熱塩階段

熱塩階段は海洋やその他の塩水域に形成されるパターンであり、垂直方向の温度と塩分プロファイルに見られる階段状の構造を特徴とする。このパターンは熱と塩の二重拡散によって形成され維持される。海洋現象は、よく混合された海水の層が積み重なって構成される。よく混合された層は、数メートルの厚さになることもある高勾配界面によって分離される。階段の全厚は、通常、数十メートルから数百メートルの範囲である。^[1]

階段には2つの種類があります。塩分濃度の高い比較的暖かい水が、比較的冷たい淡水の上に重なる場所で、塩分濃度の高い階段が見られます。ここでは、大規模な温度と塩分濃度が上昇し、塩分濃度の混合プロセスが可能になります。^[2]このタイプの階段が見られる場所は、たとえば地中海の流出水の下、ティレニア海、北東カリブ海などです。^[1]拡散階段は、温度と塩分濃度が下降する場所で見られ、たとえば北極海やウェッデル海です。^[2] 熱塩階段の重要な特徴は、空間と時間における極端な安定性です。数年以上持続し、数百キロメートルに及ぶことがあります。^{[1]熱塩階段への関心は、階段が主要な}サーモクラインにおける混合ホットスポットを表しているという事実に一部起因しています。^[2]

熱塩階段の存在を判断するには、Van der Boogによって設計されたアルゴリズムに従って次の手順を実行できます。^[3]

アルゴリズムの最初のステップは、保存温度と絶対塩分における弱い垂直密度勾配を特定することによって混合層を識別することです。そのためには、 の閾値、圧力 、基準圧力 で閾値勾配法を使用します。保存温度、絶対塩分、および潜在的な垂直密度勾配はすべて、次の 3 つの条件を満たすことによって閾値を下回ります。 ${\displaystyle \partial \sigma _{1}/\partial p_{max}=0.0005\,{\text{kg m}}^{-3}{\text{pbar}}^{-1}}$${\textstyle p}$${\displaystyle \sigma _{1}}$ ${\displaystyle (=1000\,{\text{dbar}})}$

${\displaystyle \left|\alpha \rho _{0}{\frac {\partial T}{\partial p}}\right|\,\leq 0.0005\,{\text{kg m}}^{-3}{\text{dbar}}^{-1},}$

${\displaystyle \left|\beta \rho _{0}{\frac {\partial S}{\partial p}}\right|\,\leq 0.0005\,{\text{kg m}}^{-3}{\text{dbar}}^{-1},}$

${\displaystyle \left|{\frac {\partial \sigma _{1}}{\partial p}}\right|\,\leq 0.0005\,{\text{kg m}}^{-3}{\text{dbar}}^{-1},}$

熱膨張係数、塩分収縮係数、基準密度、保存温度、塩分濃度 を示します。${\textstyle \alpha }$${\textstyle \beta }$${\displaystyle \rho _{0}}$${\displaystyle T}$${\textstyle S}$

2 番目のステップは、2 つの混合層の中央にある水柱の部分である界面を定義することです。階段状の構造を確保するには、界面における保守的な温度、絶対塩分濃度、および潜在的な密度の変化が、 各混合層内の変化よりも大きくなければなりません。したがって、次の条件を満たす必要があります。 ${\displaystyle (\Delta T_{IF},\Delta S_{IF},\Delta \sigma _{IF})}$${\displaystyle (\Delta T_{ML},\Delta S_{ML},\Delta \sigma _{ML})}$

${\displaystyle {\text{max}}\left(\left|\Delta T_{ML,1}|,|\Delta T_{ML,2}\right|\right)<|\Delta T_{IF}|,}$

${\displaystyle {\text{max}}\left(\left|\Delta S_{ML,1}|,|\Delta S_{ML,2}\right|\right)<|\Delta S_{IF}|,}$

${\displaystyle {\text{max}}\left(|\Delta \sigma _{1_{ML,1}}|,|\Delta \sigma _{1_{ML,2}}|\right)<|\Delta \sigma _{1_{IF}}|,}$

ここで、下付き文字 1 は界面の上の混合層に対応し、下付き文字 2 は界面の下の混合層に対応します。

3 番目のステップは、界面の高さを制限することです。界面の高さは、界面の真上と真下の混合層の高さよりも小さくする必要があります。この条件は、界面が周囲の混合層に比べて相対的に薄くなるようにするために満たされる必要があります。さらに、アルゴリズムは、保守的な温度または絶対塩分反転を持つすべての界面を除去し、熱塩階段の存在に関連する階段状の構造のみを検出するようにします。 ${\displaystyle (h_{IF})}$${\displaystyle (h_{ML,1},h_{ML,2})}$

4 番目のステップは、各界面の二重拡散状態 (塩分フィンガリングまたは拡散) を決定することです。界面の上下の混合層の保存温度と絶対塩分濃度の両方が下向きに増加する場合、界面は拡散状態に属します。界面の上下の混合層の保存温度と絶対塩分濃度の両方が上向きに増加する場合、界面は塩分フィンガリング状態に分類されます。

最後に、同じ二重拡散領域にある少なくとも 2 つの界面の垂直シーケンスのみが選択されます。ここで、界面は 1 つの混合層によってのみ互いに​​分離されている必要があります。この方法では、拡散領域とソルト フィンガー領域で混合層が交互に現れる特徴を持つほとんどの熱塩貫入が除去されます。さらに、アルゴリズムは、好ましいターナー角 の 外側にあるソルト フィンガー界面と拡散対流界面を除去します。ターナー角 は、非粘性水柱の局所安定性を表すために使用されるパラメーターです。ソルト フィンガー特性を持つ界面は のターナー角に対応し、拡散対流特性を持つ界面は のターナー角に対応します。 ${\displaystyle (Tu)}$${\displaystyle 45^{\circ }<Tu<90^{\circ }}$${\displaystyle -90^{\circ }<Tu<-45^{\circ }}$

熱塩階段の起源は、二重拡散対流、特に加熱された水は塩水よりも容易に拡散するという事実に依存しています。しかし、どの特定の層化メカニズムが役割を果たしているかについては、まだ多くの議論があります。^[2]以下に6つの可能性のあるメカニズムを説明します。^[4]

このメカニズムは集団的不安定性を伴うもので、活発な内部波動の期間の後に層が出現するという考えに基づいています。この仮説は、当初均一であった温度と塩分の勾配から階段が形成されたという実験室実験に触発されました。^[5]成長する波は、熱塩階段の階段構造を覆し、生成する可能性があります。^[6]

この仮説は、階段状構造が熱塩貫入岩の進化の最終段階を表しているというものである。^{[1]貫入岩は、}高密度比 でよく見られるように、塩指と拡散界面が交互に対流層で区切られた状態に進化するか、密度比が低い場合は一連の塩指界面に進化する可能性がある。この命題は、インターリービングを駆動する横方向の特性勾配の存在に依存している。熱塩貫入岩が階段状に変化するこのメカニズムは、強い温度-塩分前線に存在する可能性が高い。^[4]${\displaystyle (R_{\rho })}$${\displaystyle (R_{\rho }<1.6)}$

別の理論では、階段は明確な準安定平衡を表すとされています。勾配状態への有限振幅の摂動は、システムを長期間維持できる階層化状態に強制すると考えられています。^[5]勾配状態への大きな初期摂動は、階段への移行をより可能性の高いものにし、プロセスを加速します。階段が作成されると、システムはさらなる構造変化に対して回復力を持つようになります。^[4]

適用されたフラックス機構は主に実験室実験でテストされており、地熱加熱によって層化が引き起こされる場合に最もよく機能していると考えられます。^{[7] [8]}安定した塩分勾配が下から加熱されると、水柱の下部でトップヘビーな対流が発生します。よく混合された対流層は、上から薄い高勾配界面によって区切られています。界面を横切る分子拡散とエントレインメントの組み合わせにより、熱は対流層から上方に伝達されます。分子の熱伝達は塩の熱伝達を上回り、界面のすぐ上の領域に浮力が供給されます。これにより、2 番目の対流層が形成されます。このプロセスは何度も繰り返され、鋭い界面によって分離された一連の混合層、つまり熱塩階段が形成されます。^[4]

塩分階段では、垂直方向の温度と塩分フラックスは下向きに、垂直方向の密度フラックスは上向きに発生します。これは、塩分を下向きに輸送する際に放出される位置エネルギーが、熱を上向きに輸送する際に消費されるエネルギーを上回らなければならないため、結果として質量が下向きに輸送されるという事実によって説明されます。この負の拡散は変動を鋭くするため、階段を生成および維持する手段を示唆しています。^[1]

このメカニズムも負の密度拡散に基づいています。ただし、温度と塩分を単一の密度項に結合するのではなく、両方の密度成分を個別に扱います。Radkoの出版物^[9]では、数値モデルにおけるステップの形成は、密度比の関数としてのフラックス比のパラメトリック変動によって引き起こされ、均一な成層化を伴う平衡の不安定性につながることが示されています。これらの不安定な摂動は、明確に定義された層が形成されるまで、時間の経過とともに継続的に成長します。^[4]${\displaystyle (R_{\rho })}$

階段には2つのタイプがあります。塩指階段では混合層の温度と塩分濃度が圧力（したがって深さ）とともに低下します。拡散階段では混合層の温度と塩分濃度が圧力（したがって深さ）とともに上昇します。^[3]

塩性階段状の地形の観測は、主に熱帯大西洋西部、ティレニア海、地中海流出の 3 か所で行われています。これらの地域では密度比が 非常に低い値を示し、これが十分な階段状地形の形成の条件であると考えられます。密度比が 2 未満の場合は階段状地形は報告されていません。密度比が 1.7 未満の場合は、垂直方向の温度および塩分プロファイルに階段状の構造が見られます。^[4]さらに、階段状の地形の空間パターンは に非常に敏感です。密度比が減少すると、階段状地形は急激に高くなり、階段状地形はより顕著になります。密度比が地形形成に重要であることは、階段状地形が二重拡散対流の産物であることを示しています。^[4]${\displaystyle (R_{\rho })}$${\displaystyle R_{\rho }}$${\displaystyle R_{\rho }}$${\displaystyle R_{\rho }}$

ティレニア海では、塩分による熱塩階段が観測されている。^[10]階段状の形状は、垂直方向の温度と塩分プロファイルで確認できます。ティレニア海の階段は、空間的にも時間的にも非常に高い安定性を示しています。この地域の弱い深層循環がこの安定性を説明できるかもしれません。^[12]

拡散階段は高緯度で見られる。北極海では、大西洋からの暖かく塩分の多い水が北極海盆に入り、北極上部のより冷たく淡水の下に沈み込む。一部の地域では、太平洋の水も混合層の下、大西洋層の上に位置している。大西洋水層の上部にはサーモクラインがある。その地域では、水温と塩分は深さとともに増加し、垂直方向の温度と塩分プロファイルに階段状のパターンが見られる。^{[13] [11]これらの階段は、大西洋起源の暖かい水から北極の}塩分躍層への熱輸送を媒介するため、大西洋水から海氷への熱流束を決定する重要なプロセスとして機能する。北極の階段は、塩指階段よりもはるかに小さな段差を特徴とする。^[4]

より小規模ではあるが、低緯度および中緯度でも拡散階段が観測されている。例えば、キブ湖とニオス湖は特徴的な階段状パターンを示している。^{[14] [15]}これらの塩水湖では、地熱泉が湖底に熱を供給し、拡散背景成層をもたらす。^[4]

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