Oceanic general circulation

Japanese: 海洋大循環 - かいようだいじゅんかん（英語表記）oceanic general circulation

An image obtained by averaging the movement of seawater over a long period of time in the vast space of the ocean. It can be divided into surface circulation and deep circulation, or horizontal circulation and vertical circulation.

Surface circulation is horizontal circulation in the surface layer, and the subtropical circulation is one example. Vertical circulation is circulation in a vertical plane, and is often referred to as circulation that sinks at high latitudes and rises at low latitudes. In terms of the mechanism of movement, the main components of the general circulation are geostrophic currents and wind-driven currents, and the general circulation is driven mainly by heat entering and leaving the ocean surface and wind stress acting on the ocean surface. Heat changes the density of seawater, driving the general circulation. Evaporation and precipitation on the ocean surface change the salinity and seawater density, so the functions of heat and salinity are collectively called the thermohaline circulation. Thermohaline circulation and wind-driven circulation are intricately related to each other, so it is meaningless to ask what percentage each contributes to the general circulation. However, the thermohaline circulation alone can explain most of the main characteristics of the general circulation, but the wind-driven circulation alone cannot.

[Kenzo Takano]

Formation of the ocean circulation

Each ocean has its own circulation. Seawater travels between oceans, so the largest circulation is the global circulation, which is driven mainly by the sinking of heavy surface seawater into the deep layers at high latitudes. The oceans where water is heavy enough to reach the deep layers are the northern North Atlantic and the Antarctic Ocean (especially the Weddell Sea in the Atlantic Ocean). Both have low water temperatures and high salinity, but the former is characterized by high salinity and the latter by low water temperature. The amount of seawater sinking in both is about 20 million tons per second. The sinking from the northern North Atlantic is also clearly visible in the vertical cross section of tritium (tritium) distribution. The seawater that sinks here moves south in the deep layers off the coast of the Americas. The seawater that sinks in the Weddell Sea moves north off the coast of the Americas, merges with seawater originating from the northern North Atlantic that has moved south from the north, and heads east. This current passes the southern tip of the African continent, some of which enters the deep waters of the Indian Ocean, while the rest crosses the Indian Ocean and enters the deep waters of the Pacific Ocean through the south of Australia. The remaining part continues to move eastward, passing through the Drake Passage and re-entering the Antarctic Ocean (the Atlantic part). Therefore, the age of the deep seawater (the time elapsed since it started to sink) should be younger in the Atlantic Ocean and older in the Pacific Ocean. Measurements using carbon isotopes show that the age of most of the deep seawater in the Atlantic Ocean is several hundred years, while that of the Pacific Ocean is more than 1,000 years. When examining deep seawater, it can be seen that the initial characteristics of low temperature and high salinity become weaker from the Atlantic Ocean to the Pacific Ocean. The oxygen in the seawater is also consumed by living organisms and decreases. In other words, the characteristics of the deep seawater in the Pacific Ocean are old, high water temperature, low salinity, and low oxygen. As the seawater spreads in the deep layers of the oceans around the world, it gradually moves upward and eventually returns to the surface. The average time it takes for the seawater to sink and re-emerge at the surface is on the order of 1,000 years.

The seawater that returns to the surface of the Pacific Ocean passes through narrow waterways such as the Lombok Strait into the Indian Ocean, where it merges with the surface waters of the Indian Ocean, crosses the Indian Ocean from east to west, enters the South Atlantic Ocean off the southern tip of Africa, moves north, and returns to the northern North Atlantic. The simplified route of the water from sinking in the northern North Atlantic to travelling around the world's oceans and returning to the sinking ocean area again resembles a conveyor belt, so this is called the great ocean conveyor (belt). This conveyor moves southward from the northern North Atlantic in the deep waters, then eastward to the eastern North Pacific, where it turns around, moves westward through the surface waters, and changes direction northward in the South Atlantic. The movement of the conveyor attracts attention because it is closely related to the Earth's climate.

[Kenzo Takano]

Relationship with climate

The net amount of solar radiation that falls on the Earth, excluding the amount reflected by clouds and other objects and returned to space, is about 120 petawatts (petawatts is 10 to the power of 15), with more at low latitudes and less at high latitudes. On the other hand, the Earth itself also radiates energy into space, so considering the difference in the radiation energy it receives from the Sun, the net result is that low latitudes gain energy and high latitudes lose energy. In this way, low latitudes are warmed and high latitudes are cooled, so if things remained as they are, air and water temperatures should rise every year at low latitudes and fall every year at high latitudes. However, this is not the case in reality because the atmosphere and ocean transport heat from low latitudes to high latitudes. The amount varies depending on the latitude, but the amount of heat that the atmosphere and ocean transport to high latitudes across the latitudes at mid-latitudes is about 3 petawatts each on average per year. The ocean mainly transports heat through vertical circulation. Warm surface water flows to higher latitudes, and cold deep water flows to lower latitudes, carrying heat. However, the South Atlantic is an exception, and the ocean carries heat from higher latitudes to lower latitudes. Heat enters and leaves the ocean through radiation, conduction, and evaporation. Net, the ocean area from which heat leaves is cooled. The area that cools the most in the world is not the Antarctic Ocean or the Arctic Ocean, but the Gulf Stream. Even so, the water temperature in the Gulf Stream is high because a large amount of heat is supplied from the south. The Gulf Stream mainly loses heat in the form of evaporation, but the active evaporation increases the salinity, increases the density of the seawater, and strengthens the sinking in the north. Because the heat lost in the Gulf Stream is so large, the North Atlantic has a heat deficit and needs to be replenished from the Southern Hemisphere. Because the Southern Hemisphere sends heat north, it also has a heat deficit, so it imports heat from the Indian Ocean via a conveyor. The Indian Ocean imports heat from the Pacific Ocean. Using conveyors, the Pacific Ocean exports heat to the Atlantic Ocean and, as we will see later, imports salt from the Atlantic Ocean.

This conveyor is thought to be one of the reasons why ice sheets developed on land between the North Atlantic Ocean and the Pacific Ocean during the glacial period but did not develop around the Pacific Ocean. During the glacial period, more of the water vapor that evaporated from the ocean remained frozen on land and did not return to the sea, which reduced the amount of seawater and caused the sea level to fall. The Lombok Strait is not deep, so more areas dried up, which prevented the belt from moving and prevented heat from being exported from the Pacific Ocean.

Ocean conveyors control the distribution of heat on Earth by transporting it. If the conveyor moves faster, a large amount of heat will move. It is involved not only in heat but also in the circulation of carbon dioxide. The amount of carbon in the ocean is about 60 times that of the atmosphere, but most of this is in the deep ocean. Carbon dioxide that enters the ocean from the atmosphere through the cold ocean surface at high latitudes is carried to the deep ocean by the conveyor. The conveyor plays an important role in the long-term fluctuations in the Earth's climate, with glacial and interglacial periods repeating, as well as in global warming.

The reason why the conveyor is driven by the subsidence in the northern part of the North Atlantic is because the surface seawater is heavy. It is natural that the seawater is colder and heavier due to the high latitude, but the Atlantic Ocean is characterized by its high salinity. The reasons why salinity is high in the Atlantic Ocean and low in the Pacific Ocean are as follows.

(1) The Mediterranean Sea has a high evaporation rate and little precipitation, which makes it highly saline. The saline water flows into the Atlantic Ocean through the Strait of Gibraltar. The Atlantic Ocean acts as a salt concentration tank, so to speak, called the Mediterranean Sea.

(2) Water vapor that evaporates in the tropical regions of the Atlantic Ocean flows westward on the trade winds, enters the Pacific Ocean over the Isthmus of Panama, and falls as rain in the Pacific Ocean, lowering its salinity. Since the west Pacific Ocean has a different topography from the western Atlantic Ocean, including the absence of an isthmus equivalent to the Isthmus of Panama, much of the water vapor that evaporates from the tropical Pacific Ocean falls as rain in the Pacific Ocean.

(3) Water vapor that evaporates from the ocean surface at mid-latitudes is carried eastward by the westerly winds. In the Pacific Ocean, large mountain ranges run north to south along the west coast of the Americas, so the water vapor hits these mountains, turns into rain, and returns to the Pacific Ocean. In the Atlantic Ocean, neither the European nor African continents have large mountain ranges running along their west coasts, so the water vapor carried by the westerly winds travels inland. After turning into rain, the water vapor may evaporate on its way back to the Atlantic Ocean, or it may flow into another ocean.

Thus, although the salinity of the Pacific Ocean is always being diluted, it remains constant from year to year because high-salinity seawater originating from the Atlantic flows in on the ocean conveyor. Because the surface seawater of the Pacific Ocean has a low salinity, it is not possible for heavy seawater to sink to the depths. Because the seawater is light, the water level in the Bering Strait is slightly higher than that of the Denmark Strait on the other side of the Arctic Ocean. This difference in water level creates a current from the Pacific Ocean through the Arctic Ocean to the Atlantic Ocean.

On shorter time scales, the oceans also reduce seasonal variations in temperature. During the Northern Summer, more solar energy is delivered to the Northern Hemisphere and less to the Southern Hemisphere; in winter, the reverse is true. Both the oceans and the atmosphere cross the equator, carrying heat from the Northern to the Southern Hemisphere and vice versa, moderating the hot and cold in the Northern Hemisphere and the hot and cold in the Southern Hemisphere. The amount of heat carried south by the oceans across the equator in August is about 8 petawatts, several times the amount carried by the atmosphere.

[Kenzo Takano]

Measurement of general circulation

There are two main methods for measuring flow: Eulerian and Lagrangian. Euler was a Swiss physicist and mathematician who wrote equations that describe the time change in the speed of fluid particles passing a fixed point in space. Measuring flow speed with a current meter fixed in the ocean is Eulerian measurement. Lagrange was a French physicist and mathematician who wrote equations that describe the time change in the position of a particle when it flows and changes its position over time. Lagrangian measurement uses radio waves or sound waves to track floats that flow with seawater on the ocean surface or in the ocean to investigate flows. Since the general circulation occupies a large space and is a phenomenon that is averaged over a relatively long period of time, if you try to measure it in the Eulerian way, you would need to keep a large number of current meters moored in the ocean for a long period of time. Although it is possible to investigate one aspect of the general circulation in detail with a small number of current meters, it is difficult to grasp the whole picture. In addition, measuring the sea level using an altimeter mounted on a satellite, determining the slope of the sea level (relative to the horizontal level), calculating the slope current from this slope, and determining the surface current speed are powerful tools for measuring the surface circulation in ocean areas where the height of the vertical level, i.e., the gravity distribution, is known. Even in ocean areas where the gravity distribution is unknown, it is possible to measure the time change in the sea level slope, so it is possible to know the time change (direction and speed) of the surface current, i.e., the fluctuation of the general surface circulation.

The concept of "circulation" is originally Lagrangian, which is more advantageous for tracking the movement of seawater particles or masses. The position of a float that flows with seawater in the ocean is determined using sound waves and recorded inside the float, and the drift record is then retrieved one to two years later using a satellite or other device. The record is then analyzed to determine the direction and speed of the flow. An altimeter can only measure the surface currents, but a float flowing in the lower layer can be used to measure the lower layer currents. Measuring general circulation was previously thought to be impossible due to the large spatial and time scale involved, but the work of satellites -- measuring sea surface altitude and relaying and transmitting the float drift records -- has made it possible to some extent.

[Kenzo Takano]

"Yoshifumi Tomoda and Kenzo Takano, 'Earth Science Lectures 4: Ocean' (1983, Kyoritsu Shuppan)" ▽ "Hideo Sudo, editor, 'The Global Environment as Seen from the Ocean' (1994, Seibundo Shoten)" ▽ "Yoshihiko Sekine, 'Introduction to Oceanography', 3rd Edition (2000, Seibundo Shoten)"

Source: Shogakukan Encyclopedia Nipponica About Encyclopedia Nipponica Information | Legend

Japanese:

大洋という広い空間で海水の運動を長い時間にわたって平均して得られる像。表層循環と深層循環に、あるいは水平循環と鉛直循環に分けることもできる。

　表層循環は表層での水平循環で、亜熱帯循環はその一例である。鉛直循環は鉛直面内での循環で、高緯度で沈み、低緯度で浮かび上がるという循環をさすことが多い。運動のしくみの点では大循環のおもな成分は地衡流と吹送流であり、大循環を駆動するのは主として海面を出入する熱と海面に働く風応力である。熱は海水の密度を変え、大循環を駆動する。海面での蒸発と降水は塩分を変え、海水密度を変えるから、熱と塩分の働きを一括して熱塩循環という。熱塩循環と風成循環は複雑に関係しあっているので、それぞれが大循環に何％ずつ寄与しているのか、という問いは無意味である。しかし、熱塩循環だけで大循環のおもな特徴をほぼ説明できるが、風成循環だけでは説明できない。

［高野健三］

海洋大循環の形成

大洋のおのおのに大循環は存在する。海水は大洋間を行き来するから、もっとも規模の大きい大循環は世界中の海の大循環であり、高緯度で重い表層海水が深層に沈み込むことによっておもに駆動される。深層まで達するほどに重い水が存在する海域は、北大西洋北部と南極海（とくにその大西洋部分にあるウェッデル海）である。どちらも水温は低く、塩分は高いが、どちらかといえば、とくに前者は塩分が高く、後者は水温が低いのが特徴である。沈降する海水量は、どちらも毎秒2000万トン程である。北大西洋北部からの沈降はトリチウム（三重水素）分布の鉛直断面図にもはっきりと現れている。ここで沈んだ海水はアメリカ大陸沖の深層を南下する。ウェッデル海で沈んだ海水はアメリカ大陸沖を北上し、北から南下してきた北大西洋北部起源の海水と合流し、東に向かう。この流れは、アフリカ大陸の南端を通り、一部はインド洋の深層に入り、残りはインド洋を横断し、オーストラリアの南を通って太平洋の深層に入る。残りはさらに東進を続け、ドレーク海峡を通って再び南極海（の大西洋部分）に入る。したがって深層の海水の年齢（沈降を始めたときからの経過時間）は大西洋で若く、太平洋で老いているはずである。炭素の同位体を使った測定によると、年齢は大西洋では数百年が多く、太平洋では1000年以上が多い。深層の海水を調べると、大西洋から太平洋に向かって当初の低温・高塩分という特徴が薄くなってゆくことがわかる。海水中の酸素も生物に消費されて、少なくなってゆく。つまり、太平洋の深層の海水の特徴は、老いて、水温は高く、塩分は低く、酸素は少ない、ということである。こうして世界中の海の深層に広がりながら、海水は少しずつ上に向かい、やがて表層に戻る。沈降してから表層にふたたび浮上するまでの平均時間の目安は1000年の桁(けた)である。

　太平洋の表層に戻った海水はロンボク海峡などの狭い水路を通ってインド洋に入り、インド洋の表層水と合流しながら、インド洋を東から西に横断し、アフリカの南端沖から南大西洋に入り、北上して、北大西洋北部に戻る。北大西洋北部で沈降してから世界中の海を巡り、ふたたび沈降海域に戻るまでの道筋を単純化すると、ベルトコンベヤーふうなので、これを大洋コンベヤー（ベルト）great ocean conveyor（belt）とよぶ。このコンベヤーは深層を北大西洋北部からまず南向きに動き、次に北太平洋東部まで東向きに動き、北太平洋東部で折り返し、表層を西向きに動いて、南大西洋で向きを北に変える。コンベヤーの動きが注目されるのは地球の気候に密接にかかわっているからである。

［高野健三］

気候との関係

太陽の放射エネルギーは、雲などで反射して宇宙空間に戻ってしまう分を差し引くと、地球に注ぐ正味は約120ペタワット（ペタは10の15乗の意）であり、低緯度で多く、高緯度で少ない。一方、地球自体も宇宙空間に向けてエネルギーを放射しているので、太陽から受ける放射エネルギーとの差を考えると、差引き、低緯度ではエネルギーを得て、高緯度ではエネルギーを失っている。こうして低緯度は暖められ、高緯度は冷やされていることになるから、そのままでは気温や水温は低緯度では年々高くなり、高緯度では年々低くなるはずである。しかし、現実にそうはならないのは、大気と海が熱を低緯度から高緯度に運んでいるからである。その量は緯度によって変わるが、中緯度で緯線を横切って大気と海が高緯度に運ぶ熱量は年平均でそれぞれ3ペタワット程度である。海はおもに鉛直循環によって熱を運ぶ。表層の暖かい水が高緯度に流れ、深層の冷たい水が低緯度に向かって流れて、熱を運ぶ。しかし、南大西洋だけが例外で、海は高緯度から低緯度に向かって熱を運ぶ。海面を通して放射、伝導、気化によって熱は出入している。差引き、熱が出てゆく海域は冷やされていることになる。世界中でもっとも強く冷やされているのは南極海でも北極海でもなく、湾流（ガルフストリーム）域である。それでも湾流域の水温が高いのは、南から大量の熱が供給されているからである。湾流域はおもに蒸発による気化熱という形で熱を失っているが、蒸発が盛んなことが塩分を高め、海水の密度を増し、北部での沈降を強めている。湾流域で失う熱があまりに大きいので、北大西洋は熱不足となり、南半球からの補給が必要となる。南半球は北に熱を送るから、ここも熱不足となり、コンベヤーでインド洋から熱を輸入する。インド洋は太平洋から熱を輸入する。コンベヤーを使って太平洋は熱を大西洋に輸出し、後で述べるように大西洋から塩分を輸入している。

　氷期に氷床は北大西洋を挟む陸上では発達したが太平洋の周辺では発達しなかったことの一因は、このコンベヤーにあると思われる。氷期には、海から蒸発した水蒸気のうち陸上に氷となって留まり、海に戻らない分が増えたため海水量が減り、海面が下がった。ロンボク海峡などは深くないので、干上がる所が増え、ベルトの動きを妨げ、太平洋からの熱輸出を妨げたのである。

　大洋コンベヤーは熱を運ぶことによって、地球上の熱の分布を制御している。コンベヤーの動きが速くなれば、大量の熱が動く。熱だけではなく、二酸化炭素の循環にもかかわる。海中の炭素量は大気中の炭素量の約60倍であるが、その大部分は深層にある。高緯度の冷たい海面を通して大気から海に入った二酸化炭素は、コンベヤーに乗って深層に運ばれる。氷期―間氷期の繰り返しという長い時間にわたる地球気候の変動にも、地球温暖化にも、コンベヤーは重要な役割を担っている。

　コンベヤーが北大西洋北部の沈降で駆動されているのは、表層海水が重いからである。緯度が高いから海水は低温で、重くなるのは当然であるが、塩分の高いことが大西洋の特徴である。塩分が大西洋で高く、太平洋で低い理由は次のようになる。

(1)地中海では蒸発が盛んで、降水が少ないから、塩分は高くなる。高塩分水はジブラルタル海峡から大西洋に流れ込む。大西洋はいわば地中海という塩分濃縮槽を備えている。

(2)大西洋の熱帯域で蒸発した水蒸気は貿易風に乗って西に流れ、パナマ地峡の上空から太平洋に入り、太平洋に雨となって落ち、塩分を低くする。太平洋の西にはパナマ地峡に相当する地峡がないなど、大西洋西部とは地形が異なるので、太平洋熱帯域から蒸発した水蒸気の多くは太平洋に雨となって落ちてしまう。

(3)中緯度の海面から蒸発した水蒸気は偏西風に乗って東に向かう。太平洋では、南北アメリカ大陸の西海岸に沿って大山脈が南北に走っているので、水蒸気はこの山脈に突き当たり、雨となり、太平洋に戻る。大西洋では、ヨーロッパ大陸にもアフリカ大陸にも西海岸に沿って走る大山脈がないので、偏西風に乗った水蒸気は内陸部まで進入する。雨となってから大西洋に戻る間に蒸発することもあるし、別の海に流れ込むこともある。

　こうして太平洋の塩分はいつも薄められているのに、年々一定の値にとどまっているのは、大西洋起源の高塩分の海水が大洋コンベヤーに乗って流れ込むからである。太平洋の表層海水は塩分が低いため、深層にまで沈降できるほどの重い海水ができない。海水が軽いためベーリング海峡の水位は、北極海を挟んで反対側のデンマーク海峡の水位よりもやや高くなる。この水位差がきいて、北極海を抜けて太平洋から大西洋に向かう流れが生ずる。

　また、より短い時間的規模で、海は気温の季節変化を小さくしている。太陽エネルギーは北半球の夏には、北半球には多く、南半球には少なく注ぐ。冬には逆となる。海も大気も赤道を横切って熱を北半球から南半球へ、あるいは南半球から北半球へ運んで、北半球の暑さ・寒さと南半球の寒さ・暑さをやわらげている。海が赤道を横切って8月に南へ運ぶ熱量は約8ぺタワットで、大気が運ぶ熱量の数倍である。

［高野健三］

大循環の測定

流れの測定法は、大別すると二つある。オイラーふうとラグランジュふうである。オイラーは、空間に固定された一点を通過する流体粒子の速さの時間変化を記述する方程式を書いたスイスの物理・数学者である。海中に固定した流速計で流速を測るのはオイラーふう測定である。ラグランジュは、ある粒子が時間とともに位置を変えて流れてゆくとき、その位置の時間変化を記述する方程式を書いたフランスの物理・数学者である。海面や海中を海水とともに流れる浮きを電波や音波を使って追跡し、流れを調べるのはラグランジュふう測定法である。大循環は広い空間を占めるうえに、ある程度長い時間にわたって平均された現象だから、オイラーふうに測定しようとすれば、非常に多くの流速計を長期にわたって海中に係留しておかなければならない。少数の流速計では大循環の一端を詳しく調べることはできても、その全貌(ぜんぼう)を把握することはむずかしい。また、人工衛星に積んだ高度計で海面の高さを測り、海面の（水準面に対する）傾斜を求め、この傾斜から傾斜流を計算し、表層の流速を求めることは、水準面の高さ、つまり重力分布がわかっている海域では、表層の循環に関しては強力な測定手段である。重力分布がわかっていない海域でも、海面傾斜の時間変化を測ることはできるので、表層の流れの（向きと速さの）時間変化、つまり表層大循環の変動を知ることはできる。

　「循環」という考え方はもともとラグランジュふうであり、海水粒子または塊の動きを追うにはラグランジュふうのほうが有利である。海中を海水とともに流れる浮きの位置を音波を使って決め、浮きの内部に記録し、1～2年の後に人工衛星などを使って漂流記録を回収する。記録を解析して、流れの向きと速さを求める。高度計では表層の流れしかわからないが、下層を流れる浮きを使えば、下層の流れを測ることができる。大循環の測定は、対象となる空間が広く、時間規模が長いために不可能とされていたが、人工衛星の働き――海面高度の測定、浮きの漂流記録の中継伝送――によって、ある程度は可能となった。

［高野健三］

『友田好文・高野健三著『地球科学講座4　海洋』（1983・共立出版）』▽『須藤英雄編著『海から見た地球環境』（1994・成文堂書店）』▽『関根義彦著『海洋物理学概論』3訂版（2000・成文堂書店）』