前線の2番目のタイプは下層前線です。このタイプは、冬季底層水と夏季水の間の下層に見られます。^[29]

海流が氷に垂直に当たる場所では上層前線と下層前線が分離する可能性があり、これは湾などでよく発生します。^[29]しかし、例えば氷の半島では、横方向の乱流が低いため、これらの前線が重なることがあります。^[29]

一般的に、縁氷帯前線の例はラブラドル海、グリーンランド海、南極海で見ることができます。^[9]

南極海には非常に重要な前線群が存在する。この海域は、地球上で最も強力な海流システムの一つである、東向きに強く流れる南極周極海流（ACC）によって特徴付けられる。さらに、この海域で出会うさまざまな水塊は、深いところまで達する強い密度勾配と関連しており、南に向かって浅くなる強く傾斜した等密度面（密度が一定の面）につながる。 ^[30]これらの力学が合わさって、強力で持続的な前線が形成される。従来の前線の定義を用いると、これは周極前線が見られる唯一の海域である。それでも、南極周辺の前線の構造は何度も再編成され、単一の前線が多数の小さなサブ前線に分裂する。^[30]

ACC 内では（北から南へ）、亜南極前線（SAF）、南極極前線（APF）、および南 ACC 前線（SACCF）が定義されています。ただし、これら 3 つの前線の南には、さらに 2 つの前線が定義されています。南境界前線（SBF）と南極斜面前線（ASF）です。ASF は、南極大陸付近の棚水と沖合の海洋水の間に形成されるため、棚断層前線と見なすこともできます。^[9]ただし、この場合、前線は追加のプロセス、つまりカタバ風の影響を受けます。これらは、重力の力で標高の高い場所から高密度の空気を斜面下に運び、棚上、つまり前線上の西向きの流れを維持するのに役立ちます。^[30]

前線は多くの面で重要である。湧昇前線や収束前線などの一部の前線タイプは、深海と表層海の間で顕著な交換が行われる場所であり、中規模渦や中規模以下の糸状体の生成を触媒することができる。^{[3]湧昇前線は}栄養素を表層に運び、植物プランクトンの成長につながる可能性がある。この植物プランクトンの成長は、今度はその地域の他の海洋生物を支えることができる。一部の前線は、隣接する栄養豊富な水塊から栄養素が制限され物理的に安定した有光層に主要栄養素を注入して海洋生物多様性と生物地球化学的プロセスのホットスポットを作り出し、新たな一次生産を促進します。^{[31]実際、南極海前線はこの海洋をいくつかの異なる生物物理学的ゾーンに分割し、したがっていくつかの異なる生息地に分割し、それが今度は異なる}生物相を支えています。^[3]沿岸水域は一般に沖合水域よりも栄養分が豊富なため、棚海域はしばしば明確な生物地球化学的境界を示す。しかし、いくつかの海域で起こる強い混合は、有光層に栄養分を供給し、生産性を高めることができる。^[18]海域で生産される炭素バイオマスの余剰は下方に輸送され、より深い遠洋性および底生生物群集に供給される可能性がある。炭素バイオマスの下方輸送は、特に光合成によって固定された粒子状有機炭素の一部が底質に蓄積する浅い海域において、地球全体の炭素循環における重要な経路である。^[31]