北太平洋の表層海流
セクションアウトライン
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亜熱帯循環域の表層は、西側の黒潮（西岸境界流）や黒潮続流の強い流れ、東側の広域的な表層流（黒潮再循環とカリフォルニア海流）、南側の北赤道海流によって循環している。黒潮本流は、九州南東沖から四国沖、紀伊半島沖、東海地方沖にかけて陸棚斜面に沿って流れ、房総沖で日本列島から離れて黒潮続流となる。黒潮の表層流速は流軸付近で1 m/s前後、場所によってはそれ以上に達し、黒潮続流ではさらに強い流れが観測されることがある。
黒潮は分厚い（最大1000 m）流れであり、浅い陸棚上を駆け上がるように流れるのではなく、陸棚斜面外縁（およそ500 - 1000mの深さ）に沿って、その厚さを保ちながら流れる。ただし、流れる位置は、陸棚斜面の地形、浅海域での底摩擦なども関係している
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黒潮の一部は台湾・南西諸島周辺から東シナ海へ入り、東シナ海陸棚上を北上して対馬海峡を通過し、日本海へ流入する。この流れを対馬暖流と呼ぶ（上の右図）。対馬暖流は日本海を北上し、その一部は津軽海峡を通って太平洋へ流出、もう一部は宗谷海峡を通ってオホーツク海へ流出する（次ページの図参照）。宗谷海峡を通過した水は宗谷暖流として北海道オホーツク海沿岸を流れ、その後、根室海峡・国後水道などを通じて太平洋へ出る。太平洋に流れた後は、親潮系水と混ざりながら北海道（十勝～日高）の陸に沿って流れる沿岸親潮となる（次ページの左図）。また、津軽海峡を抜けた津軽暖流は、時期により、東北沖の太平洋へ到達すること、東北沿岸を南下すること、北上して日高湾に至る。
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海水の密度は、水温と塩分で決まり、低水温・高塩分ほど高密度になる。海には、浅い方に低密度の水、深い方に高密度の水が積み重なっている。表面海水が冷やされて高密度化すれば、その密度の深度まで表面水が沈む。このことは、右図を使って先に説明した。
ある深さで安定している水を、浮上させるには追加の浮力が、沈降させるには追加の重力が必要である。いっぽう、海水は、密度を変えるような大きな作用が無くても、等じ密度帯（等密度面）であれば、少しの力が加わえるだけで動かされる（上図で、深層水が水平的に押し流されるのも等密度面での移動）。動いた先に、同じ密度で違う水があれば、等密度面での混合が起こる。下図に密度の南北鉛直断面を描いた。等密度の面（図では等密度線）が、亜熱帯域、亜寒帯域それぞれで水平になっていることがわかる。しかし、両域で同じ密度の面（線）の深さがずれている。例えば、亜熱帯の水深450 mには密度26σθ（緑色）の水があり、その密度26σθの等密度面が亜寒帯では表面に迫っている。このように等密度面に鉛直勾配があっても、海水は等密度面に沿って楽に移動することができる（下図の白破線矢印）。そして、等密度面に沿って移動しつつ、移動先にあった同じ密度の水との混合が進む。
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水温と塩分から決まる海水の密度（26.4,26.6, 26.8 σθなど）を計算して、下の図の実線で表した。等密度線が緩やかな曲線になっていることに注目してほしい。北太平洋中層水は、亜寒帯の亜表層水と亜熱帯の中層水が等密度面で混合してできる。等密度のこれら2つの水塊（亜寒帯●と亜熱帯●の水）が１：１の割合で混ざったとする。混合後、水温と塩分は両水塊の平均値になる。しかし、密度は等しいまま（26.700σθ）ではなく、若干高密度の26.774σθになる（混合水■）。その差は、0.074σθである。このように、異なる水温・塩分の水が混合することで密度が増す効果を“キャベリング”という。
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北太平洋混合域におけるキャベリング効果で、どれだけ重たくなって沈み得るのかを下の密度断面図で説明する。両水塊の元の密度が26.0σθで、混合後が26.774σθである。亜寒帯表層下部（200 m）の水が等密度面（26.7 σθ）に沿って流れてきて、亜熱帯系水の亜表層下部の水（26.7 σθ）と等密度面混合すると、混合水の密度は27.774 σθになる。そして、同じ密度の水深まで（約50 m深いところまで）。落ちてゆく。水が混ざるだけで50 mも沈んでゆくのは興味深い現象である。
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