Circulación costera forzada por el viento en el golfo de Tehuantepec, México*

 

Wind–driven coastal circulation in the Gulf of Tehuantepec, México

 

FA Velázquez–Muñoz¹*, JA Martínez¹, C Chavarme^2,3, R Durazo¹, P Flament²

 

¹ Facultad de Ciencias Marinas, Universidad Autónoma de Baja California, Km 103 Carretera Tijuana–Ensenada, Ensenada, CP 22860, Baja California, México.

² Departament of Oceanography, School of Ocean and Earth Science and Technology, University of Hawaii at Manoa, Honolulu, Hawaii, USA.

³ School of Environmental Sciences, University of East Anglia, Norwich NR4 7TJ, UK.

 

*Autor para correspondencia:
E–mail: federico.velazquez@uabc.edu.mx

 

Received December 2010;
accepted May 2011.

 

RESUMEN

Con base en mediciones de corrientes superficiales del océano e información satelital de vientos y temperatura superficial del océano, se estudió el efecto de los eventos de viento del norte (tehuanos) sobre la dinámica costera en el golfo de Tehuantepec, México. Las observaciones realizadas durante el invierno de 2005 mostraron un cambio significativo en la intensidad y dirección de las corrientes superficiales durante los eventos de viento, que se vio reflejado en un aumento de la energía cinética y de la vorticidad relativa negativa. El análisis mostró que la energía cinética de la corriente costera decrece (incrementa) en los periodos cuando hay ausencia (presencia) de eventos de viento tehuano, y que la vorticidad relativa presenta una tendencia a valores positivos bajo condiciones de viento débil y una notoria tendencia a valores negativos durante los eventos de viento intenso. Se observó una asimetría en la respuesta del océano por el forzamiento del esfuerzo del viento y la interacción entre una corriente costera persistente y el viento normal a la costa.

Palabras clave: Golfo de Tehuantepec, contracorriente costera, corriente forzada por viento, remolinos oceánicos, viento normal a la costa.

 

ABSTRACT

Sea surface current measurements and wind stress and sea surface temperature satellite data were used to study the effect of northerly wind events (Tehuanos) on coastal dynamics in the Gulf of Tehuantepec, Mexico. The winter 2005 observations show a significant change in the intensity and direction of surface currents during wind events, which is reflected in an increase in kinetic energy and negative relative vorticity. The analysis revealed that kinetic energy of the coastal current decreases (increases) in periods when there is absence (presence) of Tehuano wind events, and that the relative vorticity has a tendency to positive values under low wind conditions and a tendency to negative values during high wind events. An asymmetric ocean response was observed due to wind stress forcing and the interaction between a persistent coastal current and offshore wind stress.

Key words: Gulf of Tehuantepec, coastal countercurrent, wind–driven current, ocean eddies, offshore wind.

 

INTRODUCCIÓN

Durante el invierno, la circulación oceánica en la costa del golfo de Tehuantepec (GT; 16° N, 95° W) está controlada por una serie de eventos de viento del norte conocidos como nortes o tehuanos. Estos vientos se producen cuando existe una diferencia de presión atmosférica entre el golfo de México y el Pacífico tropical, lo que origina un flujo de viento a través del istmo de Tehuantepec que sale en forma de abanico sobre las aguas del GT (Steenburgh et al. 1998, Romero–Centeno et al. 2003). Los tehuanos son de tal intensidad que generan remolinos de mesoescala y enfriamiento en el océano cerca de la costa (Barton et al. 1993, Trasviña et al. 1995). Wyrtki (1965) y Kessler (2002) informaron que la circulación de invierno en el Pacífico oriental tropical está caracterizada por una corriente geostrófica que viaja hacia el polo a lo largo de la costa de América Central y México. Cuando se presenta un evento de viento, la circulación costera en el GT se modifica significativamente.

En varios estudios se ha registrado la formación de remolinos de mesoescala, que se identifican en imágenes satelitales como zonas de alta concentración de clorofila a y baja temperatura (Müller–Karger y Fuentes–Yaco 2000, McClain et al. 2002, González–Silvera et al. 2004). La explicación básica de los efectos producidos por un evento de viento consiste en un arrastre hacia afuera de la costa, acompañado de una disminución en el nivel del mar junto a la costa. Posteriormente, se forma un par de remolinos de signo contrario en ambos lados del chorro de viento (Lavín et al. 1992). Las evidencias obtenidas de imágenes satelitales y de mediciones in situ muestran diferencias importantes entre los remolinos generados (Barton et al. 1993, Trasviña et al. 1995, Müller–Karger y Fuentes–Yaco 2000, González–Silvera et al. 2004). El remolino anticiclónico que se forma al oeste del chorro de viento es generalmente más intenso, de menor diámetro y más longevo que el remolino ciclónico que se forma en la zona este y que no siempre es visible. McCreary et al. (1989) explican que esta asimetría se debe al abordamiento de agua fría en el lado del remolino ciclónico. Aún cuando sus resultados muestran una respuesta simétrica del océano, Clarke (1988) sugiere que la intensificación del remolino anticiclónico se debe a que la trayectoria inercial del viento introduce vorticidad negativa.

En resumen, se han reconocido las diferencias de la respuesta dinámica de la corriente superficial a los tehuanos; sin embargo, a la fecha no existen estudios que discutan los mecanismos físicos que causan la respuesta asimétrica del océano a ambos lados del chorro de viento. Las observaciones que se reportan en el presente trabajo permiten suponer, como primer punto, que la presencia de una corriente costera durante el invierno es una de las principales causas de esta asimetría. Adicionalmente, se examina el papel que juegan la componente del esfuerzo del viento paralela a la costa y la divergencia del esfuerzo del viento sobre la dinámica local.

En este trabajo se estudia el efecto del viento sobre la circulación superficial del océano a partir de mediciones de corrientes superficiales con sistemas de radar de alta frecuencia obtenidas en la costa de Oaxaca entre febrero y abril de 2005. Se estudia la evolución temporal de los campos de velocidad superficial y se analizan los efectos causados por los vientos locales fuertes sobre la dinámica costera. Como inicio, se muestran los resultados de las observaciones de corrientes en conjunto con observaciones de viento y temperatura superficial. Posteriormente, se muestra la relación espacial entre las variables del esfuerzo del viento y las variables de la corriente superficial. Finalmente, se muestran todos estos resultados de forma integral, mediante la comparación de series representativas de las variables del viento y la densidad espacial de energía cinética y de vorticidad relativa.

 

MEDICIONES Y DATOS

Para este trabajo se utilizaron las mediciones satelitales de la velocidad del viento sobre la superficie del océano del producto Cross–Calibrated, Multi–Platform (CCMP) (Hoffman 1984, Atlas et al. 1996). Este producto proporciona datos de las componentes (zonal y meridional) del viento a intervalos de 6 h, en un arreglo con resolución espacial de 25 km. También se utilizaron mediciones de la temperatura superficial del océano del producto de Satélite Geoestacionario Operacional Ambiental (GOES, por sus siglas en inglés; JPL Physical Oceanography Distributed Active Archive Center), que proporciona imágenes diarias con una resolución espacial de ~5.5 km. Con el objetivo de estudiar la variabilidad espacial y temporal de la circulación costera en el GT, se instalaron sistemas de radar de alta frecuencia (RAF) (en un arreglo de fase de 16 canales) en dos sitios (Santa María del Mar y Playa Cangrejo) en la costa norte del golfo (Gurgel et al. 2000), y se operaron entre febrero y abril de 2005 a una frecuencia de 16.3 MHz. A esta frecuencia de operación, los sistemas RAF alcanzan una cobertura típica de hasta 120 km mar adentro, dependiendo de las condiciones ambientales. Los sistemas se configuraron para obtener mediciones cada 20 min. Las mediciones radiales de ambos sitios fueron procesadas mediante las rutinas HFRadarmap Toolbox (versión 4.1) de Paduan y Cook (2004) para obtener los campos horarios de velocidad total en una malla rectangular cartesiana de 5.5 km de resolución espacial. Para este trabajo se utilizó el primer conjunto de mediciones comprendido del 9 de febrero al 18 de marzo de 2005. Los datos de viento se utilizaron para calcular el esfuerzo del viento sobre la superficie del océano de acuerdo con Large y Pond (1981) y se interpolaron a la malla de las observaciones de los sistemas RAF.

 

RESULTADOS

El campo promedio y la desviación estándar del esfuerzo del viento, para el periodo de febrero a marzo de 2005, muestran un chorro de viento bien definido normal a la costa del GT (fig. 1a), que se extiende ~400 km hacia el suroeste. En la figura 1a, también es evidente el cambio en la dirección del viento: cerca de la costa, en el centro del chorro, el viento es del norte, mientras que mar adentro (13–15° N), en el lado occidental del chorro, cambia a un viento del noreste. La máxima variabilidad en la zona donde se extiende el flujo de viento se localiza alrededor de las coordenadas 15° N, 95° W, aproximadamente a 120 km de la costa. En la figura 1b, se puede observar la serie de tiempo de las componentes del viento en el punto de máxima variabilidad, y se identifican cuatro eventos de viento durante el periodo de observaciones. El primer evento transcurrió del 9 al 11 de febrero y alcanzó los 16 m s^–1 (~0.5 N m^–2). Un segundo evento de menor intensidad, con un máximo en la velocidad del viento de 14 m s^–1 (~0.3 N m^–2), se presentó del 17 al 19 de febrero, seguido de un periodo de calma relativa entre el 22 de febrero y el 8 de marzo. El evento más intenso en el periodo de observaciones alcanzó un máximo de 18 m s^–1 (~0.7 N m^–2) y se presentó del 9 al 11 de marzo, previo a un evento de viento de corta duración y menor intensidad (~0.30 N m^–2).

El área de cobertura de cada uno de los sistemas RAF instalados en Santa María del Mar y Playa Cangrejo se muestra en la figura 2a. La variación en la tonalidad de gris muestra la cobertura temporal (%) de datos obtenidos con ambos RAF durante el periodo de mediciones. En la parte lejana a cada uno de los sitios de los RAF, este porcentaje disminuyó como consecuencia de la variación diaria en el alcance de la señal emitida. Para este trabajo se consideraron sólo los nodos de malla que contenían más del 60% de cobertura temporal. En la figura 2b se muestra la varianza (escala de grises) de la corriente superficial y su campo promedio (vectores). La menor variabilidad está cerca de la costa, hacia el este, y aumenta hacia afuera de la costa, en dirección suroeste, con un valor máximo cerca de 95.15° W y 15.50° N, donde la varianza del viento es máxima (ver fig. 1a). Es importante resaltar que los valores menores de la varianza están asociados a una corriente media que entra al GT por el este, mientras que los valores mayores coinciden con la zona donde la corriente media fluye hacia el suroeste; lo anterior está relacionado con cambios en la dirección por la influencia directa del viento.

Para ilustrar los cambios en la circulación superficial producida por los vientos del norte, como un ejemplo, en la figura 3 se contrastan los promedios diarios de los campos de corriente superficial y de temperatura superficial del mar obtenidos para condiciones de viento débil o casi inexistente y durante un evento de viento tehuano. Los campos de corriente promedio para el 16 y 17 de febrero (fig. 3a, b) corresponden al periodo entre los primeros dos eventos cuando el viento está en relativa calma, mientras que aquellos para el 19 y 20 de febrero (fig. 3c, d) corresponden a un evento de viento tehuano. En este caso, las flechas blancas indican la dirección e intensidad promedio del viento tomadas del producto CCMP para esos días. En el periodo de calma (fig. 3a, b), que se puede considerar como un periodo de relajación o de ajuste posterior al evento de viento, se puede observar una corriente cálida que fluye a lo largo de la costa, del este hacia el oeste de la zona de cobertura; este flujo de corriente cálida también se puede considerar como el flujo medio que existiría en ausencia de tehuanos, con una velocidad media de la corriente de ~0.4 m s^–1 y una temperatura 2 °C más alta que el agua que la rodea. Aunque no se muestran todas las figuras de la secuencia de mediciones, es importante señalar que en ausencia de vientos fuertes, se observa que el flujo cálido que entra al GT por el este es persistente. El 18 de febrero comenzó un evento de viento con duración de 48 h. Durante el 19 y 20 de febrero (fig. 3c, d) se puede observar que, en la parte oriental del área de cobertura (hacia el este del eje del chorro de viento), la corriente costera se dirige hacia el suroeste. En el lado occidental, la corriente cerca de la costa invierte su dirección y converge con la corriente costera del este, y forman un flujo que sigue la dirección del chorro del viento mar adentro. La posición del chorro se evidencia por la zona de menor temperatura que se extiende hacia afuera de la costa. Después de dos días de viento intenso, se observa la evidencia de una estructura anticiclónica en el lado izquierdo de la zona de cobertura (fig. 3d). En la secuencia instantánea de mapas de corriente, para los días después del 20 de febrero (no mostrada), es posible observar que esta estructura se mueve hacia el sur y aumenta de tamaño, mientras que una corriente del este fluye nuevamente hacia el oeste a través del GT. Se puede observar un patrón muy similar al descrito anteriormente en la secuencia de imágenes obtenidas después de los eventos del 10 al 12 de febrero y del 8 al 11 de marzo (no mostrada). Sin embargo, es importante mencionar que no se observa una condición inicial similar en las imágenes previas a los eventos señalados. Esto permite proponer que el efecto que produce un evento de viento es tan significativo que modifica de forma muy similar la circulación superficial sin importar la condición inicial del campo de corrientes. La baja variabilidad observada cerca de la costa oriental (fig. 2b) sugiere que la corriente costera se ve menos afectada por el viento en el lado este, mientras que la zona de alta variabilidad en la costa occidental está relacionada con los cambios de magnitud y dirección en la corriente y la formación de remolinos anticiclónicos durante algunos eventos tehuanos.

Dinámica

Para evaluar el efecto del esfuerzo del viento sobre la dinámica de la circulación costera en el GT, se calcularon, mediante diferencias finitas e interpolación, el rotacional y la divergencia del esfuerzo del viento para cada punto de la malla donde se tenían las mediciones de los sistemas RAF. Asimismo, con las velocidades de la corriente superficial, se calcularon la energía cinética (E_k) y la vorticidad relativa (ω) en los nodos de la malla del área de cobertura de los sistemas RAF. Para cada nodo de la malla en la figura 2a, se calculó el coeficiente de correlación entre las series de tiempo de la componente zonal (τ_x), la componente meridional (τ_y), el rotacional (∇ x τ) y la divergencia (∇ · τ) del esfuerzo del viento y las series de tiempo de E_k (fig. 4a–d) y de ω (fig. 4e–h).

Los valores de correlación más altos se obtuvieron con E_k (fig. 4a–d). El esfuerzo del viento en la dirección zonal presentó una correlación (negativa) mayor con E_k al oeste de 94.7°W (fig. 4a), es decir, donde τ_x es negativa, y al ser E_k positiva, τ_x en dirección al oeste favorece a las corrientes. El campo promedio del esfuerzo del viento (figura 1a) ayuda a entender esta relación, ya que τ_x cambia de signo alrededor de 94.5°W y no coincide con el eje del chorro de viento o de máxima variabilidad (~95°W). En contraste, la distribución espacial de la correlación entre τ_y y E_k (fig. 4b) es más uniforme y negativa, y sugiere un aumento de Ek en todo el dominio dado que xy es dominantemente negativa. Considerando que E_k es definida positiva, las correlaciones mostradas en la figura 4(a, b) indican que los aumentos de E_k están asociados con aumentos en la intensidad de las componentes del esfuerzo del viento en dirección negativa.

El rotacional del esfuerzo del viento en el GT es el más intenso en los mares mexicanos (Chelton et al. 2001). Durante los eventos tehuanos, el rotacional es intenso y antisimétrico a ambos lados del eje del chorro viento. Consecuentemente, la correlación espacial con E_k (fig. 4c) es positiva al este del eje del chorro de viento (donde el rotacional es positivo) y negativa al oeste (donde el rotacional es negativo), lo que revela que ∇ x τ favorece la producción de E_k en ambos lados del eje del chorro de viento. La distribución espacial de la correlación entre ∇ · τ y E_k es muy homogénea y positiva dentro del área de cobertura de los sistemas RAF (fig. 4d). Esto implica que E _k y ∇ · τ son coherentes. Este resultado establece la importancia del efecto que produce V–x sobre la circulación oceánica en el GT, que puede ser tan significativa como la de τ_y y la de ∇ x τ.

Las correlaciones espaciales entre las variables del esfuerzo del viento y la ω (fig. 4e–h) son de menor magnitud que las correspondientes con E_k. No obstante, es importante señalar que los valores de mayor correlación se ubican en la zona donde se ha identificado la generación de una estructura anticiclónica (i.e., en el lado oeste de la zona de cobertura de los sistemas RAF). En particular destacan las correlaciones entre τ_y y ω (fig. 4f), y entre ∇ x τ y ω (fig. 4h). Esto sugiere que el efecto más importante producido por el esfuerzo del viento sobre a es la formación de una estructura anticiclónica, ya que, hasta donde alcanzan las mediciones de corriente superficial, no existen evidencias de la generación de la contraparte ciclónica en el lado este en el supuesto caso de que la respuesta de la circulación superficial ante eventos de viento fuese simétrica. En contraste con los resultados anteriores, se puede observar que los valores negativos de la correlación entre τ_x y ω (fig. 4e), y entre ∇ x τ y ω (fig. 4g) en la parte oriental son más grandes en magnitud que los valores positivos en la parte occidental. Estos resultados permiten suponer que hay un efecto más significativo de τ_y y ∇ · τ durante el periodo inicial de los eventos de viento, debido a que la dirección del viento es prácticamente hacia el sur, con una componente mínima en dirección paralela a la costa.

A medida que los eventos de viento se desarrollan e intensifican, la dirección del viento cambia hacia el SSO debido al efecto de la fuerza de Coriolis, y se incrementan los valores de τ_x y ∇ x τ negativo hacia el lado oeste. Lo anterior resulta en una mayor influencia del viento sobre las corrientes superficiales del océano en el lado oeste, donde se genera una estructura anticiclónica que posteriormente se desplaza con dirección suroeste.

 

DISCUSIÓN

Con el objetivo de encontrar de forma integral el efecto del viento sobre la corriente superficial, la figura 5 muestra la variación temporal del rotacional (fig. 5a) y la divergencia (fig. 5b) del esfuerzo del viento en el punto de máxima variabilidad del esfuerzo del viento (ver fig. 1a), y la variación temporal de la densidad espacial de energía cinética (E_k*, fig. 5c) y de vorticidad relativa (ω*, fig. 5d):

donde A es el área de cobertura de ambos sistemas RAF. La serie de tiempo del rotacional del esfuerzo del viento presenta valores negativos durante los eventos tehuanos, mientras que la serie temporal de la divergencia muestra oscilaciones de mayor frecuencia con cambios de signo (fig. 5a, b). La figura 5(c, d) muestra con claridad que los eventos de viento producen incrementos de Ek* y de ω* negativa. Cada una de las series temporales de las componentes zonal (τ_x) y meridional (τ_y) (fig. 1b), del rotacional (∇ x τ) y de la divergencia (∇ · τ) (fig. 5a, b) del esfuerzo del viento se correlacionaron con las series de tiempo de E_k* y a* para (a) todo el periodo de mediciones, (b) los periodos de viento intenso del norte y (c) los periodos de calma. Los resultados del análisis de correlación se muestran en la tabla 1. Las correlaciones que incluyen todos los datos y únicamente los correspondientes a los tehuanos son ligeramente menores, a excepción de la correlación entre τ_x y ω*, que deja de ser significativa durante los tehuanos. Tomando en cuenta lo anterior, a continuación se describe la interpretación de los resultados para los periodos con presencia y ausencia de vientos del norte.

La E_k* presenta correlaciones relativamente altas (–0.52, –0.42) con las dos componentes del esfuerzo del viento (τ_x,τ_y) durante los eventos tehuanos. Dado que la energía cinética es definida positiva, estas correlaciones de signo negativo indican que los aumentos de E_k* son causados por vientos hacia el SSO, es decir, con τ_x y τ_y negativas (ver fig. 1b); sin embargo, el hecho de que la magnitud de τ_y es mayor que la de τ_x sugiere que E_k* se genera principalmente por τ_y. En periodos con ausencia de tehuanos o durante vientos débiles la correlación con τ_y se vuelve débil (–0.29), mientras que la correlación entre E_k* y τ_x es aún importante (–0.45). Esto sugiere que en ausencia de eventos de viento existe cierta contribución del viento zonal para disminuir E_k*, ya que la dirección del viento (al este) es opuesta a la de la corriente costera que va hacia el polo (al oeste). El coeficiente de correlación entre ∇ x τ y E_k* sólo es significativo durante los tehuanos (–0.42). Por otro lado, la relación entre ∇ · τ y E_k* es significativa tanto en la presencia (0.42) como en la ausencia (0.37) de estos eventos. Esto indica que durante los tehuanos, un ∇ x τ negativo produce aumentos de energía cinética, mientras que ∇ · τ lo hace durante todo el tiempo.

Uno de los principales efectos del viento sobre el océano es la producción de vorticidad relativa. Se ha demostrado que la generación de remolinos de mesoescala en el GT está asociada directamente a los eventos tehuanos (Stumpf 1975, Stumpf y Legeckis 1977), los cuales han sido observados mediante imágenes satelitales (Müller–Karger y Fuentes–Yaco 2000, McClain et al. 2002, González–Silvera et al. 2004) y estudios de mediciones directas (Barton et al. 1993, Trasviña et al. 1995). Las observaciones que se presentan aquí corroboran la relación estrecha entre las componentes del esfuerzo del viento (τ_x,τ_y) y la vorticidad relativa (ver figs. 1b y 5d). Los resultados muestran que ω* tiene muy baja correlación con τ_x en presencia (0.16) y ausencia (–0.11) de eventos tehuanos y ni siquiera alcanza valores estadísticamente significativos. El hecho de que la correlación de ω* con τ_y es alta (0.36) durante los tehuanos y nula (0.02) en ausencia de éstos muestra que la producción de vorticidad ocurre, principalmente, durante eventos de viento debida a la contribución de τ_y. Por otra parte, en ausencia de eventos de viento, ω* no muestra relación alguna con las variables asociadas al viento, lo que indica que existe otra fuente significativa, además del viento, que produce vorticidad relativa. Durante los vientos del norte, la correlación entre ω* y ∇ x τ es positiva (0.33) y la correlación entre ω* y ∇ · τ es negativa (–0.32), y es significativa en ambos casos. Fuera de los eventos de viento tehuano, los valores de correlación son bajos (–0.26 y 0.09). Estos resultados indican que los aumentos de ω* durante los eventos de viento están relacionados con aumentos de ∇ x τ negativo y ∇ · τ positiva. Lo anterior comprueba la importancia que puede tener ∇ · τ sobre la circulación superficial, que puede llegar a ser tan significativa como la del ∇ x τ.

 

CONCLUSIONES

Este trabajo presenta observaciones de corrientes y temperatura superficial obtenidas frente a la costa del GT que muestran la variabilidad temporal del océano cerca de la costa en un periodo de tiempo donde se presentan fuertes eventos de viento. La circulación costera en invierno, después de un evento tehuano, muestra una corriente que fluye de manera persistente de este a oeste a una velocidad promedio de ~0.4 m s^–1; esto provoca la entrada de una masa de agua cálida al GT. Esta corriente que entra por el este fue muy persistente durante el periodo de observaciones y está asociada con una zona de baja variabilidad hacia el este frente a la costa. Este resultado es congruente con el trabajo de Barton et al. (2009), quienes registran la presencia de una corriente costera de ~0.2 m s^–1 y 100 km de ancho durante el invierno. Recientemente, los resultados de Flores–Vidal et al. (2011) muestran que esta corriente es persistente durante todo el año. Durante el inicio de los eventos de viento la corriente costera superficial se desvía hacia el suroeste y está asociada con un descenso en la temperatura superficial por debajo del eje del chorro de viento. Conforme se desarrollan dichos eventos, la corriente del lado oeste se invierte de tal forma que genera convergencia costera con la corriente que entra por el este. Ambas corrientes convergen en la parte norte del GT y fluyen hacia el sur por debajo del eje del chorro de viento. En el lado oeste se observa parte de la formación de una estructura anticiclónica que captura una mancha de agua fría, producto de la surgencia y la mezcla producidas por el viento, mientras que en el lado opuesto no se observa la formación de su contraparte ciclónica, por lo menos no dentro del área de cobertura de los sistemas RAF. Esta dinámica forzada por el viento es otro resultado de nuestras mediciones que está de acuerdo con el trabajo de Barton et al. (2009).

A diferencia de lo registrado por Trasviña y Barton (2008) para la circulación de verano, donde se muestra la presencia de una estructura en forma de dipolo, en las observaciones de invierno del presente estudio no se pudo distinguir la formación del remolino ciclónico en el lado este del GT, aun cuando se usaron las imágenes de la temperatura superficial del mar para especular más allá de la zona de cobertura de los sistemas RAF. Se puede suponer que la principal discrepancia que produce esta respuesta es la diferencia entre la duración e intensidad de los eventos de viento, los cuales son más duraderos (hasta 6 días) pero de menor intensidad (~10 m s^–1) en verano con respecto a los "pulsos" de invierno que duran de dos a tres días pero alcanzan velocidades de hasta 18 m s^–1.

Hasta la fecha, los remolinos generados en el GT han sido estudiados una vez que se han formado (Trasviña et al. 1995) y cuando ya es posible identificarlos con imágenes satelitales, debido a que se encuentran lejos de la costa; sin embargo, no se han establecido de forma clara cuáles son los mecanismos físicos que generan dichos remolinos y el motivo por el cual no son iguales en tamaño e intensidad. Los resultados que se presentan aquí apoyan la hipótesis planteada de que la asimetría entre las características de ambos remolinos es producida, o al menos intensificada, por la presencia de la corriente costera observada, la cual no ha sido considerada en trabajos anteriores donde se discute sobre la formación y evolución de los remolinos.

Los resultados de los cálculos de correlación, que consideran por primera vez la componente del viento paralela a lacosta y la divergencia del esfuerzo del viento, indican que la energía cinética de la corriente superficial está bien relacionada con la variabilidad del esfuerzo del viento durante todo el periodo de mediciones y durante los tehuanos. Sin embargo, en ausencia de eventos de viento, la correlación es mucho mayor cuando se utiliza sólo la componente zonal del esfuerzo, lo que sugiere una acción directa sobre la circulación, al debilitar la corriente costera que va hacia el oeste y, por tanto, producir una disminución en la energía cinética. Por otra parte, la vorticidad relativa sólo tiene correlaciones altas con la componente normal a la costa, el rotacional y la divergencia del esfuerzo del viento durante todo el periodo de mediciones y durante los tehuanos; esto implica que los aumentos significativos observados en la vorticidad relativa negativa se produjeron durante los eventos de viento.

A partir de este estudio se puede señalar que la circulación costera en el GT está también relacionada con la componente zonal del esfuerzo del viento. Por otra parte, la importancia aparente de la divergencia del esfuerzo del viento nos sugiere la influencia de otros mecanismos implicados, además del bombeo y el transporte de Ekman, y la mezcla turbulenta, que deberían ser estudiados en un futuro para tener un entendimiento completo de los procesos que producen el enfriamiento observado en la superficie.

 

Agradecimientos

El presente trabajo fue apoyado por el Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT; proyectos U40822–F, 62520, 85018 y direcIOA), por el proyecto de colaboración UCMexUS–CONACYT y por la Universidad Autónoma de Baja California (UABC; proyectos 311, 323 y 341). Se agradece a CONACYT el apoyo otorgado al primer autor para la beca de doctorado y la estancia de trabajo en la Universidad de Hawaii a través del programa Beca Mixta 2005. La adquisición de las imágenes y datos satelitales fue apoyado a través del proyecto SEP–2004–C01–48164 y la UABC. Por último, pero no menos importante, queremos también agradecer al personal académico y estudiantes de la Universidad del Mar, campus Puerto Angel, y de la Estación de Investigación Oceanográfica de Salina Cruz de la Secretaria de Marina Armada de México el apoyo brindado para la logística del traslado, la instalación y la operación de los sistemas de radar de alta frecuencia en la costa de Oaxaca. Se agradece también a los tres revisores anónimos sus valiosos comentarios para mejorar el manuscrito.

 

REFERENCIAS

Atlas R, Hoffman RN, Bloom SC, Jusem JC, Ardizzone J. 1996. A multiyear global surface wind velocity data set using SSM/I wind observations. Bull. Am. Meteorol. Soc. 77: 869–882.         [ Links ]

Barton ED, Argote ML, Brown J, Kosro PM, Lavín MF, Robles JM, Smith RL, Trasviña A, Vélez HS. 1993. Supersquirt: Dynamics of the Gulf of Tehuantepec, Mexico. Oceanography 6: 23–30.         [ Links ]

Barton ED, Lavín MF, Trasviña A. 2009. Coastal circulation and hydrography in the Gulf of Tehuantepec, Mexico, during winter. Cont. Shelf Res. 29: 485–500.         [ Links ]

Clarke AJ. 1988. Inertial wind path and sea surface temperature patterns near the Gulf of Tehuantepec and Gulf of Papagayo. J. Geophys. Res. 93(C12): 15491–15501.         [ Links ]

Chelton DB, Esbensen SK, Schlax MG, Thum N, Freilich MH, Wentz FJ, Gentemann CL, McPhaden MJ, Schopf PS. 2001. Observations of coupling between surface wind stress and sea surface temperature in the Eastern Tropical Pacific. J. Clim. 14: 1479–1498.         [ Links ]

Flores–Vidal X, Durazo R, Flament P, Chavanne C. 2011. Circulación costera en ausencia de viento en el Golfo de Tehuantepec, México: Observaciones con radares de alta frecuencia. Cienc. Mar. 37(4A): 493–512.         [ Links ]

González–Silvera A, Santamaría–del–Ángel E, Millán–Núñez R, Manzo–Monroy H. 2004 Satellite observations of mesoscale eddies in the gulfs of Tehuantepec and Papagayo (Eastern Tropical Pacific). Deep–Sea Res. II 51: 587–600.         [ Links ]

Gurgel KW, Antonischki G, Essen HH, Schlick T. 2000. Wellen Radar (WERA): A new ground–wave HF radar for ocean remote sensing. Coast. Eng. 37: 219–234.         [ Links ]

Hoffman RN. 1984. SASS wind ambiguity removal by direct minimization. Mon. Weather Rev. II 112: 1829–1852.         [ Links ]

Kessler WS. 2002. Mean three–dimensional circulation in the Northeast Tropical Pacific. J. Phys. Oceanogr. 32: 2457–2471.         [ Links ]

Large WG, Pond S. 1981. Open ocean momentum flux measurements in moderate to strong winds. J. Phys. Oceanogr. 11: 324–336.         [ Links ]

Lavín MF, Robles JM, Argote ML, Barton ED, Smith R, Brown J, Kosro M, Trasviña A, Vélez HS, García J. 1992. Física del Golfo de Tehuantepec. Cienc. Desarr. VXVIII(103): 98–108.         [ Links ]

McClain CR, Christian JR, Signorini SR, Lewis MR, Asanuma I, Turk D, Dupouy–Douchement C. 2002. Satellite ocean–color observations of the tropical Pacific Ocean. Deep–Sea Res. II 49: 2533–2560.         [ Links ]

McCreary JP, Lee HS, Enfield DB. 1989. The response of the coastal ocean to strong offshore winds: With application to circulations in the gulfs of Tehuantepec and Papagayo. J. Mar. Res. 47: 81–109.         [ Links ]

Müller–Karger FE, Fuentes–Yaco C. 2000. Characteristics of wind–generated rings in the eastern tropical Pacific Ocean. J. Geophys. Res. 105(C1): 1271–1284.         [ Links ]

Paduan J, Cook M. 2004. HFRadarmap toolbox for MATLAB, Naval Postgraduate School, Monterey, California (available at http://www.oc.nps.navy.mil/radlab/HFRadarmapToolbox/).         [ Links ]

Romero–Centeno R, Zavala–Hidalgo J, Gallegos A, O'Brien JJ. 2003. Isthmus of Tehuantepec wind climatology and ENSO signal. J. Clim. 16: 2628–2639.         [ Links ]

Steenburgh WJ, Schultz DM, Colle BA. 1998. The structure and evolution of gap outflow over the Gulf of Tehuantepec, Mexico. Mon. Weather Rev. 126: 2673–2691.         [ Links ]

Stumpf HG. 1975. Satellite detection of upwelling in the Gulf of Tehuantepec, Mexico. J. Phys. Oceanogr. 5: 383–388.         [ Links ]

Stumpf HG, Legeckis RV. 1977. Satellite observations of mesoscale eddy dynamics in the eastern tropical Pacific Ocean. J. Phys. Oceanogr. 7: 648–658.         [ Links ]

Trasviña A, Barton ED. 2008. Summer circulation in the Mexican tropical Pacific. Deep–Sea Res. I 55: 587–607.         [ Links ]

Trasviña A, Barton ED, Brown J, Vélez HS, Kosro PM, Smith RL. 1995. Offshore wind forcing in the Gulf of Tehuantepec, Mexico: The asymmetric circulation. J. Geophys. Res. 100(C10): 20649–20663.         [ Links ]

Wyrtki K. 1965. Surface currents of the eastern tropical Pacific ocean. Inter–Am. Trop. Tuna Comm. Bull. 9 (5): 271–304.         [ Links ]

 

NOTA

* Descargar versión bilingüe (Inglés–Español) en formato PDF.