海洋熱量

海洋熱量（OHC）または海洋熱吸収量（OHU）は、海洋が吸収して蓄積するエネルギーです。^{[ 2 ]}これは地球温暖化の重要な指標です。^{[ 3 ]}海洋熱量は、さまざまな場所と深さで海水温を測定し、海洋盆地または海洋全体にわたってエンタルピーエネルギーの変化の面積密度を積分することによって計算されます。^{[ 4 ]}

1971年から2018年の間に、海洋熱量の着実な上昇傾向^{[ 5 ]}が地球温暖化による地球の過剰エネルギーの90%以上を占めた。 ^{[ 6 ] [ 7 ]}科学者たちは、1961年から2022年までの温暖化傾向を0.43  ±  0.08  W/m²と推定しており、10年あたり約0.15  ±  0.04  W/m²のペースで加速している 。^{[ 8 ]} 2020年までに、増加したエネルギーの約3分の1が700メートルより深いところまで伝播した。^{[ 9 ] [ 10 ]} 2000メートルまでの海洋熱量の観測値上位5つは すべて2020年から2024年の期間に発生した。^{[ 5 ]}この増加の主な要因は、人為的な温室効果ガスの排出である。^{[ 11 ] : 1228}

海洋の熱量測定は気候モデルにとって極めて重要です。1960年以前から、調査船や観測所は世界中で海面水温とより深い水温をサンプリングしてきました。2000年以降、約4000個のアルゴロボットフロートからなる拡大するネットワークが、温度異常、すなわち海洋の熱量の変化を測定しています。 世界の海洋の上層2000メートルは平均して1970年代以降温暖化していますが、温暖化の速度は地域によって異なり、亜極北大西洋は温暖化が緩やかで、南極海は不均衡に多くの熱を吸収しています。^{[ 11 ] : 1230}また、 2000メートルより深い深海の温暖化は、 他の海洋盆地と比較して南極海で最も大きくなっています。^{[ 11 ] : 1230}

海洋温度の変化は、海洋と陸上の生態系に大きな影響を与えます。例えば、沿岸生態系や、それらの生態系サービスに依存するコミュニティには、さまざまな影響があります。直接的な影響としては、海面水位や海氷の変化、水循環の強度の変化、海洋生物の移動などが挙げられます。 ^{[ 12 ]}

地球の海洋は気候の安定性において重要な役割を果たしています。海洋は熱容量が大きいため、温度変化をほとんど起こさずに膨大な量のエネルギーを蓄えることができます。また、海洋は地球表面の70%を覆っています。海洋の熱量を測定し、時間の経過に伴う変化を監視することは、気候を理解しモデル化するために不可欠です。^{[ 13 ]}

海洋熱含量は、物理海洋学で海洋に蓄えられた熱力学的ポテンシャルエネルギーの一種を表す用語です。これは海水の状態方程式と連携して定義されます。TEOS -10は、2010年に政府間海洋学委員会によって承認された国際規格です。^{[ 15 ]}

海洋熱量の計算は、海洋表面を基準としたエンタルピー（潜在エンタルピーとも呼ばれる）の計算に準じます。そのため、OHC の変化は、海水と氷、淡水、湿った空気との熱交換と容易に比較できます。^{[ 16 ] [ 17 ]} OHC は常に、基準値に対する変化または「異常値」として報告されます。正の値は海洋熱吸収量 (OHU) を定量化し、地球温暖化による惑星エネルギーの増加の大部分がどこに向かっているかを診断するのに役立ちます。

海洋の熱量を計算するには、さまざまな場所と深さで採取された海水サンプルの海洋温度の測定が必要です。[ 18 ^{]海洋盆地}、つまり海洋全体にわたって海洋熱の面積密度を積分すると、海洋の総熱量が得られます。したがって、海洋の総熱量は、データが利用可能な海洋の三次元領域にわたって、温度、密度、および熱容量の積の体積積分です。 ^{[ 19 ]}測定の大部分は、約2000 m (1.25マイル)より浅い深さで行われています。^{[ 20 ]}  

2 つの深度間の海洋熱量の面積密度は、定積分として計算されます。^{[ 4 ] [ 19 ]}

${\displaystyle H=c_{p}\int _{h2}^{h1}\rho (z)\Theta (z)dz}$

どこ ${\displaystyle c_{p}}$海水の比熱容量は、${\displaystyle h_{2}}$より低い深さは、${\displaystyle h_{1}}$は上側の深さです。${\displaystyle \rho (z)}$は現場の海水密度プロファイルであり、${\displaystyle \Theta (z)}$これは保守的な温度プロファイルです。${\displaystyle c_{p}}$は、通常は海洋表面として選択される単一の深さ h0 で定義されます。SI単位では、${\displaystyle H}$単位はジュール毎平方メートル（J·m ⁻²）です。

実際には、この積分は、温度 (t)、圧力 (p)、塩分(s) およびそれらに対応する密度 (ρ)を含む、滑らかでその他の特性が良好な現場データ系列を用いた総和によって近似することができます。保存温度${\displaystyle \Theta (z)}$これらは、h0 における基準圧力 (p0) に対する相対値です。以前の計算では、ポテンシャル温度と呼ばれる代替値が使用されていました。^{[ 21 ]}

温度と海洋深度の測定結果は、一般的に上部混合層（0～200m  ）、躍層（200～1500m  ）、および深層（>1500m  ）を示しています。これらの境界深度は、おおよその近似値にすぎません。太陽光は最大で約200mの深さまで届き、そのうち 上部80mは地球表面の70%以上を占める光合成を行う海洋生物の生息域です。 ^{[ 22 ]}波の作用やその他の表面乱流は、上層全体で温度を均一化するのに役立ちます。 

緯度とともに低下する表面温度とは異なり、深海の温度は世界のほとんどの地域で比較的低温で均一です。^{[ 23 ]} 海洋全体の体積の約50%は水深3000m （1.85 マイル）より下にあり、太平洋は5つの海洋区分の中で最大かつ最も深い海です。水温躍層は、温度、栄養塩の流れ、生物の豊富さ、その他の特性に関して、上層と深層の間の遷移です。熱帯では半永久的であり、温帯地域では変動し（夏に最も深くなることが多い）、極地では浅いか存在しません。^{[ 24 ]}

測定

海洋熱量は海洋温度の測定から導き出されます。海洋温度の測定には困難が伴い、特にアルゴプロファイリングフロートが展開される前はそうでした。^{[ 20 ]}空間的なカバー範囲が狭く、データの質も低いため、長期的な地球温暖化傾向と気候変動を区別することは必ずしも容易ではありませんでした。これらの複雑な要因の例としては、エルニーニョ・南方振動によって引き起こされる変動や、大規模な火山噴火によって引き起こされる海洋熱量の変化などがあります。^{[ 3 ]}

Argoは、21世紀の初めから世界中で展開されているロボットプロファイリングフロートの国際プログラムです。 ^{[ 26 ]}このプログラムの最初の3000ユニットは、2020年までに4000ユニット近くにまで拡大しました。10日間の測定サイクルの開始時に、フロートは1000 メートルの深さまで潜り、そこで9日間海流に乗って漂流します。その後、2000 メートルまで潜り、最終日に水面まで上昇しながら、温度、塩分（導電率）、および深度（圧力）を測定します。水面では、フロートは深度プロファイルと水平位置データを衛星中継で送信してから、サイクルを繰り返します。^{[ 27 ]}

1992年以降、TOPEX/Poseidon衛星およびそれに続くJason衛星シリーズの高度計は、海面上昇の主要成分である鉛直積分OHCを観測してきた。2002年以降、GRACEおよびGRACE-FOは重力測定法を用いて海洋の変化を遠隔監視している。^{[ 28 ]} Argoと衛星観測の連携により、OHCおよびその他の地球規模の海洋特性の推定値が継続的に改善されている。^{[ 25 ]}

人間活動による温室効果ガスの増加は、地球の大気からの赤外線放射を減少させ、地球全体の熱の増加を引き起こしています。^{[ 29 ]} この地球の熱吸収の90%以上は海洋の熱量として現れます。この高い割合は、海洋の高い熱容量の結果です。^{[ 30 ]}大気を介して地球に入る余分なエネルギーのほとんどは、海洋によって吸収され、保持されます。^{[ 31 ] [ 32 ] [ 33 ]}

惑星の熱吸収量または熱含有量は、気候システムに追加または除去されるエネルギー全体を表します。^{[ 34 ]}これは、入射放射と出射放射の総量の間の観測された差（または不均衡） を時間とともに蓄積することによって計算できます。不均衡の変化は、 CERESやその他のリモート機器によって地球軌道から推定され、海洋、陸地、氷、大気の熱インベントリの変化の現地調査と比較されています。 ^{[ 6 ] [ 35 ] [ 36 ]} どちらの会計方法から完全かつ正確な結果を得ることは困難ですが、研究者によってほとんど互いに独立していると見なされる異なる方法で困難です。^{[ 35 ]} よく観測された2005年から2019年の期間の惑星の熱含有量の増加は、測定の不確実性を超えていると考えられています。^{[ 29 ]}

海洋の観点から見ると、赤道付近の豊富な太陽放射は地球の熱帯表層水に直接吸収され、熱の全体的な極方向への伝播を促進します。また、表面は風や波の作用によって下部対流圏で吸収されたエネルギーを交換します。時間の経過とともに、地球のエネルギー収支の持続的な不均衡により、熱伝導、下降流、上昇流を介して、より深い海洋へのまたはより深い海洋からの正味の熱の流れが可能になります。^{[ 37 ] [ 38 ]} 大気への海洋熱容量の放出は主に蒸発によって起こり、惑星の水循環を可能にします。^{[ 39 ]}高い海面温度は、熱帯低気圧、大気河川、大気熱波、および内陸深くまで侵入する可能性のあるその他の極端な気象現象を促進するのに役立ちます。^{[ 40 ]} これらのプロセスすべてを合わせると、海洋は地球最大の熱貯蔵庫となり、地球の気候を調節する機能を果たし、エネルギーの吸収源と供給源の両方として機能します。^{[ 31 ]}

陸地の地表気温は、海面水温よりも速いペースで上昇している。

温室効果は下層大気と海洋に熱を閉じ込めるため、反射エネルギーを受け取る上層大気は冷却される。^{[ 41 ]}

陸地や氷に覆われた地域の観点から見ると、海洋の支配的な熱慣性によって、それらの地域における熱吸収の割合は減少し、遅延する。陸地や氷の慣性が低い（熱伝達係数が小さい）ため、陸地表面の平均温度上昇は海洋表面を上回っているが、海洋全体がなければ、温度はより急速に、より大きな量だけ上昇するだろう。^{[ 31 ]} 海洋と地球のエネルギー収支をより正確に把握するために、熱が深海にどれだけ速く混ざり合うかの測定も行われている。^{[ 42 ]}

世界の海洋上部 2000 m の熱量は 2024 年に新記録に達し、2023 年の値を 16 ± 8 ZJ 上回り、過去 8 年間の年間記録が続いている。^{[ 43 ]}近年の多数の独立した研究では、海洋上部の OHC が数十年にわたって上昇し、より深い領域にまで浸透し始めていることがわかっている。^{[ 6 ] [ 20 ]} 近年の多数の独立した研究では、海洋上部の OHC が数十年にわたって上昇し、より深い領域にまで浸透し始めていることがわかっている。^{[ 6 ] [ 20 ]}海洋上部 (0～700  m) は 1971 年以降温暖化しており、中間深度 (700～2000 m) で温暖化が起こっている可能性が非常に高く、 深海 (2000  m より下) の温度が上昇している可能性が高い。^{[ 11 ] : 1228}熱吸収は、地球のエネルギー収支における持続的な温暖化の不均衡の結果であり、その根本原因は人為的な大気中の温室効果ガスの増加である。^{[ 44 ] : 41}人為的な二酸化炭素排出に対する海洋熱量の増加は、人間の時間スケールでは本質的に不可逆的であるという確信が非常に高い。^{[ 11 ] : 1233}

Argoの測定に基づく研究によると、海洋表面の風、特に太平洋の亜熱帯貿易風は、海洋の熱の鉛直分布を変化させます。^{[ 46 ]}これにより、海流の変化や亜熱帯の循環の増加が生じ、これはエルニーニョ現象やラニーニャ現象にも関連しています。確率的な自然変動の変動に応じて、ラニーニャ年には、海洋上層からの熱が約30%多く深層に輸送されます。さらに、研究によると、観測された海洋の温暖化の約3分の1は、700～2000メートルの海洋層で発生しています。^{[ 47 ]}

モデル研究によると、風の循環の変化に伴い、ラニーニャ年には海流がより多くの熱をより深い層に輸送することが示されています。 ^{[ 48 ] [ 49 ]}海洋の熱吸収が増加した年は、10年周期の太平洋振動（IPO）の負の位相と関連付けられています。^{[ 50 ]}これは、海洋の熱吸収を推定するためにデータを使用する気候科学者にとって特に興味深いものです。

北大西洋のほとんどの地域では、表層の海洋熱量は熱輸送収束（海流が合流する場所）によって支配されており、温度と塩分の関係に大きな変化はありません。^{[ 51 ]}さらに、2022年の海洋における人為的温暖化に関する研究では、北緯25度線沿いの北大西洋で1850年から2018年の間に発生した温暖化の62%が700mより下の水域に保持されており、海洋の余剰熱の大部分がそこに蓄積されていることが示されています。^{[ 52 ]}

2015年の研究では、太平洋による海洋熱量の増加は、OHCがインド洋に急激に分布することによって相殺されたと結論付けられました。^{[ 53 ]}

2024年に発表された海洋温暖化の大規模アンサンブル再解析では、1961年から2022年までの温暖化傾向は0.43  ±  0.08  W/m²と推定され、統計的に有意な加速率は10年あたり0.15  ±  0.04  W/m²でした^{[ 8 ]}。これは同様の独立した解析と一致しています^{[ 54 ] [ 55 ]。} 2003年から2018年までの上位2000メートルにおける正味の変化率は  +0.58 ± 0.08  W/m ² (または年間平均エネルギー増加量 9.3ゼタジュール)。^{[ 3 ]} 

温暖化する海洋はサンゴの白化の原因の一つであり^{[ 62 ]} 、海洋生物の移動にも寄与している^{[ 63 ]} 。海洋熱波は生命を脅かすほど水温が持続的に上昇する領域である^{[ 64 ]} 。大気循環と海流による地球内部エネルギーの再分配は、しばしば不規則な振動の形で内部気候変動を生み出し^{[ 65 ]}、地球規模の熱塩循環を維持するのに役立つ^{[ 66 ] [ 67 ]}。

OHCの増加は、熱膨張により1900年から2020年までの世界の海面上昇の30～40%を占めています。^{[ 68 ] [ 69 ]}また、海氷、氷山、潮汐氷河 の融解を加速させます。氷の減少は極地のアルベドを低下させ、地域的および世界的なエネルギー不均衡を増幅させます。 ^{[ 70 ]}その結果生じた氷の後退は、北極海の海氷^{[ 71 ]}や、グリーンランドやカナダなどの北部のフィヨルド^{[ 72 ]}では 急速かつ広範囲に及んでいます。南極海の海氷と、南極海に流れ込む広大な南極の棚氷 への影響は地域によって異なり、温暖化する海水の影響で増加しています。^{[ 73 ] [ 74 ]}スウェイツ棚氷とその西南極の近隣の氷棚 の崩壊は、2020 年の海面上昇の約 10% を占めた。^{[ 75 ] [ 76 ]}

海洋は炭素の吸収源および吸収源としても機能し、地球の炭素循環における陸地の役割に匹敵する。^{[ 77 ] [ 78 ]}ヘンリーの法則 の温度依存性に従って、温暖化する表層水は、酸素や二酸化炭素、その他の温室効果ガスの人間活動による増加など、大気中のガスを吸収する能力が低下する。^{[ 79 ] [ 80 ]}それにもかかわらず、海洋が人為的な二酸化炭素を吸収する速度は、1960年代初頭から2010年代後半にかけて約3倍に増加しており、大気中の二酸化炭素の増加に比例したスケーリングとなっている。^{[ 81 ]} _CO2レベルの上昇は海洋酸性化を引き起こし、これは_CO2の吸収により海洋の pH が低下することである。これは、石灰化生物の成長と石灰化速度の低下、二枚貝の酸塩基調節能力の低下、生物の代謝経路への有害作用など、さまざまな種に影響を与え、これらの生物が生成できるエネルギー量を低下させる可能性がある。^{[ 82 ]}

深海の温暖化は、そこに自然に蓄積された膨大な量の凍結メタンハイドレート堆積物を溶かして放出する可能性をさらに高める。^{[ 83 ]}

• 海洋酸性化– 海洋のpH値の低下 
• 海洋の脱酸素化― 海洋中の酸素含有量の減少 
• 海洋成層― 密度差による海水の層状構造 
• 気候変動下における海洋と雪氷圏に関する特別報告書– 2019年IPCC報告書 
• 熱帯低気圧と気候変動― 気候変動が熱帯低気圧に与える影響 

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