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Ciencias marinas

versión impresa ISSN 0185-3880

Cienc. mar vol.37 no.4a Ensenada dic. 2011

 

Estructura de la corriente de Yucatán en los canales de Cozumel y Yucatán*

 

Yucatán Current variability through the Cozumel and Yucatán channels

 

G Athié*, J Candela, J Sheinbaum, A Badanf, J Ochoa

 

Departamento de Oceanografía Física, Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada (CICESE), Carretera Ensenada–Tijuana No. 3918, Zona Playitas, Ensenada 22860, Baja California, México.

 

*Autor para correspondencia:
E–mail: gathie@cicese.mx

 

Received June 2010,
accepted August 2011.

 

RESUMEN

Ocho meses de observaciones simultáneas de la variabilidad del flujo que atraviesa los canales de Yucatán y Cozumel revelaron que la parte de la corriente de Yucatán que cruza el canal de Cozumel está principalmente correlacionada con el flujo en la parte central del canal de Yucatán, dentro del núcleo de la corriente de Yucatán (definido en este estudio como velocidades mayores que 0.6 m s–1). El transporte medio observado en el núcleo de la corriente fue de 9 Sv, que corresponde aproximadamente al 40% del transporte registrado para toda la sección a través del canal de Yucatán. La posición de máxima velocidad de la corriente se mantuvo oscilando dentro de la posición promedio del núcleo en el canal de Yucatán, moviéndose hacia el este cuando la corriente se intensificaba en el canal de Cozumel y hacia el oeste cuando ésta se debilitaba, indicativo de un comportamiento de la corriente dominado por inercia en lugar del control topográfico. Los fenómenos de mesoescala, tales como los remolinos que cruzan por la región, parecen estar asociados con la variabilidad en ambos canales, lo que proporciona una explicación coherente del comportamiento observado en la corriente.

Palabras clave: corriente de Yucatán, dinámica de canales, canal de Cozumel, funciones empíricas ortogonales.

 

ABSTRACT

A comparison based on eight months of simultaneous observations of the flow variability in the Yucatan and Cozumel channels shows that the portion of the Yucatan Current that crosses through Cozumel Channel is best correlated with the flow near the center of the Yucatan Channel within the core of the Yucatan Current (defined here as velocities in excess of 0.6 m s–1). The core has a mean transport of 9 Sv, which is about 40% of that measured for the entire Yucatan Channel cross section. The position of maximum current velocity oscillates within the mean core position in the Yucatan Channel, shifting eastward when the current intensifies in Cozumel Channel and westward when it weakens, indicative of a current behavior dominated by inertia instead of topographic control. Mesoscale features, possibly eddies passing through the region, seem to couple the variability in both channels, giving a plausible explanation for the observed current patterns.

Key words: Yucatan Current, channel dynamics, Cozumel Channel, empirical orthogonal functions.

 

INTRODUCCIÓN

La topografía del Caribe mexicano (fig. 1) se caracteriza por dos canales paralelos a la línea de costa: uno es el canal de Cozumel que tiene ~400 m de profundidad y 18 km de ancho, y el otro, ubicado al este de la isla Cozumel, tiene ~1000 m de profundidad. Hacia el este de ambos canales se encuentra un umbral de 2040 m de profundidad que forma el canal de Yucatán. Este umbral es la única conexión entre el mar Caribe y el golfo de México, ambas cuencas con profundidades mayores que 3500 m. El canal de Yucatán mide 196 km de ancho de cabo San Antonio, Cuba, a Isla Mujeres, México. La rapidez y variabilidad de sus corrientes lo hacen una región interesante para su estudio.

La corriente de Yucatán es un flujo ubicado en el lado oeste del canal de Yucatán y conocido como intenso desde hace más de un siglo (Pillsbury 1890). Sin embargo, las características principales de dicha corriente eran poco conocidas debido a que las mediciones directas en la zona eran limitadas (e.g., Pillsbury 1890, Hansen y Molinari 1979, Maul et al. 1985). Recientemente, se inició un programa observacional completo, con el objetivo de medir la variabilidad en la región del canal de Yucatán (Ochoa et al. 2001, Sheinbaum et al. 2002). Dos años de mediciones continuas a lo ancho del canal de Yucatán revelaron que su transporte promedio es de 23 Sv (±3, desviación estándar) y su velocidad promedio, de 1.5 m s–1 cerca de la superficie (Candela et al. 2003, Ochoa et al. 2003). La dirección de la corriente de Yucatán varía de noreste a noroeste y alcanza una velocidad máxima de 2.5 m s–1 (ver Abascal et al. 2003). Esta corriente intensa no presenta inversiones y es controlada parcialmente por la topografia de la zona (Maul 1977). La corriente de Yucatán fluye desde el sur de la isla Cozumel, atraviesa la parte oeste del canal de Yucatán y entra al golfo de México, donde posteriormente se convierte en la corriente del Lazo. El núcleo de la corriente de Yucatán se caracteriza por tener velocidades superiores a los 0.6 m s–1 en todo momento y un ancho aproximadamente entre 50 y 100 km; su velocidad máxima se observa en la superficie y decrece paulatinamente hasta los 800 m de profundidad (Badan et al. 2005). Del lado este del canal, cerca de Cuba, se encuentra una corriente superficial intermitente (300 m de profundidad) con velocidad promedio de 0.3 m s–1 y dirección hacia el sur, y es conocida como la contracorriente Cubana (e.g., Emilsson 1971, Sheinbaum et al. 2002, Badan et al. 2005).

La variabilidad del flujo juega un papel importante en la caracterización de la corriente de Yucatán. Una parte de la variabilidad de esta corriente ha sido atribuida a remolinos de mesoescala. El origen de estos remolinos puede observarse desde el este de la cuenca caribeña, el mar de Caimán y los estrechos en el oeste del Caribe, particularmente en el paso de los Vientos. Los remolinos en el mar Caribe han sido estudiados a partir de simulaciones numéricas (Murphy et al. 1999), datos de satélite (Andrade y Barton 2000, Carton y Chao 1999) y flotadores (Richardson 2005). A pesar de que varios de los remolinos provenientes del este del Caribe parencen perder energía y desintegrarse al interactuar con el escalón topográfico entre Centroamérica y Jamaica, algunos de ellos han sido rastreados hasta la región de Yucatán por Guerrero et al. (2004) y Richardson (2005), mientras que Candela et al. (2003) y Domínguez–Guadarrama (2005) presentaron evidencias de su cruce a través del canal de Yucatán. Algunos remolinos de menor escala contribuyen al transporte de vorticidad a través del canal de Yucatán (Simmons y Nof 2002, Candela et al. 2003). Estos remolinos también se pueden formar debido a inestabilidades locales de las corrientes principales o a partir de parches de vorticidad (streamers en inglés), que se separan de remolinos de mayor tamaño al interactuar con la topografía y, posteriormente, crecen debido a eventos de fusión o interacción con la corriente promedio (Murphy et al. 1999, Cenedese 2002, Candela et al. 2003, Richardson 2005, Cetina et al. 2006, Jouanno et al. 2008). Sin importar cual sea su origen, los remolinos una vez absorbidos por la corriente de Yucatán pueden (i) modular la variabilidad de las corrientes en la región (e.g., Andrade y Barton 2000, Carton y Chao 1999) y (ii) generar fluctuaciones de vorticidad que podrían modular parte del proceso de liberación de renolinos por la corriente de Lazo (Candela et al. 2002, Ezer et al. 2003).

A pesar de las dimensiones relativamente pequeñas del canal de Cozumel (18 km de ancho y 400 m de profundidad), en comparación con el resto del Caribe norte, el flujo que pasa por este canal es de particular importancia debido a que forma parte de la corriente de Yucatán. Además, la corriente de Yucatán se intensifica una vez que cruza el canal de Cozumel, lo que sugiere que la isla Cozumel juega un papel importante en el desarrollo de esta corriente (Centurioni y Niiler 2003, Cetina et al. 2006). Las observaciones recientes en el canal de Cozumel (entre diciembre de 1996 y mayo de 1997) confirman que dicha corriente presenta una dirección predominante a lo largo del canal, con una velocidad superficial promedio de 1.1 m s–1 a 30 m de profundidad, y un transporte de 5.1 Sv (Chávez et al. 2003), lo que representa alrededor del 20% del transporte observado en el canal de Yucatán. Cetina et al. (2006) analizaron observaciones de la corriente a lo largo de la costa mexicana en el Caribe (desde el sur del banco Chinchorro hasta Puerto Morelos, al norte de la isla Cozumel) y las compararon con simulaciones numéricas. Estos autores encontraron que la variabilidad en la región está controlada principalmente por el paso de remolinos. Estos remolinos regulan la intensidad de la corriente de Yucatán, así como los periodos de convergencia y divergencia en la región donde la corriente de Caimán se acerca a la costa. Esta variabilidad se relaciona con los dos modos de variabilidad dominantes en el canal de Yucatán registrados por Abascal et al. (2003) a partir de observaciones de anclajes y por Candela et al. (2003) a partir de simulaciones numéricas (ver también Oey et al. 2004).

La relación entre las corrientes observadas en los canales de Cozumel y Yucatán puede ayudar a entender el comportamiento subsecuente de la corriente de Yucatán y la corriente del Lazo dentro del golfo de México. En el presente estudio se consideraron observaciones simultáneas para determinar que tan relacionada está la corriente en el canal de Cozumel con la observada en el canal de Yucatán e identificar los procesos de la corriente de Yucatán que son comunes en ambos canales. La descripción de los datos y métodos utilizados se presenta en la siguiente sección. La sección de resultados se divide en tres partes: primero, se analiza la estructura de la corriente de forma individual para cada anclaje y su respectiva conexión con el canal de Cozumel; después, se realiza una comparación entre el flujo en el canal de Cozumel y las características de mayor escala del flujo en el canal de Yucatán mediante el uso del perfil de velocidad a lo largo de este último canal; finalmente, se describe la evolución temporal del transporte en ambos canales, así como las características de propagación de las señales significativas que son comunes entre los canales. Un resumen de los resultados y las conclusiones se presentan en la última sección.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

Se llevaron a cabo mediciones simultáneas de la velocidad de la corriente en los canales de Yucatán y Cozumel entre octubre de 2000 y mayo de 2001, como parte del proyecto CANEK. Se instalaron nueve anclajes, a lo ancho del canal de Yucatán, equipados en la parte superior con Perfiladores Acústicos de Corriente por Efecto Doppler (ADCP, por sus siglas en inglés) midiendo hacia la superficie y correntómetros Aanderaa (fig. 1) en la parte inferior. El ADCP más profundo se encontraba cerca de los 500 m por debajo de la superficie. Tal como se especifica en Sheinbaum et al. (2002), la distribución de los anclajes fue diseñada con base en la distribución hidrográfica observada en el canal. También se instaló un ADCP (RDI 300 kHz BroadBand Work Horse) con dirección hacia la superficie a 200 m de profundidad en el centro del canal de Cozumel durante el mismo periodo. Este instrumento midió las corrientes entre los 195 y 75 m de profundidad con una resolución vertical de 8 m. Las mediciones previas hechas en el canal de Cozumel, a partir de anclajes y ADCP de barco (Chávez et al. 2003, Ochoa et al. 2005), muestran una coherencia significativa de la velocidad de la corriente a lo ancho del canal y en la columna de agua, lo que indica que la observación de la corriente a partir de un solo anclaje en el centro del canal, como es el caso en este estudio, es representativa de la variabilidad de la corriente en todo el canal de Cozumel.

Se utilizaron los registros de datos horarios pasa–baja provenientes de los ADCP para comparar las corrientes y su variabilidad en los dos canales. Se utilizó el filtro Lanzcos (Emery y Thomson, 2004) con una frecuencia de corte de 1/48 h–1 para eliminar las frecuencias altas en las series, incluyendo las fluctuaciones por mareas e inerciales. Las velocidades de la corriente por encima de los 400 m de profundidad fueron interpoladas a lo ancho de la sección del canal de Yucatán según el método de mapeo objetivo descrito por Roemmich (1983). Este método considera escalas de correlación grandes y pequeñas. Las escalas grandes se usan para estimar un campo promedio a partir de las observaciones, a falta de un campo promedio de la velocidad mejor definido y más específico. Las funciones adecuadas pueden ser exponenciales o gaussianas con tres parámetros libres: la escala de decorrelación en la vertical, la escala de decorrelación en la horizontal y la relación señal–ruido. El mapeo objetivo esta diseñado para anomalías ( i.e., señales con promedio igual a cero). El uso de escalas grandes para la determinación de un campo promedio de fondo a través del mapeo objetivo se ha utilizado en varios estudios en el pasado (Roemmich 1983), y una orientación en la práctica es elegir escalas mayores que las de los remolinos comunes en la región. Las escalas grandes utilizadas en este estudio fueron 150 km en la horizontal y 1.5 km en la vertical. Las escalas pequeñas son las escalas propias del mapeo objetivo. Estas escalas se eligen ajustando funciones exponenciales de correlación a las correlaciones derivadas de los datos en el canal de Yucatán (Ochoa et al. 2003). Las escalas pequeñas utilizadas fueron 70 km en la horizontal y 400 m en la vertical; la malla de interpolación tenía una resolución de 5.16 km (0.05 grados de longitud) en la horizontal y 20 m en la vertical. Los valores de la relación señal–ruido fueron de 0.1 para las escalas grandes y 0.05 para las escalas pequeñas; el área total de interpolación comprendió de 85 °W a 86.5 °W de longitud y de 30 a 410 m de profundidad.

El canal de Yucatán se dividió en tres zonas con respecto a la longitud: la zona oeste, correspondiente a los anclajes D1, D2 y D3; la zona central, que incluye los anclajes Y1, Y2 y Y3; y la zona este, que comprende los anclajes Y5 y Y6 (ver figs. 1, 2). Del anclaje Y4, únicamente se utilizaron los instrumentos entre los 200 y 300 m de profundidad.

 

RESULTADOS

Comportamiento del perfil de la corriente en los canales de Cozumel y Yucatán

La figura 3a muestra el promedio vertical de las corrientes entre la superficie y los 250 m aproximadamente (ver tabla 1). Las velocidades mayores (entre 0.46 y 0.72 m s–1) se observaron en la zona central del canal de Yucatán, con dirección noreste. En la zona oeste las velocidades registradas de la corriente fueron entre 0.28 y 0.50 m s–1, y la dirección varió de nor–noreste en D1 y D2 a noroeste en D3. En el sector este se presentó una velocidad promedio de la corriente menor que 0.06 m s–1. La corriente promedio en el canal de Cozumel mostró una velocidad comparable a la de la zona centro del canal de Yucatán, aunque fue ligeramente más rápida en Cozumel (aproximadamente 0.74 m s–1, promedio entre 75 y 195 m de profundidad). Badan et al. (2005) describen en detalle la distribución promedio y la estadística de las corrientes superficiales, observadas durante el proyecto CANEK, en la región del canal de Yucatán. Estos autores observaron la mayor variabilidad en la intensidad de la corriente en la zona oeste y la mayor variabilidad con respecto a la dirección de la corriente en la zona este, está última debido a la intermitencia de la contracorriente Cubana en el canal de Yucatán.

Las anomalías de las componentes zonal y meridional de la velocidad se obtuvieron al restar el perfil temporal promedio de cada anclaje. A partir de estas anomalías, se realizó una descomposición en funciones empíricas ortogonales (FEO) de los datos de ADCP entre los 20 y los 250 m de profundidad para cada anclaje de forma individual. El primer modo de FEO (FEO1) representa más del 70% de la varianza en todos los anclajes a excepción de Y1 y Y3, donde representa alrededor del 60%. Las diferencias en la estructura espacial del FEO1, y en particular las discrepancias de sus componentes principales, sugieren diferentes características del flujo en cada una de las tres zonas (oeste, central y este).

La figura 3b muestra la magnitud y dirección principal de las anomalías de la corriente cerca de la superficie y alrededor de 100 m de profundidad, representadas por el vector del FEO1 para cada profundidad. Los paneles inferiores de la figura 3(c–f) muestran las variaciones en profundidad de la magnitud de la corriente (paneles de la izquierda) para el FEO1, así como la componente principal correspondiente (paneles de la derecha) para el canal de Cozumel y los anclajes D2, Y2 y Y6 en el canal de Yucatán, los cuales representan la variabilidad de la corriente en las zonas oeste, central y este, respectivamente. De la figura 3(a, b), se puede observar como la corriente promedio domina sobre la variabilidad (note la magnitud de los vectores), tanto en el canal de Cozumel, como en la zona central del canal de Yucatán. En la zona oeste cercana a la plataforma continental, en aguas superiores a los 500 m, el promedio y la desviación estándar (DE) de la corriente presentan magnitudes comparables, mientras que en la zona este la variabilidad domina sobre el promedio de la corriente. Aunque la siguiente discusión será referida a todos los anclajes correspondientes a cada zona (tabla 1), los paneles inferiores de la figura 3 sólo muestran los resultados de los anclajes descritos anteriormente. La variabilidad de la corriente en el canal de Cozumel (fig. 3b, c) presenta una dirección de noreste a suroeste, con una velocidad promedio en la vertical de 0.18 m s–1; se observan pequeñas variaciones en las anomalías de la corriente en la vertical, con una velocidad máxima alrededor de los 150 m de profundidad.

En el canal de Yucatán, las fluctuaciones de la corriente en la zona oeste fueron principalmente en dirección sureste a noroeste cerca de la superficie (fig. 3d), con una velocidad promedio en la vertical de 0.44 m s–1 para D1, 0.29 m s–1 para D2 y 0.30 m s–1 para D3. La amplitud modal máxima asociada con la variabilidad se observó alrededor de los 80 m de profundidad; a esta profundidad, la dirección de la corriente gira ligeramente hacía el este (las fluctuaciones de la corriente son en la dirección de sur a norte), comparada con el vector más superficial (15–40 m de profundidad). En la zona central se observó una variabilidad de la corriente en la dirección de suroeste a noreste cerca de la superficie y alrededor de 100 m de profundidad, con una velocidad promedio en la vertical cercana a los 0.15 m s–1 para los anclajes Y1, Y2 y Y3; la variabilidad de la corriente disminuyó con la profundidad y fue menor que la de la zona oeste. El promedio en la vertical de las anomalías correspondientes al FEO1 fue relativamente pequeño en la zona central, y la corriente promedio fue mucho mayor que las anomalías (fig. 3 a, b). En la zona este, la variabilidad de la corriente disminuyó en función de la profundidad y fue principalmente en dirección de sureste a noroeste (fig. 3b, f). La velocidad promedio en la vertical para los anclajes Y5 y Y6 fue de 0.19 m s–1, que es mayor que la corriente promedio en esta zona.

A partir de las componentes principales de los modos FEO1, se obtuvieron las correlaciones para cada anclaje; se calculó el coeficiente de correlación entre el componente principal en el canal de Cozumel y el de cada uno de los anclajes en el canal de Yucatán. Las correlaciones obtenidas se consideraron significativas al 95% de confianza. Lo anterior se obtuvo a partir del cálculo de los grados de libertad verdaderos de las series con el método descrito por Chelton (1983), que considera la autocovarianza de cada serie y la covarianza cruzada entre ambas series. La tabla 2 muestra los resultados obtenidos a partir de este análisis.

Es importante notar que el signo de los modos de los FEO se eligió de forma que los valores positivos de las componentes principales indican un incremento sobre el perfil promedio (i.e., a cada profundidad), mientras que los valores negativos indican una disminución de la corriente con respecto al promedio. Las componentes principales del primer modo en el canal de Cozumel (CPcoz) y la zona oeste en del canal de Yucatán (CPo) están correlacionadas de forma inversa, con un coeficiente de correlación de –0.53 (fig. 3c, d). Las componentes principales del FEO1 para cada uno de los tres anclajes en la zona central del canal de Yucatán (CPc) (fig. 3e) presentaron una correlación importante con CPcoz (fig. 3c), con un coeficiente de correlación de 0.77 (entre el anclaje Y2 y el de Cozumel). Este resultado indica que al incrementarse la velocidad del flujo en Cozumel, se observa también un incremento de la velocidad en la zona central del canal de Yucatán, y al mismo tiempo una disminución de la velocidad en la zona oeste del mismo. No se observó una correlación significativa entre las componentes principales en la zona este de Yucatán y CPcoz.

En Sheinbaum et al. (2002), Abascal et al. (2003), Candela et al. (2003) y Badan et al. (2005) se puede encontrar una descripción detallada del perfil promedio de la corriente en el canal de Yucatán, obtenido a partir de varios periodos de mediciones dentro del proyecto CANEK. Las velocidades promedio más intensas (cercanas a 1 m s–1) se observaron en la parte oeste y central del canal, donde la corriente que fluye siempre en el sentido del Caribe hacia el golfo de México nunca se invierte. En este artículo el núcleo de la corriente de Yucatán se consideró como la región donde las velocidades a través del canal son mayores que 0.6 m s–1 para cada tiempo. En la parte este del canal, en los primeros 200 m, se observa una corriente promedio que fluye hacia el Caribe: la contracorriente Cubana.

El diagrama de longitud y tiempo de la corriente superficial a través del canal de Yucatán (fig. 4, panel izquierdo) confirma que el núcleo de la corriente permanece en la zona central del canal la mayor parte del periodo de estudio (entre los anclajes Y1 y Y2). La dirección del flujo superficial a lo largo del canal de Cozumel no se invirtió durante todo el periodo de estudio (fig. 4, panel derecho), con velocidades superiores a 0.8 m s–1. Se observan algunos periodos, por ejemplo a finales de diciembre de 2000, a mediados de enero de 2001 y en mayo de 2001, en los que el núcleo de la corriente de Yucatán se desplaza hacía el oeste (hacía los anclajes D1, D2 y D3) al mismo tiempo que el flujo en el canal de Cozumel disminuye su intensidad a valores de 0.7 m s–1, aproximadamente. Los resultados anteriores sugieren que la corriente a través del canal de Cozumel forma parte del núcleo de la corriente de Yucatán, que tiende a permanecer en la zona central de este canal. Lo anterior resulta interesante, ya que la profundidad en la zona central del canal de Yucatán es entre dos y cuatro veces mayor que la del canal de Cozumel (ver fig. 2) y, claramente, ambas zonas no están topográficamente conectadas. Lo anterior sugiere un debilitamiento del control topográfico sobre el flujo, una vez que cruza el canal de Cozumel.

Relación de la variabilidad de la corriente entre los canales

Hasta ahora nos hemos concentrado en estudiar la estructura de la corriente analizando cada anclaje de forma individual y su conexión con el flujo en Cozumel. Se analizó la relación entre la corriente en el canal de Cozumel y las características de gran escala en el canal de Yucatán a partir de una descomposición en FEO de la velocidad perpendicular al canal; se consideraron únicamente los primeros 400 m y la ubicación de los datos fue similar a las posiciones de los anclajes utilizados por Abascal et al. (2003), pero un año después. El primer modo (FEO1) representa el 45% de la variabilidad (fig. 5a) y tiene una estructura compuesta de tres bandas, llamada tripolo; en el centro del canal se observó una anomalía de la corriente en un sentido, mientras que en los extremos del canal fue en la dirección opuesta. El segundo modo (FEO2), llamado bipolo, representa el 23% de la variabilidad (fig. 5b); su estructura muestra corrientes con sentido opuesto en ambos lados del canal.

Estos dos modos de variabilidad en el canal de Yucatán (el tripolo y el bipolo) fueron obtenidos en estudios anteriores para toda la columna de agua a partir de observaciones de la velocidad (Abascal et al. 2003), de datos satelitales de anomalías del nivel del mar (Marín et al. 2008) y de simulaciones numéricas (Candela et al. 2003, Ezer et al. 2003, Oey et al. 2004). Candela et al. (2003) sugieren que las estructuras obtenidas a partir de las FEO están relacionadas con el paso de remolinos o la propagación de anomalías a través del canal de Yucatán, mientras que Ezer et al. (2003) encontraron que el modo correspondiente al tripolo (llamado el modo del transporte en su artículo) está correlacionado con el transporte hacia el golfo en el canal de Yucatán y explican que esto podría relacionarse con los eventos de liberación de remolinos de la corriente del Lazo. Es interesante mencionar que los dos primeros modos de las anomalías de la corriente en los primeros 400 m representan el 68% de la varianza, comparado con el 52% obtenido al incluir toda la sección en la vertical. Esto tiene que ver con el hecho de que las corrientes con mayor energía se encuentran concentradas en la parte superior del canal y que la variabilidad por debajo de los 800 m parece no estar relacionada con la de las capas superficiales, correspondiendo a modos de variabilidad superiores (Candela et al. 2003, Ezer et al. 2003).

Se realizó un análisis de correlación desfasada (con el uso de una ventana corrediza de 15 días) entre la componente principal del FEO1 para el canal de Cozumel y la componente principal (FEO1) de cada anclaje en el canal de Yucatán para observar la evolución temporal de la posición de correlación máxima entre ambos canales (no se muestra). La longitud promedio de dicha correlación máxima y su desviación estándar se indican en el FEO1 (la estructura del tripolo, fig. 5a), la cual abarca las longitudes de los anclajes Y1 y Y3. De noviembre de 2000 a mayo de 2001, la correlación fue mayor que 0.5 con un promedio de 0.84 (DE = 0.10, no se muestra). El intervalo de desplazamiento de la correlación máxima y la zona central del tripolo tienen escalas horizontales similares. La estructura del FEO1 concuerda con el resultado encontrado en la subsección anterior, que estableció una correlación positiva entre CPcoz y CPc y al mismo tiempo, una correlación negativa entre CPcoz y CPo. La figura 6(a, b) muestra las componentes principales del FEO1 en el canal de Cozumel (CPcoz) y el FEO1 descrito con anterioridad para el canal de Yucatán; el coeficiente de correlación entre ellas (0.69) es significativo al 95% de confianza.

La posición de la máxima velocidad de la corriente en el canal de Yucatán se muestra en la figura 6(c), y está correlacionada con la componente principal de la estructura correspondiente al tripolo en el mismo canal, con un coeficiente de correlación de 0.82 (fig. 6b), tal como lo describe Abascal et al. (2003). Estos autores argumentan que la evolución del tripolo podría relacionarse con los meandros de la corriente. Cuando el tripolo presenta un signo en el cual el núcleo central es positivo, la corriente más intensa se mueve hacia el este, es decir en la zona central del canal de Yucatán; en el caso opuesto, cuando el núcleo central es negativo, se observan anomalías positivas de la corriente en los extremos del canal. En este estudio, se encontró además una correlación significativa entre CPcoz (fig. 6a) y la posición de máxima velocidad (fig. 6c), con un coeficiente de correlación de 0.59.

Transportes

Se calculó el transporte a través del canal de Cozumel siguiendo el método explicado en Chavéz et al. (2003), que consiste en utilizar la información de la corriente a través del canal, obtenida de varias campañas de ADCP de barco, para extrapolar la corriente medida en el centro del canal a toda la sección transversal. El transporte en el canal de Yucatán fue calculado para toda la sección transversal a partir de las velocidades interpoladas en los primeros 410 m, ya que es la máxima profundidad del canal de Cozumel. Adicionalmente, se calculó la evolución temporal del transporte para el núcleo de la corriente de Yucatán, considerando como núcleo el flujo en las zonas oeste y central con velocidades superiores a 0.6 m s–1. La figura 7 muestra las anomalías del transporte para el canal de Yucatán, para el núcleo de la corriente de Yucatán y para el canal de Cozumel.

El transporte promedio subsuperficial (entre 30 y 410 m de profundidad) para el canal de Yucatán durante el periodo de estudio (ocho meses) es de 14 Sv (DE = 2); la serie de tiempo de las anomalías de dicho transporte se presenta en la figura 7a. El transporte promedio calculado sólo para el núcleo de la corriente de Yucatán es de 9 Sv (DE = 3 Sv), que representa el 69% del transporte promedio para toda la sección por encima de los 410 m de profundidad y alrededor del 40% del transporte en toda la columna de agua. La evolución temporal de las anomalías del transporte calculado para el núcleo se muestran en la figura 7b.

El transporte a través del canal de Cozumel es de 3 Sv (DE = 1 Sv), con un mínimo de 1.6 Sv en enero y un máximo de 6 Sv a finales de abril. Este promedio es menor que el observado por Chávez et al. (2003) de 5 Sv. Aunque en este estudio únicamente se cuenta con ocho meses de datos, el transporte máximo registrado en invierno y el mínimo en primavera coincide con lo observado tres años atrás por Chávez et al. (2003); sin embargo, las mediciones de la corriente realizadas en las proximidades de la isla de Cozumel (Cetina et al. 2006) y en el canal de Yucatán (Candela et al. 2003) no muestran un ciclo estacional bien definido.

La correlación entre la serie de tiempo del transporte total en el canal de Cozumel y en los primeros 410 m en el canal de Yucatán es de 0.29 y no es significativa (ver fig. 7a, c), pero si solamente se considera el transporte del núcleo de la corriente en el canal de Yucatán (ver fig. 7b, c), la correlación entre ambos transportes es significativa con un coeficiente de 0.68. Es importante recordar que el núcleo de la corriente se define como la parte del flujo con velocidades superiores a 0.6 m s–1 y que su área, posición y transporte cambian a cada paso de tiempo. Por lo tanto, el flujo que pasa por el canal de Cozumel parece ser una parte importante del núcleo de la corriente de Yucatán.

El transporte del núcleo de la corriente de Yucatán fue calculado nuevamente tal como se describió anteriormente, pero considerando un área fija de la sección (el área delimitada por la isotaca de 0.6 m s–1 de la sección promedio de la corriente a través del canal). Estas dos estimaciones del transporte (i.e., considerando el área de una sección fija o variable para el núcleo) presentan una diferencia insignificante entre sus series de tiempo, lo que indica que el núcleo de la corriente en el canal de Yucatán no cambia, significativamente, su posición en el tiempo. De esta forma, el máximo de la velocidad se mueve dentro del núcleo, que mantiene relativamente fija su área transversal.

El análisis de espectros cruzados entre la evolución temporal de los transportes a través de Cozumel y del núcleo de la corriente de Yucatán (fig. 8) muestra cuatro picos de coherencia significativa (con un nivel de confianza del 95%) a 37–1, 12–1, 8–1 y 4–1 ciclos por día (cpd). El pico significativo con mayor energía se presentó a 37–1 cpd, con el doble de energía en Yucatán y un desfase de alrededor de 4 días en dirección opuesta a la corriente (de Yucatán hacia Cozumel). En el canal de Yucatán se ha registrado un pico espectral entre los 20 y 40 días a partir de observaciones (Abascal et al. 2003) y simulaciones numéricas (Ezer et al. 2003). Abascal et al. (2003) encontraron un pico de energía para la misma banda de frecuencia en el esfuerzo del viento en la dirección norte, aunque no pudieron encontrar más evidencia de la conexión entre estas dos variables.

La señal a 12–1 cpd se propaga del cananl Cozumel hacia el canal de Yucatán (en la dirección de la corriente) con un desfase temporal de 3.2 días, mientras que la señal a 8–1 cpd presenta un desfase de 2.8 días, lo que indica una señal que se propaga del canal de Yucatán hacia Cozumel. La señal entre 7 y 9 días también fue observada al calcular el espectro cruzado entre el transporte en el canal de Cozumel y el transporte total en el canal de Yucatán, así como entre las componentes principales de cada anclaje (no se muestra), con una propagación de la fase similar. Abascal et al. (2003) también encontraron un pico espectral entre 5 y 10 días en el transporte en Yucatán asociado con el modo de variabilidad correspondiente al tripolo.

 

DISCUSIÓN

Se llevaron a cabo mediciones simultáneas de la corriente en los canales de Cozumel y Yucatán durante un periodo de ocho meses. Los resultados muestran una fuerte correlación entre el flujo en el canal de Cozumel y el flujo superficial en la zona central del canal de Yucatán. La intensificación (debilitamiento) de la corriente en el canal de Cozumel se relaciona con el movimiento hacia la zona central (oeste) del núcleo de la corriente de Yucatán. Estos movimientos longitudinales del núcleo de la corriente de Yucatán generan anomalías de la velocidad a todo lo ancho del canal de Yucatán asociadas con el FEO1, que en este artículo se le llamó el tripolo (fig. 5a).

En la posición del anclaje Y1 (zona central) se reúnen el flujo proveniente del canal de Cozumel y el flujo al este de la isla Cozumel, el cual sigue un canal más profundo localizado mar adentro y forma así la otra parte de la corriente de Yucatán. Esto podría explicar la diferencia en la dirección de las corrientes promedio entre Cozumel y los anclajes Y1, Y2 y Y3 (ver fig. 3). Por otra parte, la figura 4 muestra que la posición (i.e., la longitud) de la isotaca de 0.6 m s–1 al este del núcleo, o bien, el borde este del núcleo en Yucatán, está altamente correlacionado con la velocidad de la corriente en el canal de Cozumel; esto implica un movimiento del núcleo de la corriente de Yucatán hacia el oeste (este) cuando el flujo en el canal de Cozumel decrece (incrementa).

La batimetría a lo largo de la costa de Yucatán se caracteriza por el canal de Cozumel de 400 m de profundidad, que se vuelve repentinamente más profundo a la latitud del canal de Yucatán; es importante notar que los anclajes Y1 y Y2, ubicados al noroeste de Cozumel en línea recta desde este canal, se instalaron a una profundidad de 1000 m (fig. 2). En la figura 9 se muestra el esquema de una posible explicación de la conexión entre los meandros del flujo en Yucatán considerados por Abascal et al. (2003), y la relación entre las anomalías de la velocidad en en los canales de Cozumel y Yucatán encontrada en el presente estudio. En la figura 9a se observa un ejemplo de la fase positiva del FEO1 (el tripolo) en el canal de Yucatán, el cual consiste en anomalías positivas de la corriente en la parte central, y las anomalías positivas de la corriente en el canal de Cozumel; esto es, cuando la corriente en Cozumel se intensifica alrededor de 0.6 m s–1 a 75 m de profundidad, el valor máximo de la velocidad de la corriente en Yucatán (alrededor de 1.6 m s–1) se mueve hacia el centro del canal (i.e., cuando las anomalías de la corriente en la zona central del canal de Yucatán son positivas). Cuando el primer modo es negativo, como se muestra en la figura 9b, las anomalías de la velocidad son negativas en el centro del tripolo (equivalentes a una corriente superficial de 1.0 m s–1 aproximadamente), o bien, cuando se observa un desplazamiento hacia el oeste del máximo de velocidad, se observa también un debilitamiento del flujo en el canal de Cozumel (0.2 m s–1 a 75 m de profundidad). El incremento en el transporte entre el tripolo de signo negativo y el positivo es entre 2 y 3 Sv en el canal de Cozumel y entre 5 y 10 Sv en los primeros 400 m del canal de Yucatán. El núcleo de la corriente que cruza el canal de Cozumel está constreñido por la topografía, pero luego se dirige en línea recta hacia el centro del canal de Yucatán en lugar de seguir la isobata de 400 m. La separación de la costa de una corriente de frontera oeste es un problema difícil que ha recibido mucha atención (e.g., Ou y de Ruijter 1986, Klinger 1994, Garrett 1995, Pichevin y Nof 1997, Munday y Marshall 2005, van Leeuwen y de Ruijter 2009, entre otros). Los factores como la curvatura de la costa, gradientes de presión adversos y desaceleraciones del flujo, pueden estar involucrados y controlar el proceso de separación. Todos ellos podrían explicar el hecho de que el núcleo de la corriente a lo largo del canal de Cozumel requiera un increment mínimo en su velocidad para perder el control topográfico. Se necesitan mas estudios para determiner cual es el proceso dinámico más importante y en que momento.

La conexión entre los dos canales explica las fluctuaciones en las zonas central y oeste de la estructura espacial del FEO1 (tripolo); sin embargo, si se parte únicamente de dicha conexión, no es tan sencillo explicar la variabilidad en la zona este, cuyas anomalías presentan el mismo signo que la zona oeste. De cualquier forma, los resultados de este estudio muestran claramente que el flujo que pasa a través del canal de Cozumel es parte del núcleo de la corriente de Yucatán. La conexión entre la corriente de Yucatán en el oeste del Caribe y el canal de Yucatán no es exclusiva para los ocho meses de observaciones analizados en este estudio, por lo que se podría esperar encontrar valores de correlación similares entre Cozumel y el núcleo de la corriente de Yucatán para periodos de tiempo más largos (ver Cetina et al. 2006 para obtener una descripción de la corriente de Yucatán en el resto del Caribe Mexicano). Lo anterior fue corroborado a partir de 15 meses de mediciones simultáneas del flujo en el canal de Yucatán y en Puerto Morelos, este último midio el flujo justo al norte del canal de Cozumel, siguiendo la isobata de 400 m. Se calcularon las correlaciones entre las componentes principales del FEO1 en Puerto Morelos y en cada uno de los anclajes en el canal de Yucatán, cuyas posiciones corresponden a los anclajes D1, D2, Y1, Y2 y Y3, pero entre marzo de 2008y mayo de 2009 (no se muestran). Como se esperaba, la correlación entre el flujo en Puerto Morelos y en la zona oeste del canal de Yucatán fue negativa y, por consiguiente, los valores de correlación más altos y positivos se observaron en la zona central del canal.

Como el análisis de correlación sugiere que no existe un desfase durante la mayor parte del periodo de estudio (no se muestra), la corriente en ambos canales podría relacionarse con un fenómeno de mesoescala que los afecta de forma simultánea, lo que genera los dos modos de variabilidad extraídos a partir de observaciones y de modelos (Abascal et al. 2003, Candela et al. 2003). Como se ha sugerido a partir de simulaciones numéricas y datos de boyas de deriva, el comportamiento observado en ambos canales podría relacionarse con el paso de remolinos a través de la cuenca del Caribe. Algunos de estos remolinos interactúan con la corriente en el Caribe e influyen en su circulación, y otros llegan hasta la zona del canal de Yucatán e interactúan y fusionan con la corriente de Yucatán (Andrade y Barton 2000, Candela et al. 2003, Richardson 2005, Cetina et al. 2006).

Candela et al. (2003) compararon resultados de un modelo numérico (a partir de configuraciones CLIPPER ATL6 y PAM del modelo francés OPA) con datos observacionales (del proyecto CANEK) y encontraron que el modelo reproducía correctamente los modos de variabilidad de los FEO obtenidos a partir de mediciones directas en el canal de Yucatán, en ambas configuraciones. De esta forma, estos autores validaron las simulaciones numéricas y mostraron que los dos primeros modos podrían asociarse con las corrientes superficiales, representando diferentes etapas del paso de remolinos a través del canal. A partir de animaciones de datos de satélite realizadas por Guerrero et al. (2004, ver http://oceanografia.cicese.mx/julios) se pueden observar remolinos que cruzan el canal de Yucatán, aunque no tan claramente como los producidos por los modelos. Estas animaciones muestran que, en muchas ocasiones, los remolinos de pequeña escala se separan de los remolinos caribeños que llegan a la Elevación de las Aves, entre Centroamérica y Jamaica, e interactúan con otros vórtices, y algunos de ellos viajan hacia la región del canal de Yucatán. Se han observado remolinos al suroeste de Cuba a partir de boyas de deriva (Richardson 2005); estos remolinos llegan a interactuar con el flujo en la región de Yucatán, donde su señal se debilita aparentemente debido a su unión con la corriente. Nuestros datos no permiten identificar claramente a los remolinos (de diferentes tamaños, signos u origen) como el origen de la variabilidad en la región, pero tal hipótesis es realista y consistente con otras observaciones y resultados de modelos numéricos. Suponiendo que efectivamente hay remolinos de gran escala (100–200 km) que viajan hacia la región de Yucatán e inciden en la península de Yucatán, entonces se podría concebir una situación en la que uno de estos remolinos interactuaría con el flujo en el canal de Cozumel.

En este trabajo se demuestra, a partir de observaciones, la conexión fuerte entre la circulación del norte del Caribe y los modos de variabilidad de la corriente en el canal de Yucatán deducidos con anterioridad a partir de simulaciones numéricas (e.g., Cetina et al. 2006). No obstante, la estructura y variabilidad de la corriente de Caimán, así como el origen de la corriente de Yucatán, no son bien conocidos aún y son el objeto de una investigación intensiva.

Se encontró coherencia significativa entre los transportes de Cozumel y del núcleo de la corriente de Yucatán con periodos de un mes y 7–9 días. Ambas señales se propagan de Yucatán hacia Cozumel con un desfase temporal entre 2 y 4 días. La propagación de fase de estas señales coincide con la propagación libre de ondas atrapadas a la costa (hacia el ecuador en la frontera oeste), las cuales han sido observadas en el oeste y suroeste del golfo de México (e.g., Zavala–Hidalgo et al. 2003, Dubranna et al. 2011). Dubranna et al. (2011) registraron la presencia de ondas atrapadas a la costa a partir de mediciones de anclajes por encima de los 200 m de profundidad. Estas ondas presentan periodos de entre 6 y 10 días y longitudes de onda entre 2300 y 2700 km, para una velocidad de fase de 4 m s–1. Estos autores econtraron una correlación significativa entre estas oscilaciones y el viento en la plataforma frente a Tamaulipas, a una latitud de 24 °N. El desfase temporal observado en el presente estudio para las señales de 8 y 37 días corresponde a velocidades de fase y longitudes de onda menores que las documentadas por Dubranna et al. (2011) en el golfo de México. Por otro lado, se han observado oscilaciones ageostróficas de entre 3 y 8 días en el canal de Cozumel (Chávez et al. 2003, Ochoa et al. 2005). Se piensa que estos periodos de ageostrofía se vuelven más activos cuando un remolino cruza por la región del canal de Cozumel (Cetina et al. 2006). Son necesarios más estudios para investigar el origen de esta señal y su posible relación con el forzamiento del viento remoto o la dinámica de remolinos en la zona.

El núcleo de la corriente no cambió significativamente su área durante el periodo de estudio, pero la velocidad máxima dentro del núcleo si cambió su posición dentro del mismo. La información sobre la posición e intensidad del núcleo de la corriente de Yucatán podría ser útil para entender, por ejemplo, los factores que influencian la liberación de remolinos en la corriente del Lazo, que continúa siendo un tema interesante de abordar en investigaciones futuras.

 

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue financiado por CICESE y el Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT). Se agradece al capitán y a la tripulación del B/O Justo Sierra su participación en el proyecto CANEK.

 

REFERENCIAS

Abascal AJ, Sheinbaum J, Candela J, Ochoa J, Badan A. 2003. Analysis of flow variability in the Yucatan Channel. J. Geophys. Res. 108(C12): 3381; doi:10.1029/2003JC001922.         [ Links ]

Andrade CA, Barton ED. 2000. Eddy development and motion in the Caribbean Sea. J. Geophys. Res. 105(C11): 26191–26201.         [ Links ]

Badan A, Candela J, Sheinbaum J, Ochoa J. 2005. Upper–layer circulation in the approaches to the Yucatan Channel. In: Sturges W, Lugo–Fernandez A (eds.), Circulation in the Gulf of Mexico: Observations and Models. Geophysical Monograph Series 161, American Geophysical Union, Washington, DC, pp. 57–69.         [ Links ]

Candela J, Sheinbaum J, Ochoa J, Badan A. 2002. Potential vorticity flux through the Yucatan Channel and the Loop Current in the Gulf of Mexico. Geophys. Res. Lett. 29(22): 2059; doi:10.1029/2002GL015587.         [ Links ]

Candela J, Tanahara S, Crepon M, Barnier B, Sheinbaum J. 2003. Yucatan Channel flow: Observations versus CLIPPER ATL6 and MERCATOR PAM models. J. Geophys. Res. doi:10.1029/2003JC001961.         [ Links ]

Carton JA, Chao Y. 1999. Caribbean Sea eddies inferred from TOPEX/POSEIDON altimetry and a 1/6 Atlantic Ocean model simulation. J. Geophys. Res. 104(C4): 7743–7752.         [ Links ]

Cenedese C. 2002. Laboratory experiments on mesoscale vortices colliding with a seamount. J. Geophys. Res. 107(C6): 3053; doi:10.1029/2000JC000599.         [ Links ]

Centurioni R, Niiler P. 2003. On the surface currents of the Caribbean Sea. Geophys. Res. Lett. 30(6): 1279; doi: 10.1029/2002GL016231.         [ Links ]

Cetina P, Candela J, Shienbaum J, Ochoa J, Badan A, 2006. Circulation along the Mexican Caribbean Coast. J. Geophys. Res. 111, C08021, doi:10.1029/2005JC003056.         [ Links ]

Chávez G, Candela J, Ochoa J. 2003. Subinertial flows and transports in Cozumel Channel. J. Geophys. Res. 108(C2): 3037; doi:10.1029/2002JC001456.         [ Links ]

Chelton DB. 1983. Effects of sampling errors in statistical estimation. Deep–Sea Res. 30: 1083–1101.         [ Links ]

Domínguez–Guadarrama A. 2005. Remolinos en el Canal de Yucatán. MSc thesis, Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, México, 36 pp.         [ Links ]

Dubranna J, Pérez P, López M, Candela J. 2011. Circulation over the continental shelf of the western and southwestern Gulf of Mexico. J. Geophys. Res. doi:10.1029/2011JC007007 (in press).         [ Links ]

Emery WJ, Thomson RE. 2004. Data Analysis Methods in Physical Oceanography. 2nd ed. Elsevier, Amsterdam.         [ Links ]

Emilsson I. 1971. Note on the countercurrent in the Yucatan Channel and the western Cayman Sea. Geofis. Int. 11: 139–149.         [ Links ]

Ezer T, Oey LY, Lee HC, Sturges W. 2003. The variability of currents in the Yucatan Channel: Analysis of results from a numerical ocean model. J. Geophys. Res. 108: 3012; doi: 10.1029/2002JC001509.         [ Links ]

Garrett C. 1995. Flow separation in the ocean. Proceedings of the 8th 'Aha Huliko'a Hawaiian Winter Workshop, pp. 119–124.         [ Links ]

Guerrero L, Sheinbaum J, Candela J. 2004. Tracking eddies in the Caribbean Sea using the AVISO altimetry analysis. Western Pacific Geophysical Meeting, Honolulu, abstract OS31B–42.         [ Links ]

Hansen DV, Molinari RL. 1979. Deep Current in the Yucatan Strait. J. Geophys. Res. 84: 350–362.         [ Links ]

Jouanno J, Sheinbaum J, Barnier B, Molines J, Debreu L, Lemaire F. 2008. The mesoscale variability in the Caribbean Sea. Part I. Simulations and characteristics with an embedded model. Ocean Model. 23(3–4), doi:10.1016/j.ocemod.2008.04.002.         [ Links ]

Klinger BA. 1994. Inviscid current separation from rounded capes. J. Phys. Oceanogr. 24(8): 1805–1811; doi:10.1175/1520–0485(1994)024<1805:ICSFRC>2.0.CO;2.         [ Links ]

Van Leeuwen PJ, de Ruijter WPM. 2009. On the steadiness of separating meandering currents. J. Phys. Oceanogr. 39(2), 437–448. doi:10.1175/2008JPO3869.1.         [ Links ]

Marín M, Candela J, Sheinbaum J, Ochoa J, Badan A. 2008. On the near surface momentum balance in the Yucatan Channel. Geofis. Int. 47(1): 57–75.         [ Links ]

Maul G. 1977. The annual cycle of the Loop Current. I. Observations during a one–year time series. J. Mar. Res. 35: 27–47.         [ Links ]

Maul GA, Mayer DA, Baig SR. 1985. Comparisons between a continuous 3–year current meter observation at the sill of the Yucatan Strait, satellite measurements of Loop Current area, and regional sea level. J. Geophys. Res. 90: 9089–9096.         [ Links ]

Munday DR, Marshall DP. 2005. On the separation of a barotropic western boundary current from a cape. J. Phys. Oceanogr. 35 (10): 1726–1743; doi:10.1175/JPO2783.1.         [ Links ]

Murphy SJ, Hulburt HE, O'Brien JJ. 1999. The connectivity of eddy variability in the Caribbean Sea, the Gulf of Mexico and the Atlantic Ocean. J. Geophys. Res. 98: 1431–1453.         [ Links ]

Ochoa J, Sheinbaum J, Badan A, Candela J, Wilson ZD. 2001. Geostrophy via potential vorticity invertion in the Yucatan Channel. J. Mar. Res. 59: 725–747.         [ Links ]

Ochoa J, Badan A, Sheinbaum J, Candela J. 2003. CANEK: Measuring transport in the Yucatan Channel. In: Velasco OU, Sheinbaum J, Ochoa J (eds.), Nonlinear Processes in Geophysical Fluid Dynamics. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, pp. 275–286.         [ Links ]

Ochoa J, Candela J, Sheinbaum J, Badan A. 2005. Ageostrophic fluctuations in Cozumel Channel. J. Geophys. Res. 110, C02004; doi:10.1029/2004JC002408.         [ Links ]

Oey LY, Ezer T, Sturges W. 2004. Modeled and observed empirical orthogonal functions of currents in the Yucatan Channel, Gulf of Mexico. J. Geophys. Res. 109, C08011; doi:10.1029/2004JC002345.         [ Links ]

Ou HW, de Ruijter WPM. 1986. Separation of an inertial boundary current from a curved coastline. J. Phys. Oceanogr. 16(2): 280–289; doi:10.1175/1520–0485(1986)016<0280:SOAIBC> 2.0.CO;2.         [ Links ]

Pillsbury JE. 1890. The Gulf Stream–A description of the methods employed in the investigation, and the results of the research. USCC–Geodetic Survey, Silver Spring, MD, pp. 461–620 (http://docs.lib.noaa.gov/rescue/oceanheritage/Gc296g9p541891.pdf).         [ Links ]

Pichevin T, Nof D. 1997. The momentum imbalance paradox. Tellus A 49(2): 298–319; doi:10.1034/j.1600–0870.1997.t01–1–00009.x.         [ Links ]

Richardson PL. 2005. Caribbean Current and eddies as observed by surface drifters. Deep–Sea Res II 52: 429–463; doi:10.1016/J.DSR2.2004.11.001.         [ Links ]

Roemmich D. 1983. Optimal estimation of hydrographic station data and derived fields. J. Phys. Oceanogr. 13: 1544–1549.         [ Links ]

Sheinbaum J, Candela J, Badan A, Ochoa J. 2002. Flow structure and transport in the Yucatan Channel. Geophys. Res. Lett. 29(3), doi:10.1029/2001GL013990.         [ Links ]

Simmons HL, Nof D. 2002. The squeezing of eddies through gaps. J. Phys. Oceanogr. 32: 314–333.         [ Links ]

Zavala–Hidalgo J, Morey SL, O'Brien JJ. 2003. Seasonal circulation on the western shelf of the Gulf of Mexico using a high– resolution numerical model. J. Geophys. Res. 108(C12), doi:10.1029/2003JC001879.         [ Links ]

 

NOTA

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