今回の教材ページの内容は、 松山・増田 編 (2021) 『大気と水の循環』の第4章「大気と海洋の大循環」 (増田 執筆) と (ほぼ) 同じである。 このページの文章は印刷まえの原稿にもとづいている。 本の校正のときにした修正もなるべくいれたが、ていねいに照合はしていない。 キーワードの英語表現は、本では欄外に注と同様な形であげたが、 ここでは本文中の かっこ の中にあげている。
このページには 第一学習社『地学図説』の図への参照もいれた。
第3章では気候システム（climate system）の上側境界でのエネルギー収支 （energy balance）を 0次元で考えましたが，ここでは空間的不均一性（spatial heterogeneity）のうち南北1次元の不均一性を考慮してみましょう． 面積あたり，時間あたりで，ある面に到達または面を通過するエネルギー量を，エネルギーフラックス密度（energy flux density）といいます. 特に気候に関して重要となるのは，地表面に平行な面に対するエネルギーフラックス密度です.
図 4.1の線(a)は，「大気上端（top of atmosphere）」に入射する太陽放射（solar radiation）のエネルギーフラックス密度を各緯度で全ての季節と緯度について平均したものです. 線(b)は，このうち地球が，雲を含む大気や海，陸など全体として吸収する分です. 地球全体で集計すると，入射する太陽放射の30%を反射し，70%を吸収しています. 線(c)は，地球が出す地球放射（terrestrial radiation）のエネルギーフラックス密度です. (b)も(c)も，低緯度で大きく高緯度で小さい値を示しますが，その緯度間の違いは(b)の方 が(c)よりもずっと大きいです. つまり，低緯度では受け取る太陽放射の方が出ていく地球放射より大きく，高緯度ではその逆になります. (b)と(c)の差を (d)として示します．各緯度帯の表面積をかけて(d)を平均するとほぼ0になります. 気候には年々変動（interannual variability）はありますが，近似として年平均のエネルギーは各緯度で定常状態（steady state）にあるとみてよいです. 従って，図4.1中の(d)の過不足を補うように，大気と海洋の流体の移動によってエネルギーが高緯度側へ運ばれています.
↓ 図4.1 年平均 （1985年2月～1989年1月）の放射収支の緯度分布（W/m2）
(a) 「大気上端」に入射する太陽放射（計算値）
(b) 地球に吸収される太陽放射（ERBE衛星による観測値, ERBE: Earth Radiation Budget Experiment）
(c) 地球が出す地球放射（b と同様）
(d) 正味放射（b－c）
図4.2に各緯度線を通過する南北方向のエネルギーの輸送量を，北向きを正として示します. (a)が大気と海洋の合計，(b)が大気，(c)が海洋です．大気と海洋がエネルギー輸送に果たす役割は同程度であることがわかります．
↓ 図4.2 大気と海洋による年平均の南北方向のエネルギー輸送（×10 15 W）
1978年12月-1979年11月の計算結果（Masuda 1988による）.
(a) 大気と海洋の合計（Nimbus 7 衛星ERBデータから計算. ERBはEarth Radiation Budget.)
(b) 大気（ヨーロッパ中期天気予報センターによるFGGE 3b 気象データから計算,
FGGEはFirst GARP Global Experiment, GARPは Global Atmospheric Research Program.)
(c) 海洋（aとbの差）.
図4.3は，大気上端での日平均の太陽放射を，縦軸に緯度，横軸に季節を取って，等高線状に表示したものです. 冬の極地方には太陽放射が達しないので値が0になっています. 夏至ごろ(北半球では172日，南半球では355日ごろ)の高緯度地方は昼の長さが長いため，太陽高度（地平線からの角度）があまり高くないにもかかわらず，日平均のエネルギーフラックス密度は赤道付近よりかえって大きくなっています.
↓ 図4.3 大気上端での太陽放射の緯度（縦）－季節（横）分布 （W/m2）
Berger (ベルジェ、1978年の論文) の計算式にもとづいて増田が計算したもの。
これだけの事実と，南北の不均一性のうちで温度が高い場所では密度が小さいので上昇が起こるという対流の大まかな概念とから想像される鉛直・南北循環（vertical & meridional circulation）は，夏の半球で上昇し冬の半球で下降するような，季節によって逆転する形のものです. 実際，成層圏・中間圏の循環はそうなっています. しかし，私たちが直接知っている対流圏の鉛直・南北循環は，季節によって多少場所や強さを変えるものの，基本的には低緯度（赤道付近）と高緯度との間の循環です. そのようになる主な理由は，海の水が夏の間にエネルギーを貯えて冬に放出することにより，夏と冬の温度差を小さくする働きをしているためです.
大気は，同じ圧力のもとでは温度が高いほど密度が小さく，その関係は理想気体の状態方程式(equation of state of ideal gas)で十分よく近似されます．したがって，温度差があれば，温度の高い空気が上昇し，温度の低い空気が下降するような対流（convection）が生じると予想されます. 特に，対流圏における地球大気の年平均した温度の緯度分布をもとに考えると，赤道付近で上昇し，高緯度で下降するという運動と，それに伴って上層で赤道から離れ，下層で赤道に向かうような南北循環が生じると予想されます.
ところが，地球は自転していて，大気の運動つまり風は，回転する固体地球に相対的な運動であることを考慮する必要があります. 海洋の水の運動についても同様です. 回転する地球上で運動する物体の運動方程式(equation of motion)には，コリオリの力（Coriolis force）というみかけの力が登場します3). これは，物体の，地球に相対的な速度に比例し，速度ベクトルと直交する方向に向かう力です. 大気や海洋は地球全体に比べれば浅い層であるため，その運動に効いてくるのは，地球の自転角速度のうちの，天頂（頭の真上）方向の軸のまわりの回転の成分です．その大きさは緯度によって異なり，赤道上で0，両極で絶対値が最大になります.
コリオリの力は，大気の運動の向きを変えるように働きます. その結果，対流圏上層の赤道から離れる方向の風は西風（westerly wind, 西から東に向かう流れ (eastward flow) でもある）に, 下層の赤道に向かう風は東風（easterly wind）になります. ハドレー（Hadley）が1735年の論文で，熱帯の大部分の地上（海上）で吹いている貿易風（trade wind）と呼ばれる東風の原因を，このようなしくみによって説明しました.
現実の熱帯から亜熱帯にかけての循環を年平均値でみれば，赤道付近に上昇域，南北の緯度30°付近に下降域があって，その間では下層で貿易風が吹いています. また，対流圏の上部では，この範囲のうちの高緯度側，つまり下降域の上で強い西風が吹いています（図4.4）．このような循環をハドレー循環（Hadley circulation）と呼びます. ハドレー循環は，エネルギーを高緯度側へ，水蒸気を逆に低緯度側に運んでいます.
↓ 図4.4 大気大循環の模式図（緯度・高さの断面）
実は，大気がエネルギーを受け取るところと密度が小さくなるところは同じではありません. 熱帯の地表面から大気に供給されるエネルギーは主に水蒸気がもつエネルギーの形です. 水蒸気が凝結するところで大気の温度が上がり，密度が小さくなります. 凝結した水は雨として落ちます. このような水を含んだ大気の対流では，上昇域は比較的狭く，下降域は広くなります. 雲の集団を維持するのにコリオリの力が効くところの方がよいことと，やはり地球の自転の影響を受けた海面水温（sea surface temperature）の分布の結果として，現実の上昇域の中心は赤道から少しはずれて，夏半球の緯度5°～10°付近にあります. 図4.4のように上昇域の中心がほぼ赤道に一致するのは，全季節平均した姿です. 地上の天気図では，ハドレー循環の上昇域は熱帯収束帯（Intertropical Convergence Zone），下降域は亜熱帯高圧帯（Subtropical High）と呼ばれるところにあたります.
中高緯度の大気も全体として高緯度向きにエネルギーを運んでいるのですが，その働きをする主役は時間平均した場で見える循環ではなく，温帯低気圧（extratropical cyclone，4.4節参照），すなわち対流圏中層で見れば気圧の谷・峰です. 温帯低気圧は，南北の温度差があって平均的には西風が吹いているところに発生し，10 m/s程度の速度で西から東に移動します. これに伴う気圧の谷・峰の波長は数千kmです. これらが，低緯度側の暖かい空気と高緯度側の冷たい空気を，大まかにいえば水平に混ぜる働きをします. なお，温帯低気圧は対流圏の西風を維持する働きもしています．
回転水槽（rotating annulus）を使った室内実験では，(地球の南北にあたる)円筒型の水槽の外側と内側との温度差を一定とした場合，西風に相当する同心円状の渦とともに，回転速度が小さいときは，高温側の上昇と低温側の下降を伴うハドレー型の循環が生じますが，回転速度がある程度以上大きくなると，渦は同心円からずれて温帯の西風と同様に波打った形になります. 地球大気でも，コリオリの力の弱い熱帯でハドレー循環が生じ，コリオリの力が強い中高緯度で温帯低気圧が主役となった循環が生じています.
ハドレー循環が支配する緯度範囲は，季節とともに多少移動します. そのため，両半球の緯度およそ30°～45°の範囲(日本の大部分を含む)は，夏はハドレー循環の下降域つまり亜熱帯高気圧に覆われ，冬は温帯低気圧が通過する偏西風域となります. これより低緯度側は常にハドレー循環に支配され，高緯度側は温帯低気圧に支配されるとみてよいです. 図4.5には，ハドレー循環が支配する領域の季節変化を示します. ただし，両者の境界を精密に決めることはできないので，これを気候区分と呼ぶのはあまり適切でないかもしれません．
↓ 図4.5 ハドレー循環の勢力範囲（中村ほか 1996の気候区分図を簡略化）
なお，現実の中高緯度大気，とくに北半球の冬には，移動する気圧の谷・峰に重なって，定常的な波長1万km以上の気圧の谷・峰もあります. これは，海からの熱源の効果と山岳の力学的効果によるものと考えられています.
本節の記述については，松野（1982），浅井ほか(2000), 小倉（1999）が参考になります. 大気のエネルギー輸送について，詳しくはPeixoto & Oort （1992），Hartmann（2016）を参照することをお勧めします．
力学の運動方程式は回転していない座標系で成り立つものですが，大気や海洋の運動を扱うときは，地球とともに回転する緯度・経度・高さの座標系を使うので，運動方程式がそのままでは成り立たなくなります．見かけの力を追加することによって，回転する座標系でも運動方程式が成り立つようにします．ここで導入される見かけの力の第一が遠心力です．遠心力は，すべての物体にその質量に比例して働くので，大気や海洋を扱う際は，地球の重力に含めてしまうことによって，直接扱わないですませています．見かけの力の第二がコリオリ(Coriolis)の力と呼ばれ，回転する座標系のもとで速度をもつ物体にその質量と速度に比例して働きます．ただしその向きは速度と直角になるので物体に仕事をすることはありません．地球の大気や海洋の運動に対してコリオリの力が重要になるのは，地球の自転周期(約1日)よりも長い時間スケールの現象についてです. それは，1.6節で述べたように，空間スケールの大きな現象でもあり，1.4~1.5節で述べたように，地球の大気や海洋は浅い層なので，その運動の速度は水平2成分が鉛直成分に比べて大きくなります．速度の水平成分に効くコリオリの力は，地球の自転のうち，各地点での天頂(頭の真上)方向の軸のまわりの回転によるものです．
水収支（water balance）とは，ある地域（河川流域, drainage basinを取る場合が多いです）とその上の気柱（atmospheric column，図4.6）に，単位時間あたりに出入りする水の量を数えることです．
↓ 図4.6 ある地域とその上の気柱の水収支
W: 可降水量，S: 陸水貯留量，P: 降水量，E: 蒸発量，C: 水蒸気収束量，R: 流出量
図 4.6中の記号は，水の質量のたまりの項と流れの項に分けられます．たまりの項にはWとSがあり，単位は kg/m2 または mm （液体の水の標準の密度を仮定）です．Wは大気中で鉛直積算した単位面積あたりの水蒸気量です．慣用として「可降水量（precipitable water）」と言われますが「降水になりうる量」と解釈してはいけません．Sは陸水貯留量（terrestrial water storage）であり， 地表水（湖・河川など），土壌水，地下水，積雪を含みます． 流れの項にはC, P, E, Rがあります．単位は kg/(m2・s)，または mm/s です（普通は mm/日, mm/年などが使われます）． Cは，仮想的に考えた気柱の壁を抜けて出入りする水蒸気の質量の流れを，入るほうを正として，大気全層について集計し，気柱の断面の単位面積あたり，単位時間あたりにしたものであり，「水蒸気収束量（vapor flux convergence）」と呼ぶことにします．Pは降水，Eは蒸発，Rは陸では流出，海では海面から下の全層について集計した水 [注4] の質量の流れ(水平2次元ベクトル)の発散（divergence）にあたるものです．
ここでは，水収支各項の緯度に対する分布を海陸別に見ます（図4.7）．準定常状態なので，P－E = C = Rと考えてよいです．
↓ 図4.7 （a）各緯度で全経度平均した降水量P, 蒸発量 Eとその差 P－E の南北分布と，それを（b）陸と（c）海に分けたもの．
日本の気象庁による再解析 JRA-55（Kobayashi et al. 2015）による1981-2010年の平均値．参考として（d）地表面積のうち陸の割合も示す．
降水量（precipitation）は，赤道付近（ハドレー循環の上昇域）に極大， 中緯度（温帯低気圧の出現しやすいところ）にそれに次ぐ極大があり，亜熱帯（ハドレー循環の下降域）は相対的な極小になっています．
蒸発量（evaporation）は，大きくみれば低緯度ほど大きいです．低緯度ほど温度が高いので空気の質量あたりの水蒸気量が多く, 乱流（小規模な大気の流れ）の強さが同じ程度であっても水蒸気輸送量が多くなることで説明できるでしょう．しかし，亜熱帯の状況が陸と海とで大きく異なります．陸では，蒸発量は降水量にほぼ等しく，河川流出がわずかしかありません．土壌が乾燥していて, 蒸発量は降水による水の供給に制約されているのです．海では水がじゅうぶんあるので，蒸発量は大きくなります．さらに，亜熱帯の方が赤道付近よりも蒸発量が大きくなります．これは，雲量（cloud amount，雲に覆われた面積比）が少なくて海面に達する太陽放射が多いことと， 海面をほぼ常に東風（貿易風, trade wind）が吹いており，赤道付近よりも平均的に風が強いので乱流も強くなることによります．
大気中の水蒸気の水平輸送は，亜熱帯の海上から赤道付近と温帯の両方に向かっています． したがって，水蒸気収束量は亜熱帯の海上で負，赤道付近と温帯で正となります．
「高気圧（anticyclone）」，「低気圧（cyclone）」は気圧の値の大小ではなく，大気中に現われた構造をさす用語です．水平2次元的構造をさす場合と，3次元的構造をさす場合があります．
水平2次元的なとらえ方では，高さ一定の平面のうちで，気圧がまわりよりも高いところを「高気圧」，低いところを「低気圧」といいます．地図上に気圧の等値線（等圧線，isobar）を引けば， 等値線が閉じた曲線になるところは高気圧か低気圧かのどちらかになります [注5].
「低気圧」という言葉は，地上で見れば水平2次元的な意味での低気圧になるような，対流圏全層にわたる3次元的な構造をさすことが多いです（上空で水平2次元的に見た時は低気圧とは限りません）．2種類の代表的な構造が「熱帯低気圧（tropical cyclone）」[注6]，「温帯低気圧」と名づけられています．
熱帯低気圧は，地上天気図では等圧線が同心円状になっていて，中心部に強い上昇流があり，そのまわりに積乱雲が分布します．対流圏界面（tropopause, 対流圏の上端，熱帯では高さ約15km）付近では，地上の低気圧の中心付近を中心とした高気圧になっています．「台風（typhoon）」b)は熱帯低気圧のうち北西太平洋で発生して強さが一定の基準 （地上風速が約17m/s以上） に達したものをいいます．
温帯低気圧は，南北温度勾配 (meridional temperature gradient）のあるところにできます，地上では，閉じた等圧線をもつ低気圧になります．ただし，単純な同心円状ではなく，「前線（front）」と呼ばれる，温度勾配がとくに強くなった領域をもちます．対流圏中層の水平2次元で見ると，気圧は低緯度で高く高緯度で低くて，その気圧傾度力とコリオリの力がつりあうような西風（偏西風, westerlies）が吹いている基本場があります．その西風が波打って，低緯度側にずれるところは気圧が低めになるので「気圧の谷（pressure trough）」，高緯度側にずれるところは気圧が高めになるので「気圧の峰（pressure ridge）」と呼ばれます．地上の低気圧は上空の気圧の谷に対応しており，上空の気圧の谷のほうがいくらか西側にあります． 温帯低気圧は中緯度の大気大循環の主役です．他方，熱帯の大気大循環の主役であるハドレー循環にとって，熱帯低気圧はそれほど重要なものではありません．
海洋のエネルギーの出入りのほとんどは海面で起こります. その内訳は第5章で説明します. また，海面上の風によって海水が押し引きされること（風の応力, wind stress）は，エネルギー収支にとっては小さい項ですが，海水の運動にとっては重要です.
海洋は，大きく表層(upper ocean)と深層（deep ocean）に分けられます. 境界は明確ではありませんが，約500mを目安とします.
われわれになじみの深い黒潮などの表層の海流は，基本的に風の応力を原因とする「風成循環（wind-driven circulation）」です. 亜熱帯を中心とする海域を考えると，大気下層では低緯度側で東風（貿易風），高緯度側で西風（偏西風）が吹いています. 海面近くの海水が風によって引きずられる時，同時に地球の自転の効果が効くので，正味の水の移動は，東風域では高緯度側へ，西風域では低緯度側へ向かいます. この結果，亜熱帯には海水が集まることになり，ここの圧力が高くなります. この圧力の高まりと，高緯度側の温帯で東に向かう流れ，低緯度側の熱帯で西に向かう流れとの組み合わせは，圧力の差による力とコリオリの力がつりあって，持続することができます．北太平洋や北大西洋のように海に両岸があると，海の西側で高緯度へ向かう流れ，東側で低緯度へ向かう流れもできて，亜熱帯を中心とする水平循環(「亜熱帯循環（subtropical gyre）」)ができます．北半球の場合は上から見て時計回り，南半球ならば反時計回りです. さらに，コリオリ効果の緯度による違いを考えると，高緯度へ向かう流れは北太平洋の黒潮（Kuroshio Current）や北大西洋のメキシコ湾流（Gulf Stream）[注8] のように海の西側の境界近くに集中し，低緯度へ向かう流れは海全体に広く分布します.
同様に，偏西風の極大域よりも高緯度側の亜寒帯では，北半球の場合反時計回りの循環（亜寒帯循環, subpolar gyre）ができますが，この場合も海の西側の境界近くに強い海流（北太平洋の親潮, Oyashio Currentなど）ができます. いずれにしても，風成循環はほぼ水平に暖かい低緯度の水と冷たい高緯度の水を交換するので，結果としては，低緯度から高緯度へエネルギーを運ぶことになります. ただし，海流にとっての壁となる陸がない場合（現在の南半球中緯度など）には，効果的にエネルギーを高緯度へ運ぶことができません.
一方，海洋の質量の大部分を占める深層の循環は，海水の密度の違いによって起こる大規模な対流です. 海水の密度は温度と塩分の両方によって決まります. そのため，深層循環を「熱塩循環（thermohaline circulation）」ともいいます. 海水は温度が低いほど [注9]，また塩分が高いほど密度が大きいです．塩分は主として海面での蒸発，降水，陸からの淡水の供給のバランスで決まっていますが，海氷ができる海域では，氷には塩分が取り込まれにくいため，塩分の濃い水が残されるというプロセスもあります.
1970年代に，深海の温度，塩分，溶存酸素，それに放射性炭素（radiocarbon，14C）やトリチウム（3H）などの南北鉛直断面の分布が調査されました. その結果，世界の海洋の深層水の大部分は，北大西洋の高緯度（緯度60°～ 70°付近）の表層で沈んだ水であることがわかりました. 14C年代の分布から，北太平洋中央部の深層の水は，北大西洋のグリーンランド付近で沈んだ水が南大洋をまわって約2000年かかってやってきたものだと推定されました. ただし，南極大陸近くのウェッデル海でも沈みこみが起きており，北大西洋起源の深層水よりも下に位置する底層水（bottom water）を形成しています.
このように，深層循環での水の移動には1000年の規模の時間がかかります. 表層の風成循環の時間スケールが10年程度であるのとは大きく違っています．また，北大西洋起源の深層水は，表層を通って北大西洋北部に帰ってくると考えられています. 表層の循環は風成循環が主なのですが，熱塩循環も部分的にかかわっているのです.