Modelación numérica de la hidrografía y circulación estacional y de mesoescala en el Pacífico central mexicano

Numerical modeling of seasonal and mesoscale hydrography and circulation in the Mexican Central Pacific

DA Pantoja, SG Maríneme*, A Parés-Sierra, F Gómez-Valdivia

Departamento de Oceanografía Física, CICESE, Km. 107 Carretera Tijuana-Ensenada, Ensenada, Baja California 228060, México. * Corresponding author. E-mail: marinone@cicese.mx

RESUMEN

Con base en resultados del modelo numérico ROMS, se estudió la dinámica en el Pacífico central mexicano durante tres años (2003-2005). El modelo reproduce tanto la variabilidad media y estacional de la temperatura superficial del mar como los remolinos y filamentos de mesoescala observados por medio de satélites. Además, el modelo representa adecuadamente las principales corrientes de la región: la corriente de California, la corriente costera mexicana y las corrientes del golfo de California. Las corrientes del golfo de California están ligadas a la intensificación de la corriente costera mexicana e interactúan de tal forma que el corte lateral entre éstas dos da lugar a la generación de remolinos en la entrada al golfo. Se encontró que los remolinos son de mesoescala con profundidades de ~200 m. Los remolinos generados en la zona (radio interno de deformación de Rossby, Rd = 40 km) presentaron un diámetro L de ~300 km, una velocidad orbital de 20-30 cm s^-1 y se desplazaron hacia el oeste con velocidades de traslación de ~4 cm s^-1. Los remolinos se consideran de intermedios a grandes (L ≈ 7.5 Rd, Ro << 1), muestran una dinámica geostrófica y presentan un desplazamiento hacia el oeste debido al efecto beta de la variación del parámetro de Coriolis. El tamaño de los remolinos parece estar relacionado con el debilitamiento de la componente meridional del esfuerzo del viento durante el monzón norteamericano.

Palabras clave: ROMS, Pacífico central mexicano, corriente costera mexicana, remolinos.

ABSTRACT

Based on results from a ROMS numerical model, the dynamics of the Mexican Central Pacific was studied during three years (2003-2005). The model reproduces the mean and seasonal variability of sea surface temperature, as well as mesoscale eddies and meanders from satellite observations. The model adequately represents the main currents in the region: California Current, Mexican Coastal Current, and Gulf of California currents. The Gulf of California currents are linked to the intensification of the Mexican Coastal Current and interact in such a way that the lateral shear generates eddies at the entrance to the Gulf of California. The mesoscale eddies were found to have a depth of ~200 m. The eddies generated in the area (internal Rossby radius of deformation, Rd = 40 km) had a diameter L of ~300 km, an orbital speed of 20-30 cm s^-1, and a westward translation speed of ~4 cm s^-1. Eddies are considered from intermediate to big (L ≈ 7.5 Rd, Ro << 1), show geostrophic dynamics, and present a westward drift due to Coriolis variation with latitude (beta effect). The size of the eddies seems to be related to the weakening of the meridional component of wind stress during the North American monsoon.

Introducción

En este trabajo se considera al Pacífico central mexicano (PCM) como la zona alrededor de la entrada al golfo de California, comprendida entre 15° N (al sur de cabo Corrientes) y 25° N (al norte de cabo San Lucas) y desde la costa mexicana hasta los ~115° W (fig. 1). El PCM se encuentra entre tres de los sistemas oceánicos más estudiados del Pacífico oriental: el Sistema de la Corriente de California, el Sistema del Pacífico Tropical del Este y el golfo de California. El Sistema de la Corriente de California es la ramificación oriental del gran giro subtropical del Pacífico Norte que fluye por las costas norteamericanas y llega hasta la península de Baja California (Badan 1997). El Sistema del Pacífico Tropical del Este es la zona donde se genera la alberca de agua cálida y soplan los vientos transístmicos de las costas suroeste de México (Kessler 2006, Trasviña et al. 1999, Willett et al. 2006). El golfo de California es un mar marginal entre la parte principal de México y la península de Baja California, donde la circulación general está dada principalmente por lo que ocurre en la entrada al golfo (Marinone 2003); además, se considera como una cuenca evaporativa que presenta salinidades mayores que 34.9 (Lavín y Marinone 2003).

Los vientos en el PCM son principalmente del noroeste durante gran parte del año (fig. 2a), y llegan a esa zona por el direccionamiento topográfico del continente. Estos vientos producen un transporte de Ekman que mantiene una termo-clina somera sobre las costas de México y algunas zonas de surgencias a lo largo de la costa norteamericana (fig. 2a) (Fiedler y Talley 2006). Durante el verano, la componente meridional del esfuerzo del viento se debilita en la entrada al golfo de California, e incluso llega a cambiar de dirección por completo durante el monzón norteamericano (Lavín et al. 2009).

En promedio, el rotacional del esfuerzo del viento en esta región presenta una franja de vorticidad positiva sobre las costas de México, lo que de acuerdo con el balance de Sverdrup genera una corriente con dirección hacia el polo conocida como la corriente costera mexicana (CCM, fig. 2b). La CCM abarca desde el golfo de Tehuantepec hasta la entrada al golfo de California, se intensifica por la influencia de ondas ecuatoriales y costeras de Kelvin y es más fuerte durante los años El Niño (Lavín et al. 2006, Zamudio et al. 2007).

El PCM es una zona de convergencia donde se unen aguas de origen subártico acarreadas por ramificaciones de la corriente de California, aguas superficiales ecuatoriales traídas por la CCM y aguas con alta salinidad generadas en el golfo de California. La confluencia superficial de estas masas de agua convierte al PCM en una región compleja, una zona de generación de remolinos y filamentos de mesoescala. Estas estructuras de mesoescala han sido evidenciadas mediante el uso de satélites y se ha sugerido que funcionan como un mecanismo de transporte de aguas de la corriente de California hacia las costas mexicanas (Lavín et al. 2006, 2009).

Zamudio et al. (2007) registraron por primera vez la generación de remolinos en la zona. Estos autores mencionan que la formación de los remolinos es debida a la intensificación de la CCM y a su separación de la costa en cabo Corrientes. En el presente trabajo, se propone que el corte lateral entre la CCM y la corriente del golfo de California que fluye hacia el sur es otro mecanismo importante en la generación de remolinos, que está presente durante todo el año y que cuya intensidad regula el tamaño de los remolinos. El objetivo de este trabajo es, por medio de un modelo numérico, presentar una descripción estacional y de mesoes-cala de los campos termohalinos, la circulación y la generación y propagación de remolinos en el PCM.

Modelo y validación Modelo

Se utilizó el modelo numérico ROMS (Regional Ocean Modeling System, por sus siglas en inglés). El modelo resuelve ecuaciones primitivas con superficie libre, temperatura potencial, salinidad y una ecuación de estado, bajo la aproximación de Boussinesq. Se utilizan coordenadas sigma sobre una malla tipo Arakawa-C (Shchepetkin y McWilliams 2005). La aplicación del modelo ROMS consistió en un esquema de 20 niveles con mayor resolución en la superficie. La batimetría fue extraída de la base de datos ETOPO2 (Smith y Sandwell 1997). El modelo se forzó con vientos y flujos en la superficie obtenidos mensualmente de NARR (North American Regional Reanalysis, disponibles en http://www.esrl.noaa.gov/psd/). Los campos de temperatura y salinidad para las condiciones de frontera se obtuvieron del reanálisis del modelo de circulación global SODA (Sample Ocean Data Assimilations, disponible en http://www.atmos.umd.edu/~ocean/). La extensión geográfica abarca desde ~4-47° N hasta ~90-135° W, en forma de arco (fig. 1). Los resultados presentados corresponden al subdominio entre ~14-26° N y ~104-115° W, que define al PCM. El modelo se corrió por varios años hasta alcanzar estabilidad, y los resultados para los años 2003-2005 se presentan y se comparan con investigaciones documentadas para la región.

Validación

La validación del modelo consistió principalmente en reproducir las características de la CCM. Durante 2003-2005 se realizaron varias campañas oceanográficas con el fin de estudiar la CCM (Lavín et al. 2006, 2009). Para junio de 2003 y 2005, Lavín et al. (2006) registraron que la CCM transporta hacia el polo entre 2.5 y 4.0 Sv (para los tres transectos similares a los de la figura 1: Sur, Cabo y Norte; 1 Sv = 10⁶ m³ s^-1), con una anchura de 90-180 km, una profundidad de 250-400 m y velocidades entre 15 y 30 cm s^-1. Para junio de 2004, Lavín et al. (2009) documentaron que en la boca del golfo de California se transportan ~8 Sv hasta una profundidad de 1000 m.

Las características de la CCM obtenidas mediante los resultados del modelo se muestran en la figura 3 para el transecto Cabo durante el verano de 2003 y de 2005. Considerando la isolínea de 10 cm s^-1 como límite de la CCM, se observa que ésta está bien definida por el modelo: tiene una anchura promedio de 150 km, velocidades que alcanzan los 50 cm s^-1 cerca de la costa y una profundidad promedio de 400 m. Durante 2003, el núcleo de la CCM fue subsuperficial y más débil comparado con 2005.

En la figura 4 se presentan transportes calculados hasta 500 m de profundidad para los transectos Sur, Cabo y Norte (fig. 1). El tamaño de los transectos y la profundidad se adaptaron para simular los registrados por Lavín et al. (2006). En promedio, durante todo el verano, el transporte hacia el norte debido a la CCM para los tres transectos fue de ~4.5 Sv para 2003 y de ~2.3 Sv para 2005, que concuerda con lo documentado por Lavín et al. (2006). Se observa además que el aumento de casi 2.0 Sv se debe a que la CCM durante el verano de 2003 duró más que en 2005. Para la boca del golfo de California durante el verano de 2004, el modelo reproduce en promedio 6.3 Sv (no mostrado).

De los estudios hidrográficos en la zona, se tiene que las masas de agua presentes en el PCM están compuestas en la superficie por Aguas de la Corriente de California (ACC; 12 °C < T < 18 °C, S < 34.5), Aguas Tropicales Superficiales (ATS; T > 18 °C, S < 34.9) y Aguas del Golfo de California (AGC; T > 12 °C, S > 34.9), y por debajo de estas masas, por Aguas Subtropicales Subsuperficiales (AStSs; 9 °C < T < 18 °C, 34.5 < S < 34.9), Aguas Intermedias del Pacífico (AIP; 4 °C < T < 9 °C, 34.5 < S < 34.8) y Aguas Profundas del Pacífico (APP; T < 4 °C, S > 34.5 (Castro et al. 2000, 2006; Lavín et al. 2009; Torres-Orozco 1993). Cualitativamente, el modelo reproduce la distribución de las masas de agua del PCM con mayor variabilidad en la superficie y menor variabilidad en aguas profundas, por debajo de los 12 °C, con el mínimo de salinidad de la AIP apenas perceptible. Los resultados del modelo son similares a lo documentado por Castro et al. (2000) y Lavín et al. (2009) para la boca del gofo de California.

También de manera cualitativa, algunas características observadas mediante el análisis de imágenes satelitales (e.g., Lavín et al. 2009 en su fig. 3) han sido reproducidas con el modelo. Por ejemplo, en la figura 5 se muestra un filamento de agua fría que se desprende de la corriente de California asociado a un remolino anticiclónico en la entrada al golfo. Aunque las imágenes de satélite mostraron que el remolino desapareció después de ocho días entre aguas de la misma temperatura y no pudo ser registrado completamente, los resultados del campo de velocidades (no mostrados) muestran que el remolino se desplaza un poco hacia el sur y después continua su recorrido hacia el oeste.

Resultados

Transporte zonal

Además de los transportes calculados para validar numéricamente la existencia de la CCM, se calculó el transporte de masa sobre el meridiano 110° W para observar los efectos debido a los remolinos (transecto Oeste, fig. 6). La longitud del transecto pretendía capturar sólo los remolinos, pero no siempre se pudo debido a que, por ejemplo, el pico de 15 Sv durante el verano de 2004 fue causado por el filamento que se desarrolló en la punta de la península de Baja California (fig. 5).

Los remolinos identificados durante los tres años de datos fueron anticiclónicos. Se caracterizaron por tener un transporte mayor que 5 Sv en dirección hacia el oeste en el lado sur que en el lado norte (fig. 6) durante aproximadamente tres meses (fig. 6). Junto con la figura 4, se puede inferir que los remolinos se generan después de que la CCM se intensifica y la corriente del golfo de California avanza hacia el sur.

Con respecto a los tres años de resultados (2003-2005), el campo promedio de temperatura superficial del mar (TSM, fig. 7a) presenta una disminución gradual de la región de la alberca cálida al Sistema de la Corriente de California (Fiedler y Talley 2006, Flores-Morales et al. 2009, Palacios-Hernández et al. 2010). El campo promedio de salinidad superficial del mar (SSM, fig. 7b) presenta un patrón distinto al de TSM, pues debido a la alta salinidad del golfo de California (> 34.9) se rompe el gradiente entre las zonas norte y sur, y así la SSM se esparce en forma de abanico sobre las aguas del PCM.

El campo promedio de velocidad superficial (fig. 7) presenta una circulación anticiclónica entre cabo Corrientes y cabo San Lucas (entrada al golfo de California). También se observa una ramificación de la corriente de California por la costa occidental de la península que se divide en la boca del golfo, donde parte de esta corriente entra al golfo y la otra continúa débilmente sobre la costa suroeste de México. Se observa la CCM fuera de la costa al sur de cabo Corrientes, luego se interrumpe y después forma la parte oeste del remolino.

La componente estacional se obtuvo ajustando la señal anual y la semianual mediante cuadrados mínimos a todas las series temporales del modelo en cada punto de la malla (quitando los campos medios), con frecuencias ω_a = 2π/365.25 y ω_s = 2 ω_a, respectivamente. Las amplitudes y fases de las componentes anuales y semianuales para los campos de TSM y SSM se muestran en la figura 8. Los resultados concuerdan con los documentados mediante observaciones históricas y análisis de imágenes de satélite (Fiedler y Talley 2006, Flores-Morales et al. 2009, Palacios-Hernández et al. 2010).

La componente anual de la TSM (fig. 8a) mostró un intervalo de amplitudes que va desde los 2 °C en la parte sureste hasta los 6 °C dentro del golfo de California. Las amplitudes mayores se presentaron durante agosto con una propagación hacia el suroeste, según lo indican las líneas de co-fase. La componente anual de SSM (fig. 8c) mostró un patrón con tres zonas características: dos en los extremos con amplitudes relativamente mayores, correspondientes a ACC y ATS, y una de menor amplitud en la parte central, correspondiente a AGC. En general, estas zonas se desplazan hacia el oeste con una estructura en sentido de las manecillas del reloj en la parte norte y en sentido contrario en la parte sur.

La varianza superficial explicada por las componentes anual y semianual (fig. 9) para el campo de TSM fue mayor que 90% en todo el PCM, excepto en una franja centrada en 20° N, donde fue de 85%. Por otro lado, el campo de SSM presentó menor variabilidad estacional (30—40°%) en el PCM; pero, al igual que la temperatura, se observa que la franja de menor variabilidad estacional alcanza los 115° W.

Componente de mesoescala

La componente de mesoescala se definió como φ_mesoescala = φ - (φ_media+ φ_estacional), donde φ representa series de tiempo en cada punto de la malla de los campos de temperatura, salinidad y velocidad. La componente estacional es la reconstrucción mediante cuadrados mínimos de la señal anual más la semianual.

Mediante el cálculo de la raíz cuadrática media ( √N^-1∑_iφ²_i) donde N es el total de datos durante los tres años), para el campo de temperatura a 50 m de profundidad, se observó una franja zonal con variabilidad de 2 °C en la región de 20° N (fig. 11a). El campo de salinidad mostró la misma franja zonal, pero con menor variabilidad. Observando los transectos de temperatura y salinidad en la figura 11 se puede inferir que las escalas de longitud de los remolinos son de ~300 km de diámetro y ~200 m de profundidad.

Estas zonas de máxima y mínima variación son corroboradas mediante las elipses de variabilidad de las corrientes (Emery y Thomson 1997) mostradas en la figura 12. En la parte media del PCM se observan elipses circulares con amplitudes relativamente mayores que en la zona periférica, y en las costas se tienen corrientes rectilíneas, correspondientes a la corriente de California, la CCM y las corrientes del golfo de California.

En la figura 13 se muestra la vorticidad relativa superficial (∂v/∂x-∂u/∂y) durante la generación de remolinos anticiclónicos en el PCM. Primero, durante la intensificación de la CCM (fig. 13a-c), esta corriente entra de manera suave y pegada a la costa hacia el golfo; después, empieza a oscilar entre cabo Corrientes y cabo San Lucas separándose de la costa. Durante este tiempo, se generan franjas alternadas de vorticidad que decrecen de intensidad conforme aumenta la distancia desde la costa. Después (fig. 13d-h), la corriente del golfo de California avanza hacia el sur pegada a la costa e interactúa con la CCM que se encuentra más hacia el oeste, y ambas generan el remolino.

Se observa también como se desarrolla otro remolino de menor tamaño al norte de cabo Corrientes conforme la CCM se separa de la costa (fig. 13b-c). Después, este remolino queda atrapado entre la CCM y la corriente del golfo de California que fluye hacia el sur (fig. 13e) y, al final, se fusiona con el remolino grande generado entre las contracorrientes (fig. 13f). En la figura 14a se muestra esquemáticamente este desarrollo; el giro principal, generado por la interacción entre estas dos corrientes, se marca con la letra A y el giro secundario, formado al norte de cabo Corrientes, se marca con la letra B.

Para caracterizar la generación de remolinos, en la figura 15 se muestran las series temporales de los dos eventos más intensos generados con el modelo. En la figura se incluyen series temporales de energía cinética (u² + v²)/2, vorticidad relativa, y la magnitud de los términos advectivos |u∂u/∂x+v∂u/∂y|+|u∂v/∂x+v∂v(∂y|. Las series se promediaron espacialmente para las zonas Sur, Oeste y Golfo, y se filtraron con una frecuencia de corte de 1/90 días para tener principalmente la señal de mesoescala.

Los remolinos se caracterizaron por tener valores elevados de energía cinética y de vorticidad negativa dentro de la zona Oeste (fig. 15b-e). La intensificación de la CCM correspondiente a estos eventos se desarrolló durante marzo-abril de 2004 y abril-mayo de 2005 (fig. 15a). Según la figura 15(g, i), se puede inferir que la separación de la costa de la CCM es consecuencia de los procesos no lineales que tienen lugar en las regiones que rodean cabo Corrientes y cabo San Lucas (zona Sur y Golfo), ya que los términos advectivos empiezan a crecer conforme se intensifica la CCM y a decrecer una vez que se relaja o se separa de la costa. De la serie temporal de vorticidad relativa para la zona Oeste (fig. 15e) y la zona Golfo (fig. 15f), se tiene una correlación de 0.6 con un desfase ~6 semanas; es decir, una vez que la CCM se intensifica y entra al golfo, se desarrolla la corriente del golfo de California que fluye hacia el sur y ambas generan los remolinos. Las series de energía cinética y los términos advectivos para las zonas Sur y Golfo muestran que otro remolino se desarrolló a mediados de otoño de 2005 (fig. 15, flechas); sin embargo, este remolino no alcanza a detectarse en la zona Oeste.

Discusión

La variación estacional de los campos de temperatura y salinidad muestra una propagación hacia el oeste según lo indican las líneas de co-fase de la figura 8, y se debe al efecto de la variación del parámetro de Coriolis en forma de ondas largas de Rossby (Parés-Sierra y O'Brien 1989, Kessler 2006, Godínez et al. 2010). La latitud crítica para una frontera no meridional, por debajo de la cual estas ondas emiten su energía hacia el oeste, es φ_c = tan^-1[cosθ√(g'H)/(2R,σ)] (Clarke y Shi 1991), donde θ es el ángulo formado local-mente por la línea de costa respecto al norte, g' = gΔρ/ρ₀ es la gravedad reducida, g es la aceleración de la gravedad, Δρ es la diferencia entre densidades, ρ₀ es la densidad promedio del agua de mar, H es la profundidad promedio de la termoclina, R_t es el radio terrestre (6378.4 km) y σ es la frecuencia de las ondas largas de Rossby. Para la componente anual, tomando σ = ω_a, g' = 0.03 m s^-2 y H = 100 m, la latitud crítica es 27° N para la costa al norte de cabo Corrientes, donde se forma un ángulo de ~40°, y 23° N para la costa al sur de cabo Corrientes, donde la inclinación es de ~50°. Esto quiere decir que las costas mexicanas permanecen por debajo de la latitud crítica. La latitud crítica para la componente semianual permanece por debajo de las costas mexicanas, o sea, que se encuentran más hacia el ecuador. La baja variabilidad en salinidad se debe a que ACC y ATS en el PCM varían poco en salinidad, y la salinidad en la boca del golfo se mantiene constante a lo largo del año por ser una cuenca evaporativa.

La variabilidad de la circulación del PCM está dominada por la escala semianual y la mesoescala. La corriente de California varía en su excursión de norte a sur, mientras que la CCM algunas veces penetra al golfo de California y otras no lo hace; cuando entra al golfo, lo hace por el lado continental y se continua junto con la corriente del golfo de California, cuando no ingresa al golfo se extiende hacia cabo San Lucas. La figura 14 muestra esquemáticamente estos dos modos de circulación. Las corrientes del golfo de California alternan los flujos de entrada y salida en el lado oriental y occidental de la boca. En este proceso se forman remolinos con distintas características. Unos se forman en la región central entre la corriente del golfo de California que fluye hacia el sur y la CCM y se desplazan en la franja zonal alrededor de 20° N (figs. 9, 11, 14a). Otros remolinos de menor tamaño, pegados a la costa, se generan después de que la CCM se separa y regresa a la costa (fig. 14a), según el mecanismo propuesto por Zamudio et al. (2007). Los remolinos al norte de cabo Corrientes (fig. 13c) y al oeste de cabo San Lucas (fig.13f) son ejemplos de este tipo de generación.

La generación de los remolinos en la entrada al golfo de California (una zona de ~400 km de largo x 200 km de ancho entre la costa y los cabos San Lucas y Corrientes) se puede explicar mediante la inestabilidad barotrópica. Por ejemplo, en la figura 13d la corriente del golfo de California fluye hacia el sur y la CCM fluye hacia el norte. La separación entre ambas corrientes (región de corte W) es de ~50 km. Las ecuaciones de movimiento que gobiernan la inestabilidad barotrópica para un flujo meridional en el plano-f (β = 0) son las mismas que para un flujo zonal. De la relación de dispersión, se obtiene que la longitud de onda que domina y que lleva a la generación de inestabilidades es λ = 7.89 x W, donde W es el ancho de la zona de corte (Cushman-Roisin 1994). Para W = 50 km, λ ≈ 400 km; es decir, esta zona (~400 km de cabo a cabo) es propensa a volverse inestable cuando se intensifica la CCM y se genera la corriente del golfo de California que fluye hacia el sur.

La zona del PCM se caracteriza por tener un radio interno de Rossby (Rd) de 40 km (Chelton et al. 1998), que corresponde a una profundidad H de 150 m. Los remolinos generados en el modelo tienen un diámetro L de ~300 km, una profundidad de ~200 m, una velocidad orbital entre 20 y 30 cm s^-1 y se desplazan a 4 cm s^-1 hacia el suroeste. Una vez generados, los remolinos tienen una relación L ≈ 7.5 Rd, por lo que pueden considerarse como lineales y geostróficos (L >> Rd, Willett et al. 2006). En coordenadas cilíndricas, las ecuaciones estacionarias que gobiernan el remolino son ν=(ƒρ)^-1(∂p/∂r), donde ƒ es el parámetro de Coriolis, p(r) es la distribución de la presión y ρ la es densidad dentro del remolino. Como el parámetro de Coriolis es mayor en el borde norte (ƒ_N >ƒ_s,ƒ en el hemisferio norte), se tiene entonces que v_N < v_S; es decir, la velocidad en la parte sur será mayor que en lado norte, y de aquí que parte del transporte en que se muestra en la figura 6 sea mayor hacia el oeste.

A manera de compensar la diferencia de velocidades en el mismo remolino, se desarrolla una autoadvección que depende de la polaridad del remolino, en este caso hacia el oeste. Sin embargo, la contribución causada por la reacción del fluido al ser desplazado hacia otras latitudes es dominante y el remolino se desplazará hacia el oeste sin importar la distribución del campo de presión. De acuerdo con Cushman-Roisin et al. (1990), como la velocidad de traslación del remolino se encuentra entre c ∈[1.9,4.5] cm s^-1 ((β₀R²_d)/2 < c < 0.5(β₀g'/ƒ₀²)(H + h_max)/2, donde ƒ y β₀ son el parámetro y variación latitudinal de Coriolis a 20° N y H + h_max = 350 m la profundidad dentro y fuera del remolino), el desplazamiento de los remolinos en el PCM hacia el oeste es debido al efecto beta.

Conclusiones

• Se estudió la hidrografía y la circulación del PCM mediante tres años de resultados del modelo numérico ROMS. La variabilidad de temperatura es mayor en la escala anual, mientras la de los campos de salinidad y velocidad es mayor en la escala semianual y en la mesoescala.

• Los campos TSM y SSM presentaron un desplazamiento hacia el oeste en forma de ondas largas de Rossby para frecuencias anuales.

• Se encontró que las corrientes generan remolinos ciclónicos y anticiclónicos en la zona entre cabo Corrientes y cabo San Lucas (entrada al golfo de California). Los resultados sugieren que los remolinos se originan por inestabilidad barotrópica.

• Los remolinos anticiclónicos fueron más intensos y se desplazaron hacia el oeste debido al efecto beta.

Agradecimientos

Este trabajo se realizó en el marco de los proyectos 101759 de SGM y 133708 CB-2009-01 de APS financiados por el Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT) y el presupuesto ordinario de CICESE. DAP y FGV contaron con beca escolar por parte de CONACYT.

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