파파가요 제트

Papagayo Jet
"파파가요"는 여기서 방향을 바꾼다. 다른 용도는 파파가요(동음이의)를 참조하십시오.
바다 조망 광야 센서(SeaWiFS)가 촬영한 이 위성사진은 니카라과와 코스타리카를 가로질러 파파가요 윈드에 의해 먼지가 옮겨지는 모습을 보여주고 있다.[1]

파파가요 제트기는 파파가요 바람 또는 파파가요 풍력 제트라고도 불리며 파파가요 만에서 북쪽으로 약 70km 떨어진 곳에서 부는 강한 간헐적인 바람이며, 그 뒤에 이름이 붙여진다.[2] 제트풍은 카리브해와 멕시코만에서 니카라과 호수에 있는 코딜레라 산의 고갯길을 통해 태평양으로 남서쪽으로 이동한다.[3] 제트기는 이 지역의 북동부 무역풍과 같은 경로를 따르지만, 시냅스 스케일 기상학과 측광학적 현상의 독특한 조합으로 인해 제트 바람은 무역풍보다 훨씬 더 큰 속도에 도달할 수 있다. 즉, 바람은 북아메리카 대륙의 차가운 고기압이 카리브해와 멕시코만 상공에서 따뜻한 습한 공기를 만나 코딜레라 산맥의 산길을 통해 유입되는 바람을 발생시킬 때 발생한다.[4] 파파가요 제트기도 이 지역만의 전유물이 아니다. 이 같은 현상이 발생하는 코딜레라에는 두 개의 휴식처가 있는데, 하나는 메렉소의 치벨라 고개에서, 또 하나는 파나마 운하에서 각각 테후아노(테후안테페서)와 파나마 제트기를 생산하고 있다.[5]

파파가요 제트기는 니카라과와 코스타리카 해안에서 수백 킬로미터 떨어진 태평양 해역에 영향을 미치는 메소스케일 기상 현상도 유도한다.[2] 제트 바람이 거세지면 사이클로닉과 반발성 에디, 에크만 수송, 그리고 서반구 웜풀(WHWP)에 있는 중앙아메리카 서부 해안 코스타리카 돔의 생성에 기여하는 업웰링(upwelling)을 만들어낸다.[6] 주변의 WHWP에 비해 상대적으로 차갑고 영양분이 풍부한 돔의 물은 많은 종들에게 이상적인 서식지를 만들어주고 있어 파파가요 풍력제트를 동 열대 태평양의 생물다양성에 중요한 역할을 한다.[2]

포메이션

북반구 겨울 동안 북아메리카와 중앙 아메리카에서는, 대기 순환을 통해 적도와 35번째 평행선 사이에 고압 시스템이 생성된다.[7] 적도 부근의 공기는 태양에 의해 따뜻해진다. 이 가열된 공기는 차가운 공기보다 부력이 더 강해서 상승했다가 아래에서 상승하는 더 많은 공기에 의해 극으로 밀려난다. 일단 공기가 북반구 위도에 도달하면 그것은 식기 시작하고 그 결과 지구의 표면으로 다시 떨어진다.[7] 공기가 떨어질 때 그것은 표면에 더 많은 압력을 가하여 고압 시스템을 만든다.[8] 이 차갑고 고압적인 기단은 그 후 적도 방향으로 이동한다. 기단은 이 루프에서 반복적으로 움직이지만, 코리올리스 힘 때문에 이 대류는 남쪽에서 북쪽으로 완벽하게 정렬되지 않는다. 실제로 공기는 적도에서 높은 위도로 갔다가 다시 적도로 이동하면서 북반구에서 시계방향으로 움직인다.[7]

파파가요 제트기의 형성에 영향을 줄 만화 고압 시스템을 보여주기 위해 NASA 위성 이미지에 주석을 달았다.

북미 대륙에서 시계방향으로 이동하는 공기는 차고 밀도가 높으며 고기압도 있다. 카리브해와 멕시코만 상공에서 남서쪽으로 이동하면서 상대적으로 저기압과 함께 따뜻하고 습한 공기를 만난다.[3] 이는 극적인 압력 구배를 설정하여 찬 고기압 공기가 저압 영역으로 빠르게 유입되도록 한다.[9] 이는 기구의 목을 열어두었을 때 기구에서 공기가 빠르게 흘러나오는 것과 유사하다. 풍선 안의 공기는 주변 공기보다 압력이 높기 때문에 풍선 내부와 외부의 압력이 같을 때까지 공기가 풍선 밖으로 흐른다.

만약 중앙 아메리카가 지형적으로 평평하다면, 공기는 카리브해에서 태평양으로 끊임없이 흐르겠지만, 중앙 아메리카의 서쪽 해안을 따라 흐르는 코딜레라 산맥은 이 흐름을 막는다. 그 결과 니카라과 호와 파파가요 만 부근의 좁은 산고개로 공기가 흘러들어 파파가요 제트기가 탄생하게 된다. 다시 한번, 풍선 예는 파파가요 제트기가 어떻게 형성되는지를 비유하는 역할을 한다; 풍선 밖으로 이동하는 공기는 공기를 방출할 수 있는 작은 구멍만 있기 때문에 한꺼번에 빠져나갈 수 없다. 풍선의 좁은 개구부는 풍선 넥을 통해 공기 속도가 증가하기 때문에 바람의 생성을 용이하게 한다. 풍선 목을 통해 부는 바람처럼 파파가요 바람은 코딜레라의 틈을 타고 이동하면서 빠른 속도에 도달한다. 맥락상 파파가요 제트풍은 평균 초속 20m(72km/h; 45mph)의 속도를 가지며 평균 무역풍속 25km/h와 비교했을 때 초속 30m(시속 110km/[6]h; 67mph)의 속도에 도달할 수 있다. 파파가요 제트풍은 일단 태평양에 도달하면 상당히 느려지고 무역풍과 합쳐진다. 파파가요 풍력 제트기는 몇 주마다 간헐적으로 발생할 수 있으며 북반구 겨울 동안 며칠 동안 지속될 수 있다.[6]

제트기는 매년 이 시기에 두 기단 사이에서 압력 경사가 가장 크기 때문에 겨울철에 가장 두드러진다. 두 기단의 온도 차이가 클수록 공기는 고기압 영역에서 저기압 영역으로 빠르게 흐르게 된다.[7] 봄, 여름, 가을에는 북아메리카 대륙의 공기량이 훨씬 따뜻해서 결과적으로 발생하는 공기 흐름은 덜 극적이고 풍속은 그리 높지 않다. 요컨대, 파파가요 제트기의 풍속은 11월부터 3월까지 높고 2월에 정점을 찍은 다음 4월부터 8월까지 감소할 것이고, 마침내 9월에 완전히 감소할 것이다.[2]

코스타리카 돔에 미치는 영향

파파가요 제트풍은 중앙아메리카 서부해안 해상에 영향을 줄 정도로 강하며, 다시 말해 코스타리카 돔을 책임지는 요인 중 하나이다.[2] 코스타리카 돔은 동부 열대 태평양에 있는 비정상적으로 차가운 물의 대략적인 순환 지역이다. 지름이 약 300~500km이며, 파파가요 만에서 서쪽으로 약 300km 떨어진 곳에 위치하고 있다. 돔(서반구 온수풀로 알려져 있음)을 둘러싼 물은 이 지역이 적도 부근에 있다는 점을 감안할 때 태양으로부터 난방으로 인해 상당히 따뜻하다.[9] 코스타리카 돔의 존재는 수많은 메소스케일 해양 효과에 기인할 수 있지만, 파파가요 제트기는 1년 내내 돔의 크기, 움직임, 지속적인 존재에 상당한 역할을 한다.[2]

파파가요 바람이 겨울 동안 불면서 그들은 코스타리카 돔 동쪽(지름 300km에서 약 1000km)을 니카라과 해안선과 코스타리카 해안선까지 확장시키게 된다.[2] 이 냉각을 위한 메커니즘은 파파가요 바람이 해양 표면 조류에 미치는 영향에 의해 설명된다. 바람이 태평양 상공에서 남서쪽으로 불면서 에크만 펌핑으로 인해 수면에 사이클론적이고 반발성 해안 에디를 만든다.[6] 이러한 해안 에디는 상승하는 차가운 물이 표면 가까이에 있는 따뜻한 물과 섞이고 그 후에 해수면 온도를 낮추는 대양 깊이의 차가운 물을 생성한다. 따라서 파파가요 제트기는 니카라과와 코스타리카 해안의 해안 해역을 간접적으로 냉각시켜 코스타리카 돔을 확장한다. 겨울 동안, 해안 에디와 더 나아가 파파가요 제트기는 돔의 주요 동인으로 여겨진다. 모델 시뮬레이션에 따르면 파파가요 제트기가 없다면 코스타리카 돔은 그렇게 크게 성장하지 않을 것이고 일년 내내 지속되지 않을 수도 있다.[2]

지역 생물다양성에 미치는 영향

2001년 1월까지 니카라과 호수 연안에서 확장된 엽록소 생장은 영양분 공급으로 인해 파파가요 제트

파파가요 제트기는 동부 열대 태평양의 해양 생물다양성을 고려할 때 중요한 기상 현상이다.[9] 이 제트기는 코스타리카 돔에 대한 영향을 통해 해수면 온도를 낮추는 데 핵심적인 역할을 한다. 돔의 이동과 성장은 돔 확장 중 파파가요 제트기에 의해 매년 상승과 혼합이 일어나 영양분이 풍부한 찬물을 표면으로 운반할 수 있는 제트기의 계절적 변동성에 의해 발생한다.[2] 만약 제트기가 영구적인 기능(그리고 확장적으로, 돔도 영구적)이라면, 차가운 물 위를 통한 영양소의 계절적 수송은 없을 것이다. 이 영양소 수송에 대한 간접적인 증거는 제트기의 경로 바로 아래의 지표수에서 엽록소 생산량이 증가했음을 보여주는 위성사진에서 볼 수 있다.[2] 돔은 또한 동물성 플랑크톤 바이오매스가 증가한 지역일 뿐만 아니라 동 열대 태평양 해역에서 이동하면서 돔을 따라가는 듯한 푸른 고래들이 서식하는 지역인 것으로 나타났다.[2]

참고 항목

참조

  1. ^ 2004년 3월 19일, NASA 지구 관측소, "파파가요 바람이 니카라과 먼지를 태평양 상공으로 불다."
  2. ^ a b c d e f g h i j k Fiedler, Paul C. (2002). "The annual cycle and biological effects of the Costa Rica Dome". Deep-Sea Research Part I. 49 (2002): 321–338. Bibcode:2002DSRI...49..321F. doi:10.1016/S0967-0637(01)00057-7.
  3. ^ a b Xie, Shang-Ping; Xu, Haiming; Kessler, William S.; Nonaka, Masami (2005). "Air–Sea Interaction over the Eastern Pacific Warm Pool: Gap Winds, Thermocline Dome, and Atmospheric Convection". Journal of Climate. 18 (1): 5–20. Bibcode:2005JCli...18....5X. CiteSeerX 10.1.1.63.776. doi:10.1175/jcli-3249.1.
  4. ^ Chelton, Dudley B.; Freilich, Michael H.; Esbensen, Steven K. (2000). "Satellite Observations of the Wind Jets off the Pacific Coast of Central America. Part II: Regional Relationships and Dynamical Considerations". Monthly Weather Review. 128 (7): 2019–2043. Bibcode:2000MWRv..128.2019C. doi:10.1175/1520-0493(2000)128<2019:sootwj>2.0.co;2.
  5. ^ Steenburgh, James; Schultz, David M.; Colle, Brian A. (1998). "The Structure and Evolution of Gap Outflow over the Gulf of Tehuantepec, Mexico". Monthly Weather Review. 126 (10): 2673–2691. Bibcode:1998MWRv..126.2673S. doi:10.1175/1520-0493(1998)126<2673:tsaeog>2.0.co;2.
  6. ^ a b c d Willett, Cynthia S.; Leben, Robert R.; Lavin, Miguel F. (2006). "Eddies and Tropical Instability Waves in the eastern tropical Pacific: A review". Progress in Oceanography. 69 (2–4): 218–238. Bibcode:2006PrOce..69..218W. doi:10.1016/j.pocean.2006.03.010.
  7. ^ a b c d Botting, Christian (2016). The Atmosphere: An Introduction to Meteorology (13th ed.). New Jersey: Pearson Education, Inc. ISBN 978-0-321-98462-3.
  8. ^ "High and low pressure". Met Office. Retrieved 25 October 2016.
  9. ^ a b c Lavin, M.F.; Fiedler, P.C.; Amador, J.A.; Ballance, J.T.; Farbor-Lorda, J.; Mestas-Nunez, A.M. (2006). "A review of eastern tropical Pacific oceanography: Summary". Progress in Oceanography. 69 (2006): 391–398. Bibcode:2006PrOce..69..391L. doi:10.1016/j.pocean.2006.03.005.