ミンダナオ海流

ミンダナオ海流（MC）は西太平洋を南下する海流で、海洋盆地間で土砂と淡水を輸送する。低緯度の西境海流で、フィリピン諸島とその名の由来となったミンダナオ島の東海岸に沿って流れる。MCは北緯10～20度を東から西に流れる北赤道海流（NEC）から形成される。西へ進むと、NECは西限であるフィリピン沿岸に達する。^[1]陸地近くの浅瀬に遭遇すると、2つの支流に「分岐」し、1つは北上して黒潮となり、もう1つは南下してミンダナオ海流となる。^[2]この分岐の過程は分岐と呼ばれる。

ミンダナオ海流は赤道に向かって流れ、表面近くで最も激しく、最大速度はに達する。^[3]フィリピン海岸の近くでは水深 まで観測され、沖合まで広がる。ミンダナオ海流は気候信号を運び、その過程で地域の気候やエルニーニョ南方振動(ENSO) に影響を与える。^[2]全体として、ミンダナオ海流は太平洋流域全体の循環において極めて重要である。しかし、北太平洋の他の境界流と比較すると、ミンダナオ海流はあまり注目されておらず、そのためほとんど知られていない。^[4]${\displaystyle 1.3}$ ${\displaystyle ms^{-1}}$${\displaystyle 1000}$ ${\displaystyle m}$${\displaystyle 350}$ ${\displaystyle km}$

ミンダナオ海流は北太平洋に位置する低緯度の西境界流で、フィリピン海でNECの分岐によって形成される。このジェットはおよそSv（）を赤道まで輸送する。^{[3]ミンダナオ海流はフィリピン海岸の輪郭に沿って流れ、}水中グライダー観測に基づく平均動水深にほぼ従う。ミンダナオ海流は北赤道反流や太平洋からインド洋へ水を輸送するインドネシア通過流などの赤道海流に流れ込む。したがって、ミンダナオ海流は地球規模の循環循環に役割を果たしている。ミンダナオ海流は東への半永久的なサイクロン循環である近くのミンダナオ渦と相互作用することが多い。ミンダナオ海流の下には、ミンダナオ海流よりも深く沖合にあるミンダナオ海流（MUC）という、さらに研究の進んでいない海流がある。ミンダナオ海流とその海流は、熱帯太平洋における水交換の経路である。^[2]${\displaystyle 13-39}$ ${\displaystyle 1}$ ${\displaystyle Sv=10^{6}m^{3}s^{-1}}$${\displaystyle 400}$ ${\displaystyle m}$

塩分濃度の特徴から、表面から深層までの MC 水は北太平洋熱帯水 (NPTW) であり、深層は北太平洋中層水(NPIW)である。NPTW は、比較的高い実用塩分単位または塩分最大値によって特徴付けられる。水塊が MC によって南方へ移流されるにつれて、塩分最大値はフィリピン海岸に沿って減少する。北緯 6 度に達すると、判別不能になる。対照的に、MUC の水は南太平洋から発生する南極中層水を輸送する。この水は、NPIW よりも塩分が高く、通常より多くの酸素を含む。^[2]${\displaystyle 200}$ ${\displaystyle m}$${\displaystyle 300-500}$ ${\displaystyle m}$${\displaystyle 35}$ ${\displaystyle psu}$${\displaystyle 0.1}$ ${\displaystyle psu}$${\displaystyle 34.5}$ ${\displaystyle psu}$

MC は NEC 分岐の南支流から発生します。その北支流は黒潮となり、弱く変動する流れとして始まり、ルソン海峡で強まります。黒潮は、分岐地点に近いほど強いミンダナオ海流よりも速度を上げるために長い距離を移動する必要があります。黒潮は NEC の南部から供給されます。^[4]

NEC は、およそ 10～20°N にわたる広い海流です。10°N に向かうにつれて、この海流は比較的浅くなりますが、20°N に向かうにつれて、かなり深くなります ( の順序で)。その結果、分岐の位置は、深度が増すにつれて北になります。つまり、最も浅い層 ( ) では、分岐は ~12°N で発生します。 では、 ~13°N で発生します。 の深さでは、 ~15°N で発生します。したがって、ミンダナオ海流の起源は、深くなるにつれて北になります。^[2]${\displaystyle 100}$ ${\displaystyle m}$${\displaystyle 0-100}$ ${\displaystyle m}$${\displaystyle 100-300}$ ${\displaystyle m}$${\displaystyle 300-600}$ ${\displaystyle m}$

2010年12月から2014年8月までの観測によると、表面のMC（特に深度）は季節によって変化します。北半球の春には強くなり、秋には弱くなります。から、春と秋には強くなり、夏と冬には弱くなります。MCの季節変動は、大規模な上層海洋循環によって制御されています。この変動は、西太平洋の局所的な風の強制によって説明されることが多く、局所的な風と、西向きに伝播するロスビー波を引き起こす太平洋内部の風の両方によるものです。^[5]${\displaystyle 50-150}$ ${\displaystyle m}$${\displaystyle 150-400}$ ${\displaystyle m}$

気候変動の影響により、モデルは西境界流がさまざまな形で影響を受けると予測しています。特にミンダナオ海流については、多数のシミュレーションでその強さが弱まるという結果が出ています。ミンダナオ海流は、供給源であるインドネシア通過水とともに、一定の割合で減少すると予測されています。輸送量全体は弱まると思われますが、その弱まりのほとんどは海面下で起こり、南緯7度以南100メートル以上で強まります。これは、ミンダナオ海流が浅くなることを示唆しています。^{[6] [7]}${\displaystyle 2.3-5.6}$ ${\displaystyle Sv}$

気候は西太平洋の循環に影響を及ぼし、年間のタイムスケールではENSOが主な要因です。MCはエルニーニョの発達段階で強くなり、衰退段階で弱くなりますが、不確実性は大きいです。これらの変動はおそらく風によるものですが、具体的なメカニズムは緯度によって異なります。^[3]水柱のプロファイルは、表面塩分が2010/11年のエルニーニョ中に最も高く、2010/11年のラニーニャの終わりに最も淡水化していることを示しています。^[8]

ミンダナオ海流は、その強さ、その地域の極端な地形、風圧変動や渦などの複雑な要因のため、観測やモデル化が困難です。^[2]ミンダナオ海流の最も広範な観測は、以下の研究プログラムで実施されました。

• 西赤道太平洋循環研究（1985-1986）^[9]
• 熱帯海洋全球大気（1985-1994）^[10]
• 北西太平洋海洋循環・気候実験（2004-2015）
• 南太平洋海洋循環・気候実験（2005年以降）^[11]
• 黒潮とミンダナオ海流イニシアチブの起源（2009-2014）^[12]

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• ミンダナオ海流の地図