海洋の成層

海洋の成層化とは、海洋の水が密度によって水平方向に層状に自然に分離することです。暖かい水が冷たい水の上に浮かび、加熱は主に太陽から行われるため、この構成が強化されるため、これは一般的に安定した成層化です。成層化は風による機械的混合によって軽減されますが、対流（暖かい水が上昇し、冷たい水が沈む）によって強化されます。成層化はすべての海洋盆地で発生し、他の水域でも発生します。成層は水の混合に対する障壁となり、熱、炭素、酸素、その他の栄養素の交換に影響を及ぼします。^[1]表層混合層は海洋の最上層であり、機械的（風）および熱的（対流）効果によってよく混合されます。気候変動により、海洋上層の成層化が増加しています。^{[1] [説明が必要]}

どちらも風によって駆動される湧昇と沈降により、冷たく栄養分に富んだ水の上昇と暖かい水の沈降によって、異なる層の混合がそれぞれ発生します。一般に、層は水の密度に基づいています。つまり、重い、つまり密度が高い水は軽い水の下にあり、安定した成層を表します。たとえば、密度躍層は、海洋の他の層と比較して密度の変化が最も大きい海洋の層です。サーモクラインの厚さはどこでも一定ではなく、さまざまな変数によって異なります。^{[説明が必要]}

1960年から2018年の間に、気候変動により海洋上層の成層化は10年ごとに0.7～1.2％増加しました。^[1]これは、海洋の層の密度の差が大きくなり、混合障壁やその他の影響が大きくなることを意味します。^{[説明が必要]}過去数十年間、^{[いつ？ ]}気候変動による海洋への影響により、すべての海洋盆地で成層化が増加しています。世界の海洋上層の成層化は2022年も増加傾向を続けています。^[2]南極海（南緯30度以南）は1960年以降、最も成層化率が高く、太平洋、大西洋、インド洋がそれに続きます。^[1]成層化の増加は主に海水温の変化の影響を受け、塩分濃度は局所的にのみ役割を果たします。^[1]

海水の密度は単位体積あたりの質量として定義され、温度( )、塩分濃度( )、圧力( ) に複雑に依存します。圧力は、上にある水の密度と深さの関数であり、と表記されます。海水はほぼ完全に非圧縮性であるため、圧力への依存性は大きくありません。^[3]水温の変化は、水塊間の距離に直接影響を及ぼします。^{[説明が必要]}水温が上昇すると、水塊間の距離が広がり、密度が低下します。塩分濃度は、主に塩からなる溶解固体の質量の尺度です。塩分濃度が増加すると、密度が増加します。密度が急激に変化する層を密度躍層が定義するのと同様に、温度と塩分が急激に変化する層として、サーモクラインおよびハロクラインを定義できます。密度は温度と塩分濃度の両方に依存するため、密度躍層、温度躍層、塩分躍層は似たような形をしています。違いは、密度は深さとともに増加するのに対し、塩分濃度と温度は深さとともに減少することです。${\displaystyle T}$${\displaystyle S}$${\displaystyle p}$${\displaystyle \rho (S,T,p)}$

海洋では、特定の範囲の温度と塩分濃度が発生します。GODASデータ^{[4]を使用すると、}温度-塩分プロットは、塩分と潜水温度のさまざまな組み合わせの可能性と発生を示すことができます。

海水の密度はユネスコの公式で次のように表されます: ^[5] この公式における、圧力がゼロのときの密度と水の圧縮性に関する項 は、どちらも温度に大きく依存し、塩分濃度にはあまり依存しません:$${\displaystyle \rho ={\frac {\rho (S,T,0)}{1-{\frac {p}{K(S,T,p)}}}}.}$$${\displaystyle \rho (S,T,0)}$${\displaystyle K(S,T,p)}$$${\displaystyle {\begin{aligned}\rho (S,T,0)=\rho _{SMOW}+B_{1}S+C_{1}S^{1.5}+d_{0}S^{2},&\qquad K(S,T,p)=K(S,T,0)+A_{1}p+B_{2}p^{2},\end{aligned}}}$$

これらの式では、小文字の および はすべて、2015年に出版された内部重力波に関する本の付録Aで定義されている定数です。^{[5] [説明が必要]}$${\displaystyle {\begin{aligned}{}&\rho _{SMOW}=a_{0}+a_{1}T+a_{2}T^{2}+a_{3}T^{3}+a_{4}T^{4}+a_{5}T^{5},\\{}&B_{1}=b_{0}+b_{1}T+b_{2}T^{2}+b_{3}T^{3}+b_{4}T^{4},\\{}&C_{1}=c_{0}+c_{1}T+c_{2}T^{2},\\\end{aligned}}}$$$${\displaystyle {\begin{aligned}{}&K(S,T,0)=K_{w}+F_{1}S+G_{1}S^{1.5},\\{}&K_{w}=e_{0}+e_{1}T+e_{2}T^{2}+e_{3}T^{3}+e^{4}T^{4},\\{}&F_{1}=f_{0}+f_{1}T+f_{1}T+f_{2}T^{2}+f_{3}T^{3},\\{}&G_{1}=g_{0}+g_{1}T+g_{2}T^{2},\\{}&A_{1}=A_{w}+(i_{0}+i_{1}T+i_{2}T^{2})S+j_{0}S^{1.5},\\{}&A_{w}=h_{0}+h_{1}T+h_{2}T^{2}+h_{3}T^{3},\\{}&B_{2}=B_{w}+(m_{0}+m_{1}T+m_{2}T^{2})S),\\{}&B_{w}=k_{0}+k_{1}T+k_{2}T^{2}.\end{aligned}}}$$${\displaystyle a_{i},b_{i},c_{i},d_{0},e_{i},f_{i},g_{i},i_{i},j_{0},h_{i},m_{i}}$${\textstyle k_{i}}$

密度は塩分濃度よりも温度に依存します。これは正確な式から推測でき、GODASデータを使用したグラフで示すことができます。^[4]表面温度、塩分濃度、密度のグラフでは、極地の最も冷たい水がある場所が、最も密度が高い場所でもあることがわかります。一方、塩分濃度が最も高い地域は、最も密度が高い地域ではありません。つまり、海洋の密度は主に温度によって決まります。具体的な例としては、アラビア海が挙げられます。

海洋の成層は、深さによる密度の変化によって定義および定量化できます。浮力周波数は、Brunt-Väisälä 周波数とも呼ばれ、温度と塩分の観測と組み合わせて成層を直接表現するために使用できます。

浮力周波数は、内部重力波の固有周波数を表します。^[1]これは、垂直方向に変位した水がその周波数で上下に跳ねる傾向があることを意味します。 ${\displaystyle N}$

浮力周波数は次のように定義されます。ここで、は重力定数、は基準密度、は前述のように温度と塩分濃度に依存する潜在密度です。水は に対して安定な成層構造を持つと考えられており、実数値は となります。海洋は通常安定しており、海洋における対応する -値は深海ではおよそ から海洋上層部ではおよそ の間となります。浮力周期は と定義されます。前の値に対応して、この周期は通常約 10 分から 100 分の間の値を取ります。^[6]海洋の一部では不安定な成層構造が現れ、対流を引き起こします。 $${\displaystyle N^{2}={\frac {-g}{\rho _{0}}}{\frac {\partial \rho }{\partial z}}.}$$${\displaystyle g}$${\displaystyle \rho _{0}}$${\displaystyle \rho }$${\displaystyle \partial \rho /\partial z<0}$${\displaystyle N}$${\displaystyle N}$${\displaystyle 10^{-4}}$${\displaystyle 10^{-3}}$${\displaystyle 1/N}$

水柱内の成層が増加すると、値の上昇を意味し 、乱流混合と渦粘性は減少します。^[7]さらに、の増加は の増加を意味し 、この水柱内の密度の差も増加することを意味します。 年間を通じて、海洋の成層は一定ではありません。成層は密度、したがって温度と塩分に依存するためです。 熱帯太平洋の成層における年々の変動はエルニーニョによって支配されており、これは東部赤道太平洋のサーモクライン深度の大きな変動と関連付けることができます。^[1]${\displaystyle N^{2}}$${\displaystyle N^{2}}$${\displaystyle |\partial \rho /\partial z|}$

さらに、熱帯暴風雨は成層条件、ひいてはその変化に敏感である。^[8] 一方、熱帯暴風雨による混合は層間の成層の違いを減少させる傾向もある。

地球温暖化と気候変動による温度と塩分濃度の変化は、海洋の密度を変え、垂直成層の変化につながります。^[2]海洋の成層構造は水の混合に対する障壁として機能する可能性があり、熱、炭素、酸素、その他の成分の垂直交換の効率に影響を与えます。したがって、成層は地球の気候システムの中心的な要素です。世界の海洋上層の成層は2022年も増加傾向を続け、過去最高の7位に入りました。^[2]

過去数十年で、すべての海洋盆地で成層化が進んでいます。さらに、1960年以降、成層化が最も進んだのは南極海（南緯30度以南）で、太平洋、大西洋、インド洋がそれに続きます。^[1]海洋上層の成層化が進むと、均一な温度の表層水の混合層は浅くなる可能性がありますが、21世紀末までに予測される混合層の深さの変化については議論が続いています。^[9]現在混合層が最も深い地域は、特に北大西洋と南極海盆地で、混合層の浅瀬化が最も進んでいる地域です。^[9]

^{NOAA/OAR/ESRL PSLが提供するGODASデータ[4]}を見ると、1980年1月から2021年3月までの浮力周波数がわかります。成層の変化は主に海洋の上部500メートルで見られるため、これをプロットで確認するには非常に具体的なデータが必要です。GODASデータから得られたプロットでは、1980年、2000年、2020年の成層の違いを見ると、成層が減少していることも示されている可能性があります。成層の変化は、海洋の最初の500メートルで最大であることがわかります。海洋の約1000メートルから、成層は安定した値に収束し、成層の変化はほとんどなくなります。

多くの科学記事、雑誌、ブログでは、すべての海洋盆地で成層化が進んでいると主張されています（例：Ecomagazine.com ^[10]、NCAR & UCAR News ^[11]）。下の図では、すべての海洋盆地における成層化の変化の傾向がプロットされています。^[1]このデータは、長年にわたって成層化が劇的に増加していることを示しています。成層化の変化は南極海で最も大きく、太平洋がそれに続きます。太平洋では、東部赤道での成層化の増加は西部赤道よりも大きいことがわかりました。^{[1]これは、}貿易風の弱まりと東部太平洋での湧昇の減少に関連している可能性があり、ウォーカー循環の弱まりによって説明できます。^[1]

温度変化は成層化の増加に大きく影響し、塩分濃度は局所的にしか影響を与えません。^[1]海洋は、大量の熱、炭素、淡水を貯蔵および輸送する並外れた能力を持っています。^[12]地球の表面の約70％は水で構成されていますが、地球の表面と大気の間の水交換の75％以上は海洋上で発生します。海洋は太陽光からのエネルギーの一部を熱として吸収し、最初は表面に吸収されます。^{[13]最終的に、この熱の一部はより深い水にも広がります。温室効果ガスは太陽から余分なエネルギーを吸収し、それが再び海洋に吸収され、}海洋に貯蔵される熱量の増加につながります。海洋の温度上昇は、大気と比較するとかなり緩やかです。

しかし、海洋の熱吸収は1993年以降2倍になっており、1955年以降、海洋は地球の余分な熱の90％以上を吸収しています。^[13]海洋の温度は、約700メートルの深さまで、ほぼ世界中で上昇しています。^[12]上層海洋の温暖化の増加により、上層約500メートルの水の密度が低下しますが、より深い水ではそれほど温暖化や密度の低下は見られません。したがって、上層の成層は下層よりも大きく変化し、これらの垂直密度勾配の強化は、上層と深層水の混合を制限する障壁として機能します。

季節による層別化の違いが年々大きくなっていることを示す証拠は限られている。^[9]

塩分濃度は蒸発と降水量の差に関係しています。^[1]海流は淡水と塩水を移動させ、バランスを保つ上で重要な役割を果たしています。

蒸発により水は塩分を多く含み、密度が高くなります。降水は逆の効果があり、表層水の密度を低下させます。したがって、塩分は温度の影響に比べると少ないものの、成層化の増加においてより局所的な役割を果たしていると言えます。たとえば、塩分は亜熱帯環流、北（東）太平洋、北大西洋、北極地域で重要な役割を果たしています。^{[1] [14]}

北極では、塩分濃度の低下、ひいては密度の低下は、溶けつつある氷河や氷床からの淡水の流入によって説明できる。このプロセスと北極の成層化の増加は、現在の炭素排出量が続く限り継続するだろう。^[1]

溶存酸素の減少、ひいては海洋内部への酸素供給の減少は、海洋上層の成層化の進行による影響である可能性が高い。^[15]酸素は炭素、窒素、リン、鉄、マグネシウムなど多くの元素の循環において直接的かつ重要な役割を果たしているため、脱酸素化は大きな影響を及ぼす。酸素は多くの生物やあらゆる種類の海洋動物にとって極めて重要な役割を果たしている。

表層水における酸素欠乏は海洋混合の減少によるもので、これは表層海洋における成層化の進行によって引き起こされる。^[1]例えば、1970年から1990年までの期間では、酸素欠乏の約15%は温度上昇によって説明でき、残りは成層化による輸送の減少によって説明できる。^[12] 1967年から2000年までの期間、0メートルから300メートルまでの浅瀬における酸素濃度の低下は、沿岸海洋では外洋に比べて10倍速かった。^[12]これにより低酸素ゾーンが増加し、水生動植物の行動の変化につながる可能性がある。21世紀後半の上層海洋における成層化の進行は、表層海洋と深海との分離につながる可能性がある。^[14]この分離により酸素が深海に到達する可能性が低くなるため、深海でも脱酸素化を引き起こす可能性があります。

しかしながら、酸素濃度の変化は循環や風の変化によっても影響を受ける可能性があります。また、多くの海洋地域で酸素が減少しているにもかかわらず、酸素に対するさまざまな影響により、局所的に増加することもあります。たとえば、1990年から2000年の間に、インド洋と南太平洋のサーモクラインにおける酸素は増加しました。^[12]

表層混合層は海洋の最上層であり、機械的（風）および熱的（対流）効果によってよく混合されています。この層の乱流は、風の撹拌、表面熱流束、蒸発などの表面プロセスによって発生します。混合層は本質的に大気と最も関連のある層であり、すべての気象システム、特にハリケーンなどの強風を伴う気象システムに影響を与え、また影響を受けます。^[16]  熱帯西太平洋の混合層に蓄えられた熱は、エルニーニョの発達に重要な役割を果たしています。

混合層の深さは、物理的、化学的、生物学的システムと関連しており、上層海洋における最も重要な数値の1つである。^[16]混合層の深さは年間を通じて変化する。層の厚さは冬には増加し、夏には減少する。混合層が非常に深い場合、植物プランクトンに届く光が少なくなる。植物プランクトンは、地球規模の炭素循環において重要であることがわかっている。^[17]さらに、植物プランクトンは食物連鎖の底辺に位置するため、植物プランクトンの減少は非常に大規模な影響を及ぼす可能性がある。

成層化の増加と混合層の深さの変化との正確な関係はまだ決定されておらず、不確かなままである。一部の研究では、より薄い混合層はより成層化した上層海洋を伴うはずであると示唆しているが、^{[18] [19] [20]}他の研究では、1970年以降、混合層が季節的に深くなっていることが報告されている。 ^[21] 1970年から2018年にかけて、混合層の基礎の成層化と混合層の深さが増加したという主張を裏付ける文献がある。この結果と矛盾して、他の文献では、上層海洋の成層化の増加の結果として、混合層の深さが減少したと述べている。^{[22]北太平洋の西側にある}黒潮の延長部の混合層は、30メートル以上減少していることが判明している。この浅瀬化は、風の弱まりと季節的な垂直混合の減少によって引き起こされている。さらに、海洋表面の加熱、ひいては成層化の増加は、必ずしも混合層の深さの増加や減少を意味するわけではないという研究結果もある。^[23] GODASデータ^[4]を使用すると、混合層の深さは時間の経過とともに増加したり減少したりしていることがわかる。

1970年から2018年の間に、夏季の混合層の深さ（MLD）は10年あたり2.9 ± 0.5％（地域によっては10年あたり5～10メートル）深くなり、南極海では最大の深化が見られました。^{[21] [23]}しかし、混合層が世界的に深くなっているという観測的証拠は限られており、21世紀に世界の混合層の深さが浅くなるのは、温室効果ガスの排出が強いシナリオ下のみとなります。^[9] 21世紀を通じて海洋上層の成層化が進むことはほぼ確実ですが、科学者は混合層の深さがどのように変化するかについてあまり自信がありません。^[9]

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