海洋物理学

海洋物理学は、海洋内の物理的条件と物理的プロセス、特に海水の動きと物理的特性 を研究する学問です。

海洋物理学は、海洋学が分類されるいくつかのサブドメインのうちの 1 つです。その他のサブドメインには、海洋生物学、海洋化学、海洋地質学などがあります。

海洋物理学は記述的海洋物理学と動的海洋物理学に分けられる。 ^[1]

記述的物理海洋学は、流体の動きを可能な限り正確に記述する観測と複雑な数値モデルを通じて海洋を研究することを目指しています。

動的物理海洋学は、主に流体の動きを支配するプロセスに焦点を当てており、理論研究と数値モデルに重点を置いています。これらは、気象学と共有される地球物理流体力学 (GFD)という大きな分野の一部です。GFD は、コリオリの力 に大きく影響される空間的および時間的スケールで発生する流れを説明する流体力学のサブ分野です。

外観イメージ
海洋物理的プロセスの空間と時間スケール。[2]

地球上の水のおよそ97%は海にあり、大気中で凝縮して大陸に雨や雪として降る水蒸気の大部分は海から発生している。 ^{[3] [4]}海洋の膨大な熱容量が地球の気候を和らげ、海洋が様々なガスを吸収することで大気の組成に影響を与える。^[4]海の影響は、海底変成作用による火山岩の組成や、沈み込み帯で生成される火山ガスやマグマの組成にまで及んでいる。^[4]

海面から見ると、海洋は大陸の高さよりもはるかに深い。地球の地勢曲線を調べると、地球上の陸地の平均標高はわずか840メートル（2,760フィート）であるのに対し、海洋の平均深さは3,800メートル（12,500フィート）であることがわかる。この明らかな矛盾は大きいが、陸地と海の両方において、山や海溝などの極端な深さはまれである。^[3]

世界の海洋の大部分は深海であるため、海水の平均温度は低く、海洋の約 75% は 0°～5 °C の温度です (Pinet 1996)。同じ割合の海水は、塩分濃度が 34～35 ppt (3.4～3.5%) の範囲にあります (Pinet 1996)。ただし、それでもかなりのばらつきがあります。表面温度は、極地付近の氷点下から限られた熱帯海域の 35 °C までの範囲で変化し、塩分濃度は 10～41 ppt (1.0～4.1%) の範囲で変化します。^[5]

温度の垂直構造は、勾配が緩やかな表面混合層、勾配が高いサーモクライン、成層が不十分な深淵 の3 つの基本層に分けられます。

温度に関しては、海洋の層は緯度に大きく依存しており、サーモクライン（水温躍層）は熱帯地方では顕著であるが、極海域では存在しない（Marshak 2001）。塩分躍層は通常、熱帯地方では蒸発によって塩分濃度が上昇し、極地では融解水によって塩分濃度が薄まる表面近くに存在する。^{[5]深さによる塩分濃度と温度のこれらの変化は海水の密度を変え、}密度躍層を形成する。^[3]

海水の温度は、地域や深さによって大きく異なります。前述のように、海水の大部分 (約 75%) は 0° ～ 5°C で、そのほとんどは太陽光が届かない深海にあります。ただし、表層では温度の変動がはるかに大きくなります。極地では表面温度が氷点下まで下がることもありますが、熱帯および亜熱帯地域では 35°C まで達することがあります。この温度成層により垂直温度勾配が生じ、海が明確な層に分割されます。

1. 表層混合層: この最上層は風や波の作用によりよく混合され、深さによる温度変化が最小限に抑えられます。この層の厚さは場所や季節によって異なりますが、50 メートルから 200 メートルに及ぶことがあります。
2. サーモクライン: 混合層の下にはサーモクラインがあり、深度が増すにつれて温度が急激に低下する領域です。サーモクラインは熱帯および温帯地域で特に顕著ですが、表面温度がすでに氷点近くになっている極海域では見られません。サーモクラインの深さと鋭さは季節の変化や海流によって変化し、海洋と大気間の熱交換を調節する上で重要な役割を果たします。
3. 深海域: サーモクラインの下には深海または深海域があり、温度は比較的均一で、氷点よりわずかに高い温度 (0°-3°C) に保たれています。この冷たく密度の高い水は極地から発生し、そこで表面水が冷やされて沈み、海底に沿って赤道に向かって広がり、深海循環システムを形成します。

塩分濃度は海水に溶解した塩の濃度の尺度であり、世界のほとんどの海域では通常 34 ～ 35 ppt の範囲です。ただし、蒸発、降水、河川の流出、氷の形成や融解などの局所的な要因により、塩分濃度は大きく変動します。これらの変動は、沿岸地域や沿岸海域で最も顕著になることが多いです。

1. 表面塩分濃度: 外洋では、塩分濃度は一般に、蒸発率が高い亜熱帯地域で最も高く、アマゾン川やコンゴ川の河口など、降水量が多い地域や河川からの淡水流入量が多い地域では最も低くなります。紅海や地中海などの熱帯および亜熱帯の海では、蒸発が激しく、外洋との水の交換が制限されるため、塩分濃度が 40～41 ppt まで高くなることがあります。
2. 塩分躍層: 塩分躍層は、海水中の塩分濃度が深さとともに急激に変化する層です。この成層は、蒸発 (塩分濃度の増加) や淡水流入 (塩分濃度の低下) などの表面プロセスの影響を受けることがあります。特に熱帯および亜熱帯地域では、塩分躍層はサーモクラインと一致することが多く、水柱全体の安定性に貢献しています。
3. 極地: 極地では、氷が溶けて淡水が流入するため、表面の塩分濃度は一般的に低くなります。しかし、海氷の形成時には、塩水が排出されて周囲の海水の塩分濃度が上昇し、密度の高い水塊が沈降して深海流が形成され、地球規模の循環パターンが促進されます。

温度と塩分濃度の変化の組み合わせにより、海水の密度が変化します。海水の密度は主にこの 2 つの要因の影響を受けます。つまり、冷たく塩分の多い水は、暖かく淡水よりも密度が高くなります。この密度の変化により、海洋に層が形成され、海洋循環パターンを理解する鍵となります。

1. 密度躍層: 密度躍層は、深さとともに密度が急激に増加する海洋内の層です。通常、熱帯および亜熱帯の海水では、水温躍層および塩分躍層と一致し、密度の低い表層水と密度の高い深海水の間に明確な境界を形成します。この密度成層は、垂直混合に対する障壁として機能し、表層と深海層間の熱、ガス、および栄養素の交換を制限します。
2. 熱塩循環: 密度の差が熱塩循環を駆動します。これは地球の気候を調節する上で重要な役割を果たしている地球規模の「コンベヤー ベルト」としても知られています。極地で形成された冷たく密度の高い水は沈み、海底に沿って赤道に向かって移動します。一方、暖かい表面水は極地に向かって流れ、これに取って代わります。この地球規模の循環は熱の再分配を助け、海洋の動的平衡を維持します。
3. 地域による違い: 湧昇または沈降の地域では、水柱の密度構造が乱れることがあります。湧昇は、より冷たく栄養分に富んだ水を表面にもたらしますが、沈降は表面水をより深いところまで押し下げ、地域の生態系と地球の気候に影響を与えます。

温度、塩分濃度、密度の複雑な相互作用を理解することは、海洋循環パターン、気候変動の影響、海洋生態系の健全性を予測するために不可欠です。多くの種が生息地の特定の温度と塩分濃度の範囲に敏感であるため、これらの要因は海洋生物にも影響を及ぼします。

海洋循環（および大気循環）のエネルギーは、太陽放射と太陽と月の重力エネルギーから得られます。^[6] 表面で吸収される太陽光の量は緯度によって大きく異なり、極よりも赤道で多くなります。これにより、大気と海洋の両方で流体運動が発生し、赤道から極に向かって熱が再分配され、流体運動がない場合に存在する温度勾配が減少します。おそらく、この熱の4分の3は大気によって運ばれ、残りは海洋によって運ばれます。

大気は下から加熱され、対流を引き起こします。その最大の表現がハドレー循環です。対照的に、海洋は上から加熱されるため、対流は抑制される傾向があります。代わりに、極地では冷たい塩水がかなり限られた領域に沈む深層水が形成されます。これが熱塩循環の始まりです。

海流は主に表面の風の応力によって駆動されるため、大規模な大気循環は海洋循環を理解する上で重要です。ハドレー循環は熱帯で東風、中緯度で偏西風をもたらします。これにより、亜熱帯海洋盆地の大部分で赤道方向への緩やかな流れが生じます (スベルドラップ バランス)。戻り流は、極に向かう狭い強力な西境界流として発生します。大気と同様に、海洋は深さよりもはるかに広いため、水平方向の動きは一般に垂直方向の動きよりもはるかに速くなります。南半球には連続した海洋帯があるため、中緯度の偏西風が強い南極周極流を引き起こします。北半球では陸地がこれを妨げ、海洋循環は大西洋盆地と太平洋盆地で より小さな環流に分割されます。

コリオリの力により、流体の流れが偏向します (北半球では右に、南半球では左に)。これは海洋の流れに大きな影響を与えます。特に、流れが高気圧と低気圧を迂回するため、長期間にわたって継続します。その結果、圧力のわずかな変化によって測定可能な流れが生じることがあります。たとえば、海面の高さが 100 万分の 1 の傾斜の場合、中緯度では 10 cm/s の流れが生じます。コリオリの力は極で最大で赤道で弱いため、東の境界には見られない、鋭く比較的安定した西の境界流が生じます。二次循環効果も参照してください。

エクマン輸送の結果、北半球では風の右 90 度、南半球では風の左 90 度に表面水が正味輸送されます。風が海面を吹くと、表面水の薄い層を「つかみます」。次に、その薄い水層が運動エネルギーをその下の薄い水層に伝達し、これが繰り返されます。ただし、コリオリの力により、水層の移動方向は、北半球では深くなるにつれて徐々に右に、南半球では左に移動します。ほとんどの場合、風の影響を受ける最下層の水は 100 メートルから 150 メートルの深さにあり、風が吹く方向と完全に反対の約 180 度移動しています。全体として、水の正味輸送は、風の元の方向から 90 度になります。

ラングミュア循環により、風が吹いている方向と平行な海面上に、風列と呼ばれる細い目に見える縞模様が発生します。風速が 3 m s ⁻¹を超えると、約 5～300 m の間隔で湧昇と沈降を繰り返す平行な風列が発生する可能性があります。これらの風列は、隣接する卵形の水細胞 (深さ約 6 m (20 フィート) まで広がる) が時計回りと反時計回りに交互に回転することで作成されます。収束帯ではゴミ、泡、海藻が蓄積し、発散帯ではプランクトンが捕らえられて表面に運ばれます。発散帯にプランクトンが多いと、魚がそれを餌に引き寄せられることがよくあります。

海洋と大気の境界面では、海洋と大気は熱、水分、運動量の流量を交換します。

熱

表面における重要な熱項は、顕熱流束、潜熱流束、入射太陽放射、および長波（赤外線）放射のバランスです。一般に、熱帯の海洋では熱の純増加が見られ、極の海洋では熱の純損失が見られる傾向があり、これは海洋の極方向へのエネルギーの純移動の結果です。

海洋の大きな熱容量は海洋に隣接する地域の気候を和らげ、そのような場所では海洋性気候をもたらします。これは、夏に熱を蓄えて冬に放出すること、またはより暖かい場所から熱を輸送することによる結果である可能性があります。この特に顕著な例は、少なくとも部分的に北大西洋の漂流によって加熱されている西ヨーロッパです。

勢い

表面風速はメートル/秒オーダー、海流はセンチメートル/秒オーダーになる傾向があります。したがって、大気の観点からは、海洋は事実上静止していると考えることができます。一方、海洋の観点からは、大気が表面に 大きな風圧をかけ、これが海洋に大規模な流れを強制します。

風の応力により、風は海面波を発生させます。波が長いほど、位相速度は風速に近づきます。表面風の運動量は、海面波によってエネルギー流に変換されます。波の存在により海面の 粗さが増すと、表面近くの風が変化します。

水分

海は降雨によって水分を得ることも、蒸発によって水分を失うこともあります。蒸発によって海水が失われると、海水は塩分が多くなります。たとえば地中海やペルシャ湾では蒸発による損失が大きく、その結果生じる濃い塩水の柱はジブラルタル海峡を通って大西洋に流れ込むことがあります。かつては、蒸発/降水が海流の主な原動力であると信じられていましたが、現在ではごくわずかな要因に過ぎないことがわかっています。

ケルビン波

ケルビン波は、2 つの境界または反対の力 (通常はコリオリの力と海岸線または赤道の間) の間を伝わる進行波です。沿岸波と赤道波の 2 種類があります。ケルビン波は重力によって発生し、分散しません。つまり、ケルビン波は長期間にわたってその形状と方向を維持できます。ケルビン波は通常、エルニーニョ南方振動の始まりにおける貿易風の変化など、風の突然の変化によって発生します。

沿岸ケルビン波は海岸線に沿って進み、北半球では常に反時計回りに伝播し（海岸線は移動方向の右側）、南半球では時計回りに伝播します。

赤道ケルビン波は、赤道をガイドとして、北半球と南半球で東に伝播します。

ケルビン波は、通常 2 ～ 3 メートル/秒という非常に高速であることが知られています。ケルビン波の波長は数千キロメートル、振幅は数十メートルです。

ロスビー波

ロスビー波、またはプラネタリー波は、海洋と大陸の間の温度差によって対流圏で生成される巨大でゆっくりとした波です。ロスビー波の主な復元力は、緯度によるコリオリの力の変化です。ロスビー波の波の振幅は通常数十メートルで、波長は非常に長くなります。ロスビー波は、通常、低緯度または中緯度で見られます。

ロスビー波には、順圧波と傾圧波の 2 種類があります。順圧波は速度が最も速く、垂直方向に変化しません。傾圧波はそれよりはるかに遅いです。

ロスビー波の特別な特徴は、各波の位相速度は常に西向きの成分を持つが、群速度はどの方向にもなり得ることです。通常、短いロスビー波は東向きの群速度を持ち、長いロスビー波は西向きの群速度を持ちます。

一種のヒートポンプとして機能する海洋循環と二酸化炭素濃度などの生物学的影響との相互作用により、数十年単位のタイムスケールで地球規模の気候変動が発生する可能性があります。これらの相互作用から生じる既知の気候振動には、太平洋十年振動、北大西洋振動、北極振動などがあります。熱塩循環の海洋プロセスは、地球全体の熱再分配の重要な要素であり、この循環の変化は気候に大きな影響を与える可能性があります。

これは、南極海を約 8 年ごとに一周する海洋と大気の 結合波です。これは波 2 現象 (緯度円内に 2 つの山と 2 つの谷がある) であるため、空間の各固定点で 4 年周期の信号が見られます。波は、南極周極流の方向に東に移動します。

最も重要な海流は次のとおりです。

• 南極周極海流
• 深海（密度駆動型）
• 西境界流
  • メキシコ湾流
  • 黒潮
  • ラブラドール・カレント
  • 親潮
  • アガラス流
  • ブラジルの現状
  • 東オーストラリア海流
• 東部境界海流
  • カリフォルニアカレント
  • カナリア海流
  • ペルーの現状
  • ベンゲラ海流

南極を取り囲む海域は現在、広い緯度帯に渡って開水域がある唯一の連続した水域です。この海域は大西洋、太平洋、インド洋を結び、偏西風が途切れることなく吹き続けるため、波の振幅が大幅に増大します。周極海流の輸送は主にこれらの偏西風によるものであると一般に考えられています。この海流は現在、時間とともに変動し、おそらく振動的に変化すると考えられています。

ノルウェー海では蒸発冷却が優勢で、沈みゆく水塊である北大西洋深層水（NADW）が海盆を満たし、グリーンランド、アイスランド、イギリスを結ぶ海底のクレバスを通って南に流れ出る。その後、大西洋の西側境界に沿って流れ、一部は赤道に沿って東に移動し、極に向かって海盆に流れ込む。北大西洋深層水は環極海流に巻き込まれ、インド洋と太平洋の海盆までたどることができる。しかし、北極海海盆から太平洋への流れは、ベーリング海峡の狭い浅瀬によって遮られている。

また、深海溝を形成する プレートテクトニクスを含む海底の地質を研究する海洋地質学についても参照してください。

アゾレス諸島・バミューダ高気圧などの高気圧（高気圧性）系の周りを回る風によって強制される理想的な亜熱帯海盆は、内陸部で赤道に向かうゆっくりとした定常流を伴う環流を発達させる。ヘンリー・ストンメルが論じたように、これらの流れは西境界領域でバランスが取れており、そこでは西境界流と呼ばれる極に向かう細い速い流れが発生する。実際の海の流れはより複雑だが、メキシコ湾流、アガラス流、黒潮がそのような流れの例である。これらは幅が狭く（幅約 100 km）、流速が速い（約 1.5 m/s）。

赤道方向の西境海流は熱帯および極地で発生し、例えば東グリーンランド海流やラブラドル海流、大西洋、親潮などです。これらは低気圧（サイクロン）の周りの風の循環によって強制されます。

メキシコ湾流

メキシコ湾流は、その北の延長である北大西洋流とともに、メキシコ湾に源を発し、フロリダ海峡を抜け、アメリカ合衆国とニューファンドランド島の東海岸に沿って北東に進み、大西洋を横断する、強力で暖かく速い大西洋海流です。

黒潮

黒潮は台湾東岸沖の西太平洋に見られる海流で、日本付近を北東方向に流れ、そこで東向きの北太平洋海流と合流する。大西洋のメキシコ湾流に似ており、熱帯の暖かい水を北の極地に向かって運ぶ。

海洋熱流束は、渦相関法などの大気測定技術を利用して熱伝達率を測定し、ペタワット単位で表す乱流の複雑なシステムです。^[7] 熱流束は、単位時間あたり単位面積あたりのエネルギーの流れです。地球の蓄熱の大部分は海中にあり、熱伝達のごく一部は蒸発、放射、拡散、海底への吸収などのプロセスで発生します。海洋熱流束の大部分は、移流、つまり海流の動きによって発生します。たとえば、南大西洋の温水の動きの大半は、インド洋で発生したと考えられています。^[8]移流のもう1つの例は、大気の背斜に関連する海面下のプロセスによって生じる非赤道太平洋の加熱です。^[9]南極海の底水 の最近の温暖化観測は、底水の変化が他の場所の海流、栄養素、生物相に影響を及ぼすため、海洋科学者の懸念事項となっています。^[10]地球温暖化に対する国際的な認識は、1988年に気候変動に関する政府間パネルが設立されて以来、この問題に関する科学的研究の焦点となってきました。海洋観測、計測、理論、資金の改善により、熱に関連する地域的および地球規模の問題に関する科学的報告が増加しました。^[11]

潮位計と衛星高度測定によると、過去 100 年間で海面は 1.5～3 mm/年上昇しています。

IPCCは、2081年から2100年までに地球温暖化により海面が260～820mm上昇すると予測している。^[12]

潮汐の影響による海洋の満ち引き​​は、沿岸地域に重要な影響を及ぼします。地球上の海洋の潮汐は、太陽と月の重力の影響によって生じます。これら 2 つの天体によって生じる潮汐の大きさはほぼ同じですが、月の軌道運動により、1 か月の間に潮汐パターンが変わります。

潮の満ち引き​​によって海岸沿いに周期的な流れが生じ、この流れの強さは狭い河口沿いでは非常に劇的になることがあります。また、満ち潮によって川や狭い湾沿いに潮汐波が発生することもあります。これは、流れに逆らう水の流れが表面に波を生じさせるためです。

潮汐と潮流(Wyban 1992) は、沿岸の養魚池を管理するハワイ先住民の生活様式と生計にこれらの自然のサイクルが及ぼす影響をはっきりと示しています。Aia ke ola ka hanaの意味は…人生は労働の中にある。

ファンディ湾では潮汐共鳴が発生します。これは、大きな波が湾口から反対側の端まで移動し、その後反射して湾口に戻るまでの時間が、世界最高の潮汐を生み出す潮汐リズムと一致するためです。

表面潮汐が海底の海山や海嶺などの地形に沿って振動すると、潮汐周波数の内部波が発生します。これを内部潮汐と呼びます。

一連の表面波は、海水の大規模な変位によって発生することがあります。これは、海底地滑り、地震による海底の変形、または大きな隕石の衝突によって引き起こされる可能性があります。

波は海面を時速数百キロメートルの速度で伝わりますが、海の真ん中では波長が数百キロメートルに及ぶためほとんど検知できません。

津波はもともと津波と呼ばれていましたが、潮汐とは関係がないため、名前が変更されました。津波は浅水波、つまり波長の 1/20 未満の深さの水中の波と見なされています。津波は周期が非常に大きく、速度が速く、波高も大きいです。

これらの波の主な影響は海岸沿いに及び、大量の海水が周期的に内陸に押し流され、その後海に引き出されるため、波が十分なエネルギーで襲来する海岸地域に大きな変化が生じる可能性があります。

1958年7月9日にアラスカ州リトアニア湾で発生した津波は高さ520メートル（1,710フィート）に達し、これまで計測された最大の津波であり、シカゴのシアーズタワーより約90メートル（300フィート）、ニューヨークの旧世界貿易センターより約110メートル（360フィート）高かった。 ^[13]

風は海洋表面の波を発生させ、沖合の構造物、船舶、海岸の浸食や堆積、港湾などに大きな影響を与えます。風によって発生した海洋表面の波は、うねりとして長距離を 移動します。

• ギル、エイドリアン E. (1982)。大気海洋ダイナミクス。サンディエゴ: アカデミック プレス。ISBN 0-12-283520-4。
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• Way, John H. 「Hypsographic curve」。2007 年 3 月 30 日にオリジナルからアーカイブ。2006年 1 月 10 日に取得。
• NASA海洋学
• 海洋の動きと表面流
• オーシャンワールド（デジタルブック）
• アメリカ海洋大気庁
• 大学-国立海洋研究所システム
• 太平洋災害センター
• 太平洋津波博物館ヒロ、ハワイ
• 津波災害の科学 2006-02-07ウェイバックマシンにアーカイブ (ジャーナル)
• 海洋学のためのNEMO学術ソフトウェア
• [1] 塩分濃度測定の歴史