[1] [2] 1976年に Seymour Schlanger、高速バス 横浜Hugh Jenkyns らにより初めて報告されたこの事変は、有機物が分解されないまま地圧等で変成されて生成された黒色頁岩のような地層が、浅海・深海を問わず、海洋規模ないし全地球規模で同時に堆積していることから見いだされた。この地層の調査から、過去に少なくとも 3回の大規模な海洋無酸素事変 (OAE) が起きたことが認識されている。（なお、この他にも幾度か絶滅事変が起きているが、その原因についても研究が進められている。） この事象が起きると海底付近は無酸素（または極度の低酸素）状態となり、有機物を分解する好気性細菌や動物が生息できない状態となる。海底へ沈んだ生物の死骸等（デトリタス）を分解する生物が海底にいなくなるため、沈んだデトリタスはそのまま堆積する。 つまり、この事象が起きた年代の地層には大量の植物プランクトンや陸生植物その他の生物の死骸が分解されないまま堆積していることが特徴で、そうした地層が特定の年代かつ広範囲にわたって見られることや、高速バス TDLその葉理の様子から、海洋無酸素事変の発生が見いだされる。最近ではジュラ紀前期および白亜紀中 3期間で認識されている。 局所的な富栄養化や生物相の貧困化による酸素欠乏状態は現代でも見られるものの（たとえば赤潮など）、それが全球規模に拡大すると、逃げ場を失った生物の大量絶滅が起こり、生物多様性が著しく減退する。事実、その時代の地層から発見される化石の種類などからその傾向が見出されている。 [3] [4] また、表層と深層の間で水循環が起こらない、当時と似た環境を研究することで、当時の環境を推定する研究もされている。 たとえば日本の上甑島・貝池や、アメリカ合衆国ニューヨーク州のグリーンレイク、黒海などの部分循環湖が該当し、こうした環境では表層部に炭素固定を行う植物プランクトンや窒素固定も行うシアノバクテリアが生息するものの、ある水深（貝池では 5m、グリーンレイクでは 20m 付近）を越える深層は水の循環がない酸素欠乏状態となり、その境界部には紅色硫黄細菌や緑色硫黄細菌などの嫌気性光合成細菌が高密度で生息し（これらは酸素は無いが太陽光が届く範囲に集まる）、それより下は硫酸還元細菌などの限られた生物のみが棲む層になる。 このような環境から類推すると、当時の海は広範にわたって硫化水素のような有毒物質も多く存在する環境であり、多くの生物が死滅する一因になったとも考えられている。 仕組み 火山活動 現代の海流。高速バス 広島赤色が表層、青色が深層で、deep water formation と書かれた部分で海流が沈み込んでいる。 [5] [2] [4] この事変が起こる直接の要因には、海洋表層部の生物の活発化、海水循環の停滞、陸地からの有機物流入量の増加、などが考えられている。 たとえば白亜紀中期には地球全体の気温が現代より 6-14℃も高い時期があり、中でも極地の気温はかなり高くなったと推定されているが、その当時は地殻変動や火山活動が活発であり、地殻からの炭素噴出や生物の働きなどにより炭素循環が撹乱されて大気中の二酸化炭素 (CO2) 濃度が高くなったことにより温室効果が引き起こされた（この他、メタンハイドレートの大量融解が起こり大量のメタンが大気中に放出されたことをきっかけに挙げる説もある）。 すると海水温が上昇するとともに極地ほど温暖化が進みやすく、氷が解けることから極地での海水の沈み込みが止まり、もって海流が停止する。海水の循環が停滞すると海底付近への酸素供給が絶たれ、酸素を必要とする海底生物が死滅し、海底に沈んだ生物の死骸は分解されないまま堆積・化石化することとなる。 また、海水温の上昇により海水の蒸発量が増え、低気圧が発達して大量の雨を陸上にもたらす。すると陸上の栄養素が大量に海に流され、海水の富栄養化が進み、高濃度の二酸化炭素とあわせて植物の光合成効率が高まることから全海洋規模で植物プランクトンが大発生する。 しかし、この現象が起こると、大量発生した植物が大気中の二酸化炭素を吸収し、その炭素を含む死骸が分解されないまま地中深くへ閉じ込められてゆくことから、この現象が続くと大気中の二酸化炭素濃度は次第に低下し、今度は地球寒冷化が起こって極地に氷が戻り、海流が復活することで海底にも生物が生息できるようになる。つまりこの状態が恒常的に続くことはなく、次第に終息する。 黒色頁岩の堆積期間や、生物相の変化の期間などから、この現象の開始から終息までの期間は概ね数万年から百万年ほどであったと推定されている。また、研究者によってはこの間にも数万年単位の短期の事変が繰り返されたと指摘する向きもある。 化石燃料との相関 1億年前（白亜紀中期）高速バス 格安からの二酸化炭素濃度変化。矢印部分は産業革命時点で、自然要因では長期低落傾向と推定されているも、実際には化石燃料起源の二酸化炭素により急増しており、今後ますます増加するものと考えられている。 [4] この現象が起きていた時代の海底付近の地層は黒色頁岩となるが、これは当時の太陽エネルギーと二酸化炭素を用いて光合成を行った植物の死骸（有機物）が分解されずに堆積したものである。こうした地層では当時の生物が分解されないまま残ることから、その化石が良い状態で発見されることで知られる（ジュラシック・コーストなど）。 さらに、温度・圧力等の諸条件が重なった場所（かつてのテチス海など）では石油や天然ガスの地層が形成される。現代人が化石燃料として掘り出して使っているものはこれであり、つまり数千万年以上前の太陽エネルギー（により生成された有機物）が濃縮されたものをまとめてパラオ ダイビング取り出して使っていると言える。 なお、人類はこの100年あまりで埋蔵石油量の半分あまりを消費したと考えられており（石油ピークを参照）、大気中の二酸化炭素濃度は当初の約 280ppm から 380ppm ほどにまで増加し、今後はさらに増加すると見込まれている。しかし現時点でも極地での融氷が加速しながら続いている、海流の減衰や一部滞留が観測されるなど、既に海洋無酸素状態が引き起こされる兆候が見られるとも指摘されている。海流 移動: ナビゲーション, 検索 世界の主な海流（暖流は赤、寒流は青） 世界の海流図（暖流は赤、寒流は緑）、1943年アメリカ陸軍による 世界の海流図（暖流は赤、寒流は黒）、2004年 海流（かいりゅう）は、地球規模でおきる海水の水平方向の流れの総称。似た現象に潮流があるが、潮流は時間の経過に伴って流れが変化し、短い周期性を持つが、海流はほぼ一定方向に長時間流れる。また海の中は鉛直方向にも恒常的な流れが存在する海域もあるが、その流速はひじょうに小さいので、通常は海流とは呼ばない。海流はその性質により、暖流と寒流の2種類に大別される。 海流が発生する原因は諸説あるが、SEOとは大きく分けて表層循環と深層循環がある。表層循環と深層循環の意味は、メカニズム的に論じるか現象的に論じるかで違ってくる。メカニズム的に言えば、海面での風（卓越風）によって起こされる摩擦運動がもとになってできる「風成循環」が表層循環、温度あるいは塩分の不均一による密度の不均一で起こる「熱塩循環」が深層循環である。この二つを総称して、海洋循環と呼ぶ。「海流」が海水の流れを重視した呼び方であるのに対して、「海洋循環」は特に地球規模での海水の巡り、循環を重視した呼び方であり、これらを使い分けることが多い。 黒潮とメキシコ湾流を二大海流といい、石垣島 ダイビングこれらは流量が多く、流速も速い。 目次 1 海流の種類 o 1.1 暖流と寒流 o 1.2 成因による分類 2 海流の性質 o 2.1 海底地形と海流 3 海流の観測方法 o 3.1 直接測流 o 3.2 間接測流 4 海流の影響 o 4.1 気候への影響 + 4.1.1 日本 o 4.2 漁業への影響 o 4.3 航行への影響 5 主な海流 6 主な海洋循環 o 6.1 表層循環 7 海流調査の歴史 o 7.1 日本 8 ・外部リンク 9 関連項目 海流の種類 暖流と寒流 海水の比熱容量は大気のそれに比べセブ ダイビング非常に大きいため、暖流・寒流は沿岸の気候に与える影響が大きい。なおこの二つは実生活上よく使われるが科学的な厳密さを欠く分類法で、この言葉は海洋学上あまり使われない。むしろ地理学的な呼び名である。 暖流（だんりゅう、warm current）とは、低緯度から高緯度へ向けて流れる海流のことをいう。海流図上では通常赤色の線で表される。多くの場合、周囲の大気を暖めて自身は冷やされる海流である。暖流沿岸では温暖で湿潤な気候が保たれる。これは、暖流が大気を暖めて水蒸気を供給するとともに、上昇気流が発生して雨が降りやすくなるためである。西ヨーロッパは北大西洋海流の影響を受けており、同緯度の東ヨーロッパよりも温暖な気候である。ただし、論文を根拠とした議論によれば、「ヨーロッパが温暖な理由は湾流の影響だ」という説明は不十分である。北アメリカ東岸に比べてヨーロッパが温暖である原因は海流による熱輸送だけでなく大気側の要因も（海の風下であることおよび気圧の谷との位置関係）ある、という意味で“不十分”である。日本周辺には黒潮（日本海流）と対馬海流がある。 寒流（かんりゅう、cold current）は、高緯度から低緯度へ向けて流れる海流のことをいう。海流図上では通常青色の線で表される。周囲の大気を冷やして自身は暖められる海流である。水蒸気を発生させにくい寒流は沿岸を冷涼で乾燥した気候にする傾向がある。寒流の影響で熱帯地域に形成される砂漠が海岸砂漠である。ペルー海流により形成されたチリのアタカマ砂漠はその代表例である。日本周辺にはリマン海流と親潮（千島海流）がある。海水は濁っていて、緑色を帯びている。漁業への影響も大きい。寒流は比較的水温が低いため栄養に富んでおり宮古島 ダイビングプランクトンが豊富である。ここに、魚類の多数生息する暖流が流れ込む海域は好漁場となる。（例:ノルウェー海、南アフリカ共和国沖、日本海、三陸沖、タスマン海、アルゼンチン東方沖など） 成因による分類 暖流と寒流以外にも、その海流の成因による分類がある。しかし、実際の海流はただひとつの成因によるものではないので注意したい。以下に主な分類を挙げる。 吹送流（すいそうりゅう）は風が海面に及ぼす応力によって生ずる海流。風の応力によって海面に運動が起こり、渦粘性のためにその運動は次第に下層に及び、風向がかなり長い間一定であれば定常状態に達する。大規模な場合、風成海流（ふうせいかいりゅう）と呼ばれることもある。ごく海水表面にしか海流が流れない場合、皮流（ひりゅう、Skin current）と呼ばれる。また川の水などが外洋に流出する場合、この水は外洋水の上に非常に薄い層をなして広がることがあり、このような流れも皮流とよばれる。 傾斜流（けいしゃりゅう）とは何らかの原因によって海面に傾斜ができると、そのために生じた海流の圧力分布と平衡を保つために流れが生ずる海流のことである。 密度流（みつどりゅう）とは海水の密度分布、すなわち水温と塩分の分布によって生ずる海流のこと。これはヴィルヘルム・ビヤークネスらが提唱した力学的海流推算法によって海水の密度分布から算出した海流が実際とよく一致したために、海流の成員が海水の密度分布であるかのように考えられたのである。しかしこれは流体の運動方程式を書き直し海流と密度分布との関係を導いたものであって、密度分布が海流の成因なのか、海流の成因はほかにもあって密度は海流に対応するように分布したものであるかどうかは分からない。最近では厳密に密度流と大阪ビジネスホテル考えられる海流は、深層以外には存在しないものと考えられている。 補流（ほりゅう）は海水の移動に伴って、他の海水がそれを補うように流れることによって生じる海流。よって吹送流などと比較すると二次的なものである。補流の性質を持つものとしては北赤道海流と南赤道海流の間にある赤道反流などが挙げられる。また、補流の一種として湧昇流、沈降流のような鉛直方向の流れも考えられる。 海流の性質 表層を流れる海流の流速は海流によって様々であるが、世界の海流分布図に掲げられている海流は一昼夜に数海里から数十海里くらいの速さで流れている。海流のうちでも特に流速が速いものは黒潮、メキシコ湾流、モザンビーク海流であって、これらでは一日に100海里以上も流れるところがある。海流の幅はたいていの場合非常に広く、200km以上あるのは珍しくない。一つの海流系では幅が広いところでは流速は遅く、幅が狭いところでは速くなる。また通常海流の両側では流速は遅く、中央部では速い。海流の厚みは場所によって非常に異なっているが、外洋では海流の厚みは海底の深さに比べると浅く、表面から深くても1000mほどで浅ければビジネスホテル大阪数100m程度である。もっとも南極環流のように厚さが3000m以上の海流もある。 海底地形と海流