Inertial currents in the southern Gulf of Mexico*

Corrientes inerciales en el sur del Golfo de México

G Expósito–Díaz¹, DA Salas–de León²*, MA Monreal–Gómez², D Salas–Monreal³, F Vázquez–Gutiérrez²

¹ Posgrado en Ciencias del Mar y Limnología, Universidad Nacional Autónoma de México, Circuito Exterior s/n, Cd. Universitaria, Col. Copilco, Delegación Coyoacán, 04510 México DF.

² Instituto de Ciencias del Mar y Limnología, Universidad Nacional Autónoma de México, Circuito Exterior s/n, Cd. Universitaria, Col. Copilco, Delegación Coyoacán, 04510 México DF. * E–mail: salas@mar.icmyl.unam.mx

Recibido en febrero de 2008.
Aceptado en agosto de 2009.

Abstract

Current velocity data recorded from 1 March to 17 June 1997 at four stations in the Bay of Campeche, southern Gulf of Mexico, were used to describe inertial currents. Data were low–pass filtered using a Lanczos filter, and transformed to the frequency domain with the classical Fast Fourier Transform, rotary spectra, and the Morlet Wavelet Method. The strongest total currents developed in the eastern part of the bay, with a dominant east–west component. The predominant direction of the total current was parallel to the coast. The amplitude of tidal currents was small when compared with subtidal currents. During the sampling period several episodes of inertial currents were observed, some of which corresponded to those predicted by theory. Inertial currents in the lower layer were linked through large phase lags, revealing the baroclinic mode of the inertial currents. Spectral energy was concentrated in the low–frequency bands, corresponding to inertial and subinertial periods. The dominance of spectral energy at low frequencies reveals the influence of mesoscale cyclonic and small–scale anticyclonic eddies in the northeastern Bay of Campeche. These eddies are believed to be the origin of the inertial currents, since the inertial currents observed were unrelated to wind forcing.

Key words: Bay of Campeche, Gulf of Mexico, inertial currents, tides.

Resumen

Palabras clave: corrientes inerciales, Bahía de Campeche, Golfo de México, mareas.

Introducción

La dinámica del océano se caracteriza por procesos que ocurren en una amplia variedad de escalas temporales, entre ellas la inercial o de las oscilaciones libres, que son importantes en algunas regiones de los océanos (e.g., Knauss 2000). Las oscilaciones inerciales pueden jugar un papel crucial en el transporte de contaminantes (Pickett et al. 1984, Schumann et al. 2005) y en la distribución del plancton (Pingree et al. 1982, Van Haren et al. 1999). Por ejemplo, la Bahía de Campeche, en el sur del Golfo de México (fig. 1), es un sitio con gran cantidad de recursos debido a sus importantes pesquerías y al gran número de plataformas de petróleo que en ella operan (Salas–de León et al. 2007). En la Bahía de Campeche, los resultados de modelos numéricos muestran que las corrientes inerciales son importantes para el transporte de material disuelto y en suspensión (Salas–de León et al. 1992a). No obstante que la bahía tiene una gran importancia en términos de pesquerías y producción de petróleo y, a que se han realizado una gran cantidad de estudios sobre su hidrografía, se conoce poco acerca de su dinámica. El objetivo de este estudio es describir las corrientes inerciales en la Bahía de Campeche usando resultados de observaciones en el campo.

La Bahía de Campeche tiene profundidades típicas que van de los 200 m en la plataforma continental, profundidades que aumentan rápidamente hasta los 1000 m y alcanzan los 3000 m en el centro de la bahía. La circulación en el Golfo de México es dominada por dos flujos característicos semipermanentes: la Corriente de Lazo y un giro anticiclónico a escala de toda la cuenca (Behringer et al. 1977), características que determinan fuertemente la circulación en la bahía (e.g., Salas–de León et al. 1992b). A su vez, este patrón de circulación está condicionado por el forzamiento del viento, el transporte de masa que entra al golfo por el Canal de Yucatán y las surgencias que ocurren en la parte este de la Península de Yucatán (Cochran 1972, Nowlin 1972, Merrell y Morrison 1981, Salas–de León y Monreal–Gómez 1986).

Un giro ciclónico de mesoescala domina la circulación en la Bahía de Campeche (Monreal–Gómez y Salas–de León 1997). Este giro oscila tanto en su tamaño como en su posición durante su traslado hacia el oeste, dando origen a pequeños giros (Díaz–Flores 2004). Estos giros más pequeños, así como giros ciclónicos y anticiclónicos secundarios, fueron descritos mediante resultados obtenidos con modelos numéricos y observaciones (Salas–de León et al. 1992b).

Los vientos del este son dominantes durante el verano, cuando las tormentas tropicales afectan el sur del Golfo de México. Durante el invierno, la región es afectada por el paso de tormentas, localmente llamadas "Nortes" i.e., "Northerns" (Salas–de León et al. 1992a, Hernández–Tellez et al. 1993). Estos vientos tienden a formar corrientes inerciales en la Bahía de Campeche, por lo que este tipo de corrientes en el norte del Golfo de México son comúnmente asociadas a los huracanes y los Nortes. Por ejemplo, el paso del Huracán Gilberto durante septiembre de 1988, generó corrientes inerciales de 0.2 m s^–1 (Shay et al. 1998) con un periodo inercial de ~30 h. En el sur del Golfo de México las corrientes inerciales sólo han sido estudiadas numéricamente. Este estudio contribuye a mostrar el desarrollo de las corrientes inerciales en la Bahía de Campeche usando datos observados en el campo.

Materiales y métodos

Marco teórico

Las corrientes inerciales son inducidas por transferencias intermitentes de momentum. Cuando la transferencia de momentum cesa, las corrientes son gobernadas por la influencia de la aceleración de Coriolis. Bajo estas condiciones, i.e., sólo bajo la aceleración debida a la rotación de la Tierra, el movimiento es inercial. Las corrientes inerciales son representadas por (Knauss 2000):

donde V² = u² + v², u y v son las componentes en x y y de la velocidad del agua, respectivamente, f es el parámetro de Coriolis y t es tiempo. La ecuación (1) describe las corrientes inerciales u oscilaciones inerciales. Las partículas transportadas por las corrientes inerciales describen círculos cuyos diámetros están dados por D_i = 2V/f y periodos T_i = 2f = T/(2 sin φ ), donde T es un día sideral y φ la latitud. No obstante que los movimientos inerciales están comúnmente presentes en el océano, éstos se encuentra por lo general, enmascarados por movimientos de otras frecuencias.

Observaciones en campo

Los datos de corrientes se obtuvieron del 1 de marzo al 17 de junio de 1997 con diez correntímetros Aandera colocados en cuatro anclajes o arreglos de correntímetros. Los diez correntímetros, dos RCM–7, tres RCM–4 y cinco RCM–S4, fueron programados para tomar datos cada 20 minutos. La posición y profundidad de los sitios de los anclajes (fig. 1) se ubicó con el GPS y la ecosonda del B/O Justo Sierra de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). La tabla 1 muestra el nombre de los anclajes, su ubicación, el periodo inercial local en días y la profundidad total en la ubicación del anclaje. La tabla 2 muestra el nombre del instrumento, el tipo de instrumento, la profundidad de muestreo y la fecha de inicio y fin de la operación de los correntímetros.

La descomposición de la series de tiempo en el dominio de las frecuencias (FFT) permite identificar la variabilidad de los procesos dominantes y su dependencia en el tiempo. Sin embargo, una limitante de los espectros vía FFT y rotacionales es que no nos permiten identificar la variabilidad de la frecuencia de un pico espectral, ni detectar irregularidades o eventos no–estacionarios; no obstante dan información útil de la energía espectral asociada con cada frecuencia, así como proporcionan el sentido de rotación de las corrientes. Usando una combinación de los métodos FFT, rotacionales, representaciones vectoriales y análisis wavelets, se pueden identificar los diferentes componentes espectrales en el domino de las frecuencias de las series. Además, el método de wavelets permite identificar eventos no estacionarios (Smith et al. 1998). Finalmente se calcularon las frecuencias y periodos teóricos que correspondían a cada lugar de los anclajes y éstos se compararon con los obtenidos a partir del análisis espectral de las series de corrientes.

Resultados

Una inspección rápida de las series de tiempo de las corrientes de baja frecuencia (fig. 2) muestra una tendencia de las corrientes a rotar en dirección de las manecillas del reloj con la profundidad, lo que es consistente con lo esperado por el efecto de Coriolis en el hemisferio norte (Salas–de León et al. 1992b). Los espectros de las componentes de la velocidad u y v, que son las velocidades en la dirección x y y (fig. 3), en los que u es positiva hacia el este y v hacia el norte en el anclaje S1, muestran picos espectrales con periodos de 12.42 y 25.82 h, que corresponden a las principales componentes de marea lunar (M₂) y (O₁), respectivamente. La letra "f" en la figura 3 indica las frecuencias inerciales. El periodo inercial obtenido por el análisis espectral para el anclaje S1 fue de 34.86 h, similar al obtenido de forma teórica. El pico espectral inercial se encontró tanto en las series de superficie como en las de fondo para las dos componentes de velocidad.

El análisis espectral de las componentes u y v en el anclaje S2 también mostró picos con periodos de 12.42 h, correspondiendo con la componente principal lunar semidiurna (M2). La componente u presentó un pico con periodo de 23.93 h (K₁). Para la componente v el pico se observó a un periodo de 25.82 h (O₁). En este lugar se observaron picos espectrales en ambas series que coincidieron con la frecuencia inercial teórica de 36.04 h.

La densidad espectral decae gradualmente de la estación S1 a la estación S4, i.e., a una disminución de este a oeste en la densidad espectral en la región de estudio. En la estación correspondiente al anclaje S4 los picos espectrales tienen periodos de 25.82 y 12.42 h para ambas componentes de la velocidad. El periodo inercial teórico calculado para esta estación es de 37.72 h, mientras que el periodo calculado espectralmente de los datos (37.72 h) fue similar al periodo teórico. El análisis espectral obtenido mediante FFT reveló la presencia de oscilaciones con periodos inerciales en la dinámica de la Bahía de Campeche. Resultados similares se obtuvieron mediante espectros rotacionales (no mostrados).

La correlación y los espectros cruzados de las componentes de la velocidad con las series de tiempo de vientos (figs. 4, 5) no muestran una correlación significativa (r² = 0.023) especialmente entre oscilaciones inerciales y viento. Por esta razón parece ser que las oscilaciones inerciales fueron forzadas por las oscilaciones de los centros de los giros ciclónico y anticiclónico observados en la parte norte de la zona de estudios. Se observó a partir de imágenes de satélite que estas oscilaciones iniciaron un día antes de presentarse los eventos inerciales y su influencia en la zona de los anclajes es notable (Díaz–Flores 2004).

Las series de tiempo fueron filtradas con un filtro pasa–bajas Lanczos para eliminar las frecuencias correspondientes a eventos de mareas, i.e., periodos menores a 25 h. Las series filtradas fueron usadas para su análisis espectral mediante el método MWM para identificar oscilaciones inerciales, así como para ver sus fases y tiempo de duración. La transformada mediante el método de wavelets muestra que las frecuencias bajas de las oscilaciones (periodos altos) son permanentes durante el tiempo del muestreo (fig. 6), mientras que las oscilaciones de frecuencias altas (periodos bajos) son efímeras. En la figura 6 se pueden identificar las oscilaciones inerciales con periodos de 1.57 días en la parte baja de la varianza. La ocurrencia de las oscilaciones inerciales en el tiempo, obtenida mediante wavelets, fue confirmada mediante el análisis de los diagramas de vectores progresivos (fig. 7).

En este estudio se muestra sólo el resultado del espectro obtenido mediante el método de wavelets Morlet de la estación S4, ya que esta figura es la que muestra más claramente los eventos inerciales. En la estación S1 se observaron dos oscilaciones con periodos de 34.80 h durante los días 91 y 133, correspondientes al 2 de abril y 14 de mayo de 2007, respectivamente. En la estación S2 se encontraron oscilaciones inerciales con periodos de 36.00 h durante los días 87 y 122, que corresponden al 29 de marzo y al 3 de mayo, respectivamente. En la estación S3, las oscilaciones observadas con un periodo inercial de 37.58 h en la componente u ocurrieron durante los días 93 y 126, que corresponden al 4 de abril y 7 de mayo, respectivamente. Finalmente, en la estación S4 se observaron tres oscilaciones inerciales con periodos de 37.72 h en la serie de datos del correntímetro superficial durante los días 76 (18 de marzo), 92 (3 de abril) y 127 (8 de mayo), persistiendo por aproximadamente 10 días. La figura 7 muestra el diagrama de vectores progresivos para la estación S4 con un rizo inercial durante el 3 de abril, así como su trayectoria y tiempo de disipación.

En la porción más al norte (estación 1) la amplitud de las oscilaciones inerciales fue ligeramente mayor para la componente v que para la componente u de las corrientes y decayó suavemente con la profundidad, mientras que en las otras tres localidades u es más grande que la componente v. Cálculos efectuados por Xing y Davis (2004) muestran que, cerca de la costa, las oscilaciones inerciales son inhibidas por la frontera, que es la costa. Al alejarse de la costa la magnitud de las oscilaciones inerciales se incrementa, mostrando un defasamiento de 180° en la vertical. Esta característica se observó en las estaciones 2 y 4, donde la amplitud de las oscilaciones inerciales fue ligeramente mayor debajo de la capa superficial. El método de wavelets reveló la ocurrencia de oscilaciones inerciales con duraciones de dos y tres días. El diagrama de vectores progresivos muestra que el tiempo de disipación de los eventos inerciales fue entre 6 y 9 h. Esto es consistente con lo encontrado por Pollard (1970) y Millard (1970), quienes también encontraron que la evolución y declive de las corrientes inerciales se deben a la dispersión de las oscilaciones inerciales generada en la región. La desaparición de las oscilaciones inerciales es usualmente producida por un segundo impulso de viento en dirección opuesta a la del forzamiento que produjo la oscilación inercial en la capa superficial. Smith (1973) apoya este argumento. Kundo (1976) dice que es posible, sin embargo sugiere que éste no es el único factor responsable de la intermitencia de las oscilaciones inerciales. La intermitencia se produce por varios mecanismos tales como la heterogeneidad en las condiciones horizontales del océano, la componente horizontal del parámetro de Coriolis y la no linealidad de las interacciones de las corrientes de baja frecuencia (Hasselman 1970), como es el caso en este estudio.

La amplitud de las corrientes de marea encontradas en este trabajo fue pequeña comparada con las amplitudes de las corrientes totales. Durante el tiempo del muestreo se observaron varios episodios de corrientes inerciales, algunos de los cuales correspondieron en periodo con los predichos por la teoría. Las corrientes en las capas profundas no estuvieron fuertemente ligadas con las de la superficie. Se observó un defasamiento típico de 0.85 h para la M2 y de 3.46 h para la K1 entre las capas superficiales y las profundas, lo que evidencia que las corrientes inerciales corresponden a un primer modo baroclínico. La energía espectral se concentró en la banda de las frecuencias bajas, correspondiendo a periodos de marea e inerciales. Algunas de estas oscilaciones fueron observadas también en el diagrama de vectores progresivos mediante trayectorias semicirculares. La energía dominante en el espectro obtenido por el método de wavelets con Morlet reveló la influencia de los giros ciclónicos y anticiclónicos de mesoescala del norte de la Bahía de Campeche. Esto se debe a que las oscilaciones del centro de los giros ciclónicos y anticiclónicos observadas en la parte norte de la zona de estudio estuvieron fuertemente correlacionadas con los eventos inerciales. Las oscilaciones de los centros de estos giros pueden ser las que forzaron las corrientes inerciales, ya que estas corrientes no mostraron una correlación significativa con el forzamiento por viento. En otras regiones de los océanos en el mundo se han reportado respuestas similares (Benitez–Nelson y McGillicuddy 2008).

Este estudio describe la presencia de componentes de baja frecuencia en las velocidades de las corrientes en el sur del Golfo de México. Las variaciones en las frecuencias bajas están relacionadas con las oscilaciones inerciales con duración aproximada de tres días. El análisis espectral indica que los movimientos con frecuencias inerciales y los semidiurnos son las componentes más importantes de las corrientes. Las diferencias entre las frecuencias inerciales observadas y las teóricas fue menor a 0.1%. Estos resultados sugieren que los movimientos inerciales estuvieron insertados en una región de esfuerzos tangenciales de un giro anticiclónico.

La mayor energía espectral de las oscilaciones inerciales correspondió a la componente norte–sur de las corrientes, la cual decayó suavemente con la profundidad; sin embargo, en algunos casos como en las estaciones 2 y 4, la densidad espectral fue ligeramente mayor cerca del fondo que en la capa superficial. A su vez, la amplitud de la componente este–oeste de las corrientes se incrementó mar adentro alcanzando un máximo cerca del borde del talud. Durante los tres meses de observaciones se detectaron varios episodios de corrientes inerciales. Las frecuencias de estos eventos coincidieron con los predichos por la teoría.

Agradecimientos

Este trabajo fue financiado por PEMEX y por el Instituto de Ciencias del Mar y Limnología de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). Los autores agradecen a la tripulación y oficiales del B/O Justo Sierra por su dedicación durante las diferentes etapas del muestreo. Las figuras fueron mejoradas sustancialmente por J Castro.

Referencias

Behringer DW, Molinari RL, Festas JF. 1977. The variability of anticyclonic current patterns in the Gulf of Mexico. J. Geophys. Res. 82: 5469–5476.         [ Links ]

Benitez–Nelson CR, McGillicuddy Jr. DJ. 2008. Mesoscale physical–biological–biogeochemical linkages in the open ocean: An introduction to the results of the E–Flux and EDDIES programs. Deep–Sea Res. II 55: 1133–1138.         [ Links ]

Cochrane JD. 1972. Separation of an anticyclone and subsequent developments in the Loop Current (1969). In: Capurro LRA, Reid JL (eds.), Contributions on the Physical Oceanography of the Gulf of Mexico. Gulf Publishing Co., Houston, Texas, pp. 91–106.         [ Links ]

Deepa R, Seetaramayya P, Nagar SG, Gnanaseelan C. 2007. Inertial oscillation forced by the September 1997 cyclone in the Bay of Bengal. Curr. Sci. 92: 790–794.         [ Links ]

Díaz–Flores MA. 2004 Estudios de las corrientes en la Bahía de Campeche utilizando un perfilador acústico Doppler (ADCP). M.Sc. thesis, Universidad Nacional Autónoma de México, 67 pp.         [ Links ]

Emery WJ, Thomson RE. 2001. Data Analysis Methods in Physical Oceanography. 2nd and revised ed. Elsevier, Amsterdam, 654 pp.         [ Links ]

Expósito–Díaz G. 2006. Corrientes inerciales al sur del Golfo de México. M.Sc. thesis, Universidad Nacional Autónoma de México, 94 pp.         [ Links ]

Godin G. 1988. Tides. Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada (CICESE), Ensenada, México, 290 pp.         [ Links ]

Hasselman K. 1970. Wave–driven inertial oscillations. Geophys. Astrophys. Fluid Dyn. 1: 463–502.         [ Links ]

Hernández–Téllez J, Aldeco J, Salas–de León DA. 1993. Cooling and heating due to latent and sensible heat over the Yucatan continental shelf. Atmósfera 6: 223–233.         [ Links ]

Knauss JA. 2000. Introduction to Physical Oceanography. Prentice Hall, New Jersey, 309 pp.         [ Links ]

Kundu PK. 1976. An analysis of inertial oscillations observed near Oregon coast. J. Phys. Oceanogr. 6: 879–893.         [ Links ]

Merrel WJ Jr, Morrison JM. 1981. On the circulation of the Gulf of Mexico with observations from April 1978. J. Geophys. Res. 86: 4181–4185.         [ Links ]

Millard RC. 1970. Comparison between observed and simulated wind–generated inertial oscillations. Deep–Sea Res. 17: 813–821.         [ Links ]

Monreal–Gómez MA, Salas–de León DA. 1997. Circulación y estructura termohalina del Golfo de México. In: Lavín–Peregrina MF (ed.), Oceanografía Física en México. Monografía No. 3 de la Unión Geofísica Mexicana, pp. 183–199.         [ Links ]

Nowlin WD Jr. 1972. Winter circulation patterns and property distributions. In: Capurro LRA, Reid JL (eds.), Contributions on the Physical Oceanography of the Gulf of Mexico. Gulf Publishing Co., Houston, Texas, pp. 3–15.         [ Links ]

Pickett RL, Partridge RM, Arnone RA, Galt JA. 1984. The Persian Gulf, oil and natural circulation. Sea Tech. 9: 23–25.         [ Links ]

Pingree RD, Mardell GT, Holligan PM, Griffiths DK, Smithers J. 1982. Celtic Sea and Armorican Current structure and the vertical distributions of temperature and chlorophyll. Cont. Shelf Res. 1: 99–116.         [ Links ]

Pollard RT. 1970. On the generation by winds of inertial oscillations in the ocean. Deep–Sea Res. 17: 795–812.         [ Links ]

Priestley MB. 1981. Spectral Analysis and Time Series. Academic Press, London, 237 pp.         [ Links ]

Salas–de León DA, Monreal–Gómez MA. 1986. The role of the Loop Current in the Gulf of Mexico fronts. In: Nihoul JCJ (ed.), Marine Interfaces Ecohydrodynamics. Elsevier Oceanographic Series, pp. 295–300.         [ Links ]

Salas–de León DA, Monreal–Gómez MA, Aldeco–Ramírez J. 1992a. Períodos característicos en las oscilaciones de parámetros meteorológicos en Cayo Arcas, México. Atmósfera 5: 193–205.         [ Links ]

Salas–de León DA, Monreal–Gómez MA, Colunga–Enríquez G. 1992b. Hidrografía y circulación geostrófica en el sur de la Bahía de Campeche. Geofís. Int. 3: 315–323.         [ Links ]

Salas–de León DA, Monreal–Gómez MA, Salas–Monreal D, Expósito–Díaz G, Riverón–Enzástiga ML, Vázquez–Gutiérrez F. 2007. Tidal current components in the southern Bay of Campeche, Gulf of Mexico. Geofís. Int. 2: 141–147.         [ Links ]

Salas–Monreal D, Valle–Levinson A. 2008. Sea level slopes and volume fluxes produced by atmospheric forcing in estuaries: Chesapeake Bay by case. J. Coast. Res. 6: 1–10.         [ Links ]

Schumann EH, Churchill JRS, Zaayman HJ. 2005. Oceanic variability in the western sector of Algoa Bay, South Africa. Afr. J. Mar. Sci. 1: 65–80.         [ Links ]

Shay LK, Mariano AJ, Jacob SD, Ryan EH. 1998. Mean and near–inertial ocean current response to Hurricane Gilbert. J. Phys. Oceanogr. 5: 858–889.         [ Links ]

Smith LC, Turcotte D, Isacks BL. 1998. Stream flow characterization and feature detection using a discrete wavelet transform. Hydrol. Process. 12: 233–249.         [ Links ]

Smith R. 1973. Evolution of inertial frequency oscillations. J. Fluid Mech. 60: 383–389.         [ Links ]

Van Haren H, Maas L, Zimmerman JTF, Ridderinkhof H, Malschaert H. 1999. Strong inertial currents and marginal internal wave stability in the central North Sea. J. Geophys. Res. L. 19: 2993–2996.         [ Links ]

Weedon G. 2003. Time–series Analysis and Cyclostratigraphy. Examining Stratigraphic Records of Environmental Cycles. Cambridge Univ. Press, 259 pp.         [ Links ]

Xing J, Davies AM. 2004. A three–dimensional model study of near–inertial motion: Generation and influence of an along–shelf flow. Ocean Dyn. 2: 163–178.         [ Links ]

Nota

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