Circulación costera en ausencia de viento en el golfo de Tehuantepec, México: Observaciones con radares de alta frecuencia*

 

Coastal circulation in the absence of wind in the Gulf of Tehuantepec, México: High–frequency radar observations

 

X Flores–Vidal¹*, R Durazo¹, C Chavarme³, P Flament²

 

¹ Facultad de Ciencias Marinas, Universidad Autónoma de Baja California, Km 107 Carretera Tijuana–Ensenada, Ensenada, CP 22860, Baja California México.

² Department of Oceanography, University of Hawaii, 1000 Pope Rd., Honolulu, Hawaii 96822, USA.

³ Institute des Sciences de la Mer de Rimouski, 310 Allée des Ursulines, Rimouski, QC, G5L 3A1, Canada.

 

*Autor para correspondencia:
E–mail: xfloresv@gmail.com, floresx@uabc.edu.mx

 

Received November 2010;
accepted May 2011.

 

RESUMEN

Se obtuvieron datos de corrientes superficiales mediante radares de alta frecuencia en un área de =5000 km² dentro del golfo de Tehuantepec (México). Los patrones de circulación costera (=100 km desde la costa) se estudiaron durante la primavera, el verano y el otoño de 2006. La circulación de primavera fue similar a la circulación típica de invierno, que está influenciada por chorros de viento intenso del norte (>8 m s^–1) conocidos localmente como tehuanos. Aunque menos comunes que en invierno, los tehuanos de primavera pueden modificar la superficie oceánica al generar grandes remolinos (=50–200 km de diámetro) ciclónicos y anticiclónicos. En ausencia de vientos tehuanos, la circulación oceánica reveló una corriente costera (=50 cm s^–1) casi permanete con dirección al oeste. No se observaron eventos tehuanos en verano, aunque sí remolinos ciclónicos que pudieran estar relacionados con la corriente costera que fluye hacia el oeste. Durante el otoño se observó un evento de viento del norte que, aunque no superó los =12 m s^–1 de magnitud, fue continuo y persistente durante casi 15 días. Estas condiciones de otoño permitieron observar una competencia continua entre la circulación inducida por el viento y la corriente costera hacia el oeste en su etapa más intensa (=100 cm s^–1). El origen de esta corriente costera podría estar relacionado con un flujo de agua cálida y ligera, atrapado a la costa y compuesto por aguas tropicales. Se discute la excursión de la corriente costera hacia el noroeste del golfo, y se estudian las implicaciones tridimensionales de los campos de corriente superficial mediante los criterios clásicos de Ekman y conservación de vorticidad.

Palabras clave: remolino, corriente costera, radar, viento.

 

ABSTRACT

Using high–frequency radars, ocean surface currents were mapped every hour over an area of =5000 km² in the inner Gulf of Tehuantepec (Mexico). The coastal circulation patterns (=100 km offshore) were studied during spring, summer, and autumn 2006. The spring circulation was similar to the typical winter circulation, when the circulation is forced by outbursts of northerly winds (>8 m s^–1) known locally as Tehuanos. Although Tehuano events are less common in spring than in winter, they are perfectly capable of modifying the sea surface by triggering cyclonic and anticyclonic eddies (=50–200 km in diameter). Under moderate wind conditions, the ocean circulation showed a quasi–permanent westward coastal current (=50 cm s^–1). Though the Tehuano winds were absent in summer, cyclonic eddies were observed and likely linked to the westward coastal current. Autumn was influenced by steady northerly winds with speeds of =12 m s^–1 that remained over the region for almost 15 days. These conditions allowed us to study the competition between the wind–induced circulation and the more intense (=100 cm s^–1) westward coastal current during this period. The origin of this coastal current could be related to a warm coastal–trapped flow, composed of tropical low–salinity waters. The northwestward excursion of the observed coastal current is discussed, and the three–dimensional implications of surface current fields are studied by the Ekman theory and vorticity conservation.

Key words: eddies, coastal current, radar, wind.

 

INTRODUCCIÓN

Los sistemas fríos de alta presión atmosférica que se originan en América del Norte se desplazan hacia el sur (latitudes tropicales) y propician fuertes gradientes horizontales de presión entre el golfo de México y los aires relativamente cálidos de baja presión del Océano Pacífico. Los vientos del Atlántico pasan hacia el Pacífico a través del paso de Chivela en el istmo de Tehuantepec, Oaxaca, México, y producen un viento intenso (> 10 ms^–1) del norte en forma de chorro, con duración típica de 2 a 6 días y comúnmente durante el invierno (Steenburgh et al. 1998, Romero–Centeno et al. 2003). Estos chorros de viento, conocidos localmente como tehuanos, producen modificaciones importantes en la superficie oceánica del golfo de Tehuantepec (GT). Los primeros cruceros oceanográficos en la zona, realizados entre 1955 y 1965 (Brandhors 1958, Roden 1961, Blackburn 1962), consiguieron mostrar la presencia de un remolino anticiclónico en el flanco oeste del eje del chorro de viento. A partir de la década de los noventa, el grueso de las investigaciones enfocadas a la hidrodinámica del GT han relacionado la presencia de remolinos ciclónicos y anticiclónicos con el forzamiento del viento (Barton et al. 1993, 2009; Trasviña et al. 1995, 2003; Ballestero and Coen 2004; Trasviña and Barton 2008).

El efecto de los tehuanos sobre la superficie del océano se considera el fenómeno principal que origina los remolinos de mesoescala en el GT. El proceso físico se basa en el bombeo de Ekman y el rotacional del esfuerzo del viento. Trasviña et al. (2003), Trasviña y Barton (2008) y Barton et al. (2009) sugieren que, una vez desarrollado un tehuano, la respuesta del océano es rápida, con un descenso del nivel del mar que está en fase con la escala temporal de variación del viento. El abordamiento en la capa superficial ocasiona un descenso de temperatura de hasta 10 °C en menos de un día. El agua cerca de la costa que emerge a la superficie se transporta en chorros de agua fría hasta cientos de kilómetros mar adentro. Al cesar el viento, se desarrollan remolinos anticiclónicos de mesoescala (100–500 km) que se propagan hacia el suroeste.

Algunos trabajos han sugerido que el origen y la propagación de estos remolinos no son exclusivos de los fuertes vientos del norte (tehuanos) durante el invierno. Trasviña y Barton (2008) liberaron boyas a la deriva durante una campaña de verano y registraron la dinámica de un dipolo (remolino anticiclónico y su par ciclónico) generado bajo condiciones de vientos débiles (≈8 m s^–1), pero persistentes. Zamudio et al. (2001, 2006) documentaron simulaciones numéricas que describen la circulación de mesoescala teórica esperada para el GT y suroeste de la costa mexicana. Aunque su trabajo fue numérico y no resolvió la zona costera (<50 km), los autores destacaron la presencia de remolinos en ausencia de viento que parecieron desprenderse debido a inestabilidades baroclínicas causadas por una corriente hacia el polo paralela a la costa, misma que atribuyeron a la propagación de ondas atrapadas en la costa. Barton et al. (2009) observaron una corriente de agua cálida, aparentemente atrapada a la costa (50 km), que incursionó dentro del GT después de un evento tehuano; la caracterizaron hidrográficamente como aguas relativamente cálidas de baja densidad y de menor salinidad provenientes de América Central.

A pesar del conocimiento actual sobre las corrientes costeras del GT, su variabilidad estacional continúa sin ser abordada completamente. Por otro lado, existe una necesidad por comprender mejor los procesos que ligan la dinámica local (costera) del GT con la dinámica oceánica del Pacífico Oriental Tropical. En este trabajo se usaron mapas horarios de la corriente superficial dentro del GT, obtenidos con radares de alta frecuencia, para estudiar su circulación costera durante tres temporadas del año: primavera, verano y otoño de 2006. Dos de las temporadas se caracterizaron por la ausencia prolongada de vientos tehuanos. En la siguiente sección se detallan brevemente las características de los datos y los análisis realizados. Posteriormente, se presentan los resultados sobre la circulación costera observada durante los tres periodos y, por último, se discuten las conclusiones principales.

 

METODOLOGÍA

Los radares de alta frecuencia (HFR, por sus siglas en inglés) miden el corrimiento Doppler de una señal electromagnética transmitida de manera continua hacia el océano y reflejada por el mismo. El corrimiento Doppler de la señal que es coherente con las ondas gravitatorias en la superficie oceánica se utiliza para estimar la velocidad radial de la corriente (que se aleja o se acerca al transmisor) en el primer metro de la superficie del océano (Chapman et al. 1997, Gurgel et al. 1999, Lipa y Barrick 1983). Con un mínimo de dos estaciones de radar es posible calcular corrientes totales referidas a un sistema coordenado norte–sur, este–oeste. En este trabajo se utilizaron dos estaciones HFR en arreglo lineal (Gurgel et al. 1999) para obtener datos de corrientes superficiales en un área ideal de cobertura de 100 x 50 km (=5000 km²) frente a las costas de Salina Cruz, Oaxaca (fig. 1). Las estaciones HFR operaron durante tres campañas de mediciones en primavera, verano y otoño de 2006, a una frecuencia de 16.3 MHz con un pulso modulado de 100 kHz y 0.32 s; esto permitió obtener una resolución radial de (Chavanne et al. 2007). Por último, se eliminaron aquellos nodos en la malla cartesiana que tuvieron series de tiempo con menos del 60% de su cobertura temporal.

El porcentaje de cobertura espacial (depués de aplicar los controles de calidad descritos) se muestra en la figura 1. Se presenta también la ubicación de cada sitio de radar, la batimetría y la topografía. Los datos de primavera y verano mostraron típicamente un porcentaje de cobertura del 80% al 100%, mientras que los datos de otoño alcanzaron un máximo de 50%. Esto ocurrió debido al deterioro natural de las antenas y cables instalados en la playa causados por la exposición a los rayos del sol y la humedad, que los hizo susceptibles a interferencias y afectó el rango de medición.

Aledaño al sitio este (fig. 1) se instaló una estación meteorológica que midió las condiciones de viento justo en el eje del chorro que pasa a través de las montañas. Estas mediciones fueron complementadas con datos obtenidos por el satélite QuikSCAT, que provee datos con resolución espacial de 0.2° y resolución temporal de un día. Aunque la resolución de esta herramienta disponible al dominio público no es adecuada para resolver la dinámica local del GT, se utilizó en este trabajo únicamente como una fuente de datos complementaria, y aunque no es posible discernir variaciones de corta escala temporal (menores que un día), sí refleja eventos de chorro intensos (tehuanos) durante las diferentes campañas de medición. Con la finalidad de obtener un dato de viento representativo de las condiciones en el interior del GT, se promediaron espacialmente los valores de viento de QuikSCAT en cuatro celdas dentro del área de cobertura de los HFR (fig. 1). Se construyeron series de tiempo compuestas por este dato representativo que permitieron caracterizar la variabilidad del viento en el GT durante los periodos de medición.

La temperatura superficial del océano medida por satélites geoestacionarios fue obtenida de los productos GOES (Geostationary Operational Environmental Satellites) y PODAAC (Physical Oceanography Distributed Active Archive Center), disponibles al dominio publico en http://podaac.jpl.nasa.gov/sst. La resolución espacial de este producto es de 6 km con series datos horarios.

 

RESULTADOS

En este estudio se denominaron vientos tehuanos a todos aquellos vientos del norte cuya magnitud superó los 8 m s^–1 (≈ 0.2 N m^–2), siempre y cuando su componente zonal fuera mucho menor que la meridional (al menos en un factor de dos). En la figura 2 se muestran las series de tiempo del esfuerzo del viento meridional (de norte a sur, τ_y), estimado a partir de datos derivados de QuikSCAT y la estación meteorológica, para cada periodo de mediciones de corrientes dentro del GT. La similitud en las series (R² = 0.84) permite complementar los registros de la estación meteorológica en periodos donde ésta no obtuvo datos. El esfuerzo del viento en la dirección zonal (de este a oeste) fue despreciable y, por lo tanto, no se muestra en la figura 2. Los vientos en primavera (fig. 2a) reflejaron condiciones similares a las que se reportan típicamente en el invierno (Steenburgh et al. 1998, Romero–Centeno et al. 2003). Se registraron tres eventos tehuanos con una τ_y que sobrepasó los 0.2 N mr² (≈ 8m s^–1). El primer evento se observó del 24 al 26 de marzo de 2006, con un valor de T_y = 0.76 N mr² (≈ 20 m s^–2). Los dos eventos subsecuentes, que iniciaron el 3 de abril (duración de ≈ 1.5 días) y el 10 de abril (duración de ≈ 4 días), no excedieron magnitudes de τ_y ≈ 0.25 N nr² (≈ 10 m s^–1). Durante el verano (fig. 2b), se registró sólo un evento similar a un tehuano el 31 de julio de 2006, con τ_y =0.2 N m² (≈ 8 m s^–1). Los vientos que se registraron el 12 de julio y el 9 de agosto fueron similares en magnitud al evento del 31 de julio, pero como presentaron esfuerzos similares en sus dos componentes (zonal y meridional), no se consideraron eventos tehuanos. En otoño (fig. 2c) se observó un evento con características similares a los tehuanos de invierno y primavera (τ_y > 0.2 N nr²), pero extraordinariamente largo (≈ 15 días).

La variabilidad estacional del viento que se muestra en la figura 2 podría estar relacionada con la estabilidad geográfica y duración de los centros de alta y baja presión entre el Atlántico y el Pacífico. El verano y el otoño se caracterizaron por la presencia de centros de baja presión cuasi–estacionarios que podrían favorecer la ocurrencia de eventos tehuanos de larga duración, contrario a los meses de invierno y primavera. Por otro lado, se podría pensar que al no observarse eventos tehuanos considerables durante el verano, los remolinos en la superficie oceánica del GT serían difíciles de observar y se podría caracterizar la circulación costera del GT en ausencia de viento.

Los rasgos principales de la circulación oceánica durante la primavera se muestran en la figura 3. Los resultados se presentan como mapas promedio de 6 h debido a que el presente trabajo describe únicamente la dinámica de corrientes costeras con variabilidad temporal mayor que 12 h; los mapas promedio de 6 h capturaron la variabilidad debida a señales diurnas, inerciales y mayores, sin subestimar la magnitud de las corrientes con variabilidad temporal mayor que 12 h.

Los campos de corriente en primavera (fig. 3) exhiben las condiciones observadas durante los tres tehuanos registrados en este periodo. Las corrientes asociadas con la evolución temporal del evento tehuano del 24 de marzo (fig. 3a–c) indican la dependencia de las mismas al esfuerzo del viento. Durante el estado más desarrollado del evento (25 de marzo, fig. 3a) se distingue una corriente hacia el sur en la misma dirección del viento, la cual continúa más allá de los 50 km con una componente hacia el oeste con cierta curvatura inercial. Conforme el viento disminuyó su intensidad (fig. 3b), la corriente hacia el sur se debilitó y desarrolló una segunda componente hacia el este que dio origen a una bifurcación que se reorganizó como una circulación anticiclónica en el flanco oeste del chorro del viento (≈ 95.2° W) y ciclónica en su flanco este (≈ 94.8° W). Se han registrado remolinos anticiclónicos al oeste de 95.2° W (Trasviña et al. 2003, Trasviña y Barton 2008, Barton et al. 2009), el límite occidental de la cobertura de los HFR, lo que permite argumentar que la circulación anticiclónica observada al oeste del eje del viento (≈ 95° W, fig. 3b) podría formar parte de un remolino anticiclónico fuera del área de cobertura de los HFR.

Con el fin de evaluar la distribución espacial de la temperatura superficial oceánica asociada a estos campos de corrientes, en la figura 4 se presentan los datos de la temperatura superficial obtenidos a partir de los satélites GOES–PODAAC. La figura 4a muestra las condiciones de temperatura oceánica asociadas a los campos de corriente presentados en la figura 3b.

La circulación del 28 de marzo (fig. 3c), cuando el esfuerzo del viento disminuyó de ≈ 0.7 a 0.1 N m^–2 en los tres días posteriores al evento del 24 de marzo, ilustra como la circulación anticiclónica y la fracción de agua cálida retenida (fig. 4a) salieron del área de cobertura de los HFR dejando atrás una circulación ciclónica con un núcleo de agua fría asociado. En el límite oriental de la cobertura de los HFR se aprecia la entrada de agua relativamente cálida que incide directamente con la circulación ciclónica de la parte central del GT.

Durante el evento tehuano de corta duración (≈ 1.5 días) del 4 de abril (fig. 3d), se observó una corriente costera hacia el oeste (CCO) de ≈100 km de ancho, cuya estructura no fue perturbada por el viento débil de ese día (τ_y ≈0.2 N m^–2). Hacia el final de dicho evento, la circulación reflejó un remolino ciclónico (fig. 3e). La figura 4b (9 de abril) muestra algunos rasgos importantes: la CCO presente durante y después del evento del 4 de abril (fig. 3d, e), un flujo de agua cálida proveniente del este (i.e., la CCO) y un núcleo de agua relativamente fría (centrada en 15.4°N y 95.1°W) asociado, posiblemente, al remolino ciclónico observado en la figura 3e, después de ser advectado hacia el suroeste por la CCO.

Después de casi cuatro días de calma, el evento tehuano del 9 de abril generó nuevamente un remolino anticiclónico (y su contraparte ciclónica débil), después de ejercer un τ_y ≈ 0.25 N mr² durante dos días continuos (fig. 3f, 11 de abril). La figura 3f muestra el efecto del esfuerzo directo del viento tehuano sobre las corrientes oceánicas del GT.

Con el propósito de indagar un poco más sobre la respuesta oceánica ante la variabilidad del forzamiento tehuano, la figura 5 muestra la evolución temporal de las corrientes y temperatura superficial sobre un transecto meridional en 94.8° W (ligeramente al este del eje del viento) después de aplicar un filtro de Lanczos pasa–bajas (frecuencia de corte ≈ 1/72 h). Además, se muestra el esfuerzo del viento asociado al periodo. La figura 5a (primavera) muestra que únicamente los eventos tehuanos que sobrepasaron el valor umbral de τ_y ≈ 0.25 N m^–2 fueron capaces de enfriar la superficie oceánica y generar gradientes de temperatura mayores que 5 °C en menos de un día. Sin embargo, únicamente los eventos del 25 de marzo y del 9 de abril modificaron de manera considerable la CCO. Tan pronto como el viento se debilitó (τ_y < 0.25 N m^–2), la CCO se restableció cercana a la costa (≈ 30 km) con un flujo de agua cálida asociado. Después del evento tehuano del 25 de marzo, la CCO reforzó la circulación ciclónica en la porción oriental del GT y su núcleo de agua fría se propagó hacia el sur a razón de 5 km d^–1 entre el 28 de marzo y el 3 de abril (fig. 5a).

En conjunto, los resultados mostrados en las figuras 3, 4(a, b) y 5(a) sugieren que los eventos tehuanos menores que dos días, o con un valor de T_y < 0.25 N m^–2, no modificaron ni reagruparon en forma de remolinos la aparentemente permanente CCO (fig. 3d). Cuando el tehuano excedió el valor umbral propuesto de T_y ≈ 0.25 N m^–2, las corrientes se reorganizaron hacia el suroeste en la región occidental del GT (fig. 3a, f) y, junto con la fracción de agua cálida retenida de la CCO y el parche de agua fría generada por el mismo viento (fig. 4a), se establecieron condiciones propicias para la generación de un remolino anticiclónico en el límite oeste del GT y su contraparte ciclónica en la porción este (figs. 3b, e; 5a).

Es importante notar que los remolinos observados (ciclónicos o anticiclónicos) no se presentaron durante la fase de crecimiento del tehuano (e.g., fig. 3a), sino durante su atenuación (e.g., fig. 3c, e). Este resultado es consistente con las observaciones de Trasviña et al. (2003) y Trasviña y Barton (2008), quienes sugirieron la formación de dos corrientes a lo largo de la costa (hacia el oeste en la región oriental y hacia el este en la región occidental) que convergen y compensan la depresión de la superficie oceánica originada por el esfuerzo del viento, y que dan lugar a un remolino anticiclónico y su par ciclónico a cada lado del eje del chorro de viento, justo cuando el viento se debilita.

La circulación de verano (julio y agosto de 2006) se presenta en la figura 6. Las figuras 6a y 4c muestran un remolino ciclónico (frío) el 19 de julio, observado después de un periodo de 6 días en ausencia de viento (ver fig. 2b). A diferencia del remolino ciclónico observado en primavera (fig. 3e), la estructura ciclónica del 19 de julio pareció deberse a la CCO y no al esfuerzo directo del viento. Esta estructura se desplazó hacia el oeste a lo largo de la costa, con la isóbata de ≈ 100 m como su límite norte (fig. 6b), y salió (o se disipó) del área de cobertura de los HFR en ≈ 2 días, en contraste con la estructura ciclónica medida en primavera, la cual se desplazó hacia el suroeste y salio del área de cobertura en ≈ 6 días (e.g., fig. 5a).

Durante el verano las corrientes costeras (≈ 50 km de la costa) fueron de menor intensidad (≈ 20 cm s^–1) y, al sur de 15.5° N, la CCO fue más intensa (≈ 50 cm s^–1) que a lo largo de la costa (figs. 5b; 6c, d, f). Esto último desarrolló una contracorriente hacia el este cerca de la costa (figs. 5b; 6d, f) y dio lugar a una circulación anticiclónica después del 26 de julio, en contraste con la circulación ciclónica de primavera. La figura 5b, muestra dos pulsos de agua relativamente cálida, asociados únicamente con la intensificación en la circulación anticiclónica del 29 de julio y del 3 de agosto.

Estos pulsos se observaron con un intervalo de ~5 días y sin evidencia de algún forzamiento externo. En una investigación en proceso se muestran evidencias acerca de la existencia de oscilaciones con periodos cercanos a 5 días, que se podrían describir como ondas generadas topográficamente. Dichas oscilaciones podrían jugar un papel importante en la generación de los pulsos de agua cálida asociados con la circulación anticiclónica observada en las figuras 5b y 6d.

Es importante notar que, bajo estas condiciones de la CCO (≈ 25 cm s^–1), un evento de viento de corta duración (un día), con T_y ≈ 0.2 N mr², fue capaz de generar un pequeño remolino anticiclónico (–10 km de diámetro) en la porción oeste del GT (fig. 6e), lo que muestra las condiciones débiles e inestables de la CCO durante el verano. Trasviña y Barton (2008) también registraron la ausencia de la CCO y la presencia de remolinos generados por un viento débil (τ_y ≈ 0.2 N m^–2) pero persistente en verano.

La circulación de otoño de 2006 se presenta en la figura 7. En esta época, un viento persistente de ≈ 12 m s^–1 (τ_y ≈ 0.35 N mr²) se observó por casi 15 días (ver fig. 2c). La respuesta del campo de corrientes ilustra, por un lado, como las corrientes superficiales al oeste de ≈ 95° W se reorganizaron como un flujo hacia el suroeste cerca de la costa (fig. 7a) en respuesta al forzamiento del chorro de viento tehuano y, por otro, como la CCO parece dominar totalmente la dinámica cuando el viento se debilita hacia el valor umbral de τ_y ≈ 0.25 N m² (fig. 7b). La CCO se intensificó (≈ 100 cm s^–1) al este de –95° W (en comparación con el verano y la primavera) e incidió directamente sobre la circulación generada por el viento (figs. 4d, 7a, c). Esta convergencia propicia la formación de un remolino ciclónico (frío) justo en la zona de incidencia entre la CCO y las corrientes hacia el sur originadas por el viento (figs. 4d, 7c). Ante el debilitamiento del viento, después del 10 de octubre (fig. 5c), la CCO se intensificó de nuevo (≈ 100 cm s^–1) e incursionó hasta la frontera oeste de la cobertura de los HFR (fig. 7d–f). La CCO observada en el presente trabajo (i.e., un flujo de agua cálida costera que se debilita y desplaza hacia el sur de 15.5°N durante el verano, pero se intensifica e incursiona hasta la frontera norte del GT durante la primavera y el otoño) es consistente con estudios previos (Barton et al. 2009); esto sugiere que puede ser un rasgo característico y tal vez permanente del GT.

La figura 8 muestra el flujo medio de primavera, verano y otoño de 2006, y sus respectivas elipses de variabilidad al 95% de confianza. La circulación promedio de la primavera (fig. 8a) mostró tres rasgos interesantes controlados por dinámicas diferentes: la incursión hacia el oeste cerca de la cabeza del GT de un flujo moderado (≈ 50 cm s^–1), que parece ser la CCO; una corriente hacia el suroeste en la porción occidental del GT generada por el esfuerzo del viento; y una recirculación hacia el noreste en la porción suroriental del GT. Esta recirculación converge con el flujo costero hacia el oeste en la cabeza del GT y genera una circulación ciclónica en la región oriental del GT. La región central del GT (15.5°N, 94.8°W) parece ser el área donde la CCO incide sobre la zona influenciada por el viento (porción oeste del GT), que da lugar a una rotación anticiclónica de las elipses de variabilidad. El efecto de convergencia de la CCO con las corrientes en chorro generadas por el viento produce un vector de corriente promedio que no es significativo para la varianza observada, pero que describe una rotación de las elipses de variabilidad en sentido contrario al resto del sistema.

Durante el verano (fig. 8b), los efectos del viento (en la costa) y de la CCO (al sur de 15.5° N) se pueden inferir al observar las zonas donde el vector de corriente promedio es mayor que la elipse de varianza. Las zonas donde el vector corriente promedio no fue significativo y donde las elipses de variabilidad presentaron rotación anticiclónica fueron más extensas. Esto sugiere que, en verano, la circulación por viento en la cabeza del GT y la CCO al sur de 15.5°N podrían estar desconectadas, lo que podría implicar una dinámica distinta o un tercer forzamiento en el centro del GT. Por último, aunque el flujo medio de otoño (fig. 8c) muestra a la CCO como el proceso dominante en todo el GT, con velocidades medias >50 cm s^—1, el cambio en el sentido de rotación de las elipses en la misma zona que en primavera y verano (fig. 8a, b) muestra la región donde las corrientes inducidas por el viento (hacia el suroeste) y la CCO convergen.

Hasta ahora, se ha mostrado al viento y a la CCO como los mecanismos que dominan la circulación en el interior del GT; sin embargo, existen periodos cuando ambos forzamientos son débiles o inexistentes (fig. 8b) y es precisamente bajo estas condiciones cuando es posible observar otros procesos que ocurren dentro del GT. Tal es el caso de las corrientes producidas por la marea, un mecanismo que se supone es de poca relevancia y que no se ha cuantificado hasta el momento por la fuerte dinámica producida por el viento. El análisis armónico de las series de tiempo de velocidad de la corriente (Emery y Thomson 2001) para cada estación del año (fig. 8d—f) muestra que el porcentaje de varianza explicada por la marea es relativamente bajo para las tres épocas, y que el mayor porcentaje (≈ 15%) se observó en verano (fig. 8e). Aunque el porcentaje de varianza explicada por la marea es relativamente pequeño durante los tres periodos, el incremento que se observa durante el verano en la porción central del GT, cuando los dos forzamientos principales (viento y CCO) son débiles, sugiere la existencia de una tercera dinámica en la zona: la marea. La amplitud promedio de la constituyente de marea K₁ para el verano fue de ≈10 cm s^—1, mientras que para primavera y otoño fue de –5 cm s^—1. La amplitud promedio de M₂ fue de ≈3 cm s^—1, sin presentar una diferencia importante entre los tres periodos. Si se supone que el movimiento de la marea sobre un cambio significativo en la batimetría produce ondas internas de gran amplitud que se manifiestan por el desplazamiento vertical de la termo–clína, y que durante el verano las condiciones del GT son más estratificadas debido a la época de mezcla inducida por el viento, se podría argumentar que las figuras 8e y 5b podrían ser evidencia de la intensificación de las corrientes debidas a procesos relacionados con la marea, el escalón abrupto en la topografía y la estratificación del GT. Sin embargo, el describir y cuantificar de manera formal el pequeño aporte de la marea requiere series de tiempo más largas y continuas.

 

DISCUSIONES Y CONCLUSIONES

Durante el invierno la circulación costera en el GT está fuertemente influenciada por los vientos tehuanos que causan un descenso en el nivel de la superficie oceánica, un ascenso de la termoclína y, por lo tanto, mezcla y surgencias importantes en la zona. La modificación de la superficie oceánica se compensa por corrientes que convergen en la región al debilitarse el viento. Este proceso da lugar a un remolino ciclónico en el flanco este del eje del chorro de viento y su contraparte anticiclónica en el flanco oeste (McCreary et al. 1989; Barton et al. 1993, 2009; Trasviña et al. 1995, 2003; Trasviña y Barton 2008). El remolino anticiclónico es más longevo (de semanas a meses) y tiende a viajar grandes distancias hacia el suroeste (Palacios y Bograd 2005, Trasviña y Barton 2008). Su contraparte ciclónica ha sido menos estudiada debido a su estructura aparentemente débil e inestable (Barton et al. 1993, 2009; Trasviña et al. 1995, 2003; Trasviña y Barton 2008). Los trabajos que estudian la variabilidad de las corrientes costeras (<50 km de la costa) no asociadas al viento son escasos. Barton et al. (2009) documentaron indicios de una corriente costera (≈ 50 km mar adentro) que viaja hacia el noroeste sin llegar más allá de 96° W.

En el presente trabajo se utilizaron datos de corrientes obtenidos con HFR durante la primavera, el verano y el otoño de 2006 para estudiar la dinámica del GT bajo la influencia de los típicos pulsos de viento del norte y durante periodos prolongados en ausencia de los mismos. Se encontró que los vientos tehuanos redireccionaron las corrientes costeras (0—100 km mar adentro) hacia el sur cuando τ_y superó los –0.2 N m^—2 (≈ 8 m s^—1) sobre la superficie oceánica. Conforme el tehuano persistió y se intensificó, las corrientes tomaron una trayectoria hacia el oeste (a la derecha del viento). Al debilitarse el viento, la corriente hacia el suroeste desarrolló un remolino anticiclónico en la porción oeste del GT (>95° W), mientras que la porción este (<95° W) pareció estar alimentada por una CCO relativamente cálida. Velázquez et al. (2011) obtuvieron resultados similares durante una campaña de invierno, lo que muestra que la variabilidad y respuesta oceánica a los tehuanos podría ser persistente durante el invierno y la primavera.

En ausencia de viento la CCO incursionó al GT de manera persistente. Este flujo de agua cálida que proviene del sureste y viaja hacia el polo, podría generar inestabilidades baroclínicas que podrían ocasionar remolinos (no relacionados con el viento) como los observados en las figuras 4c, 5b, 6(a, d). La CCO seguramente modifica la profundidad e inclinación de la termoclina (picnoclina), haciéndola más profunda cerca de la costa y más somera mar adentro (fig. 5a, b). La dinámica asociada a estos gradientes de presión de la costa hacia el océano y al escalón abrupto entre la plataforma continental y el océano profundo (de 100 a 1000 m de profundidad a los ≈ 100 km mar adentro, ver fig. 1), podrían generar ondas atrapadas a la costa y remolinos positivos debido a la conservación de vorticidad potencial. Una hipótesis similar fue propuesta por Zamudio et al. (2006) para explicar la presencia de remolinos simulados numéricamente en ausencia del forzamiento de viento.

Otro mecanismo adicional para la generación de remolinos ciclónicos podría ser el simple incremento en la latitud de un volumen de agua que proviene de latitudes tropicales (flujo superficial de agua cálida y menos salada, i.e., la CCO), que involucra un alargamiento de la columna de agua y una fuente de rotación ciclónica justo al alcanzar su posición más más al norte en el GT (≈ 16° N). El cizallamiento horizontal de la CCO pudiera explicar también los remolinos ciclónicos no asociados al viento. Si se supone que la CCO–está compuesta por un flujo de agua de menor densidad restringido a ≈50 km de la costa frente al GT, entonces sería capaz de generar un corte horizontal de la velocidad con las aguas mar adentro (al sur) y generar una circulación ciclónica (figs. 3e, 5, 6a, 7f). La vorticidad positiva (circulación ciclónica) implica un levantamiento de la termoclina que origina una disminución de su vorticidad relativa y obliga a estas estructuras a moverse hacia el norte para conservar su vorticidad potencial (fig. 6a, b). Debido a la presencia de la costa en el norte del GT, la migración de los remolinos ciclónicos dentro del GT no sucede, por lo que éstos podrían quedar restringidos a su latitud de formación. Adicionalmente, debido a la poca profundidad de la termoclina dentro del GT (30—50 m), ésta se expone a la superficie en el orden de un par de días dentro de un remolino ciclónico, lo que seguramente condiciona también la vida corta de los remolinos y los confina dentro del GT.

Los remolinos anticiclónicos, por su parte, obedecen una dinámica distinta, ya que tienden a aumentar la profundidad de su termoclína (subducción), lo que produce a su vez un incremento en su vorticidad relativa; para que su vorticidad potencial se conserve éstos deben desplazarse hacia el sur. Una vez que salen de la zona de influencia del viento, y debido a los valores de vorticidad escalada con el parámetro de Coriolis (ζ/ƒ ≈ Ro, Numero de Rossby < 1) y a sus dimensiones (≈50—200 km), estas estructuras podrían alcanzar una rotación de cuerpo sólido y viajar como ondas de Rossby, típicas de latitudes medias. Palacios y Bograd (2005) y Trasviña y Barton (2008) muestran algunas trayectorias de estos remolinos anticiclónicos que se desplazan cerca de los 10° N hacia el suroeste por varios cientos de kilómetros.

Como ya se ha mencionado, se observó de manera persistente una CCO dentro del GT tanto durante eventos tehuanos como en ausencia de ellos. En primavera la CCO pareció atenuarse durante los tehuanos con τ_y > 0.25 N mr², peroreapareció al cesar el viento. Durante el verano, la CCO se debilitó (≈ 25 cm s^—1) dentro del GT, pero se intensificó (≈ 50 cm s^—1) al sur de 15.5°N. En una campaña durante el verano, Trasviña y Barton (2008) también identificaron la débil estructura de la corriente costera y sugirieron que, bajo esas condiciones, un evento tehuano débil, pero persistente, fue capaz de generar un remolino anticiclónico que se propagó hacia el suroeste. En otoño y en ausencia de viento, la CCO ocupó toda el área de cobertura de los HFR (0—100 km de la costa) y exhibió sus velocidades máximas medidas (≈ 100 cm s^—1). Es posible que durante eventos de viento del norte muy intensos o muy prolongados, la CCO sea desplazada hacia el sur o a mayores profundidades; sin embargo, se requieren datos de la estructura vertical de densidad durante el desarrollo de un tehuano que brinden evidencia del hundimiento de la CCO.

Si se supone que la CCO observada en este trabajo es la misma identificada como una componente de la Corriente de Costa Rica por Barton et al. (2009), esto pudiera representar evidencia de la incursión persistente de la Corriente de Costa Rica en el GT y de su relación con la generación de remolinos en ausencia de viento. El paso o generación de ondas atrapadas a la costa, resultado del escalón abrupto en la topografía entre el GT y el océano profundo, queda ahora como una futura línea de investigación. Si el paso de remolinos ciclónicos que viajan hacia el oeste, justo entre las isóbatas de 100 y 1000 m (figs. 5b, 6a), está relacionado con ondas baroclínicas atrapadas a la costa que se propagan hacia el polo, se podría pensar que algunos de los remolinos anticiclónicos observados en la zona del GT y que viajan al oeste cercanos a 10° N (Palacios y Bograd 2005, Trasviña y Barton 2008) se podrían propagar como ondas de Rossby que se desprenden de la onda atrapada a la costa. Corroborar la aseveración anterior requiere series de tiempo largas (>1 año) y continuas, de variables oceánicas que coadyuven a la identificación de ondas atrapadas a la costa que viajan hacia el polo. Por último, es importante resaltar la necesidad de contar con mayor información sobre los patrones de corrientes entre el GT y Cabo Corrientes (20° N), de tal forma que se logre estudiar la incursión al norte de la CCO observada en este trabajo. Esto podría permitir conectar de una manera integral los patrones y procesos producto de la dinámica ecuatorial oriental (i.e., Corriente de Costa Rica, Contra Corriente Norecuatorial y Corriente Norecuatorial) con los patrones y procesos producto de la dinámica de sistemas de surgencia de frontera oriental (Corriente de California) y de mares marginales como el Golfo de California.

 

AGRADECIMIENTOS

El presente estudio fue financiado por el Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT, proyectos U40822–F y 85108) y por la Universidad Autonóma de California (proyectos 323, 341 y 361). El primer autor contó con el apoyo del CONACYT para una beca de posgrado(2006—2010) y de los programas Beca Mixta 2007 del CONACYT y POGO International Fellowship 2008 para una estancia de investigación en la Universidad de Hawaii. De manera especial se agradece la colaboración y participación del personal académico y estudiantes de la Universidad del Mar, en Puerto Ángel (Oaxaca), en las labores de instanlación y operación de los radares de alta frecuencia. Su ayuda fue crucial en el éxito de las operaciones de campo. Agradecemos el apoyo logístico del personal adscrito a la Estación de Investigación Oceanográfica (Secretaría de Marina) en Salina Cruz (Oaxaca). Las sugerencias de los revisores anónimos mejoraron significativamente la calidad de este trabajo.

 

REFERENCIAS

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NOTA

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