Introducción

En los últimos 2 siglos la actividad antropogénica ha incrementado la concentración atmosférica de CO₂ en ~400 petagramos (1 Pg = 10¹⁵ g), lo que representa un aumento de ~40% (^{Zeebe 2012}). El contenido de CO₂ atmosférico ha cambiado de 280 μatm antes de la revolución industrial a 407 μatm en tiempos recientes (^{NOAA 2016}), y puede llegar a 850 μatm en el año 2100 (^{Hoegh-Guldberg et al. 2014}). Los océanos absorben alrededor de 2 Pg C año^-1 del CO₂ emitido por las actividades antropogénicas (^{Takahashi et al. 2009}); sin embargo, la tasa de absorción no es lo suficientemente alta para evitar el incremento del CO₂ en la atmósfera. Debido a que el CO₂ es un gas de efecto invernadero, las emisiones excedentes recientes han generado un aumento de 0.85 °C en la temperatura promedio del planeta y se ha anunciado un incremento de ~4 °C para 2100 relativo a la media global estimada de 1980 a 1999 (^{IPCC 2014}).

En promedio, los océanos funcionan como un sumidero neto de CO₂, pero la dirección y magnitud del intercambio de CO₂ con la atmósfera varía considerablemente en espacio y tiempo. ^{Hales et al. (2012)} caracterizaron a la región del océano Pacifico entre 22°N y 50°N (30 a 370 km frente a la costa) como una fuente de CO₂ de 0.60 mol C m^-2 año^-1, valor 3 veces superior al estimado por ^{Chavez et al. (2007)} para la misma zona. ^{De La Cruz-Orozco et al. (2010)} evaluaron el intercambio de CO₂ entre el mar y la atmósfera frente a la península de Baja California de octubre de 2004 a octubre de 2005 y, en promedio, la zona actuó como una fuente de CO₂ con un flujo anual de 0.40 mol m^-2. A partir de datos de la presión parcial de CO₂ (pCO₂) recolectados de 1993 a 2001 frente a Baja California por barcos de oportunidad, ^{Hernández-Ayón et al. (2010)} concluyeron que en un balance anual la región es una fuente de CO₂, aunque presenta condiciones de sumidero en invierno y primavera y condiciones de fuente en verano y otoño.

En la corriente de California, se ha detectado agua corrosiva (pH menor que 7.80) cercana a la superficie, la cual se esperaba incidiera hasta dentro de 50 años (^{Feely et al. 2008}, ^{Alin et al. 2012}). Aunque parte de estas características corrosivas se deben a procesos naturales de la respiración en aguas subsuperficiales, la acumulación de CO₂ atmosférico continúa y está modificando la dinámica natural del ciclo del CO₂ en las zonas de surgencias costeras (^{Feely et al. 2008}).

Los eventos de gran escala como el ciclo de El Niño Oscilación del Sur (ENOS) afectan el flujo de carbono entre el mar y la atmósfera (FCO₂). Durante el evento de El Niño 1997-1998, en la zona de surgencias costeras de la región central de la corriente de California (al norte de nuestra área de estudio), el FCO₂ fluctuó entre -0.30 y -0.70 mol C m^-2 año^-1, pero los aportes fueron de 1.50 a 2.20 mol C m^-2 año^-1 bajo condiciones de La Niña 1999 (^{Friederich et al. 2002}). En la zona costera del Pacífico tropical frente a México (al sur de nuestra área de estudio), el FCO₂ fue de -0.40 a 2.50 mmol C m^-2 d^-1 durante el evento de El Niño 2009 y de -4.40 a 3.30 mmol C m^-2 d^-1 durante el evento de La Niña 2010 (^{Franco et al. 2014}). Para la región sur de la corriente de California frente a la península de Baja California, nuestra área de interés, se espera que el flujo sea del océano a la atmósfera en condiciones de El Niño y en dirección inversa en condiciones de La Niña.

Con un análisis de datos de alta frecuencia (cada 3 h) de la pCO₂ obtenida por medio de sensores localizados en una boya autónoma anclada frente a la costa norte de Baja California, se determinó que esta zona costera es una fuente neta de CO₂ hacia la atmósfera (~1.00 mol C mm^-2 año^-1) (^{Reimer et al. 2013b}, ^{Muñoz-Anderson et al. 2015}). ^{Reimer et al. (2013b)} concluyeron que durante los eventos de surgencias costeras hubo un aporte del 91% de los valores de flujo positivo (fuente) de CO₂, y ^{Muñoz-Anderson et al. (2015)} encontraron que el sistema es un leve sumidero (0.06 mol C m^-2 año^-1) durante los periodos sin surgencias.

Son escasos los trabajos publicados tendientes a resolver la variabilidad estacional de los flujos de CO₂ entre el mar y la atmósfera en la región sur de la corriente de California frente a Baja California. En este artículo se presenta el análisis de la pCO₂ y el FCO₂ calculado con datos in situ de 22 cruceros oceanográficos. Esta base de datos nos permite sostener que los resultados son robustos para la zona de estudio y contribuyen de forma significante al conocimiento acerca de la variabilidad espacial y estacional de la pCO₂ y el FCO₂ en esta región. También indican que las variaciones temporales y los controles intrínsecos están sujetos a variaciones espaciales muy dinámicas y deben ser examinados de forma individual en cada dominio espacial.

Materiales y métodos

El océano Pacífico frente a la península de Baja California presenta alta variabilidad espacial y temporal ocasionada principalmente por la dinámica física derivada de cambios en la intensidad del flujo de la corriente de California (^{Durazo y Baumgartner 2002}); eventos de surgencias costeras (^{Pérez-Brunius et al. 2007}); la presencia de frentes, meandros y remolinos (^{Barocio-León et al. 2007}); y la variabilidad estacional e interanual (^{Aguirre-Hernández et al. 2004}, ^{Gaxiola-Castro et al. 2008}). Debido a su variabilidad estacional, la región de estudio, que comprende la región sur de la corriente de California, se ha dividido en porción norte y porción sur a partir de 28°N de latitud (^{Durazo 2015}).

En la región sur de la corriente de California, el programa Investigaciones Mexicanas de la Corriente de California (IMECOCAL) realiza cruceros oceanográficos 4 veces al año (invierno, primavera, verano y otoño) frente a la península de Baja California, entre ~30 km frente a la costa y 220 km en mar abierto. La malla regular de muestreo se conforma de 90 estaciones, separadas por ~37 km y arregladas en líneas perpendiculares a la costa; la distancia entre las líneas hidrográficas es de ~70 km (^Fig.1a). En este trabajo se analizó la información hidrográfica y de la pCO₂ superficial obtenida durante 22 cruceros realizados entre 2004 y 2011 (Fig. 1b).

Figura 1 (a) Zonificación del área de estudio y sitios de muestreo del programa IMECOCAL. Los círculos y cuadros vacíos indican las estaciones en la zona oceánica norte y zona oceánica sur, respectivamente. Los círculos y cuadros rellenos indican las estaciones en la zona costera norte y zona costera sur, respectivamente. (b) Distribución del número de estaciones hidrográficas visitadas durante los cruceros IMECOCAL de 2004 a 2011. 

Durante las campañas oceanográficas, se hicieron lances con un CTD Sea-Bird Electronics 911 Plus, calibrado por el fabricante, acoplado a una roseta con botellas Niskin de 5 L de capacidad. El CTD contenía sensores para medir temperatura, salinidad y oxígeno disuelto. De manera adicional, se tomaron muestras de agua con botellas Niskin de 5 L de capacidad a las profundidades discretas de 0, 10, 20, 50, 100, 150 y 200 m para el análisis de oxígeno disuelto y clorofila a del fitoplancton.

Las muestras para el análisis de oxígeno disuelto se recolectaron en botellas de vidrio de 125 mL y se analizaron en el laboratorio del barco con el método microWinkler (^{Helm et al. 2009}). El coeficiente de correlación lineal entre los valores discretos de oxígeno disuelto obtenidos por el método microWinkler y los valores derivados del CTD fue de 0.96 (n = 346, P < 0.05). A partir de los datos de oxígeno del CTD, se calculó el porcentaje de saturación de oxígeno (%SO) con las ecuaciones de ^{Weiss (1970)}.

Las alícuotas de agua para el análisis de clorofila a se recolectaron en botellas de plástico oscurecidas de 1 L de capacidad, y la concentración se determinó con los fluorímetros Turner Designs 10-AU-05 y Trilogy (modelo 7200-000) con el método de ^{Holm-Hansen et al. (1965)} modificado por ^{Venrick y Hayward (1984)}. Más detalles de los métodos de recolecta de las muestras y los análisis utilizados por el programa IMECOCAL se pueden consultar en http://imecocal.cicese.mx.

La pCO₂ en la superficie del mar (pCO_2mar) se evaluó con un sistema LI-COR 6262 de flujo continuo totalmente automatizado que mide la fracción molar del CO₂ en aire seco (xCO₂). El agua de mar fue bombeada desde una toma localizada en el casco del buque (por debajo de la línea de flotación, ~2.50 m de profundidad); el agua fluía hacia el termosalinómetro y posteriormente al LI-COR 6262, ambos colocados en el laboratorio seco del buque. La precisión del LI-COR 6262 en las mediciones de la pCO_2mar fue de ±1 μatm y se autocalibró cada 2 h con CO₂ comercial estándar obtenido del National Institute of Standards Technology y la National Oceanic Atmospheric Administration Climate Monitoring Diagnostic Laboratory (^{Friederich et al. 2002}). Para mayores detalles de la obtención de los datos de la pCO₂ y su procesamiento, ver ^{Reimer et al. (2013a)}. Debido a que los datos de la pCO_2mar se obtuvieron de forma continua durante la navegación, fue necesario obtener un promedio durante el tiempo (~40 min) que el barco permaneció en cada estación de muestreo, con la finalidad de acoplarlos con los datos superficiales discretos de temperatura, salinidad, %SO y clorofila a.

El flujo de CO₂ entre el océano y la atmósfera fue calculado con la siguiente ecuación: FCO₂ = K_w x K₀ x (ΔpCO₂), donde K_w es el coeficiente de transferencia del CO₂ en función de la velocidad del viento (^{Wanninkhof 2014}), K₀ es el coeficiente de solubilidad del CO₂ en función de la temperatura y salinidad (^{Weiss 1974}) y ΔpCO₂ es la diferencia entre la pCO_2mar y la pCO₂ en la atmósfera (pCO_2atm). Por convención, los valores negativos de FCO₂ indican flujos de la atmósfera hacia el océano y los positivos indican flujos en sentido inverso. El CO₂ en la atmósfera está bien mezclado y su presión parcial varía en un intervalo muy estrecho con respecto a su valor medio (^{Sarmiento y Gruber 2006}); por ello, los datos diarios de la pCO_2atm se obtuvieron de la página http://scrippsco2.ucsd.edu/data/atmospheric_co2. Estos datos corresponden a mediciones realizadas en el observatorio ubicado en Mauna Loa, Hawaii, de 2004 a 2011. A partir de esta información, se obtuvieron los promedios de la pCO_2atm del periodo cercano a cada campaña oceanográfica, y con éstos se calculó un valor promedio de pCO_2atm para cada uno de los 22 cruceros analizados. Los datos mensuales de la velocidad del viento en la superficie del océano (resolución espacial de 0.25° x 0.25°) se obtuvieron de http://podaac.jpl.nasa.gov/DATACATALOG/ccmpinfo.html, y son resultado de la calibración cruzada de varias multiplataformas (^{Atlas et al. 2011}).

Se calculó la climatología estacional de la temperatura, salinidad, clorofila, %SO, pCO₂ y FCO₂ durante el periodo de muestreo (5 inviernos, 6 primaveras, 5 veranos y 6 otoños). Debido a que la malla de muestreo no siempre se cubrió en su totalidad, los promedios se calcularon con el número de datos disponible en cada crucero usando una media aritmética. Para minimizar errores de medición, se eliminaron aquellos datos cuyo valor estuvo fuera del intervalo de 3 desviaciones estándar. Para conocer la respuesta de la pCO₂ y el FCO₂ ante el ciclo ENOS en la región de estudio, se analizaron los efectos durante la fase cálida (El Niño), que impactó en el otoño de 2004, y la fase fría (La Niña), que impactó en la primavera de 2011, ambos eventos identificados de acuerdo con el Índice Multivariado de ENOS (http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensos-tuff/ensoyears.shtml).

Resultados

La climatología estacional (2004-2011) de la temperatura superficial del mar mostró un gradiente latitudinal, donde los valores mayores se ubicaron en la porción sur (de la línea 120 hacia el sur) y los valores menores en la porción norte (arriba de la línea 120) (Fig. 2). La temperatura superficial del mar presentó 2 condiciones muy diferenciadas: valores menores en invierno (16.50 °C; Fig. 2a) y primavera (16.30 °C; Fig. 2b), y valores mayores en verano (19.90 °C; Fig. 2c) y otoño (20.20 °C; Fig. 2d). En general, la porción norte presentó un patrón longitudinal muy persistente de temperatura, en el cual los valores más bajos se presentaron cerca de la costa y los más altos en mar abierto. En la porción sur predominó el patrón latitudinal con isotermas perpendiculares a la costa, particularmente en verano y otoño (Fig. 2c, d).

Figura 2 Climatología estacional (2004-2011) de la temperatura superficial del mar (SST, °C) en (a) invierno, (b) primavera, (c) verano y (d) otoño. 

La distribución promedio de la salinidad superficial del mar presentó un gradiente latitudinal con isohalinas perpendiculares a la costa (Fig. 3 a, c). Solamente en primavera se apreció un patrón longitudinal en la zona costera norte (ZCN), desde punta Eugenia hasta Ensenada (Fig. 3b), donde las isohalinas paralelas a la costa se extendieron ~50 km hacia mar abierto. Los valores promedio de salinidad fueron mayores en otoño (33.65; Fig. 3d) e invierno (33.62; Fig. 3a), y menores en primavera (33.53; Fig. 3b) y verano (33.57; Fig. 3c).

Figura 3 Climatología estacional (2004-2011) de la salinidad superficial del mar en (a) invierno, (b) primavera, (c) verano y (d) otoño. 

La clorofila y el %SO presentaron un gradiente costa-océano, en el cual los valores mayores se ubicaron cerca de la costa y los menores hacia mar abierto. La mayor concentración promedio de clorofila se presentó en primavera (0.88 mg m^-3; Fig. 4b) y las isolíneas de 0.50 mg m^-3 se extendieron ~100 km hacia mar abierto. Es notoria la lengüeta de concentración de clorofila con valores superiores a los 0.50 mg m^-3 que sale de punta Eugenia y se extiende hasta ~140 km fuera de la costa (Fig. 4a, c) en todas las estaciones del año. En la ZCN se presentaron los máximos valores relativos de clorofila en cada estación del año. Durante invierno y primavera, las concentraciones de clorofila fueron de 0.50 a 1.50 mg m^-3 en la zona costera sur (ZCS). El patrón longitudinal de distribución del %SO fue más pronunciado en verano (Fig. 5c), cuando las isolíneas de 100% de saturación se observaron paralelas a la península entre la costa y ~100 km mar adentro, particularmente en la ZCN. En invierno predominaron valores por debajo del 100% de saturación (97%SO; Fig. 5a), lo cual indica que predomina el efecto termodinámico. En primavera (Fig. 5b) destaca el área frente a Ensenada con valores superiores al 110% de saturación e isolíneas paralelas a la península entre la costa y ~100 km mar adentro. En verano permanecieron las condiciones de saturación superiores al 100% frente a la costa de Ensenada, pero las isolíneas paralelas a la península cubrieron un área entre la costa y ~30 km mar adentro.

Figura 4 Climatología estacional (2004-2011) de la concentración de clorofila a (mg m^-3) en la superficie del mar en (a) invierno, (b) primavera, (c) verano y (d) otoño. 

Figura 5 Climatología estacional (2004-2011) del porcentaje de saturación del oxígeno disuelto (%0S) en la superficie del mar en (a) invierno, (b) primavera, (c) verano y (d) otoño. 

En general, la pCO_2mar presentó un patrón de distribución latitudinal, con valores mayores en la porción sur y menores en la porción norte (Fig. 6); estos valores estuvieron asociados al cambio espacial de la temperatura superficial del mar. La isolínea de 380 μatm perpendicular a la costa se ubicó a ~29°N en otoño (Fig. 6d) y se desplazó hasta ~27°N en invierno (Fig. 6a). En primavera (Fig. 6b), sobresale el área costera al sur de Ensenada con valores de pCO_2mar inferiores a 350 μatm e isolíneas paralelas a la península entre la costa y ~80 km mar adentro. En verano (Fig. 6c), la isolínea con valores inferiores a 350 μatm disminuyó su cobertura y cubrió un área entre la costa y ~40 km hacia mar abierto; además, predominaron valores superiores a 400 μatm en una franja oceánica a 29°N, la cual se desplazó hacia el sur del área de estudio. La zona costera al norte de punta Eugenia mostró valores de pCO₂ bajos (372 μatm) de manera permanente, lo que indica que fue un posible sumidero de CO₂ en el ciclo estacional. La climatología de la pCO₂ manifestó un patrón temporal similar al de la temperatura: valores menores en invierno (378 μatm; Fig. 6a) y primavera (388 μatm; Fig. 6b) y valores mayores en verano (410 μatm; Fig. 6c) y otoño (395 μatm; Fig. 6d).

Figura 6 Climatología estacional (2004-2011) de la presión parcial de CO₂ (pCO₂, μatm) en la superficie del mar en (a) invierno, (b) primavera, (c) verano y (d) otoño. 

El FCO₂ entre el mar y la atmósfera mostró un patrón de distribución latitudinal, valores mayores en la zona sur y valores menores en la zona norte (Fig. 7), similar al de la distribución de la pCO₂ (Fig. 6). En invierno (Fig. 7a), la cobertura del área con valores negativos se extendió hasta ~26°N en la zona oceánica norte (ZON) y hasta los 28°N en la ZCN. Hacia el sur, los valores fueron predominantemente positivos, en promedio 0.85 mmol m^-2 d^-1. En primavera (Fig. 7b), sobresale el área de la ZCN con valores de FCO₂ superiores a -6.00 mmol m^-2 d^-1 e isolíneas paralelas a la costa que se extendieron ~80 km hacia mar abierto. Desde los ~28.5°N de la ZON se presentó una franja con valores positivos de FCO₂ (1.25 mmol m^-2 d^-1) que se extendió en dirección a punta Eugenia cubriendo prácticamente toda la porción sur del área de estudio. En verano, los flujos negativos disminuyeron su cobertura en la ZCN y se extendieron ~40 km hacia mar abierto (Fig. 7c), y predominaron los flujos positivos. En la Z0N se presentó una franja con valores positivos de FCO₂ de 1.20 a 1.80 mmol m^-2 d^-1 desde los 31°N, y se desplazó hacia el sur cubriendo la zona oceánica sur (ZOS) y la ZCS y alcanzando valores de hasta 6.00 mmol m^-2 d^-1. En otoño (Fig. 7d), la zona al norte de 28°N presentó flujos negativos de hasta -3.00 mmol m^-2 d^-1, pero al sur de esta latitud los valores fueron positivos, máximo 3.50 mmol m^-2 d^-1. La ZCN mostró valores negativos de FCO₂ de manera permanente, lo que indica que fue un sumidero de CO₂ en el ciclo estacional. La climatología del FCO₂ manifestó un patrón temporal similar al de la pCO₂: flujos negativos en invierno (-0.26 mmol m^-2 d^-1; Fig. 7a) y primavera (-0.37 mmol m^-2 d^-1; Fig. 7b) y flujos positivos en verano (2.33 mmol m^-2 d^-1; Fig. 7c) y otoño (0.92 mmol m^-2 d^-1; Fig. 7d).

Figura 7 Climatología estacional (2004-2011) del flujo de CO₂ (FCO₂, mmol m^-2d^-1) entre la atmósfera y el mar en (a) invierno, (b) primavera, (c) verano y (d) otoño. 

En la serie de tiempo 2004-2011, la temperatura superficial del mar promedio para la porción norte del área de estudio fue de 14.5 a 20.0 °C, y los valores más bajos se presentaron en invierno y primavera y los más altos en verano y otoño (Fig. 8a). A partir del verano de 2007, se observó una tendencia general hacia la disminución de la temperatura en 0.10 °C. La concentración de clorofila fue mayor en primavera; la concentración fue baja (0.42 mg m^-3) entre 2004 y mediados de 2007 (Fig. 8b), pero después incrementó. A partir de 2007, la pCO₂ promedio mostró la tendencia a disminuir, y los valores estuvieron por debajo del valor atmosférico desde 2009 (Fig. 8c). Esta misma tendencia se presentó en el FCO₂, que presentó valores negativos a partir de 2009 (Fig. 8d). Durante la primavera de 2011, la porción norte tuvo el valor máximo como sumidero de carbono de toda la serie de tiempo (-6.00 mmol C m^-2 d^-1).

Figura 8 Serie de tiempo (2004-2011) de los promedios de (a) la temperatura (°C), (b) la clorofila (Chl, mg m^-3), (c) la presión parcial de CO₂ (pCO₂, μatm) y (d) el flujo de CO₂ (FCO₂, mmol m^-2 d^-1) entre la atmósfera y el mar en la zona norte del área de estudio. Las barras indican el error estándar. La línea continua en (c) indica los valores de pCO₂ en la atmósfera. La línea discontinua en (d) indica el equilibrio entre la atmósfera y el océano. 

En la porción sur de la región de estudio, la temperatura superficial del mar promedio fue de 15.80 a 23.50 °C; los valores más bajos ocurrieron en invierno y primavera y los más altos en verano y otoño (Fig. 9a). La concentración de clorofila promedio (0.48 mg m^-3) fue ligeramente más baja que en la porción norte (0.62 mg m^-3), y mostró una tendencia a aumentar a partir del verano de 2006 (Fig. 9b) hasta el final del periodo de estudio. En general, la pCO₂ fue superior al valor atmosférico (Fig. 9c) excepto en 2011, cuando fue inferior. A partir de 2007, se observó una tendencia hacia la disminución de la pCO₂, la cual se mantuvo hasta el final del periodo de estudio. La porción sur actuó primordialmente como una fuente de CO₂ a la atmósfera, con un promedio anual de 1.56 mmol m^-2 d^-1 (Fig. 9d) y valores próximos al equilibrio en invierno, excepto en 2011 cuando actuó como sumidero.

Figura 9 Serie de tiempo (2004-2011) de los promedios de (a) la temperatura (°C), (b) la clorofila (Chl, mg m^-3), (c) la presión parcial de CO₂ (pCO₂, μatm) y (d) el flujo de CO₂ (FCO₂, mmol m^-2 d^-1) entre la atmósfera y el mar en la zona sur del área de estudio (línea IMECOCAL 120 hacia abajo). Las barras indican el error estándar. La línea continua en (c) indica los valores de pCO₂ en la atmósfera. La línea discontinua en (d) indica el equilibrio entre la atmósfera y el océano. 

Durante el periodo de estudio (2004-2011), la región sur de la corriente de California estuvo bajo la influencia de eventos de El Niño (2004, 2007, 2009-2010) y La Niña (2008, 2009, 2011) (^{Bjorkstedt et al. 2012}) (http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensos-tuff/ensoyears.shtml). Para toda la región, la pCO₂ promedio en condiciones de El Niño 2004 (Fig. 10) fue 44 μatm mayor que en condiciones de La Niña 2011 (Fig. 10b). En condiciones de El Niño hubo un patrón latitudinal en la distribución espacial de pCO₂, donde los valores mayores (414 μatm) se ubicaron en la porción sur y los menores (399 μatm) en la porción norte. En esta última porción se obtuvo un patrón longitudinal en el cambio espacial, y los valores de pCO₂ más bajos (394 μatm) se ubicaron en la zona costera. En condiciones de La Niña 2011, la pCO₂ promedio fue de 360 μatm, valor inferior al de 393 μatm obtenido para la pCO_2atm. En condiciones de El Niño 2004, el océano frente a Baja California actuó como una fuente de CO₂ a la atmósfera (promedio de 2.00 mmol m^-2 d^-1; Fig. 10c), pero actuó como sumidero en condiciones de La Niña 2011 (promedio de 5.30 mmol m^-2 d^-1; Fig. 10d). Destaca el marcado gradiente latitudinal en la pCO₂ y el FCO₂ en condiciones de La Niña: valores bajos (altos) de 355 μatm (-6.40 mmol m^-2 d^-1) en la porción norte y valores altos (bajos) de 366 μatm (-4.00 mmol m^-2 d^-1) en la porción sur.

Figura 10 Distribución espacial de (a, b) la presión parcial de CO₂ (pCO₂, μatm) y (c, d) el flujo de CO₂ (FCO₂, mmol m^-2 d^-1) entre la atmósfera y el mar en condiciones de El Niño (otoño de 2004; a, c) y La Niña (primavera de 2011; b, d). 

Discusión