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西スピッツベルゲン海流( WSC ) は、北極海のスピッツベルゲン島 (旧称西スピッツベルゲン島) のすぐ西を極地に向かって流れる、暖かく塩分を多く含む海流です。WSC はノルウェー海でノルウェー大西洋海流から分岐します。WSC が重要なのは、暖かく塩分を多く含む大西洋の水を内陸北極に流すためです。暖かく塩分を多く含む WSC はフラム海峡の東側を北に流れ、東グリーンランド海流(EGC) はフラム海峡の西側を南に流れています。EGC は非常に冷たく塩分が低いのが特徴ですが、何よりも北極の海氷の主要な輸出源となっています。そのため、EGC と暖かい WSC の組み合わせにより、フラム海峡は世界中の海洋の中で年間を通じて氷のない状態が続く最北の海域となっています。[1]
水平方向の動き
WSCはスピッツベルゲン島西岸沖を極方向に流れるため、独特の構造をしています。WSCの水平方向の動きと垂直方向の動きを別々に議論するのが最も簡単です。WSCはノルウェー海で動きを開始し、そこでノルウェー大西洋流から分岐してスピッツベルゲン島西岸に到達し、そこでスヴァールバル諸島を取り囲む海底の水深プロファイルに導かれます。[2]特に、急峻な大陸棚に沿って進む傾向があります。海流は非常に狭く強く、幅約100キロメートル、最大速度は35センチメートル/秒です。[3]北緯80度付近で、WSCはスヴァールバル支流とイェルマーク支流の2つの異なるセクションに分かれます。スヴァールバル支流は大陸棚に沿って北東方向に進み続け、最終的に中間の深さまで沈み、北極全体でサイクロン的に再循環し、最終的に東グリーンランド海流によって押し出されます。イェルマーク支流は北緯81度頃まで北西に移動し、その後は西へ直進し、最終的には回帰大西洋流に乗って赤道方向へ進む。回帰大西洋流は東グリーンランド海流の真東にある。回帰大西洋流の塩分濃度が高く気温も高いのに対し、EGCの気温は低く塩分濃度も低いため、塩分濃度と気温の勾配が強く、東グリーンランド極前線が存在する。[2]イェルマーク支流から分岐し、高緯度で北東へ向かう海流がある。この海流については文献では十分に解明されていないため、さらなる情報が必要である。この海流は東方への経路をさらに進むとスヴァールバル支流に戻ってくると考えられている。
垂直方向の動き
WSC がノルウェー大西洋海流から分離した後、非常に冷たい大気条件に入り始めます。冷たい大気は表面水を冷却することができ、場合によってはこの水が非常に冷たくなり、WSC の水の一部は密度の増加により実際に沈みますが、その間塩分は一定に保たれます。これは、下部北極中層水の形成の 1 つの要素です。[3]海流が北上を続け、西スヴァールバル諸島の大陸棚に達すると、海氷に遭遇し始めます。海氷は WSC の暖かさにより溶け、非常に淡水の表面層が形成され始めます。風が淡水と WSC 混合物の温かい塩水を混ぜ、北極表層水を生成します。この北極表層水は、WSC 内の大西洋水よりも密度が低くなり、WSC は北極表層水の下に沈み始めます。この時点では、WSC はまだ比較的暖かく、塩分が非常に高いです。したがって、これにより、WSC 内の大西洋水は表層水から完全に分離されます。[3]
海流がスヴァールバル支流とイェルマーク支流に分かれた後も、スヴァールバル支流では上述の一般的な沈下プロセスが続く。しかし、イェルマーク支流では、WSC が北極海の深部まで浸透することができない。これは、WSC が進入する海域で非常に強い潮汐混合が起こるためである。これにより、大西洋水が極海水と混ざり合い、比較的暖かく中程度の塩分を含む水のより均質な混合物が形成される。これは約 300 メートル下まで広がり、これが大西洋回帰海流の底部深度として認識されている。[2] [4]スヴァールバル支流の場合、WSC の大西洋水コアは、東ルートでますます多くの淡水と出会うにつれて沈下し続ける。バレンツ海に到達するまでに 100 メートル以上の深さまでかなり急速に沈む。これは、北スヴァールバルではフィヨルドからの淡水流出が非常に多いためである[5]。これにより、より深く密度の低い北極表層水が加わり、WSC もより深くなる。この水がボーフォート環流に再循環する頃には、大西洋海流の中心は400～500メートルの深さになっている。イェルマーク支流や大西洋回帰流とは異なり、スヴァールバル支流は強い大西洋水の化学信号を保持できるが、イェルマーク支流や大西洋回帰流は非常に弱い大西洋水の化学信号を運ぶ。大西洋水の中心温度は、大西洋海流のスヴァールバル支流の深さを直接反映している。[6] [7]
注目すべきは、WSC がスピッツベルゲン島の大陸棚沿いで大量の氷に遭遇した場合、増加した海氷から溶け出す淡水の量が増えるため、極地に向かって進む WSC ははるかに速く沈むということです。より速く沈むことができるということは、WSC の熱量の多くが保存され、大気や周囲の海水に失われず、より暖かい水が北極に運ばれることを意味します。これは海氷の融解に大きな影響を与える可能性があります。[1]
プロパティ
WSC の温度は大きく変動します。これは、それ自体が大きく変動する大気条件に左右されることが多いです。しかし、一般的には、WSC における大西洋水の中心温度は、スヴァールバル諸島付近で約 2.75 °C、フランツ ヨーゼフ ランド付近で 2.25 °C、新シベリア諸島の北で 1.0 °C です。この暖かい中心の塩分濃度は、34.95 psuを超えることがよくあります。[6] WSC の始まりの海洋温度は通常 6 ～ 8 °C で、塩分濃度は 35.1 ～ 35.3 psu です。[8]
大量輸送
北緯78.83度付近のWSCにおける水塊輸送は、年間のタイムスケールで大きく変動します。Fahbrachら[9]は、最大輸送量（約20スベルドラップ）は2月に発生し、最小輸送量（約5スベルドラップ）は8月に発生したことを示しました。これらの水塊輸送量を導出する際の大きな問題の1つは、WSCの一部の領域に逆流が存在するため、実際に輸送されている量を測定するのが難しいことです。
現在の研究
WSC に関する現在の研究は、熱量とメタンガス放出の2 つの領域に焦点を当てています。WSC に関連する大西洋水コアの温度は、近年ほぼ 1 °C 上昇していることが十分に文書化されています。[6]また、北極の周りをサイクロン的に移動すると、大西洋水コアの温度が低下することも十分に文書化されています。つまり、これは熱が周囲の水に失われていることを意味します。水温が上昇すると、WSC が北極海の周りを移動するにつれて、周囲の水に失われる熱が増えます。WSC の大西洋水コアからの熱流が垂直に上向きであれば、北極の表層水が温まり、北極の海氷がさらに溶けることになります。したがって、AW コアからの熱流が増加すると、北極の海氷がさらに溶けるため、この現在のトピックは非常に興味深いものです。[8]
2番目に検討されている主要なトピックは、この温暖化が西スピッツベルゲンの大陸縁に沿った海底のメタンガス放出にどのような影響を与えるかです。ガスハイドレート安定帯が存在し、温度のわずかな変動でこれらのハイドレートが分解し、メタンガスの泡が表面に浮上して大気中に放出される可能性があります。[10]
参考文献
- ^ ab Haugan, Peter M. (1999). 「西スピッツベルゲン海流の構造と熱量」.極地研究. 18 (2): 183–188. Bibcode :1999PolRe..18..183H. doi :10.1111/j.1751-8369.1999.tb00291.x.
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