赤道反流

赤道反流は、東向きに流れる風力による海流で、大西洋、インド洋、太平洋の深さ 100～150 メートル (330～490 フィート) まで広がっています。北赤道反流 (NECC)とも呼ばれるこの海流は、北赤道海流(NEC) と南赤道海流 (SEC) の間、大西洋、インド洋、太平洋の盆地で、北緯 3～10 度付近を西から東に流れています。NECC は、赤道に沿って東向きに流れ、西太平洋の深さ約 200 メートル (660 フィート) から東太平洋の深さ100 メートル (330 フィート) まで達する赤道 潜流 (EUC)と混同しないように注意してください。

インド洋では、循環は逆転するアジアモンスーンの風の影響によって支配されている。そのため、その海域では季節的に海流が半球を逆転させる傾向がある。 ^[1] NECCは大西洋と太平洋で顕著な季節サイクルを持ち、晩冬の夏と秋に最大強度に達し、晩冬の冬と春に最小強度に達する。さらに、大西洋のNECCは晩冬と早春に消滅する。^[2]

NECCは風による循環から生じているにもかかわらず、熱帯地方の平均西向きの風圧に逆らって水を輸送するという点で興味深い事例である。この一見矛盾した現象はスヴェルドラップ理論によって簡潔に説明され、東西輸送は風圧の回転の南北変化によって支配されているとしている。^[3]

太平洋のNECCは、エルニーニョ南方振動（ENSO）の暖かい時期に強くなることでも知られています。 ^{[4]この関係を最初に報告した} クラウス・ヴィルトキは、通常よりも強いNECCが東に運ぶ余分な量の暖かい水のためにエルニーニョを引き起こす可能性があると示唆しました。

また、太平洋と大西洋の盆地では、西部盆地では南緯2度から5度の間、さらに南では東に向かって水を西から東へ運ぶ南赤道反流（SECC）もあります。^{[5] [6]} SECCは本質的に地衡流ですが、その出現の物理的メカニズムはNECCほど明確ではありません。つまり、スベルドラップ理論ではその存在を明確に説明できません。さらに、SECCの季節サイクルはNECCほど明確ではありません。

NECC は、熱帯収束帯 (ITCZ) 付近のコリオリのパラメータと風応力カールにおける南北方向の変化に直接反応したものです。NECC が存在する理由の 1 つは、ITCZ が赤道上ではなく、北に数度緯度離れたところにあることです。赤道付近でのコリオリのパラメータ(緯度の関数) の急速な相対的変化と、赤道より北にある ITCZ が組み合わさって、海洋の表面エクマン輸送と海洋混合層の収束および発散領域に同様の急速な変化が生じます。より広い太平洋盆地を例にとると、結果として生じる力学的高度パターンは、赤道の谷、北緯 ​​5 度付近の尾根、北緯 10 度に谷、そして最終的に北緯 20 度に近い尾根で構成されます。 ^[7]地衡流（質量場と速度場の完全なバランス） から見ると、NECCはそれぞれ北緯5度と北緯10度の尾根と谷の間に位置している。

スヴェルドラップ理論は、単位緯度あたりの地衡質量輸送量Mを、風応力回転の南北微分からエクマン輸送量を差し引いた東西積分として定義することで、この現象を数学的に簡潔にまとめています。少なくとも太平洋のNECCでは、海流へのエクマン輸送量は通常無視できます。総NECCは、関連する緯度にわたってMを単純に積分することで求められます。^[8]

大西洋 NECC は、北緯 3 度から北緯 9 度の間の東向きの帯状水輸送から成り、その幅は通常 300 km 程度である。大西洋 NECC は、その極端な季節性により、その流域の赤道海流の中では独特である。東向きの流れは、北半球の晩夏と秋に最大となり、冬と春の終わりには、逆流が西向きの流れに置き換わる。NECC は、西経 38 度で最大輸送量が約 40 Sv (10^6 m3/s) である。輸送量は西経 44 度で 1 年に 2 か月で 30 Sv に達し、さらに東の西経 38 度では、輸送量は 1 年に 5 か月でそのレベルに達する。北緯 3 度以南では、西向きの赤道海流に水が吸収されるため、西経 38 度以東では NECC の規模が大幅に弱まる。^[9]

大西洋のNECCの変動は年間サイクル（晩冬は弱く、晩夏は強い）によって支配されていますが、年々の変動もあります。大西洋のNECCの強さは熱帯太平洋のエルニーニョの後の年に顕著に強くなり、1983年と1987年が顕著な例です。^[10] 物理的には、これはエルニーニョによる太平洋の対流の変化が赤道大西洋上の風応力カールの南北勾配の変化を引き起こすことを意味しています。

太平洋NECCは、西太平洋の暖水プールから冷たい東太平洋に20Sv以上の熱を運ぶ、東向きに移動する主要な表層流です。西太平洋では反流の中心は北緯5度付近にあり、中央太平洋では北緯7度付近にあります。^[11]

表面では、海流は北赤道トラフの南斜面に位置している。北赤道トラフは太平洋を東から西に横切る低海面域である。低海面は、熱帯収束帯(ITCZ)のすぐ北で見られる東風の増加によって引き起こされるエクマン吸引の結果である。西部の海盆では、NECC が海面下の赤道潜流(EUC) と合流する可能性がある。一般に、海流は海盆の東に向かって弱まり、西部、中部、東部太平洋でそれぞれ 21 Sv、14.2 Sv、12 Sv の流量が推定されている。^[12]

大西洋の NECC と同様に、太平洋の NECC も年間サイクルを経る。これは毎年のロスビー波の結果である。 ^[13] 毎年初めに東太平洋の風が強まり、海面の低い地域が発生する。その後数か月にわたって、これは海洋ロスビー波として西に伝播する。その最速の成分は北緯 6 度付近で、夏の半ば頃に西太平洋に到達する。高緯度では、波の移動速度は遅くなる。その結果、西太平洋では、北半球の冬と春に NECC が通常より弱くなり、夏と秋に通常より強くなる傾向がある。 ^[14]

太平洋のNECCは、典型的なエルニーニョ現象のときに強くなることが知られています。この現象は、東部太平洋と中部太平洋の異常な温暖化が北半球の冬にピークを迎えるときに起こります。クラウス・ヴィルトキは、1970年代初頭に、海流の両側にある太平洋諸島の観測所の潮位計測定の分析に基づいて、この関連性を初めて報告しました。この分析に基づいて、ヴィルトキは、西太平洋のこのような異常に強いNECCが、中央アメリカ沿岸の異常な暖かい水の蓄積、つまりエルニーニョにつながるという仮説を立てました。 ^[4]

• サンゴの白化
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• 海洋物理学
• ウォーカー循環
• フンボルト海流

• Carton, J. および E. Katz、1990 年。「大西洋北赤道反流の帯状傾斜と季節輸送の推定^{[ permanent dead link ‍ ]}。」Journal of Geophysical Research、第 95 巻、3091-3100 ページ。
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• Reid, Jun.,J., 1959.「太平洋における南赤道反流の証拠」Nature、Vol. 184、209-210。
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• Wyrtki, K., 1973.「赤道太平洋におけるテレコネクション」サイエンス、第180巻、66-68ページ。
• Wyrtki, K., 1973.「インド洋の赤道ジェット」サイエンス、第181巻、262-264ページ。
• Yu,et al., 2000.「赤道ダイナミクスが太平洋北赤道反流に与える影響」J. Phys. Oceanography、Vol. 30、3179-3190。

• - 北赤道反流。バービー・ビショフ、アーサー・J・マリアーノ、エドワード・H・ライアン 2021-04-21ウェイバックマシンでアーカイブ
• - 物理地理学の基礎。マイケル・ピドワーニーは地図を掲載している