「用語補足」は [個人ブログ]に置いている カテゴリー「気象むらの方言」または「バベルの塔の職人長屋」の記事です。
『図説』は、第一学習社 『地学図説』で、 「気」は その旧課程版 第4章、新課程版 第3章をさします。
海水は水と「塩物質」(しお-ぶっしつ)[注1]からなるとみなすことができる。 「塩分」は塩物質の濃度(質量比)である[注2]。 塩分の代表的な値としては、35 g/kg (単位のない量として書けば 0.035)があげられる。
海水の密度は温度と塩分で決まる。 淡水(純粋に近い水)の密度の温度依存性には4℃以下で逆転(温度が低いほど密度が小さい)があるが、 海水の場合は逆転はなく、温度が低いほど密度が大きい。 また、海水は塩分が高いほど密度が大きい。
海水の温度を変える外部要因は、海面でのエネルギー収支(熱収支)である。 (その内わけは「地表面のエネルギー収支」として、 「海陸分布がもたらす気候の特徴」のところで扱う予定。) ひとまず、温帯の典型的状況として、夏至を中心とする半年は収入過剰、 冬至を中心とする半年は支出過剰、という状況を考えておこう。
海水の塩分を変える主要な要因は、塩物質の出入りではなく、水の出入りと相変化である。 海面での降水と陸(川)からの流入が水の収入、海面からの蒸発が水の支出となる。 また、海氷には塩物質が(相対的に)とりこまれにくいので、 海氷ができるところではまわりの海水の塩分が高くなり、海氷がとけるところでは海水の塩分が低くなる。
気候システムにとっての海洋のおもな役割は、大きくわけて、つぎのものがある。
海洋は季節をこえてエネルギーをたくわえる働きが、陸よりもずっと大きい。 これは、海水は液体であり、対流を起こすことができるからである。 海面付近には、温度や塩分がよくまざった「混合層」が生じる。 混合層の深さは、緯度や季節によってまちまちである。 (上から冷やすかあたためるかによって、対流のできやすさが大きくちがうからである。) しかし、世界全体で、季節変化を論じるうえでは、混合層の深さは 100 m 程度だと考える。
海洋には大規模な循環があり、 それは全体としては低緯度から高緯度にエネルギーを運んでいる。 ただし逆向きに運んでいる部分もある。
海洋の大循環は、大きく「表層循環」または「風成循環」と、 「深層循環」または「熱塩循環」に分けられる。 これはメカニズムによる分類であり、深さによって明確にくぎられるわけではないが、 とても大まかなめやすとして、表層と深層の境は、深さ 500 m くらいだと考えられる。 ただし、熱塩循環は表層を通る部分もある。
海洋の表層(場所によってちがうが、およそ深さ500 mよりも浅いところ)の温度や塩分は、 緯度や季節によって、また表層のうちの深さによって、さまざまな値をとる。 しかし、深層の温度や塩分は、どこでも、にたような値をとる。 水温の断面分布 (図はあとの深層循環のところでしめす) をみると、 鉛直の温度勾配の大きい層(等温線のこんでいるところ)がある (専門用語では「水温躍層」という)。 ここから上が表層、下が深層と考えられる。 表層の水温は緯度によって大きくちがうが、深層の水温は緯度によってあまりちがわない。
風成循環は、海面で大気と海水の間に働く力によって起こされる。
その結果としてできる表面の海流には、 海上の風と同じ向きの流れが見られることが多い(西風のところで東向きの流れ)。 しかし、いつもそうではなく、沿岸や赤道付近では複雑である。
たとえば北太平洋などの、海洋のうち両側を海岸でかこまれた大きな部分 (「海盆」ということがある。ただし「海盆」ということばの意味はいつもこれとはかぎらない)での、風によってつくられた循環には、つぎのような特徴がある。
亜熱帯を中心に、高緯度側の温帯では東に向かう流れ(西風と同じ向き)、 低緯度側の熱帯では西に向かう流れ(東風と同じ向き)、 海にとっての西側で高緯度側へ向かう流れ(北太平洋のばあいの黒潮[くろしお]はここにくる)、 東側で低緯度側に向かう流れがある。 このような循環を「亜熱帯循環」という。 (このばあいの「循環」は、海洋表層の水平2次元的な循環である。 英語では gyre (ジャイア)といい、その日本語訳として「環流」と書く人もいる。)
亜熱帯循環よりも高緯度側に、 低緯度側の温帯では東に向かう流れ(西風と同じ向き)、 高緯度側の寒帯では西に向かう流れ(東風と同じ向き)、 海にとっての西側で低緯度側へ向かう流れ(北太平洋のばあいの親潮[おやしお]はここにくる)、 東側で高緯度側に向かう流れがある。 このような循環を「亜寒帯循環」という。
表層の海流は風と同じ向きになることがわりあい多いが、 それを起こすしくみは、単純に風によって水がひきずられるのではなく、 地球の自転がからんだものである。 海流は、地球の自転周期よりも長い時間スケールのプロセスでつくられるので、 地球の自転による「コリオリの力」(『図説』 気5節 [2] 「大気を動かす力」での用語は「転向力 (コリオリの力)」)が重要になるのだ。
亜熱帯循環と亜寒帯循環による南北方向のエネルギー輸送は、どのようになっているだろうか? 東側と西側で、南北方向の質量の流れは、量は同じで、向きが逆である。 その温度が、低緯度からくる(高緯度にむかう)ほうが高い。 [低緯度からの流れは、亜熱帯循環では海盆にとっての西側、亜寒帯循環では東側にある。] 内部エネルギーは温度に比例するとみてよいので、 同じ大きさの質量輸送にともなうエネルギー輸送は、 低緯度からくる(高緯度にむかう)ほうが大きい。 したがって、正味のエネルギー輸送は、高緯度へ向かうものになるのだ。
南半球の中緯度では、東西方向に海岸がなく、 海流は東向きにひとまわりすることができる。 ここでは、海盆ごとの循環の理屈がなりたたない。 むしろ、大気と同様に、東向きの流れが波うつことによってエネルギーを運ぶことが重要になる。 表層・深層をあわせた、この緯度帯の海洋による高緯度へのエネルギー輸送は、小さいことがわかっている。
赤道付近は、ちょっと特殊な状況がある。 西向きの流れ(亜熱帯循環の一部である北赤道海流・南赤道海流)のほかに、 東向きの流れ(赤道反流)が存在する。その理屈の説明は複雑になってしまう。
赤道域の海洋については、つぎにのべる「湧昇」が重要だ。 赤道付近での風向は一定しないが、 緯度幅を広めにみれば、東風がふいていることが多い。 東風がふいているもとでの表層(エクマン層)海水の質量輸送は、赤道から離れる向きになる。 それをおぎなうように、下にある水が上昇してくる(「湧昇」という)。 下にある水は表面にある水よりも水温が低いので、 赤道域の海面水温は、赤道から離れた熱帯域よりも低くなっている。
また、海盆にとっての壁である海岸にそって風がふくことによっておこされる表層(エクマン層)海水の質量輸送が、海岸から離れる向きになることがある。そこでも湧昇がおこる。 (太平洋の東側のペルー沖の平常時はそのようになっている。 この一連の過程が弱まった状態が「エルニーニョ」である。)
「エルニーニョ現象・ラニーニャ現象」 (『図説』 気14節「大気と海洋の相互作用」 [2]「エルニーニョ現象」、 [+α]「ENSO (エルニーニョ・南方振動)」) は、この授業ではふれる時間がなさそうだが、 赤道湧昇や沿岸湧昇をつうじて、大気の変動と海洋表層(エクマン層だけではない)の変動がむすびついておこる 数年の時間スケールの変動である。
熱塩循環は、(温度と塩分の不均一による) 密度の不均一によってできる、広い意味の対流である。 「熱塩」は「温度と塩分」の省略形と考えてほしい。 「広い意味の」とことわったのは、 上下方向に見て上のほうが密度が大きい(大きくなろうとする)のでおこる対流ではないからだ。 同じ高さで水平方向にみて密度が大きいところと小さいところがあるとき、 大きいところで下降、小さいところで上昇するような循環なのだ。
海水の密度を変えるしくみは、温度を変えるか、塩分を変えるかによる。 このページの最初のほうを見てほしい。
(温度を変える原因も、塩分を変える原因も、海洋の表面にある。 それによってできる密度の不均一による循環が、 海洋の深層におよぶしくみを説明するには、 鉛直方向に運動をつたえる(「運動量」をはこぶ)作用が必要であり、 それは風によっておこされているのかもしれない。 しかし、風が関与しているとしても、熱塩循環は、風成循環とはちがうしくみである。)
1970年代にGEOSECSという研究プロジェクトがおこなわれ、 観測船の航海でサンプルをとって、海水中の化学成分や同位体の測定がおこなわれた。 同位体のうちには放射性同位体がある。 この観測は、1960年前後に大気圏内核実験があったあとだったから、 トリチウム(3H)の分布から、 核実験以後に表面にあった水がどこまでひろがっているかが推定された。 放射性炭素(14C)の分布には、核実験の影響もみられるが、 それより古い時期には、海面に接していた大気中の14C/12C 比はほぼ一定であり (厳密に一定ではなく、その変動も別の文脈では重要な問題なのだが)、 海洋内部では減る一方と考えられるので、 表面にあったときからの海水の年齢がわかる。 推定された海洋深層の水の年齢は、 北大西洋の高緯度で若く、 大西洋では南にいくほど古くなり、大陸がとぎれるあたりで約 1千年、 太平洋では北にいくほど古くなり、北緯40度の深さ2 kmあたりで約 2千年となった。 この情報を、温度、塩分、溶存酸素などの情報と組み合わせて、 北大西洋の高緯度(グリーンランドの南東)で塩分の高い水がひやされて、沈みこみが生じ、 千年かかって南大西洋まで、さらに千年かかって太平洋までひろがっている、 と推測された。
深層に存在する海水の大部分は北大西洋で沈んだものと考えられるが、 沈みこみは、南極大陸のまわりでも起こっていて、 そこで沈んだものは、北大西洋起源の深層水よりもさらに下にくる 「底層水」を形成していると考えられている。
北太平洋でひやされた水が深層まで沈みこまないのは、塩分が低いからである。
それは、降水量と蒸発量のバランスが、北太平洋では降水量が多く、 北大西洋では蒸発量が多いことからきている。 (なぜ降水量がそうなるか、となると、説明は単純ではないが。) つぎの図は大西洋・太平洋をわけない緯度ごとの平均で、 海面塩分と「蒸発量と降水量の差」とを対比している。
熱塩循環はほぼ定常的な循環であり、 質量保存がなりたっているから、 北大西洋高緯度の沈みこみからはじまる循環は、 北大西洋高緯度にもどってくる質量の流れをふくんでいるはずだ。
この熱塩循環の「帰り」は、すくなくとも部分的には、表層を通っている。 表面付近の海流の分布図には「北大西洋海流」としてあらわれている。 北大西洋高緯度には、風成循環のしくみによれば、亜寒帯循環があらわれるはずで、 実際、海盆の西側の親潮に対応する位置にラブラドル海流があることはあるのだが、 海盆の中央部の循環の形は、亜寒帯循環とはだいぶちがっている。 これは、表層の循環が風成循環だけでなく、熱塩循環がくわわっていることで説明できる。
この北大西洋海流があり、低緯度から高緯度にエネルギーを運んでいることによって、 そこから大気の西風の風下にあたるヨーロッパの気候は、 同じ緯度の他の地方にくらべて、気温が高いものになっている。 (その話題の説明で、ここでいう「北大西洋海流」のことを「メキシコ湾流」といっていることが多い。 「メキシコ湾流」は英語のGulf Streamで(日本の海洋学者は単に「湾流」という)、 風成循環の亜熱帯循環のうち北大西洋海盆の西側の流れをさすことばなので、 この文脈で使うのは、学問的には不適切である。)
熱塩循環によるエネルギーの南北輸送を、南北・鉛直断面で考えてみる。 ほとんどの場所で、表層のほうが深層よりも温度が高い。 熱塩循環の帰りが表層をとおるとすれば、それもふくめたひとまわりの循環による 正味のエネルギーの流れは、沈みこんだ深層の水の流れとは逆向きになる。
北大西洋では、深層の水の流れが低緯度に向かい、 「帰り」は表層で高緯度に向かっているから、 熱塩循環は、たしかに、高緯度向きにエネルギーを運んでいる。
ところが、南大西洋(熱帯から温帯まで)では、 深層の水の流れが高緯度に向かい、「帰り」は表層で低緯度に向っているから、 熱塩循環は、低緯度向きにエネルギーを運んでいることになる。
このように、熱塩循環によるエネルギー輸送の向きは、海盆ごとにさまざまである。 合計では、高緯度向きの輸送に寄与していると考えられている。