成層（水）

水中の成層とは、水域内で密度によって比較的明瞭で安定した層が形成されることである。これは、深さに応じて安定した密度変化があるすべての水域で発生する。成層は水の垂直混合に対する障壁であり、熱、炭素、酸素、栄養素の交換に影響を与える。^[1]風による開放水域の湧昇と沈降は、成層を通して異なる層の混合を引き起こし、それぞれ、より密度の高い冷水、栄養分に富んだ塩水、または塩水を上昇させ、より軽い温水または淡水を沈降させる可能性がある。層は水の密度に基づいており、強制混合がない場合、安定した成層では、より密度の高い水はより密度の低い水の下に留まる。

成層は、海洋、湖、河口、浸水した洞窟、帯水層、一部の河川 など、さまざまな種類の水域で発生します。

成層化の原動力は重力であり、これは浮力と重さによって作用し、隣接する任意の体積の水の密度によって分類します。周囲よりも密度の低い体積の水は、結果として浮力によって上方に持ち上げられ、密度の高い体積の水は、結果として浮力よりも大きい重さによって引き下げられ、アルキメデスの原理に従います。各体積は、乱流と拡散によって周囲と混ざり合って周囲の密度と一致するか、周囲と同じ密度になる深さに達するか、水域の上部または下部の境界に達するまで上昇または沈下し、力が均衡して水域が最低の位置エネルギーに達するまで広がります。

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( ) の関数であり、圧力は深さと上にある水柱の密度分布の関数であり、 と表されます。 ${\displaystyle T}$${\displaystyle S}$${\displaystyle p}$${\displaystyle \rho (S,T,p)}$

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。^[2]水の温度が 4 °C を超えると膨張し、密度が低下します。水は凍結すると膨張し、温度が 4 °C 未満に低下すると膨張して密度が低下します。溶解した固体の質量である塩分濃度が増加すると、密度が増加します。

密度は成層化の決定的な要因です。温度と塩分濃度の組み合わせによって、どちらか一方単独の影響よりも密度が低くなったり高くなったりする可能性があります。そのため、より温かい塩水の層が、より冷たく新鮮な表層と、より冷たく塩分濃度の高い深層の間に重なることがあります。

密度躍層は、水域内の他の層に比べて密度の変化が比較的大きい層です。密度躍層の厚さはどこでも一定ではなく、さまざまな変数に依存します。^[3]

密度躍層が深さに応じて密度が大きく変化する層であるのと同様に、温度が大きく変化する層をサーモクライン、塩分が大きく変化する層をハロクラインと定義することができます。密度は温度と塩分の両方に依存するため、密度躍層、サーモクライン、ハロクラインは同様の形をしています。^[4]

混合とは成層構造の崩壊である。水塊が成層の安定した状態に達し、外部からの力やエネルギーが加わらなければ、拡散によってゆっくりと混合され、密度、温度、組成が均一になり、圧縮性によるわずかな影響のみで変化する。これは通常、自然界では発生しない。自然界には平衡を維持または乱すさまざまな外部影響がある。その 1 つが太陽からの熱入力で、太陽熱は上部の体積を温めてわずかに膨張させ、密度を低下させるため、成層構造が増加または安定化する傾向がある。プレート運動や火山活動によって生じる下からの熱入力は、加熱された水が上昇する原因となるが、これらは通常、局所的な影響であり、風、自由表面からの熱損失と蒸発、および流れの方向の変化の影響に比べれば小さい。

風は、風波と風流を発生させ、表面での蒸発を増加させる効果があり、冷却効果と溶質の濃縮効果があり、塩分濃度を増加させ、どちらも密度を増加させます。波の動きは水中にいくらかのせん断を生み出し、それが表層水の混合を増加させ、流れの発達も同様に増加します。緯度間の水の質量移動はコリオリの力の影響を受けます。コリオリの力は流れの方向と反対の動きを与え、陸地やその他の地形的障害物に向かう、またはそこから遠ざかる動きは不足または過剰を残し、局所的に海面を下げたり上げたりし、それを補うために湧昇と沈降を引き起こします。海洋の主な湧昇は、深層水を表面に運ぶ流れの発散に関連しています。湧昇には、沿岸湧昇、海洋内部での大規模な風による湧昇、渦に関連する湧昇、地形に関連する湧昇、海洋内部での広範囲拡散湧昇の少なくとも 5 つのタイプがあります。沈降流は、暖かい環が時計回りに回転し、表面の収束を引き起こす海洋の高気圧領域でも発生します。これらの表面水が収束すると、表面水は下方に押し下げられます。^[5]これらの混合効果により、成層が不安定になり、減少します。

海洋の成層は、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現象で、すべての海洋盆地で発生します。密度の高い水は軽い水の下にあり、安定した成層を表しています。密度躍層は、密度の変化率が最も大きい層です。

海洋の成層は、暖かい水は冷たい水よりも密度が低いため、一般的に安定しており、ほとんどの熱は太陽から来ており、直接表層にのみ影響します。成層は風によって引き起こされ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。成層は水の混合に対する障壁として機能し、熱、炭素、酸素、その他の栄養素の交換に影響を与えます。^[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。

風によって表層水が陸地から遠ざかったり陸地に近づいたりするため、湧昇と沈降が起こり、その地域の成層構造が崩れ、冷たく栄養分に富んだ水がそれぞれ上昇し、暖かい水が沈降して、表層水と底層水が混ざります。

サーモクラインの厚さはどこでも一定ではなく、さまざまな変数に依存します。

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]} 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。^[7]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]

河口とは、 1つ以上の河川や小川が流入し、外海と自由につながっている、部分的に閉鎖された汽水域のことです。^[8]

河口の水の滞留時間は、塩分濃度と温度の変化による密度の違いによって決まる河口内の循環に依存します。密度の低い淡水は塩水の上に浮き、温度が 4 °C を超えると、温度の高い水は温度の低い水の上に浮きます。その結果、表面近くの水と底近くの水は異なる軌跡を描くことになり、滞留時間も異なります。

鉛直混合は、塩分濃度と温度が上から下までどれだけ変化するかを決定し、水循環に大きな影響を与えます。鉛直混合は3つのレベルで発生します。表面から下へは風力によって、底から上へは河口と海洋の水塊の境界で発生する乱流によって、内部では潮汐、風、川の流入によって駆動される水流によって引き起こされる乱流混合によって発生します。^[9]

垂直混合により、さまざまな種類の河口循環が発生します。

塩性楔河口は、淡水の上層と塩水の底層の間に、はっきりとした密度の界面があることが特徴です。このシステムでは河川水が優勢で、潮汐の影響は循環パターンにほとんど影響しません。淡水は海水の上に浮かんでおり、海に向かって移動するにつれて徐々に薄くなります。密度の高い海水は河口の底に沿って上っていき、楔形の層を形成し、陸に向かって移動するにつれて薄くなります。2つの層の間に速度差が生じると、せん断力によって界面で内部波が発生し、海水が淡水と上方に混合されます。 ^[10]一例として、ミシシッピ川河口があります。^[要出典]

潮汐力が増加すると、河口域の循環パターンに対する河川流の制御は支配的ではなくなる。 流れによって引き起こされる乱流混合により、中程度の成層状態が作り出される。乱流渦が水柱を混ぜ、密度境界を越えて両方向に淡水と海水の物質移動を引き起こす。そのため、上部と下部の水塊を隔てる境界面は、表面から底部にかけて徐々に塩分濃度が増加する水柱に置き換えられる。しかし、2層の流れは依然として存在し、塩分濃度勾配は中深度で最大となる。部分的に成層化した河口域は、通常、浅くて広く、塩分楔河口域よりも幅と深さの比率が大きい。^[10]例としては、テムズ川がある。^[要出典]

垂直方向に均質な河口では、河川流量に比べて潮流が大きく、その結果、水柱はよく混合され、垂直方向の塩分勾配は消失する。激しい乱流混合と渦流効果により、淡水と海水の境界は消滅する。垂直方向に均質な河口の幅と深さの比は大きく、限られた深さにより海底に十分な垂直方向のせん断が生じ、水柱が完全に混合される。河口の潮流が乱流混合を引き起こすほど強い場合、垂直方向に均質な状態がしばしば発生する。^[10]

フィヨルドは、通常、高度に成層化した河口の例です。フィヨルドは、シルのある盆地で、蒸発量を大幅に上回る淡水の流入があります。海洋水は中間層で輸入され、淡水と混ざります。その結果生じた汽水は、表層に排出されます。ゆっくりと輸入される海水は、シルを越えてフィヨルドの底（深層）に沈み、時折の嵐で洗い流されるまで、水は停滞したままになります。^[9]

逆河口は、蒸発量が淡水の流入量を大幅に上回る乾燥気候で発生します。塩分濃度最大帯が形成され、河川水と海洋水の両方が表面近くをこの帯に向かって流れます。^[11] この水は下方に押し下げられ、海側と陸側の両方の方向に底に沿って広がります。最大塩分濃度は非常に高い値に達することがあり、滞留時間は数か月に及ぶことがあります。これらのシステムでは、塩分濃度最大帯が栓のように機能し、河口水と海洋水の混合を妨げ、淡水が海に到達しないようにします。高塩分水は海側に沈み、河口から出ます。^{[12] [13]}

湖の成層化は、一般的には水温による密度の変化によって引き起こされる温度成層化の一種で、暖かい天候、時には凍結時に、別々で明確な水層が形成される現象です。通常、成層化した湖は、上部の暖かい層である表層水、日中を通して深さが変化する中間層であるサーモクライン（またはメタリムニオン）、および湖底まで広がるより冷たい深層水という 3 つの明確な層を示します。 ^{[引用が必要]}

湖の水温成層は、湖の異なる深さでの温度変化によって引き起こされる混合から水体の一部が垂直に隔離されることであり、温度によって変化する水の密度によるものである。^[14]冷水は同じ塩分濃度の温水よりも密度が高く、表水層は一般に深水層の水ほど密度の高くない水で構成される。^[15]しかし、淡水の最大密度の温度は 4 °C である。季節を通して湖水が温まったり冷えたりする温帯地域では、湖の上部の水が冷えて沈むにつれて、毎年繰り返される循環的な反転パターンが発生する（安定成層と不安定成層を参照）。たとえば、二回循環湖では、湖水は春と秋に反転する。このプロセスは深い水域ではよりゆっくりと発生するため、結果として地熱砂州が形成されることがある。^[14]水の成層が長期間続く場合、その湖は部分循環湖である。

浅い湖では、風や冷却により年間を通じて定期的に混合されるため、表層湖、中層湖、深層湖への成層化は起こらないことが多い。このような湖は多回流湖と呼ばれる。多回流湖と成層湖を分ける固定された深さはなく、深さ以外にも濁度、湖の表面積、気候によっても影響を受ける。^[16] 湖の混合レジーム（多回流湖、二回流湖、部分回流湖など）^[17]は、ほとんどの年に発生する湖の成層化の年間パターンを説明する。ただし、短期的なイベントも湖の成層化に影響を及ぼす可能性がある。熱波は、そうでなければ混合される浅い湖に成層期を引き起こす可能性があり、^[18]一方、嵐や大規模な河川流入などの混合イベントは成層を崩す可能性がある。^[19]最近の研究では、季節的に氷に覆われる二回流湖は、冬季の成層化の様相に応じて「氷成層」または「氷交湖」と表現できることが示唆されている。^[19]氷成層湖は氷面近くで逆成層を示し、水深平均温度は4℃近くになるが、氷交湖は氷下にサーモクラインがなく、水深平均の冬季温度は0℃に近くなる。^[19]

アンキアライン系は、海と地下でつながっている陸地に囲まれた水域である。その形成によって、これらの系はプールまたは洞窟の2つの主要な形態のいずれかで存在する。プールと洞窟の主な違いは、光の利用可能性である。洞窟系は一般に無光性であるのに対し、プールは有光性である。光の利用可能性の違いは、特定の系の生態に大きな影響を及ぼす。アンキアライン系は、密度成層化した沿岸帯水層の特徴であり、表面近くの水は淡水または汽水であり、深部では海岸から塩水が侵入している。場所によっては、アンキアラインプールで直接深部の塩水にアクセスできる場合もあれば、洞窟ダイビングでアクセスできる場合もある。^[20]

アンキアリン系は、特に地質や帯水層が比較的新しく、土壌の発達が最小限である新熱帯の海岸沿いで、世界中で非常に一般的です。このような状況は、基盤岩が石灰岩または最近形成された火山溶岩である場合に特に発生します。多くのアンキアリン系は、ハワイ島、ユカタン半島、南オーストラリア、カナリア諸島、クリスマス島、その他のカルストおよび火山系 の海岸線で発見されています。 ^[20]

海に流れ込むカルスト洞窟には、淡水とその下の海水を分ける塩分躍層が存在する場合があり、屈折率の違いにより、両方の層が透明な場合でも塩分躍層が見えることがあります。