第3回「海洋の物理」

石森繁樹

（１) 波浪

密度の違う空気と海水がそれぞれ違う速度で運動すれば、水面が不安定になり起伏（波）ができます。風が吹くと海面に波が立つということです。これを風浪といいます。風はもともと強くなったり弱くなったり変動しますから発生する波もいろいろな大きさの波が入り混じっています。形状も動きも複雑な風浪（図１）を正確に表現することは簡単ではありませんが、ふつう確率統計的な考えを根拠にしたスペクトル法^（７）が用いられます。風浪をいろいろな波の集合と見たて、どの波長帯にどれだけの波エネルギーが存在するかを知り、波高や周期などの物理量を求める手法です。これによれば、天気予報で波高2ｍの波という場合は目視で約2ｍの波という意味であり、1000個に1個はこの2倍すなわち4ｍの高い波も混じる可能性があると解釈しなければなりません。

風浪は風速、風の吹き続く時間(duration)、風の吹き渡る距離(fetch)の3要素によって発達の度合いが決まり、このいずれもがある大きさ以上になれば十分に発達します。反対に、例えば吹き続く時間が十分でなければ、これが制限因子になって大きな波に成長できません。台風の暴風域では風浪が十分に発達して海は大時化（しけ）になります。風浪は波長によって位相速度が異なる分散性の波動で、長波長の波ほど早く進みます。台風の余波である土用波は、大時化の海から一群の波が足並みを揃え整然とやってくるうねりです。風浪とうねりをあわせて波浪といいます。　　　　

ランダムな風浪を波の集合と見たてることは前述しましたが、そのもっとも基本となる波は正弦波です。静かな水面に風が吹くと漣（さざなみ）ができます。これは風のストレスの微小変動で生じる波で、表面張力を復元力としています。さらに風が吹き続け水面へ連続的に運動量が与えられると、重力を復元力とする波になり、きれいな形をした正弦波として水面を伝播していきます。

正弦波が水の波の基本として登場する背景はこうです。（表面）重力波の理論は二つの基礎方程式と波の運動に関する境界条件および波の力学に関する境界条件によって構成されます（資料参照）。流体の圧縮性と粘性を無視し、外力は重力だけを考え、波の振幅は波長や水深と比較して非常に小さいと仮定して方程式と境界条件を線形化すると正弦波の解が得られます。この解は線形性のゆえに水面を独立に伝播するからランダムな風浪を記述するうえで好都合です。

このような考察から、水深hの海に波長λの重力波があるとき、波は(1)式の位相速度cで進むことが知られます。(2)式は波長が水深より小さな深い海（ｈ＞λ）の波の速度です。この波を深海波といいます。(3)式は波長が水深より大きな浅い海（ｈ＜λ）の波の速度を示します。この波を浅海波といいます。

深海波は速度が波長の関数で、大きな波ほど速く進む分散性の波動です。深海波にはつぎのような性質があります（資料参照）。

＊深海波に伴う水粒子の運動の軌跡は円になり、海面から半波長の

深さでは波の動きはほとんどなくなります。

＊波のエネルギーは波高の２乗に比例して大きくなります。

＊波のエネルギーは群速度（深海波の場合は位相速度の半分）で

伝播します。

フォ

図1　神奈川沖浪裏（葛飾北斎）

（２）海流

風は波を生じるだけでなく、海流の起動力にもなります。風の応力で表層の海水が流されると粘性によって直下の海水も動き出します。こうしてできる海流を吹走流（すいそうりゅう）^（２）といいます。海水の動きが緩慢なため地球自転の影響が効いて表面の海水は風下右45度の方向に流れます（北半球の深い海で）。表面から深くなると流れが弱くなり、方向もさらに右へ向くようになります（図２）。海流が生じる深さ（せいぜい100ｍです）までの平均をとると吹走流は海水を風下の右直角（北半球で）に運んでいるのです。これをエクマン輸送といいますが、この面白い結果は海面から海流が認められる深さまで海水の質量輸送量を積分することで導かれます（資料参照）。地球上の風系の変化に対応してエクマン輸送の水平収束や発散が起これば鉛直方向に運動量が運ばれて海水の動きが100ｍ以深に達することがあります。北太平洋の亜熱帯高圧帯の北側では偏西風が吹き、南側では貿易風の東風が吹いています。その結果、海の表層に時計回りの循環が形成され、上記のエクマン輸送により海水が中央部に集められて高圧帯の水面が盛り上がります。実はこのとき表面だけでなく海面下にも時計回りの循環が形成されます。これは、海のある深度に水平面を想定すると盛り上がった水面の真下で水圧が高くなり、その面内に高気圧（気象用語を借用して）が出来るからです。この循環は赤道海域を東から西へ流れる北赤道海流、フイリッピンにつきあたり北上する黒潮（暖流）、その続流が中緯度帯を西から東に流れる北太平洋海流、さらにこれが北米大陸につきあたり南下するカリフォルニア海流という四つの海流で還流(gyre)を形成します。このような還流は亜寒帯にも見られ、そこでは反時計回りの海流系となり大平洋の西端を北から南へ親潮（寒流）が流れています。このような海洋表層の水平循環は風（図３）によって駆動されるので風成循環といわれます（図４）。当然ながら、還流は大西洋やインド洋にも存在します。

海流の中には黒潮やメキシコ湾流など大洋(ocean)の西を流れる海流が強くなるという特徴があります。これは地球自転の効果が緯度によって変化するために起こる現象で海流の西岸強化として知られています。

北赤道海流に対して南半球では南赤道海流が西向きに流れていますが、両者の間の赤道海域には湧昇といって下層から冷たい海水が上昇しています。これはエクマン輸送によって北半球の北赤道海流が海水を北に運び、南半球の南赤道海流が海水を南に運ぶため、その間の失われた海水を埋めあわすために湧き上がる現象です。湧昇は下層の冷たく養分に富んだ海水を表層にもたらすので植物プランクトンが繁殖し良い漁場が形成されます。赤道海域のほかにはカリフォニアやペルーなど大陸の西岸沖にも湧昇が見られます。

  図２　エクマンの螺旋(北半球）

⑤　海水はどうして塩辛いか

（答）地史の教えによれば固体地球からの脱ガスは水蒸気、二酸化炭

素、窒素、硫黄、鉄、塩素などを成分としていた。主成分の水蒸気は雨となり凹地にたまり、やがて亜硫酸ガスや塩酸ガスが溶けて酸性と化した。陸上からCa²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺などの金属イオンが海に流れこみ中和されると、二酸化炭素が溶けこみ、Ca²⁺はCaCO₃として海底へと除かれた。こうした過程をへて塩辛い海水ができた。

⑥　プレートはどうして動くのか

（答）地球内部は地球形成時の余熱と放射性元素の崩壊熱でゆっくり

流動している。すなわち、地下深部の高温物質が上昇して海嶺山脈をつくり、地表で冷やされた物質は海溝から地中深く沈み込む、こうした大規模な対流が何億年の時間をかけて起きているとするのがプレートテクトニクスの考え方である。これによれば、プレート運動の3大原動力は、海嶺の海洋プレートを押す力、マントルのプレート下底を曳く力、および、海溝で落ち込むプレート（スラブslub）が後続のプレートを引っ張る力と考えられている^（7）。

参考文献

（１）  流体力学の教科書、例えば高野暲著「流体力学」

岩波書店、1977

（２）宇野木早苗、久保田雅久著「海洋の波と流れの科学」

東海大学出版会、1996

（３）Huang,R.X.  Ocean Circulation、 Cambridge、

 2010

（４）Thurman,H.V. & Trujillo,A.P.  Ocaenography、

 Prentice Hall、2002

（５）Millero,F.J.  Chemical Oceanography、CRC、2006

（６）木村竜治著「地球流体力学入門」東京堂出版、1983

（７）鳥海光弘、玉木賢策ほか著「地球内部ダイナミクス」

岩波書店、1997