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密度躍層とは、密度勾配（ ρ∂/∂z）は水域内で最大となる。海流は砕波、温度と塩分濃度の差、風、コリオリの力、天体の引力による潮汐などの力によって生成される。さらに、密度勾配によって駆動される密度躍層の物理的特性も、海の流れと垂直プロファイルに影響を与える。これらの変化は、海洋を通じた熱、塩分、栄養素の輸送と関連しており、密度躍層の拡散は湧昇を制御する。[1]
混合層の下では、安定した密度勾配（または密度躍層）が上層水と下層水を分離し、垂直輸送を妨げています。[2]この分離は、海洋と海洋生物に重要な生物学的影響を及ぼします。しかし、密度躍層を横切る垂直混合は海洋では通常の現象であり、せん断によって生じる乱流によって発生します。[3]このような混合は、栄養素の輸送において重要な役割を果たします。[4]
身体機能
風と波によって生じる乱流混合により、表面から下方へ熱が伝達される。低・中緯度では、数メートルから数百メートルの深さまで、ほぼ均一な温度の水の表層混合層が形成される。この混合層の下、外洋の深さ 200～300 メートルで、水温は 1000 メートル程度まで急激に低下し始める。温度勾配が最も急な水層は、永久サーモクラインと呼ばれる。[5]この層を通る温度差は、緯度によっては 20 °C にもなる。永久サーモクラインは、より暖かく密度の低い表層水とその下にある冷たく密度の高い底層水との間の水密度の変化と一致する。密度が急速に変化する領域は密度躍層と呼ばれ、垂直方向の水循環に対する障壁として機能し、海の生物学において役割を果たす特定の化学物質の垂直方向の分布にも影響を与える。温度と密度の急激な勾配は、動物の垂直方向の移動を制限する働きもする。[6]
季節性
上で説明した密度躍層の一般的な構造は当てはまりますが、密度躍層は季節によって変化することがあります。冬には海面温度が低くなり、波が大きくなる傾向があるため、場合によっては主なサーモクライン/密度躍層まで混合層の深さが増します。[7]
夏には、気温の上昇、海氷と陸氷の融解、日光の増加により、海洋表層の温度が上昇します。この層は、以前に形成された大きな冬季混合層の上に位置し、メインの密度躍層の上に季節性密度躍層を形成します。冬季混合層は、密度勾配の低い密度躍層となり、密度躍層と呼ばれます。季節が再び変わり始めると、表層からの熱の純損失と継続的な風の混合により、次の夏まで季節性密度躍層は摩耗します。[7]
緯度による変化
温度と塩分濃度はどちらも密度に影響を与えますが、緯度地域によってはどちらかが他方よりも大きな影響を与えることがあります。熱帯および中緯度では、すべての海洋の表面密度は表面塩分濃度ではなく表面温度に従います。50°を超える最高緯度では、温度が一貫して氷点付近にあるため、すべての海洋の表面密度は温度よりも塩分濃度に従います。[7]
低緯度および中緯度では、永久密度躍層は水深200～1000メートルの間に存在する。大西洋のサルガッソ海など、広大だが地理的に制限された亜熱帯地域では、2つの永久密度躍層が存在し、サーモスタッドと呼ばれる下層の垂直成層によって分離されている。この現象は、密度が海水温に強く依存するため、密度に反映される。2つの永久密度躍層は永久密度躍層と関連しており、サーモスタッドに相当する密度は密度躍層と呼ばれる。[7]
亜極地と極地では、緯度の関係で表層水は年間を通じて非常に冷たく、海氷と陸氷の融解、降水量の増加、淡水流出により非常に淡水である一方、深層水は世界中でほぼ一定している。このため、恒久的なサーモクラインは存在しないが、季節的なサーモクラインが発生する可能性がある。これらの地域では、恒久的な塩分躍層が存在し、この塩分躍層が恒久的な密度躍層を決定する主な要因となっている。[7]
生物学的機能
植物プランクトンの成長率は栄養塩濃度によって制御され、海中の栄養塩の再生は高栄養段階と低栄養段階の相互作用において非常に重要な部分である。ピクノクラインの形成による分離は、下層から上層への栄養塩の供給を妨げる。ピクノクラインを通る栄養塩の流量は、他の表層よりも低い。[8]
微生物ループ
微生物ループは、海洋微生物食物網における栄養経路です。「微生物ループ」という用語は、溶存有機炭素 (DOC) が細菌バイオマスに組み込まれてより高い栄養段階に戻され、植物プランクトン、動物プランクトン、ネクトンによって形成される古典的な食物連鎖と結びつく海洋生態系の炭素および栄養循環において微生物が果たす役割を説明するために、 Azam ら (1983) によって造られました。
植物プランクトンブルームの終わりに藻類が老化段階に入ると、植物デトリタスが蓄積し、溶解した代謝物の放出が増加する。特にこの時期に、細菌はこれらのエネルギー源を利用して増殖し、植物プランクトンのブルームに続く急激な脈動（またはブルーム）を生み出すことができる。植物プランクトンと細菌の同様の関係は、細菌プランクトンの垂直分布に影響を与える。細菌の最大数は、通常、上部の有光層から沈降して植物デトリタスが蓄積する密度躍層で発生する。そこでは、細菌による分解が安定した水域での酸素極小層の形成に寄与する。[9]
日周垂直移動
プランクトンの最も特徴的な行動の一つは、24時間周期で起こる垂直移動である。これはしばしば日周垂直移動または日周移動と呼ばれている。24時間で移動する垂直距離は様々で、一般的に大型の種や優れた遊泳力を持つ種の方が長い。しかし、小さなカイアシ類でさえ24時間に数百メートルを2回移動する可能性があり、オキアミや浮遊性エビのようなより優れた遊泳力を持つ種は800メートル以上移動することがある。[10]移動の深度範囲は、サーモクラインまたはピクノクラインの存在によって抑制される可能性がある。しかし、日周垂直移動が可能な植物プランクトンと動物プランクトンは、多くの場合、ピクノクラインに集中している。[11]さらに、サーモクラインまたはピクノクラインを泳ぐ能力を持つ海洋生物は、移動中に強い温度勾配と密度勾配、およびかなりの圧力変化を経験する可能性がある。
安定性
リチャードソン数が0.25を下回ると、ピクノクラインは不安定になります。リチャードソン数は、位置エネルギーと運動エネルギーの比を表す無次元値です。この比は、せん断速度が成層を超えると0.25を下回ります。これによりケルビン・ヘルムホルツ不安定性が生じ、乱流が発生して混合につながります。[12]
ピクノクラインの深さや特性の変化は、いくつかのコンピュータプログラムモデルからシミュレートすることができます。これらのモデルに対する最も簡単な方法は、海洋一般循環モデル（OCGM）に基づくエクマンポンプモデルを調べることです。[13]
クラインの種類
参照
参考文献
- ^ Anand Gnanadesikan. 1999. 海洋密度躍層の構造に関する簡単な予測モデル。Science 283 (5410): 2077–2079。
- ^ Mann and Lazier (2006). 海洋生態系のダイナミクス。第3版。Blackwell Publishing。第3章。
- ^ 成層流体の乱流混合、流体力学年次レビュー (1991)
- ^ 成層せん断層を通じた鉛直混合と輸送、Journal of Physical Oceanography (2001)
- ^ クナウス、ジョン A. (1997)。海洋物理学入門。第 2 版、プレンティス ホール。第 1 章
- ^ Lalli and Parson (1993). 生物海洋学：入門. Pergamon press. 第2章.
- ^ abcde Talley, Lynne D.; Pickard, George L.; Emery, William J.; Swift, James H. (2011).記述的物理海洋学：入門（第6版）。Elservier。ISBN 978-0-7506-4552-2。
- ^ Hales, B., Hebert, D., and Marra, J. 2009.「ニューイングランド棚氷前線における植物プランクトンへの栄養分の乱流供給」Journal of Geophysical Research. Vol. 114, C05010, doi :10.1029/2008JC005011.
- ^ Lalli and Parson (1993). 生物海洋学入門. ペルガモン出版. 第5章.
- ^ Lalli and Parson (1993). 生物海洋学：入門. ペルガモン出版. 第4章.
- ^ Hill, AE 1998. 成層潮汐流における日周垂直移動：プランクトン分散への影響。海洋研究ジャーナル、第56巻、pp. 1069-1096。
- ^ 密度成層、乱流、しかし混合はどの程度か？流体力学年次レビュー（2008）
- ^ Capotondi, A., Alexander, MA, Deser, C., および Miller, A. 2004. 北東太平洋における低周波密度躍層の変動。アメリカ気象学会。第 35 巻、pp. 1403-1420。