민다나오 해류

민다나오 해류(MC)는 서태평양의 남하 해류로, 대양 유역 사이에 질량과 담수를 수송한다. 필리핀 섬 군단의 동부 해안과 그 이름인 민다나오(Mindanao)를 따라가는 저위도 서부 경계 전류다. MC는 10-20°N 사이에서 동쪽에서 서쪽으로 흐르는 적도 해류(NEC)에서 형성된다. NEC는 서쪽으로 이동하면서 서쪽 한계인 필리핀 연안에 도달한다.^[1] 육지 부근의 얕은 수역을 만나면 두 갈래로 "분열"되는데, 하나는 북쪽으로 이동하여 구로시오 해류가 되고, 하나는 남쪽으로 이동하여 민다나오 해류가 된다.^[2] 갈라지는 과정을 분기라고 한다.

적도에 대한 민다나오 현재 흐름과 가장 표면 가까이에서, .[3]필리핀 해안 근처에 1000{1000\displaystyle}m{m\displaystyle}의 깊이까지 350{\displ까지 확장되는지 관찰할 수 있지 1{\displaystyle ms^{)}−}13{1.3\displaystyle}m의 최대 속력은 극심하다.ays$350}$ ${\displaystyle \mathrm{km<img\; alt="\{\backslash displaystyle\; 350\}"\; aria-hidden="true"\; class="mwe-math-fallback-image-inline"\; src="https://wikimedia.org/api/rest\_v1/media/math/render/svg/9dc6d67f1606eb7594547d5c019a1d1ca73c8877"\; style="vertical-align:\; -0.338ex;\; width:3.487ex;\; height:2.176ex;">}}$ 해안으로$$ $이동한다.$ MC는 기후 신호를 전송하며, 이를 통해 지역 기후와 엘니뇨-남부 진동(ENSO)에 영향을 미친다.^[2] 전체적으로 민다나오 해류는 태평양 전체 유역 내의 순환에서 매우 중요하다. 그러나 민다나오 해류는 북태평양의 다른 경계 전류에 비해 제한적인 관심을 받았기 때문에 이에 대해서는 거의 알려져 있지 않다.^[4]

물리적 성질

민다나오 해류는 북태평양에 위치한 저위도 서부 경계 전류로, 선관위의 분리에 의해 필리핀 해역에서 형성된다. 제트기는 약 ${\displaystyle 13}$- ${\displaystyle 39}$ ${\displaystyle 13-39}$Sv$$($여기$서 1 ${\displaystyle 1}$ ${\displaystyle \mathrm{Sv<img\; alt="1"\; aria-hidden="true"\; class="mwe-math-fallback-image-inline"\; src="https://wikimedia.org/api/rest\_v1/media/math/render/svg/92d98b82a3778f043108d4e20960a9193df57cbf"\; style="vertical-align:\; -0.338ex;\; width:1.162ex;\; height:2.176ex;">}}$= ${\displaystyle {10}^{}}$ ${\displaystyle {}^{}{}^{}}$ ${\displaystyle {}^{}{}^{}}$- ${\displaystyle 1^{}}$ ${\$를 적도로 수송한다.^[3] 그것은 필리핀 해안의 등고선을 따라 흐르며, 대략 수중 글라이더 관측에 기초한 평균 동적 욕실 측정법을 따른다. MC는 태평양에서 인도양으로 물을 수송하는 인도네시아 스루플로우(Throughflow)와 북적도 역류를 포함한 적도 해류를 공급한다. 따라서 민다나오 해류는 전지구적인 역순환의 역할을 한다. 그것은 종종 동쪽으로의 반영구적인 사이클론 재순환인 근처의 민다나오 에디와 상호작용한다. 민다나오 전류 아래에는 훨씬 덜 연구된 저전류 민다나오 저전류(MUC)가 있는데, 이 민다나오 저전류(MUC)는 400$[\$ $스타일 400}$$[\디스플레이$ 스타일 $m]$보다 깊으며$$ MC의 앞바다에 있다. MC와 그 저전류 모두 열대 태평양에서 물의 교환을 위한 통로다.^[2]

염분 서명으로 식별되는 지표면으로부터 $[\displaystyle 200}$$[\displaystyle m}$ 깊이까지의$$ MC 용수는 북태평양 열대수(NPTW)이고 ${\displaystyle 300}$- $[\displaystyle 300-500}$$[\displaystym m}$ 깊이의$$ 층은 북태평양 중간수(NPIW)이다. NPTW는 염분 최대치가 ${\displaystyle 35}$ ${\displaystyle 35}$${\displaystyle }$ ${\displaystyle \mathrm{su}}$ ${\displaystyle psu}$ 또는$$ 비교적 높은 실용적인 염분 단위를 특징으로 한다. 물 덩어리가 MC에 의해 남쪽으로 붙으면서, 그것은 필리핀 해안을 따라$$ 0.$1{\displaystyle \mathrm{p}}$의 염분 최대 소멸 시간$(*\displaystyle$0$.1}$${\displaystyle \mathrm{p<img\; alt="0.1"\; aria-hidden="true"\; class="mwe-math-fallback-image-inline"\; src="https://wikimedia.org/api/rest\_v1/media/math/render/svg/2fd4ef2757b5bed78a9f074f2a9346ddacd135e4"\; style="vertical-align:\; -0.338ex;\; width:2.972ex;\; height:2.176ex;">}}$ ${\displaystyle u}$ ${\displaystyle psu})$으로 진화한다. 일단 위도 6°N에 도달하면 두말할 나위가 없게 된다. 이와는 대조적으로, MUC의 물은 남태평양에서 발원하는 남극 중간수를 수송한다. 염도가 $(\displaystyle 34.5}$${\displaystyle }$ ${\displaystyle u}$ ${\displaystyle psu}$보다 큰 것이 특징이며, 보통$$ NPIW보다 많은 산소를 함유하고 있다.^[2]

MC는 NEC 분기의 남쪽 분기에서 유래한다. 루손해협에서 강해지는 약하고 가변적인 전류로 시작되는 쿠로시오 해류가 북쪽 지점이 된다. 쿠로시오는 분기점에 더 가까운 민다나오 해류보다 더 큰 거리를 이동해야 속도를 낼 수 있다. 그것은 선관위의 남부 지역에서 공급된다.^[4]

NEC는 대략 10-20°N에 이르는 넓은 전류다. 10°N에서는 비교적 얕고 20°N에서는 상당히 깊이가 깊어진다(${\displaystyle 100}$ ${\displaystyle$ $100$$}$${\displaystyle }$ ${\displaystyle$ m$}).$ 따라서 분기 위치는 가장 얕은 층(${\displaystyle \mathrm{}}$- ${\displaystyle 100}$ ${\displaystyle 0-100}$$m$ {\displaystyle m$})$에서 ~12°N, ${\displaystyle 100}$- ${\displaystyle 300}$ ${\displaystyle 100-300}$${\displaystyle }$ ${\displaystyle m$ ${\displaystyle 300}$- ${\displaystyle 600}$ ${\style$}에서 발생한다.$300-600}$$[\displaystyle m$ 최대 15°N에서 발생한다. 따라서 민다나오 해류의 기원은 깊이가 있는 북쪽에 있다.^[2]

2010년 12월부터 2014년 8월까지 관찰한 결과 표면 MC(특히 ${\displaystyle 50}$- $[\$디스플레이 스타일 $50-150}$$[\디스플레이$ $스타일$ $m}$ 깊이$$)는 계절마다 차이가 있는 것으로 나타났다. 봄이나 북반구 봄에는 더 강하고 가을에는 더 약하다. $[\디스플레이$ 스타일 $150-400}$$[\디스플레이$ 스타일 $m]$부터 봄과 가을에 강하고 여름과 겨울에 약하다$.$ MC의 계절적 변화는 대규모 상부 해양 순환에 의해 제어된다. 이러한 변화는 종종 서태평양의 국지적 풍력에 의해 설명되며, 태평양 내륙의 국지적 바람과 바람에 의해 로스비 파동을 서쪽으로 전파하는 원인이 된다.^[5]

기후변화의 예측효과

기후변화의 영향 아래에서 모델들은 서부 경계 전류가 다른 방식으로 영향을 받을 것으로 예측한다. 특히 민다나오 해류의 경우, 수많은 시뮬레이션에서 전류가 강도의 감소에 동의하였다. 공급하는 인도네시아 스루플로와 함께$$ 2${\displaystyle .3~}$5.$[\displaystyle 2.3-5.6}$${\displaystyle }$ ${\displaystyle v}$ ${\displaystyle Sv}$의 규모 $감소$ 예상. 아마도 전체 깊이에서 약해지겠지만, 7°S 남쪽 표면 근처에서 강해질 것이다.^[6]

엘니뇨-남부 진동과의 관계

기후는 서태평양의 순환에 영향을 미치며, 연도별로 보면 ENSO가 주요한 원동력이다. MC는 엘니뇨의 발전단계에서는 더 강하고, 불확실성은 많지만 붕괴단계에서는 더 약하다. 이러한 변화는 아마도 바람 때문일 것이지만, 구체적인 메커니즘은 위도에 따라 다르다.^[3] 물기둥 프로필은 표면 염도가 2010/11년 엘니뇨 기간 동안 가장 높고 2010/11년 라니뇨 말기에 가장 신선하다는 것을 보여준다.^[7]

현재에 초점을 맞춘 연구 이니셔티브

민다나오 해류는 조류의 강도, 지역의 극한 지형, 바람의 응력 변동, 에디 등 복합적인 요인 때문에 관측과 모델화가 어렵다.^[2] 민다나오 해류의 가장 광범위한 관찰은 다음과 같은 연구 프로그램에서 수행되었다.

• 서부 적도 태평양 순환 연구 (1985-1986)^[8]
• 열대 해양 지구 대기 (1985-1994)^[9]
• 북서부 태평양 순환 및 기후 실험(2004-2015)
• 남태평양 순환 및 기후 실험(2005년 이후)^[10]
• 쿠로시오·민다나오 전류 이니셔티브(2009~2014년)^[11]의 기원

참고 항목

• 해류
• 해양 석고
• 물리해양학

참조

외부 링크

• 민다나오 해류 지도