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적도 반류

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목차

1. 개요

적도 반류는 코리올리 힘, 바람 응력 컬 및 적도 수렴대의 위치에 의해 발생하는 해류이다. 북적도 반류(NECC)는 대서양과 태평양에서 모두 관찰되며, 대서양 NECC는 3°N에서 9°N 사이에서 동쪽으로 물을 수송하며 계절성이 뚜렷하다. 태평양 NECC는 서태평양 온수 풀에서 동태평양으로 물을 수송하며, 엘니뇨 현상 동안 강해지는 경향이 있다.

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적도 반류
해양학적 특징
위치대서양, 인도양, 태평양
방향동쪽
깊이약 100 ~ 150 m
폭약 200 m
두께약 100 m

2. 이론적 배경

북적도 반류(NECC)는 코리올리 힘이 위도에 따라 변화하고, 적도 수렴대(ITCZ) 부근의 바람 응력 컬에 직접적으로 반응하여 나타나는 현상이다.[6] 북적도 반류가 존재하는 이유는 부분적으로 ITCZ가 적도가 아닌 북위 몇 도에 위치하기 때문이다. 적도 부근에서 코리올리 힘이 급격하게 변하고(위도의 함수), ITCZ가 적도 북쪽에 위치한다는 사실이 결합되어 해양 표면 에크만 수송과 해양 혼합층의 수렴 및 발산 영역에서도 급격한 변화가 나타난다. 태평양을 예로 들면, 그 결과 동적 고도 패턴은 적도에서 골, 북위 5도 부근에서 융기, 북위 10도에서 골, 마지막으로 북위 20도 부근에서 융기를 나타낸다.[6]

지균류(질량장과 속도장의 완벽한 균형)에 따르면, 북적도 반류는 북위 5도와 10도에 위치한 융기와 골 사이에 위치한다.

스베드럽 균형은 단위 위도당 지균류 질량 수송량 M을 바람 응력 컬의 경도 미분과 에크만 수송량의 차이로 정의하여 이 현상을 수학적으로 간결하게 요약한다. 전류로 유입되는 에크만 수송은 일반적으로 무시할 수 있으며, 적어도 태평양 북적도 반류에서는 그렇다. 전체 북적도 반류는 관련된 위도에 대해 M을 적분하여 구할 수 있다.[7]

3. 대서양 북적도 반류

대서양 북적도 반류(NECC)는 북위 3°에서 9° 사이에서 동쪽으로 물을 수송하며, 일반적인 폭은 약 300km이다. 이 해류는 계절성이 극심하다는 점에서 이 해역의 적도 해류 중 독특하다. 최대 동향류는 북반구 늦여름과 가을에 나타나며, 겨울과 봄에는 반류가 서향류로 대체된다. 북적도 반류는 서경 38°에서 약 40 Sv (1000000m3/s)의 최대 수송량을 보인다.[8] 서경 44°에서는 연중 두 달 동안 30 Sv에 도달하는 반면, 서경 38°의 더 동쪽에서는 연중 5개월 동안 그 수준에 도달한다. 북적도 반류의 크기는 북위 3° 남쪽의 서향 적도 해류에 의해 물이 흡수되기 때문에 서경 38° 동쪽에서 상당히 약해진다.[8]

대서양 북적도 반류의 변동성은 연간 주기(늦겨울 약세, 늦여름 강세)에 의해 지배되지만, 연간 변동성도 존재한다. 엘니뇨 현상 이후의 해에 대서양 북적도 반류의 강도는 현저히 강해지는데, 1983년과 1987년이 대표적인 예이다.[9] 이는 엘니뇨로 인한 태평양의 변화된 대류가 적도 대서양의 바람 응력 컬의 남북 기울기에 변화를 유발하기 때문이다.

4. 태평양 북적도 반류

태평양 북적도 반류(NECC)는 서태평양 온수 풀에서 더 차가운 동태평양으로 스베드루프 (Sv) 20 이상을 수송하는 주요 동쪽 이동 표층 해류이다. 서태평양에서 반류는 약 북위 5° 부근에, 중태평양에서는 약 북위 7° 부근에 위치한다.[10]

표면에서 이 해류는 태평양을 동서로 가로지르는 낮은 해수면 지역인 북적도 저기압의 남쪽 경사면에 있다. 낮은 해수면은 열대 수렴대(ITCZ) 바로 북쪽에서 증가하는 동풍에 의해 발생되는 에크만 흡인의 결과이다. 서부 해역에서 NECC는 표면 아래에서 적도 저층류(EUC)와 합쳐질 수 있다. 일반적으로 이 해류는 해역의 동쪽으로 갈수록 약해지는데, 서부, 중부, 동태평양에서 각각 21 Sv, 14.2 Sv, 12 Sv의 유량을 보일 것으로 추정된다.[11]

대서양 NECC와 마찬가지로 태평양 NECC도 연간 주기를 겪는다. 이는 연간 로스비파의 결과이다.[12] 매년 초 동태평양에서 바람이 증가하여 낮은 해수면 지역을 생성한다. 다음 몇 달 동안 이것은 해양 로스비파로 서쪽으로 전파된다. 약 북위 6° 부근에서 가장 빠른 성분은 한여름 쯤에 서태평양에 도달한다. 더 높은 위도에서는 파도가 더 느리게 이동한다. 그 결과 서태평양에서 NECC는 북반구 겨울과 봄에는 평소보다 약해지는 경향이 있고, 여름과 가을에는 평소보다 강해지는 경향이 있다.[13] 엘니뇨 현상 동안에는 더 강해진다.[14]

4. 1. 태평양 북적도 반류와 엘니뇨의 상관관계

태평양 북적도 반류(NECC)는 스베드루프 20 이상을 서태평양 온수 풀에서 더 차가운 동태평양으로 수송하는, 동쪽으로 흐르는 주요 표층 해류이다. 서태평양에서 이 반류는 약 북위 5° 부근에 위치하며, 중태평양에서는 약 북위 7° 부근에 위치한다.[10]

표면에서 이 해류는 태평양을 동서로 가로지르는 낮은 해수면 지역인 북적도 저기압의 남쪽 경사면에 위치한다. 낮은 해수면은 열대 수렴대(ITCZ) 바로 북쪽에서 증가하는 동풍에 의해 발생하는 에크만 흡인의 결과이다. 서부 해역에서 NECC는 표면 아래에서 적도 저층류(EUC)와 합쳐질 수 있다. 일반적으로 이 해류는 해역의 동쪽으로 갈수록 약해지는데, 서부, 중부, 동태평양에서 각각 21Sv, 14.2Sv, 12Sv의 유량을 보일 것으로 추정된다.[11]

대서양 NECC와 마찬가지로 태평양 NECC도 연간 주기를 겪는다. 이는 연간 로스비파의 결과이다.[12] 매년 초 동태평양에서 증가하는 바람은 낮은 해수면 지역을 생성한다. 다음 몇 달 동안 이것은 해양 로스비파로 서쪽으로 전파된다. 약 북위 6° 부근에서 가장 빠른 성분은 한여름 쯤에 서태평양에 도달한다. 더 높은 위도에서는 파도가 더 느리게 이동한다. 그 결과 서태평양에서 NECC는 북반구 겨울과 봄에는 평소보다 약해지는 경향이 있고, 여름과 가을에는 평소보다 강해지는 경향이 있다.[13]

태평양 북적도 반류는 전형적인 엘니뇨 현상 동안 더 강해지는 것으로 알려져 있다. 이는 북반구 겨울에 최고조에 달하는 동태평양 및 중태평양의 이례적인 온난화가 발생할 때이다. 클라우스 위르트키는 1970년대 초에 이 해류의 양쪽에 있는 태평양 섬 기지에서의 조석 게이지 측정 분석을 바탕으로 이러한 연관성을 처음 보고했다. 이러한 분석을 바탕으로 위르트키는 서태평양에서 이례적으로 강한 북적도 반류가 중앙 아메리카 해안에 온수의 이례적인 축적을 유발하여 엘니뇨를 초래할 것이라고 가설을 세웠다.[14]

참조

[1] 간행물 An Equatorial Jet in the Indian Ocean 1973
[2] 문서 Carton and Katz, 1990
[3] 문서 Yu et al., 2000
[4] 문서 Reid, Jun., 1959
[5] 문서 Stramma, 1991
[6] 간행물 Equatorial Currents in the Pacific 1950 to 1970 and their relations to the trade winds 1974
[7] 문서 Yu et al., 2000
[8] 문서 Carton and Katz, 1990
[9] 문서 Katz, 1992
[10] 문서 Yu et al., 2000
[11] 문서 Yu et al., 2000
[12] 간행물 On the annual Rossby wave in the Tropical North Pacific Ocean 1979
[13] 간행물 Sea level and the seasonal fluctuations of the equatorial currents in the western Pacific Ocean 1974
[14] 간행물 Teleconnections in the equatorial Pacific Ocean 1973
[15] 웹사이트 海流 https://www.data.jma[...] "[[気象庁]]" 2015-02-22
[16] 웹사이트 ハルマヘラ渦とミンダナオ渦の観測 http://www.jamstec.g[...] "[[海洋研究開発機構]]" 2015-02-22


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