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パパガヨジェットは、パパガヨ風、またはパパガヨ風ジェットとも呼ばれ、パパガヨ湾の北約70kmで吹く断続的な強い風で、パパガヨ湾にちなんで名付けられています。[2]ジェット風は、ニカラグア湖のコルディリェラ山脈の峠を通って、カリブ海とメキシコ湾から太平洋まで南西に移動します。[3]この地域でジェット風は北東貿易風と同じ経路をたどりますが、総観規模の気象と地形現象のユニークな組み合わせにより、ジェット風は貿易風よりもはるかに速い速度に達することがあります。つまり、北米大陸の冷たい高気圧がカリブ海とメキシコ湾上の暖かく湿った空気と出会い、風を生み出し、それがコルディリェラ山脈の峠に流れ込むときに風が発生します。[4]パパガヨジェットもこの地域に特有のものではありません。コルディリェラ山脈には、メキシコのチベラ峠とパナマ運河の2か所で同じ現象が発生しており、それぞれテワノ（テワンテペセル）ジェットとパナマジェットを生み出しています。[5]
パパガヨジェットはまた、ニカラグアとコスタリカの海岸から数百キロ離れた太平洋の海域に影響を及ぼす中規模気象現象を引き起こします。 [2]ジェット風が急上昇すると、サイクロン渦と高サイクロン渦、エクマン輸送、湧昇が発生し、中央アメリカ西海岸沖の西半球温水プール（WHWP）にコスタリカドームの形成に貢献します。 [6]ドームの比較的冷たく栄養分が豊富な海水は、周囲のWHWPと比較して多くの種にとって理想的な生息地を作り出し、パパガヨジェット風を東部熱帯太平洋の生物多様性にとって重要なものにしています。[2]
形成
北米と中央アメリカでは、北半球の冬の間、大気循環によって赤道と北緯35度の間に高気圧が発生します。[7]赤道付近の空気は太陽によって温められます。この温められた空気は冷たい空気よりも浮力が大きいため上昇し、下から上昇する空気によって極方向に押し出されます。空気が北半球の緯度に達すると冷え始め、結果として地球の表面に向かって落ちてきます。[7]空気が下降するにつれて、表面に下向きの圧力がかかり、高気圧が発生します。[8]この冷たく高圧の空気塊は赤道に向かって移動します。空気塊はこのループを繰り返して動きますが、コリオリの力のため、この対流は南から北に完全に一直線になるわけではありません。実際には、空気は北半球では時計回りに動き、赤道から高緯度に移動し、再び赤道に戻ります。[7]
北米大陸から時計回りに移動する空気は冷たく、密度が高く、気圧が高い。カリブ海とメキシコ湾を南西に移動するにつれて、比較的気圧の低い暖かく湿った空気に出会う。[3]これにより劇的な圧力勾配が形成され、冷たく高圧の空気が低圧領域に急速に流れ込む。[9]これは、風船の首を開いたままにしておくと、風船から空気が急速に流れ出るのと似ている。風船内の空気は周囲の空気よりも圧力が高いため、風船の内外の圧力が等しくなるまで空気は風船から流れ出る。
中央アメリカの地形が平坦であれば、空気はカリブ海から太平洋まで途切れることなく流れるはずである。しかし、中央アメリカの西海岸に沿って走るコルディリェラ山脈がこの流れを遮る。その結果、空気はニカラグア湖とパパガヨ湾付近の狭い峠に集められ、パパガヨジェットが形成される。ここでも、気球の例はパパガヨジェットがどのように形成されるかのアナロジーとして役立つ。気球から出る空気は、空気を逃がすための小さな開口部しかないため、一度にすべて逃げることはできない。気球の狭い開口部は、気球の首の部分を通る空気の速度が増すため、風を作りやすくする。気球の首を吹き抜ける風と同様に、パパガヨの風はコルディリェラ山脈の切れ目を通過するときに高速に達する。参考までに、パパガヨのジェット風の平均風速は毎秒20メートル（時速72キロ、時速45マイル）で、最大で毎秒30メートル（時速110キロ、時速67マイル）に達することもあります。一方、貿易風の平均風速は毎秒25キロです。[6]パパガヨのジェット風が太平洋に到達すると、風速は大幅に遅くなり、貿易風と合流します。パパガヨのジェット風の急増は数週間ごとに断続的に発生し、北半球の冬の間は数日間続きます。[6]
ジェット気流は冬季に最も顕著になる。この時期は2つの気団間の圧力勾配が最も大きくなるためである。2つの気団間の温度差が大きいほど、高気圧の領域から低気圧の領域への空気の流れが速くなる。[7]春、夏、秋の月には、北米大陸からの気団ははるかに暖かいため、結果として生じる空気の流れはそれほど劇的ではなく、風速もそれほど高くない。つまり、パパガヨジェット気流の風速は11月から3月まで高く、2月にピークに達し、4月から8月にかけて低下し、9月には完全に減少する。[2]
コスタリカドームへの影響
パパガヨジェット風は中央アメリカ西海岸沖の海水に影響を及ぼすほど強く、コスタリカドームの形成要因の一つとなっている。[2]コスタリカドームは、東太平洋熱帯地域にある異常に冷たい水域で、直径は約300～500キロメートルで、パパガヨ湾の西約300キロメートルに位置している。ドーム周辺の海水（西半球温水プールとして知られる）は、赤道に近いことから太陽熱の影響でかなり暖かい。[9]コスタリカドームの存在は、さまざまな中規模海洋の影響によるものだが、パパガヨジェットはドームの大きさ、動き、年間を通じての存在に大きく影響している。[2]
冬季にパパガヨ風が吹くと、その進路にある海面水が冷やされ、コスタリカドームが東（直径300キロメートルから約1000キロメートル）に広がり、ニカラグアとコスタリカの海岸線にまで達します。[2]この冷却のメカニズムは、パパガヨ風が海面流に与える影響によって説明されます。風が太平洋上を南西に吹くと、エクマンポンプ効果により、水面にサイクロン性および高サイクロンの沿岸渦が発生します。[6]これらの沿岸渦により、深海から冷たい水が湧き上がり、上昇した冷たい水が表面近くの暖かい水と混ざり、海面温度が下がります。そのため、パパガヨジェットは間接的にニカラグアとコスタリカの海岸沖の沿岸海水を冷却し、コスタリカドームを拡大しています。冬季には、沿岸の渦と、その延長であるパパガヨジェットが、ドーム形成の主な原動力であると考えられています。モデルシミュレーションによると、パパガヨジェットがなければ、コスタリカドームはこれほど大きく成長することはなく、年間を通じて存続することもない可能性があります。[2]
地域の生物多様性への影響
パパガヨジェットは、熱帯太平洋東部の海洋生物多様性を考える上で重要な気象現象である。[9]ジェットは、コスタリカドームへの影響を通じて、海面水温を下げる上で重要な役割を果たしている。ドームの移動と成長は、ジェットの季節変動によって引き起こされ、ドーム伸長中にパパガヨジェットによって引き起こされる年間の湧昇と混合により、栄養分を豊富に含んだ冷水が表面に運ばれる。 [2]ジェットが恒久的な地形であれば（ひいてはドームも恒久的であれば）、冷水の湧昇による季節的な栄養分の輸送は起こらない。この栄養分の輸送の間接的な証拠は、衛星画像で見ることができ、ジェットの経路の真下の表層水でクロロフィル生成が増加していることがわかる。 [2]このドームでは動物プランクトンのバイオマスが増加している地域であることも明らかになっており、また、太平洋東部の熱帯海域を回遊するドームを追っていると思われるシロナガスクジラが生息している地域でもある。[2]
参照
参考文献
- ^ 「パパガヨの風がニカラグアの砂塵を太平洋上に吹き飛ばす」NASA地球観測所、2004年3月19日。
- ^ abcdefghijk Fiedler, Paul C. (2002). 「コスタリカドームの年間サイクルと生物学的影響」.深海研究パートI. 49 ( 2002): 321–338. Bibcode :2002DSRI...49..321F. doi :10.1016/S0967-0637(01)00057-7.
- ^ ab Xie, Shang-Ping; Xu, Haiming; Kessler, William S.; Nonaka, Masami (2005). 「東太平洋暖水域における大気と海の相互作用：ギャップ風、サーモクラインドーム、大気対流」。Journal of Climate . 18 (1): 5–20. Bibcode :2005JCli...18....5X. CiteSeerX 10.1.1.63.776 . doi :10.1175/jcli-3249.1.
- ^ Chelton, Dudley B.; Freilich , Michael H.; Esbensen, Steven K. (2000). 「中央アメリカの太平洋沿岸沖の風ジェットの衛星観測。パート II: 地域関係と力学的考察」。月刊気象評論。128 ( 7): 2019–2043。Bibcode :2000MWRv..128.2019C。doi : 10.1175/1520-0493(2000)128<2019:sootwj>2.0.co;2。
- ^ Steenburgh, James; Schultz, David M.; Colle, Brian A. (1998). 「メキシコ、テワンテペク湾のギャップ流出の構造と進化」Monthly Weather Review . 126 (10): 2673–2691. Bibcode :1998MWRv..126.2673S. doi : 10.1175/1520-0493(1998)126<2673:tsaeog>2.0.co;2 .
- ^ abcd Willett, Cynthia S.; Leben, Robert R.; Lavin, Miguel F. (2006). 「東部熱帯太平洋の渦と熱帯不安定波: レビュー」。Progress in Oceanography . 69 (2–4): 218–238. Bibcode :2006PrOce..69..218W. doi :10.1016/j.pocean.2006.03.010.
- ^ abcd ボッティング、クリスチャン（2016）。大気：気象学入門（第13版）。ニュージャージー州：ピアソンエデュケーション社。ISBN 978-0-321-98462-3。
- ^ 「高気圧と低気圧」英国気象庁。 2016年10月25日閲覧。
- ^ abc Lavin, MF; Fiedler, PC; Amador, JA; Ballance, JT; Farbor-Lorda, J.; Mestas-Nunez, AM (2006). 「東部熱帯太平洋海洋学のレビュー：概要」。Progress in Oceanography . 69 (2006): 391–398. Bibcode :2006PrOce..69..391L. doi :10.1016/j.pocean.2006.03.005.