見延 庄士郎（海洋気候物理学）

授業HP授業HPhttp://www.sci.hokudai.ac.jp/~minobe/AtmosOcean/

第７回のまとめ地球が低緯度で宇宙から得た過剰な熱を 大気と海洋地球が低緯度で宇宙から得た過剰な熱を，大気と海洋が中高緯度に運んで，宇宙に返している．

大気海洋間の熱のやりとりには 短波放射大気海洋間の熱のやりとりには，短波放射，長波放射，潜熱，顕熱がある．

大気の南北熱輸送は海洋より大きいが 低緯度で大気大気の南北熱輸送は海洋より大きいが，低緯度で大気より大きい海洋の熱輸送が，中緯度で大気に放出されることは大気にとっても重要ることは大気にとっても重要．

大気の熱輸送は，

低緯度 ハドレ 循環低緯度：ハドレー循環

中緯度：ロスビー波と高低気圧（←傾圧不安定）

高緯度：極循環

温度風の関係から，温度の水平勾配が大きければ，速度シアが大きい．

海洋の熱輸送全熱輸送量海洋の熱輸送量大気の熱輸送量

大西洋は熱輸送量大西洋は熱輸送量大．全域で北向きき．

太平洋は北半球で北向き 南半球で北向き，南半球で南向き

この違いはなぜ？この違いはなぜ？

海洋の熱輸送量太平洋の熱輸送大西洋の熱輸送

Trenberth and Caron 2001 (J. Climate)

インド洋の熱輸送

大気と海洋で交換される熱と水大気と海洋で交換される熱と水交換される物理量

熱：短波放射(可視光線)，長波放射(赤外線)，潜熱(蒸発熱) 顕熱潜熱(蒸発熱)，顕熱

熱関係の単位(国際(SI)単位系)：熱量 単位 J (ジ ル SI基本単位)熱量，単位：J (ジュール，SI基本単位)ちなみにcal(カロリー, 1 gの水の温度を1°c上げるのに必要な熱量）との関係は1 cal≅4.2 J

単位時間当たりの熱量，単位：W＝J/s単位時間当 り 熱量，単位 /単位時間に単位面積を通過する熱量=熱フラックス，単位：W/m2単位：W/m

真水：降水量 − 蒸発量

熱フラックス４成分（上向き正）正味の短波放射 正味の長波放射

潜熱 顕熱

W/m2

正味の上向き(海洋→大気)熱フラックス前スライドの４成分の和前スライドの 成分の和

熱帯で負

大気→海洋大気→海洋

中高緯度(特に北半球)で正半球)で正

海洋→大気

黒潮黒潮

メキシコ湾流

北部北大西洋北部北大西洋

大 洋 熱塩循環 上向きの正味熱フラックス．等高線は±50, 100, 150, 200 W/m2示す．

大西洋の熱塩循環と関係

ちなみに，メキシコ湾流からの熱放出が大気にもたらす影響でNatureの表紙を飾った(Minobe ら 2008)

海洋の循環の２形態熱塩循環

密度の差で生じる循環 深層密度の差で生じる循環：深層

高緯度域で沈み込み，中低緯度域で湧き上がる

大気のハドレー循環と同じ直接循環（熱対流）

大気と違って，全地球規模の循環となるのは，海は陸地で分断されているため

メキシコ湾流の一部

南北熱輸送の効率が高い

風成循環風成循環

風が海洋を押すことによって生じる循環：表層

黒潮・親潮・メキシコ湾流の大部分黒潮・親潮・メキシコ湾流の大部分

流量は大きい．熱輸送の効率は悪 い

温度・塩分と密度の関係海洋の密度は温度（熱）と塩分で決まる

温度が高いと密度が低 い

塩分が高いと密度が高 い

海水は真水と異なり低温ほど密度が大きい

海水の最低水温（結氷点）は-2°C

温度・塩分の関数としての密度(σt)．密度が27 5 k 3以上の領域に影を付けている27.5 kg m−3以上の領域に影を付けている．σtは密度から1000 kg m−3を引いたもの.

海は湖よりも凍りにくい海も湖も凍る際には表面から大気によって冷やされることで凍るされることで凍る.海では，表面で冷やされた水はその下の水よりも重くなるので 鉛直方向に対流する したがも重くなるので，鉛直方向に対流する.したがって表面水を結氷温度にするには，その下の水す

を結氷 度ま 冷 す とが必 あるべてを結氷温度まで冷やすことが必要である.一方湖では水温4°Cまでは，海と同様に全層を方湖 水温 ま ，海 同様 層を冷やすことが必要だが，それ以下では冷えるほど軽くなるので 冷やされた水は対流することど軽くなるので，冷やされた水は対流することなく表面付近にとどまる．

この表面付近にとどま ている水だけを結氷温この表面付近にとどまっている水だけを結氷温度にまで冷せばよいので，湖の方が凍りやすい

低層水・深層水の形成ともぐりこみ北太平洋では深

水温太平洋 太平洋 深

層水ができない水温

塩分(千文率)

低温な南極底層水低温な南極底層水σθ=密度-1000 kg/m3

高塩な北大西洋深層水

3000 での密度 分布3000 mでの密度σθ分布密度

重い水→沈降

海洋コンベヤーベルト

IPCC figure as corrected by Woods Hole Oceanographic Institutionhttp://people.uncw.edu/tobiasc/GLY%20150/Abrupt%20Climate%

20Change%20FAQ.htm

温度 塩分

高塩分であることが重要

なぜ北太平洋と北大西洋で塩分が違う？北大西洋：

降水と蒸発の差が大事

北大西洋：降水～蒸発なので，塩分が

北太平洋： 降水量-蒸発量(NCEP)

ので，塩分が薄まらない

北太平洋降水＞蒸発なので，塩分が

薄まる

mm/day

深層循環に伴う熱

低緯度

に伴う熱輸送輸送 高緯度

海を暖め

海を冷や大気

暖める

大気 冷やすを暖

める

重い水重い水

低温・高塩海洋

深層循環に伴う熱輸送がヨー熱輸送がヨロッパを暖める

海洋の熱輸送量太平洋の熱輸送大西洋の熱輸送インド洋の熱輸送

Trenberth and Caron 2001 (J. Climate)

風成循環：太洋の西に強い極向きの流れ年平均表面流速

黒潮 (ﾒｷｼｺ)湾流

ｱｶﾞﾗｽ海流 ﾌﾞﾗｼﾞﾙ海流

黒潮や湾流の大部分は風成循環

日本付近の海流

リマン海流

親潮

黒潮続流対馬海流

黒潮

（独）海洋研究開発機構提供www.jamstec.go.jp/jamstec-j/earth/p2/p2-1.html

偏西風

風と風成循環

偏西風

貿易風

亜寒帯循環反時計回り高気圧性

亜熱帯循環時計回り低気圧性風と流の回転

© S. Minobe, 2001黒潮：西岸境界流≡海の西岸付近の強い流れ

風と流の回転の向きは一致

ハドレー循環とジェット気流：再掲1月

7月

東西平均した東向き風速（カラー,m/s）と上向きと(0.01 Pa/s)北向き風速(m/s)（矢印）

200 hPa 東西風速．

ハドレー循環に伴う偏西風(上空でジェット気流）と貿易風が海洋の風成循環を駆動する

ズ

印）．

そのメカニズムは次週

第8回のまとめ海洋の循環には 熱塩循環と風成循環がある海洋の循環には，熱塩循環と風成循環がある

表層では風成循環が，深層では熱塩循環が重要

南北熱輸送 効率が高 は熱塩循環 ある南北熱輸送の効率が高いのは熱塩循環である

海洋の密度は温度と塩分とで決まる．

熱塩循環が生じるには，高緯度の表層で重い水が作られることが必要で，この水は水温が低く塩分が高い．

世界の深層水は，南極底層水と北大西洋深層水で供給

太平洋で深層水が作られないのは，降水量＞蒸発量の洋 深層 ，降 蒸発ためである．

風成循環は太洋の西 側の表層に強い海流を形成する風成循環 太洋 側 表層 強 海流を 成す

太平洋の黒潮，親潮．大西洋のメキシコ湾流．

風成循環は 西風である偏西風と東風である貿易風に風成循環は，西風である偏西風と東風である貿易風によって駆動される

参考：Day after tomorrow2004年にDay after tomorrowという，温暖化による急激な寒冷化をモチーフにした映画が公開された．この温暖化が寒冷化を引き起こすというされた．この温暖化が寒冷化を引き起こすというのは，最終氷期の終わり頃に生じたヤンガー・ドライアスと呼ばれているよる寒冷化の原因だったと考えられている 氷期が終わってだんだんと地と考えられている．氷期が終わってだんだんと地球が暖まったために，当時北米大陸に広く分布していた氷床が崩壊して，大西洋にどっとなだれ込んで溶けた これで供給された真水が 表層水を

ﾃﾞｨ・ｱﾌﾀｰ・ﾄｩﾓﾛｰ公式サイトhttp://movies.foxjapan.com/dayaftertomorrow/

んで溶けた．これで供給された真水が，表層水を低塩分化し，大西洋の熱塩循環が弱まり，低緯度の暖かい水を高緯度に運び込む効果が弱まって，北大西洋周辺をはじめ広い範囲で寒冷化が生じた北大西洋周辺をはじめ広い範囲で寒冷化が生じたと考えられている．同様の変動は，現在起きている温暖化でもひょっとしたら生じるかもしれない．こうして生じ得る急激な気候変化(abrupt climate change)は， 強い関心を集め，大西洋に真水を撒いたらどうなるかの数値実験や大西洋真水を撒 うなる 数値実験や大西洋の深層循環のモニターなど幅広い研究が実行されている．

http://www.ncdc.noaa.gov/paleo/pubs/alley2000/alley2000.htmlNOAA , NCDC提供