Guillermo Quirós Alvarez[1],
Laboratorio de
Oceanografía y Manejo Costero, Departamento de Física, Universidad Nacional,
3000 Heredia, Costa Rica
Frank E. Muller-Karger,
Ocean Biogeochemistry
Program, Code SEP
NASA Headquarters,
Washington, DC 20546
y
Department of Marine
Science, University of South Florida
140th Avenue South, St. Petersburg, FL 33701
I.
Abstract:
Weekly
climatologies of near-surface phytoplankton pigment concentration and sea
surface temperature (SST), were derived for the eastern tropical Pacific Ocean
(ETPO), from multi-year series of Coastal Zone Color Scanner (CZCS; November
1978 - November 1985) and Advanced Very High Resolution Radiometer
images(AVHRR; January 1983 - June 1986). We complement these series with
monthly SST and wind from the
Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set (COADS, 1946-1987), and with historical
XBT records from NOAA/NESDIS/NODC. After that We analyzed AVHRR satellite
images from the HRPT ground station of the Physics Department at the
Universidad Nacional (October 1994 - December 1995).
The
combined use of ocean color and infrared images permits year-round observation
of the evolution of surface circulation spatial structure in the ETPO. Images
reveal complex circulation patterns, including the generation of eddies and
oscillations near the Costa Rica Thermal
Dome area. During the period of strong
trade winds (November-March), the Dome is strengthened and pigment
concentrations are high. In contrast,
between late April and October the phytoplankton pigment field is uniform.
However, satellite coverage is less frequent at this time due to heavy cloud
cover.
A
total of 54 rings in three regular "eddy seasons" are clearly
identified in the Tehuantepec, Papagayo, and Panama wind jet regions. All
anticyclonic eddies moved to the SW of their point of origin. When cyclonic
Tehuantepec eddies survived, they moved along the Central America coast and
they are trapped by the cyclonic structure of the Costa Rica Thermal Dome, a
process that results in radiation of energy in the form of Rossby waves. These
waves, detected in the ocean color data, were anisotropyc and of short
frequency (red cascade emission), with curvilinear fronts of more than 1,000 km
length. They traveled at 12 cm/s at 6 N, reaching subequatorial regions as they
decayed. We found also evidence of interaction between Tehuantepec and Papagayo
eddies off Nicaragua.
Eddies
travel at speeds varying among 10 and 30 km/day, and have a diameter of
150-500km. Cyclones disturb the water column to 700m depth, and are associated
with order of 17 Sverdrup transport. Anticyclonic eddies seem to be restricted
to 100m depth.
Resumen:
La
variación media semanal de la concentración de pigmentos de fitoplancton y de
temperatura superficial del mar (SST), fueron derivados para el Océano Pacífico
Tropical Oriental (OPTO), a partir de series de imágenes de satélite del
Coastal Zone Color Scanner (CZCS, noviembre de 1978 - noviembre de 1986) y del
Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR, enero de 1983 - junio de
1986). Se completaron estos datos con
series de promedios mensuales de SST y viento, a partir de la base de datos
COADS (Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set, de 1946 a 1987), y con registros
históricos de batitermógrafos desechables (XBT), obtenidos del programa
internacional NOAA/NESDIS/NODC. Posteriormente se analizaron imágenes AVHRR
obtenidas de la estación terrena ubicada en el Departamento de Física de la
Universidad Nacional de Costa Rica, en el período de octubre 1994 a marzo de
1996.
El
uso combinado de imágenes de satélite infrarrojas y de color del mar, permitió
observar la evolución anual de estructuras espaciales en la circulación del
OPTO. Se obtuvieron patrones complejos de
circulación, incluyendo la generación de remolinos y de oscilaciones cerca del
Domo Térmico de Costa Rica. Durante el período de los fuertes vientos alisios
(noviembre-marzo), el Domo es fortalecido y las concentraciones de pigmentos de
fitoplancton indican mayor intensidad. En contraste, entre abril y octubre, el
campo fitoplanctónico es uniforme y de menor cuantía. No obstante, la
frecuencia de imágenes en esta época es menor debido a alta cobertura nubosa.
Un
total de 54 remolinos fueron identificados a lo largo de tres estaciones no
Niño de remolinos, en la zona de los jets de Tehuantepec, Papagayo y Panamá.
Todos los remolinos anticiclónicos se movieron al SW de su origen. Cuando los
remolinos ciclónicos provenientes de Tehuantepec sobrevivieron, se movieron a
lo largo de la costa Centroamericana, para ser luego atrapados por la
estructura ciclónica en las vecindades del Domo Térmico. Un proceso que resultó
en radiación de energía en la forma de ondas de Rossby. Estas ondas, detectadas en las imágenes de
color del mar, fueron identificados como anisotrópicas y de baja frecuencia
(emisión en cascada roja), con frentes curvilíneos de más de 1000 km de
longitud. Los frentes e movieron a una
rapidez de 12 cm/s a 6 N, alcanzando regiones subecuatoriales al ir
decayendo. Se encontró evidencia también
de la interacción entre remolinos de Tehuantepec y de Papagayo frente a
Nicaragua.
La
velocidad de los remolinos varía entre 10 y 30 km/día, tienen un diámetro entre
150 y 500 km. Los giros ciclónicos perturban la columna de agua hasta los 700m de
profundidad. Se asocian a un transporte vertical de 17 Sverdrups. Los giros anticiclones
se restringen a 100m de profundidad.
II.
Introducción
El Domo Térmico Costa Rica (CRTD) es una estructura térmica encontrada entre 8-10°N y 88-90°W (Figura 1). Es el resultado del rotacional del esfuerzo del viento (10-8 dyn cm-3; Hoffman et al, 1981) que actúa sobre la superficie del océano. El CRTD se intensifica por la advección de la Contracorriente Ecuatorial (ECC) en su flanco sur y por la Corriente Costera de Costa Rica (CCCR) desde el este (Cromwell, 1958). Su comportamiento en la capa subtermoclina es el resultado del giro ciclónico de la baja corriente Ecuatorial del Norte (NEUC; Voituriez, 1981). Estos mecanismos coinciden en intensidad y posición hasta el otoño boreal y el invierno , causando la formación de crestas (domización) caracterizada por elevación de aguas de más de 300m a profundidades menores de 10m en la superficie, con tasas de bombeo verticales de ~ 0,1Sverdrup (Wyrtki , 1964). Parece que la propia termoclina rara vez alcanza la superficie. El CRTD es claramente observable en los perfiles de temperatura, salinidad, oxígeno y nutrientes (Cromwell, 1958, Wirtky, 1964, Voituriez ,1981). Al menos 12 cruceros oceanográficos registraron información detallada de esta estructura: 8 son referidos por Wirtky (1964), 3 se describen en los informes de la Universidad Autónoma de México (UNAM, 1981-1982), y recientemente los cruceros del R/V Kaiyo-Maru (enero-febrero de 1992, de la Agencia de Pesca de Japón) y R/V Fengur (septiembre-octubre de 1993 y febrero-marzo de 1994, PRADEPESCA CE) visitaron la región.
Cromwell (1958) descubrió el CRTD y caracteriza su ubicación, circulación general, y el papel de la corriente ecuatorial. La Comisión Interamericana del Atún Tropical (1959) llevó a cabo un amplio estudio, que fue utilizado por Wyrtki (1964) para apoyar la hipótesis de que el CRTD arroja remolinos ciclónicos al NE durante su fase de maduración. La banda ecuatorial norte entre 90 y 160°W es claramente un área de alta energía de remolinos (Wirtky et al, 1976). Durante la última década (1985-1990), los datos de satélite oceanográficos han demostrado, además, que se trata de una zona muy dinámica (Legeckis, 1988).
Actualmente se acepta que el viento juega un papel primordial en la generación de remolinos ciclónicos y anticiclónicos por encima de la termoclina en la región (McCreary et al, 1989, Barton et al, 1993, Fielder y Behringer, 1994). Los chorros de viento peculiares (jets) observados en las áreas de generación de remolinos se producen desde el Caribe y el Golfo de México, cuando los vientos alisios se ven obligados a cruzar a través de los desfiladeros de las montañas de la región mesoamericana (Figura 1). Estos pasos inducen tres regiones de generación distintas, a saber en el Golfo de Tehuantepec, el Golfo de Papagayo y el Golfo de Panamá. Remolinos generados en estas regiones se denominan aquí como "tehuanos", "papagayos “y "panameños“, respectivamente. Además, Umatani y Yamagata (1991) proponen que el CRTD es una estructura ciclónica semipermanente regenerado cada invierno boreal debido a una serie de fuertes remolinos ciclónicos tejidos por los jets Papagayo. Fielder y Behringer (1994) en su discusión de los diferentes hipótesis acerca de los mecanismos propuestos para explicar el CRTD dijeron: there is sense of mystery about the Dome, because it is no visible at the surface and has had a tendency to elude research ships looking for it... Con lo cual coincidimos pues el examen de los cruceros tradicionales de la zona muestran una posición diferente y la estructura térmica de la salinidad, debido a que las interacciones caóticas entre el CRTD y remolinos.
Claramente, hemos encontrado que los remolinos transportan la masa, la energía, los nutrientes, las plantas y los animales del margen oceánico hacia el interior del océano, a distancias superiores a 1.000km. Los datos de satélite que hemos examinado muestran que los remolinos se generan normalmente durante un período de 3-10 días, escala de tiempo confirmado por Barton et al (1993); y tienen la esperanza de vida de 15 a 150 días. Escalas similares a los hallados en las corrientes del Golfo y Kuroshio (200-350km), pero difieren en su génesis. Estos remolinos viajan como ondas de Rossby lineales no dispersivas.
Una vez que los remolinos generados salen de la región de generación, se desarrollan, interactúan entre sí, con las corrientes ecuatoriales y con el CRTD. Su velocidad de traslación, la forma, el sentido de rotación y otras propiedades dinámicas se ven afectadas por las condiciones ambientales en las que se generaron. Los tehuanos y papagayos ciclónicos disipan gran parte de su energía en su área de origen, pero el panameño generado a 6°N alcanza el Ecuador e interactúa con la topografía de las islas Galápagos.
En este estudio examinamos serie de familias de remolinos desde los satélites, enmarcados en el contexto de los campos de vientos regionales de forma simultánea. Los resultados conducen a la revisión de algunas de las ideas previamente aceptadas sobre la dinámica de la región y proporcionan una imagen más clara de algunos de los mecanismos por los cuales el carbono y otros materiales son transportados desde los márgenes de los océanos interiores, así como del por qué del puente biológico en el Océano Pacífico Oriental Tropical.
El Domo Térmico Costa Rica (CRTD) es una estructura térmica encontrada entre 8-10°N y 88-90°W (Figura 1). Es el resultado del rotacional del esfuerzo del viento (10-8 dyn cm-3; Hoffman et al, 1981) que actúa sobre la superficie del océano. El CRTD se intensifica por la advección de la Contracorriente Ecuatorial (ECC) en su flanco sur y por la Corriente Costera de Costa Rica (CCCR) desde el este (Cromwell, 1958). Su comportamiento en la capa subtermoclina es el resultado del giro ciclónico de la baja corriente Ecuatorial del Norte (NEUC; Voituriez, 1981). Estos mecanismos coinciden en intensidad y posición hasta el otoño boreal y el invierno , causando la formación de crestas (domización) caracterizada por elevación de aguas de más de 300m a profundidades menores de 10m en la superficie, con tasas de bombeo verticales de ~ 0,1Sverdrup (Wyrtki , 1964). Parece que la propia termoclina rara vez alcanza la superficie. El CRTD es claramente observable en los perfiles de temperatura, salinidad, oxígeno y nutrientes (Cromwell, 1958, Wirtky, 1964, Voituriez ,1981). Al menos 12 cruceros oceanográficos registraron información detallada de esta estructura: 8 son referidos por Wirtky (1964), 3 se describen en los informes de la Universidad Autónoma de México (UNAM, 1981-1982), y recientemente los cruceros del R/V Kaiyo-Maru (enero-febrero de 1992, de la Agencia de Pesca de Japón) y R/V Fengur (septiembre-octubre de 1993 y febrero-marzo de 1994, PRADEPESCA CE) visitaron la región.
Cromwell (1958) descubrió el CRTD y caracteriza su ubicación, circulación general, y el papel de la corriente ecuatorial. La Comisión Interamericana del Atún Tropical (1959) llevó a cabo un amplio estudio, que fue utilizado por Wyrtki (1964) para apoyar la hipótesis de que el CRTD arroja remolinos ciclónicos al NE durante su fase de maduración. La banda ecuatorial norte entre 90 y 160°W es claramente un área de alta energía de remolinos (Wirtky et al, 1976). Durante la última década (1985-1990), los datos de satélite oceanográficos han demostrado, además, que se trata de una zona muy dinámica (Legeckis, 1988).
Actualmente se acepta que el viento juega un papel primordial en la generación de remolinos ciclónicos y anticiclónicos por encima de la termoclina en la región (McCreary et al, 1989, Barton et al, 1993, Fielder y Behringer, 1994). Los chorros de viento peculiares (jets) observados en las áreas de generación de remolinos se producen desde el Caribe y el Golfo de México, cuando los vientos alisios se ven obligados a cruzar a través de los desfiladeros de las montañas de la región mesoamericana (Figura 1). Estos pasos inducen tres regiones de generación distintas, a saber en el Golfo de Tehuantepec, el Golfo de Papagayo y el Golfo de Panamá. Remolinos generados en estas regiones se denominan aquí como "tehuanos", "papagayos “y "panameños“, respectivamente. Además, Umatani y Yamagata (1991) proponen que el CRTD es una estructura ciclónica semipermanente regenerado cada invierno boreal debido a una serie de fuertes remolinos ciclónicos tejidos por los jets Papagayo. Fielder y Behringer (1994) en su discusión de los diferentes hipótesis acerca de los mecanismos propuestos para explicar el CRTD dijeron: there is sense of mystery about the Dome, because it is no visible at the surface and has had a tendency to elude research ships looking for it... Con lo cual coincidimos pues el examen de los cruceros tradicionales de la zona muestran una posición diferente y la estructura térmica de la salinidad, debido a que las interacciones caóticas entre el CRTD y remolinos.
Claramente, hemos encontrado que los remolinos transportan la masa, la energía, los nutrientes, las plantas y los animales del margen oceánico hacia el interior del océano, a distancias superiores a 1.000km. Los datos de satélite que hemos examinado muestran que los remolinos se generan normalmente durante un período de 3-10 días, escala de tiempo confirmado por Barton et al (1993); y tienen la esperanza de vida de 15 a 150 días. Escalas similares a los hallados en las corrientes del Golfo y Kuroshio (200-350km), pero difieren en su génesis. Estos remolinos viajan como ondas de Rossby lineales no dispersivas.
Una vez que los remolinos generados salen de la región de generación, se desarrollan, interactúan entre sí, con las corrientes ecuatoriales y con el CRTD. Su velocidad de traslación, la forma, el sentido de rotación y otras propiedades dinámicas se ven afectadas por las condiciones ambientales en las que se generaron. Los tehuanos y papagayos ciclónicos disipan gran parte de su energía en su área de origen, pero el panameño generado a 6°N alcanza el Ecuador e interactúa con la topografía de las islas Galápagos.
En este estudio examinamos serie de familias de remolinos desde los satélites, enmarcados en el contexto de los campos de vientos regionales de forma simultánea. Los resultados conducen a la revisión de algunas de las ideas previamente aceptadas sobre la dinámica de la región y proporcionan una imagen más clara de algunos de los mecanismos por los cuales el carbono y otros materiales son transportados desde los márgenes de los océanos interiores, así como del por qué del puente biológico en el Océano Pacífico Oriental Tropical.
III.
MÉTODOS
III.1. Color del océano.
Estimaciones sinópticas de la forma y la velocidad de los remolinos en las aguas superficiales del Pacífico Tropical Oriental se obtuvieron utilizando una serie de imágenes del sensor Coastal Zone Color Scanner (CZCS). El área de interés se limita a 75-105° W y 3S -23° N, que incluye la zona ecuatorial pero no el Pacífico Central. Aunque esperamos que la evidencia de los remolinos generados a lo largo de América Central se puede encontrar más hacia el oeste, esto está fuera del alcance del presente estudio.
El CZCS era un sensor experimental lanzado por la NASA en el satélite Nimbus-7 en octubre de 1978 y que dejó de funcionar en junio de 1986. La Figura 2 resume la cobertura temporal lograda durante la vida útil de los CZCS sobre el área de interés. Los datos fueron examinados por el programa “browse quick-look facility” desarrollado en el Centro de Vuelo Espacial Goddard de G. Feldman y N. Kuring. Sólo se seleccionaron escenas que cubrían por lo menos una parte de la parte oriental del Pacífico Tropical que contiene parches de datos válidos de más de 200x200km.
A través de la combinación empírica de radiancia emergente estimada en las bandas azul y verde del sensor CZCS, una estimación de la concentración media de pigmento en la primera profundidad óptica se puede conseguir (ver Gordon et al. 1988). A bajas concentraciones (0,04 a 0,5mg de pigmento m-3) esto representa una capa de aproximadamente 1-10 m de profundidad. Campos de concentración de pigmento fueron examinados en una resolución espacial de aproximadamente 4km, o 1/16 de la resolución original de CZCS [ver Feldman et al. 1989]. Las concentraciones se obtuvieron a partir de las relaciones de la radiancia en las bandas azul (443nm) o azul-verde (520nm) a la radiación verde (550nm), de acuerdo con Gordon et al. [ 1983a , véase también Gordon et al, 1983b . ; y Gordon et al . , 1988 ] . Las nubes fueron enmascaradas utilizando una prueba de umbral simple en la banda de 750nm (canal 5). El umbral fue seleccionado como el valor donde los canales visibles CZCS -sobre todo la banda de 670nm (canal 4)- comenzaron a saturar, un punto en el que la corrección atmosférica ya no es posible. Datos de nivel 2 también incluyen una máscara de destello solar.
Para lograr una buena cobertura de los patrones espaciales coherentes de concentración de pigmento agrupamos los datos en compuestos semanales. Todas las imágenes se asignan primero a proyecciones cilíndricas equidistantes congruentes. Intervalos nubosos utiliza todas píxeles gratuitos disponibles durante un mes, generando campos con suma X, suma X2 y N para cada píxel. Campos diarios fueron convertidos en campos que representan la concentración semanal media aritmética del pigmento, su desviación estándar y el número de escenas disponibles dentro del intervalo de tiempo dado (ver más abajo). Píxeles válidos son los que tienen concentraciones de pigmentos entre 0,04 y 7,0mg m-3, es decir, se excluyeron los datos que faltan, los cubiertos por las nubes y los valores extremadamente altos. Las imágenes compuestas resultantes tenían la misma resolución espacial que las imágenes de entrada. Claramente, los lugares afectados por las nubes o los datos que faltan en imágenes sucesivas provocaron grupos de menor valor.
III.2. Temperatura superficial del mar.
Examinamos la temperatura superficial del mar (TSM) usando el Sensor Multi-canal de Temperatura Superficial del Mar de NOAA (MCSST), cuyo producto operativo fue modificado por la Universidad de Miami (Olson et al., 1988). Estos se derivan de los datos AVHRR distribuidos por la NOAA (Global Retrieval Tapes). El producto de NOAA consiste en listas de latitud, longitud, tiempo y MCSST (Las técnicas se describen en Walton, 1988; fuerte y McClain, 1984; McClain et al, 1983). Los algoritmos utilizados son los de McClain et al. (1985). Estos consisten en una serie de pruebas, utilizando umbrales de radiancia para los canales visibles y las diferencias de brillo para los canales infrarrojos, para detectar los pixeles contaminados por nubosidad. Los datos se clasifican por el tiempo y se agrupan en contenedores semanales. Posteriormente, los datos están geográficamente agrupados en píxeles de una matriz de 2048x1024 que cubre el mundo (proyección cilíndrica equidistante), con una resolución de 20x20km. La interpolación de Laplace se utilizó para llenar los vacíos, con la condición de que exista una recuperación válida dentro de nueve píxeles del píxel que se está evaluando. Para efectos de este trabajo nos centramos en el Pacífico Oriental Tropical. Utilizamos 235 imágenes promediadas semanales, que abarcan desde octubre 1981 hasta diciembre 1989.
III.3. Seguimiento a remolinos.
III.1. Color del océano.
Estimaciones sinópticas de la forma y la velocidad de los remolinos en las aguas superficiales del Pacífico Tropical Oriental se obtuvieron utilizando una serie de imágenes del sensor Coastal Zone Color Scanner (CZCS). El área de interés se limita a 75-105° W y 3S -23° N, que incluye la zona ecuatorial pero no el Pacífico Central. Aunque esperamos que la evidencia de los remolinos generados a lo largo de América Central se puede encontrar más hacia el oeste, esto está fuera del alcance del presente estudio.
El CZCS era un sensor experimental lanzado por la NASA en el satélite Nimbus-7 en octubre de 1978 y que dejó de funcionar en junio de 1986. La Figura 2 resume la cobertura temporal lograda durante la vida útil de los CZCS sobre el área de interés. Los datos fueron examinados por el programa “browse quick-look facility” desarrollado en el Centro de Vuelo Espacial Goddard de G. Feldman y N. Kuring. Sólo se seleccionaron escenas que cubrían por lo menos una parte de la parte oriental del Pacífico Tropical que contiene parches de datos válidos de más de 200x200km.
A través de la combinación empírica de radiancia emergente estimada en las bandas azul y verde del sensor CZCS, una estimación de la concentración media de pigmento en la primera profundidad óptica se puede conseguir (ver Gordon et al. 1988). A bajas concentraciones (0,04 a 0,5mg de pigmento m-3) esto representa una capa de aproximadamente 1-10 m de profundidad. Campos de concentración de pigmento fueron examinados en una resolución espacial de aproximadamente 4km, o 1/16 de la resolución original de CZCS [ver Feldman et al. 1989]. Las concentraciones se obtuvieron a partir de las relaciones de la radiancia en las bandas azul (443nm) o azul-verde (520nm) a la radiación verde (550nm), de acuerdo con Gordon et al. [ 1983a , véase también Gordon et al, 1983b . ; y Gordon et al . , 1988 ] . Las nubes fueron enmascaradas utilizando una prueba de umbral simple en la banda de 750nm (canal 5). El umbral fue seleccionado como el valor donde los canales visibles CZCS -sobre todo la banda de 670nm (canal 4)- comenzaron a saturar, un punto en el que la corrección atmosférica ya no es posible. Datos de nivel 2 también incluyen una máscara de destello solar.
Para lograr una buena cobertura de los patrones espaciales coherentes de concentración de pigmento agrupamos los datos en compuestos semanales. Todas las imágenes se asignan primero a proyecciones cilíndricas equidistantes congruentes. Intervalos nubosos utiliza todas píxeles gratuitos disponibles durante un mes, generando campos con suma X, suma X2 y N para cada píxel. Campos diarios fueron convertidos en campos que representan la concentración semanal media aritmética del pigmento, su desviación estándar y el número de escenas disponibles dentro del intervalo de tiempo dado (ver más abajo). Píxeles válidos son los que tienen concentraciones de pigmentos entre 0,04 y 7,0mg m-3, es decir, se excluyeron los datos que faltan, los cubiertos por las nubes y los valores extremadamente altos. Las imágenes compuestas resultantes tenían la misma resolución espacial que las imágenes de entrada. Claramente, los lugares afectados por las nubes o los datos que faltan en imágenes sucesivas provocaron grupos de menor valor.
III.2. Temperatura superficial del mar.
Examinamos la temperatura superficial del mar (TSM) usando el Sensor Multi-canal de Temperatura Superficial del Mar de NOAA (MCSST), cuyo producto operativo fue modificado por la Universidad de Miami (Olson et al., 1988). Estos se derivan de los datos AVHRR distribuidos por la NOAA (Global Retrieval Tapes). El producto de NOAA consiste en listas de latitud, longitud, tiempo y MCSST (Las técnicas se describen en Walton, 1988; fuerte y McClain, 1984; McClain et al, 1983). Los algoritmos utilizados son los de McClain et al. (1985). Estos consisten en una serie de pruebas, utilizando umbrales de radiancia para los canales visibles y las diferencias de brillo para los canales infrarrojos, para detectar los pixeles contaminados por nubosidad. Los datos se clasifican por el tiempo y se agrupan en contenedores semanales. Posteriormente, los datos están geográficamente agrupados en píxeles de una matriz de 2048x1024 que cubre el mundo (proyección cilíndrica equidistante), con una resolución de 20x20km. La interpolación de Laplace se utilizó para llenar los vacíos, con la condición de que exista una recuperación válida dentro de nueve píxeles del píxel que se está evaluando. Para efectos de este trabajo nos centramos en el Pacífico Oriental Tropical. Utilizamos 235 imágenes promediadas semanales, que abarcan desde octubre 1981 hasta diciembre 1989.
III.3. Seguimiento a remolinos.
Velocidades de traslación de los remolinos se
estimaron mediante la determinación de la distancia media de desplazamiento del
centro del remolino en sucesivas imágenes medias semanales. Siempre que fue posible,
se examinaron los datos diarios para verificar estimaciones de la velocidad. Teniendo
en cuenta que estamos usando medias semanales y datos con la resolución
espacial degradada; y suponiendo una velocidad de traslación media de 20 kilómetros
d-1 (ver abajo), estimamos nuestro error en la posición del centro
puede ser tan alta como un 20% en relación con el diámetro del remolino.
La temporada de lluvias en esta región se extiende de mayo a octubre. Durante este tiempo, era difícil encontrar una secuencia de imágenes bajo cielos despejados, excepto durante 1979 (Figura 2). Ese año, se observaron 3 papagayos y 1 remolino tehuano entre el 9 y 30 de agosto. Para los veranos de los años 1979-1980, 1984-1985 y 1985-1986, no había suficiente información para recoger las características de los remolinos.
Fue especialmente difícil encontrar escenas claras entre Panamá y la línea ecuatorial. Por lo tanto, remolinos en esta región no pueden ser descritos tan bien como los otros.
La temporada de lluvias en esta región se extiende de mayo a octubre. Durante este tiempo, era difícil encontrar una secuencia de imágenes bajo cielos despejados, excepto durante 1979 (Figura 2). Ese año, se observaron 3 papagayos y 1 remolino tehuano entre el 9 y 30 de agosto. Para los veranos de los años 1979-1980, 1984-1985 y 1985-1986, no había suficiente información para recoger las características de los remolinos.
Fue especialmente difícil encontrar escenas claras entre Panamá y la línea ecuatorial. Por lo tanto, remolinos en esta región no pueden ser descritos tan bien como los otros.
III.4. Otros datos.
También se examinaron series de varios años (1946-1987) de la temperatura superficial del mar (TSM) y los campos de velocidad del viento de superficie extraída del Comprehensive Ocean- Atmosphere Data Set (COADS). Así se lograron estimaciones de las medias mensuales previstas de estos parámetros en una cuadrícula de 2x2 grados. A medida que las series de viento eran suaves, utilizamos el cuadrado de la velocidad del viento para comparar la variabilidad de los vientos de superficie en varias localidades de la región.
Posteriormente analizamos la base de datos NODC para perfiles de temperatura de XBT y datos hidrográficos de cruceros para el período 1966-1990. Cuando se disponía de datos de satélite y datos de campo de cruceros, se compararon los respectivos valores de temperatura superficial.
La base de datos topográficos SYNBAPS, con una resolución espacial de unos 5x5 minutos, nos permitió examinar la morfología de los pasos de montaña. La base de datos proporciona información sobre el ángulo de los jets de viento con respecto a la costa y sobre la topografía sumergida que puede tener una influencia en la circulación regional.
IV. RESULTADOS
IV. 1. Climatología de aguas de Mesoamérica.
Los tres pasos mesoamericanos de montaña citados influyen claramente sobre los vientos alisios "o nortes" (Barton, 1993) que soplan sobre el Pacífico Tropical Oriental. Tanto en Tehuantepec y Panamá, el viento sopla sobre las aguas adyacentes en una dirección perpendicular a la costa. Sin embargo, fuera de la línea del litoral Costa Rica - Nicaragua, el jet Papagayo sigue un eje NW, generando remolinos anticiclónicos en esa dirección.
Los tres jets se intensifican cuando la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ) se encuentra al sur y vientos alisios se encuentran en su máximo (diciembre- febrero). La Tabla 1 resume las posiciones extremas de la ITCZ detectadas entre 78-90° W en la base de datos COADS. La posición exacta de la ITCZ sobre nuestra área de interés no se puede predecir con certeza, pero la migración anual es evidente, con una periodicidad de 10 a 14 meses. Su posición más septentrional, 9-12° N, se lleva a cabo entre junio y agosto. Su posición más austral se realiza entre 2-3° N, durante enero- marzo. Durante años de El Niño, la ITCZ muestra desplazamientos anómalos, dando lugar a un chorro muy fuerte de Papagayo (Zárate, 1990).
De la serie de imágenes CZCS y los campos de viento COADS cerca de Papagayo, claramente la frecuencia de generación de remolinos es más alto cuando los chorros de viento son más fuertes. La Figura 3 muestra la variabilidad en la velocidad del viento de más de 20 años (1968-1987) para 5 lugares dentro de la franja 10-12° N. Como la serie 5 se compara por orden cronológico, hemos sustituido los datos mensuales que faltan en el punto de la cuadrícula Papagayo con los 20 años significativos anuales. Esto suaviza la serie aún más, pero el esfuerzo del viento en la superficie del mar en esta ubicación es todavía claramente más alta que dentro de puntos de la rejilla adyacentes (figuras 3a, 3b y 3c). Además, los datos COADS muestra que los vientos más débiles aún más al oeste de Papagayo no contribuyen a la traslación al SO de los remolinos (Figura 3.e).
La magnitud del viento en el Tehuantepec y Papagayo es ligeramente mayor que en Panamá (Figura 4). Los campos de viento también muestran que la intensidad de los chorros sigue un patrón geográfico, con Tehuantepec siendo el más fuerte primero durante el invierno boreal, seguido de Papagayo y luego Panamá. Esta cronología se refleja en la generación de los remolinos como se detecta por los datos de satélite del sensor CZCS.
IV.2. Familias de remolinos
Las imágenes del CZCS permiten cierta identificación de la fecha de la génesis de los remolinos, su morfología y la localización general de la evolución y disipación de las familias de remolinos. Los remolinos eran visibles en las bandas de CZCS debido a su mayor concentración de fitoplancton, como resultado en un primer momento del proceso de surgencia costera en respuesta de la acción del chorro de viento; situación que se alimenta luego por la propia surgencia dentro de la estructura del remolino. Los remolinos son menos visibles en los campos de TSM derivadas del AVHRR, sobre todo debido a su menor resolución espacial (20km).
Los remolinos son más frecuentes entre octubre y mayo de cada año. Fuera de este período, se detectan sólo en agosto de 1979, coincidiendo con el patrón de migración de la ITCZ anómala (Tabla 1). También detectamos un evento de surgencia menor de Papagayo, en junio-julio de cada año. Este tiempo se conoce como el " Veranillo de San Juan" y es el resultado de una alta presión característica que se mueve hacia la región que proporciona una breve pausa de lluvia tropical y una velocidad máxima anual del viento (Coen, 1973; Grandoso et al, 1982; Ramírez, 1983).
Con el fin de tomar ventaja de las observaciones formuladas por Legeckis (1988), Clarke (1988), McCreary (1989) y Hansen y Mutilar (1991), se enfatizan aquí características observadas durante los años en los que estos autores hicieron sus observaciones (1979, 1980, 1984, 1985, 1986).
Utilizando tanto CZCS como las imágenes AVHRR, se identificaron con certeza 28 remolinos en el período 1979-1980, 13 en 1984-1985 y 12 en 1985-1986. Las tablas 2, 3 y 4 presentan un resumen de los remolinos identificados y sus características más relevantes.
Remolinos anticiclónicos (identificados con " - " en las Tablas 2, 3, 4) se generan en los 3 sistemas de afloramiento. Su estructura es evidente en las cálidas aguas al oeste de 90° W, proporcionando evidencia de transporte de fitoplancton costero lejos de la costa. Se propagan al oeste después de que se generan en el lado derecho del respectivo chorro de viento. Teniendo en cuenta las características rastreadas a lo largo de la periferia de algunos de estos remolinos, se infiere que los remolinos completan una vuelta dentro de 18 días (Cuadro 5). Sabemos que las aguas en la parte central de los remolinos se hunde a ~ 100m (McCreary et al, 1989). No obstante la formación del remolino cerca de la costa, su relativa baja temperatura se mantiene durante cientos de kilómetros. Por lo tanto, estos remolinos no se pueden designar como tener necesariamente caliente, o biológicamente pobres sus núcleos. Su diámetro promedio es de cerca de 290 kilómetros y se mueven hacia el oeste a unos 9cm seg-1 (Tabla 5), coincidiendo con las observaciones de Barton et al (1993). Cerca de 5 semanas después de la generación, estos remolinos salen de nuestra zona de estudio, viajando hacia el oeste de 150 W (Tablas 2, 3, 4).
Remolinos ciclónicos (marcadas con un " +" en las Tablas 2, 3, 4) bombean agua de las partes más profundas de su estructura y la mayoría vive solo unas pocas semanas, propagándose a la izquierda del jet originario. Su temperatura interior es más baja y su concentración de pigmento más alta que las de las aguas circundantes (Tablas 2, 3, 4), lo que indica un potencial biológico elevado. Su diámetro se extiende desde 360 hasta 530km (Tabla 5). En particular, los ciclones tehuanos viajan a unos 15 cm seg-1.
Los datos de satélite muestran un número mucho mayor de remolinos generados en esta región, con respecto a trabajos anteriores con base en observaciones in situ o bien, los predichos por los modelos numéricos. Dos tehuanos ciclónicos, observados durante la segunda semana de febrero de 1980 (Figura 5 y Tabla 2), sirven como ejemplos de este tipo de circulación. Uno se centró en 13.8° N, 92.9° W, frente a Guatemala (eddy 80LINDA9T +), mientras que otro fue encontrado en 12,6°N, 89.0° W, frente a El Salvador (eddy 80MARIA10T +). Éstos viajaron a lo largo de la costa hacia el SE. Los remolinos se ven en la figura 5 se denominan: 80FRANK7T - , 80LINDA9T +, 80MARIA10T +, 80JORGE3Y - , 79FEDE2Y - , 80JOSE4Y - , 80SANDRA9Y +, 80POLLERA4P - , 80RAPIDO5P - .
Los patrones observados en las Figuras 5 y 6 están separados por un período de aproximadamente 4 semanas. Ellos muestran la posición de los tres jets y cómo la explosión de fitoplancton traza los remolinos.
Los remolinos originarios de Papagayo y Tehuantepec (Figura 6) representan estructuras únicas de la región. El remolino anticiclónico 80FRANK7T - , de 350 kilómetros de diámetro, se centra en 11,6° N, 98,8° W. Además, 80MANUEL8T - tiene 175 kilómetros de diámetro como un remolino de los menores, con su centro en 14.9° N, 95.4° W. En su derecha está 80ROSA11T + (ciclónico) en su fase embrionaria centrada a 14.7° N, 93.5° W. Al sur está 79FEDE2Y - (anticiclónica), centrada en 12,4° N, 93,2° W. Al SE se ubica 80JORGE3Y - , 375 kilómetros de diámetro, y se centra en el 10,3° N, 88,3° W. Inmediatamente a la E, encontramos el 80RICARDO6Y - . Juvenil El 80SANDRA9Y eddy + ciclónica, centrada en 88,9° N, 88.2° W, y acercándose al centro de el CRTD. En el interior del Golfo de Panamá, en el 8,3° N, 79.2° W, un remolino en su etapa embrionaria es visible.
En la Figura 5, el CRTD estaba llegando alrededor de las 9° N, 89° W. La línea representa la trayectoria de la boya NOAA/2218 (de Hansen y Mutilar, 1991). La boya se desplaza al NE después de alcanzar el límite del CRTD y luego se advecta hacia el NO por la Corriente Costera de Costa Rica (CCCR). Frente a la costa de El Salvador interactuó con el tehuano 80MARIA10T +, lo que llevó a la boya hacia la costa nicaragüense. Posteriormente, se arrastra con la boya de 2212 por el Papagayo 80JORGE3Y - , que lleva la boya al NO (Figura 6).
La boya NOAA/2212 (Hansen y Mutilar, 1991) es la primera tomada por el movimiento ciclónico de las aguas del Domo. Este la arrastró hacia el NO por la CCCR y posteriormente, con la boya 2218 por 80JORGE3Y - , completando así dos vueltas y moviéndose al oeste. Las estimaciones de las velocidades de Hansen y Mutilar (1991) coinciden con los nuestros basado en la propagación de 80JORGE3Y - (Tabla 2). En cuanto a su descripción del remolino observado en 1985, una nota en la figura 1.b de Hansen y Mutilar (1991) de que la boya NOAA/2084 derivó primero al NO con el tehuano 85JORGE5T (Tabla 3), para ser capturado posteriormente por papagayo eddy 84FEDE3Y - , y la deriva dentro de este remolino hacia el oeste de 105° W. La misma cifra de Hansen y Mutilar (1991) muestra un doble lóbulo alrededor de 12°N, 105°W que sugiere la interacción de los remolinos anticiclónicos 84FEDE3Y -y 85JORGE5T - .
Los remolinos panameños normalmente viajan al SW, más rápido que los tehuanos y papagayos. Mantienen una forma elipsoidal. En la figura 5, podemos ver dos de estos: 80POLLERA4P - , centrado en 6,5N, 81.0W, que viajó por la península de Azuero (Panamá). Para el oeste es 80RAPIDO5P - , centrado en 4,7N, 84.5W. Su trayectoria está más al sur de la trayectoria de los tehuanos y papagayos. Por lo tanto, pierden la vorticidad planetaria a un ritmo más rápido. Hemos seguido estos remolinos a las inmediaciones de las Islas Galápagos, que arrastra los parches de fitoplancton de esa región. Finalmente, se incorporan en el NECC, a más de 2.300km de su origen.
Seguimos a un remolino de la familia panameña marzo 1980 (80SALSA6P - , el cuadro 2), y vimos cómo el eje mayor de la elipse de su giro rota gradualmente en un patrón anticiclónico, desde su orientación meridional durante su fase juvenil cerca de 5,5N, a una orientación más zonal al oeste de las Islas Galápagos, cerca de 1,5N.
No observamos remolinos ciclónicos generados por el Jet Panamá en los datos del CZCS. Es posible que se perdieron debido a la extensa cobertura de nubes típicas de esta región. Sin embargo , la serie más larga de datos AVHRR muestra un núcleo de (21-22°C) de agua fría entre 07 de marzo y 21 de abril 1985 en la cual se mueve más de 1180 kilómetros desde el Golfo de Panamá a las Islas Galápagos ( 0.66S , 87.00W) . Su velocidad era de unos 30 cm s-1 en un ángulo azimutal de 220 grados. Identificamos este remolino como 85MILAGRO2P + (Tabla 3). Al llegar a la zona ecuatorial, siguió una trayectoria que lo llevó a las Galápagos (270°azimutal). Su trayectoria se coloca 1-2 grados al sur de la trayectoria seguida por los anticiclones de la misma familia.
IV.3. Los meandros.
Los nortes generan jets sobre la superficie del mar y con ello, inducen olas altas a lo largo de su trayectoria en una distancia entre 300 y 600km, como informan los pescadores costarricenses (comunicación personal). Pero además, el intenso viento tiene la capacidad de generar meandros que se forman las etapas iniciales de los trenes de remolinos. Estos jets conllevan vientos sostenidos de más de 20 m s-1 durante varios días. Tras la aparición de los jets, un giro anticiclónico siempre se forma, a la derecha del jet. Si esto es seguido por un período prolongado de vientos de baja intensidad, las aguas marinas tienden a moverse hacia la costa y un giro ciclónico se genera (McCreary et al, 1989). Sin embargo, es frecuente que los períodos consecutivos de vientos intensos estén separados por sólo unas pocas horas. Esto conduce a la generación de remolinos anticiclónicos, que se ven claramente en los datos del satélite CZCS (Tablas 2 y 4).
Se observa que se generan meandros antes de que el patrón de circulación se cierre sobre sí misma en un remolino. Típicamente esto se lleva a cabo durante sólo unos pocos días. En diciembre de 1979 se observó una serie de meandros persistir durante 3 semanas, pero un remolino no se formó. Estas observaciones son consistentes con las detalladas observaciones in situ en el Golfo de Tehuantepec (Barton et al, 1993).
La estructura vertical del remolino ciclónico 86FLORA7Y + (Figura 7, la curva de línea continua), fue capturado por el crucero oceanográfico el 25 de febrero de 1986, a 10.28N, 86.91W, tal como se informó en McCreary et al (Fig. 4. a, 1989). Las imágenes del CZCS diarias a partir del 13 de febrero al 05 de marzo muestran el remolino centrado a 10.6N, 86.8W, con un diámetro de 200km y una velocidad de traslación de 5kilómetros por día. Una imagen AVHRR/TSM confirma la surgencia en esta región para la semana del 20 al 26 febrero (1986); y la TSM del satélite es congruente con la TSM in situ (23,1°C a partir de un XBT). La termoclina estuvo dentro de los 15m medidos a partir de la superficie. La curva inferior (recogida el 9 de marzo de 1986) representa un perfil de temperatura típico de las aguas enfrente de la costa de Guatemala. Claramente, la termoclina en los meandros y remolinos ciclónicos se eleva más de 50m de su posición habitual. Es posible que la calefacción solar intensa inhiba el rompimiento de la termoclina en la superficie, o bien que el calentamiento ha inducido una capa superficial más caliente.
IV.4. La interacción entre los remolinos ciclónicos
El ojo del CRTD se encuentra en las proximidades de 9N, 89W. Esta estructura tiene un diámetro medio de alrededor de 350km. El CRTD se forma en una zona donde los vientos son relativamente de calma y donde existe un giro ciclónico notable en el campo de viento. El CRTD es visible en las imágenes AVHRR como una zona donde las temperaturas son siempre más bajas que las aguas alrededor, con una diferencia entre 2 y 5°C. Una comparación entre los datos de viento COADS y las imágenes AVHRR sugiere que la intensidad del CRTD es modulada por la migración meridional de la ITCZ, con fuertes gradientes de TSM que ocurren durante el invierno boreal.
Gradientes de temperatura horizontal entre el ojo del CRTD y aguas adyacentes son del orden de 5x10-3 °C/km durante sus fases de gestación y disipación. Durante la madurez, se observaron gradientes de hasta 30x10-3 °C/km (Tabla 7). El diámetro del CRTD es del orden de 120km en octubre y llega a más de 960km en enero. Su ojo térmico tiende a migrar más de 300km hacia el sur durante septiembre, como consecuencia del desplazamiento de los patrones de viento y de las colisiones con los remolinos anticiclones papagayo.
La figura 8 representa la variación de TSM en la región del jet Papagayo y el CRTD según datos de la base COADS. Las aguas costeras cerca del jet Papagayo muestran claramente un ciclo anual más pronunciado que las aguas adyacentes, con un rango de variación superficial de 8°C, en comparación con 4°C de aquellas. Además, los ciclos de TSM en las diversas áreas de jet están en fase. La serie también muestra dos temperaturas mínimas en el invierno sobre el CRTD, en 1980 y de 1982 a 1986, coincidiendo con el mínimo en la región del jet Papagayo y con el máximo en la posición meridional de la ITCZ (Tabla 1).
Este comportamiento se corrobora en una serie de 73 imágenes consecutivas semanales AVHRR (noviembre 1983-abril 1985). La Tabla 7 resume el comportamiento del CRTD para este periodo. Las imágenes muestran cómo la cúpula del Domo es débil durante el verano y se intensifica hasta cerca de diciembre. Durante el otoño boreal, la intensificación de la NECC (Hansen y Mutilar, 1991) ayuda al fenómeno de domización que acarrea aguas desde varios cientos de metros de profundidad hasta la superficie, provocando la alta tasa de producción biológica; en una forma similar a la observada en la cúpula térmica del Golfo de Guinea (Voiturez, 1981).
Entre diciembre y enero, la familia de los papagayos se devana. Remolinos anticiclónicos erosionan continuamente el CRTD, hasta que la ITCZ comienza su migración hacia el norte (abril). Otras veces, el CRTD aparece reforzado por la energía transferida por los giros ciclónicos. Debido a estas interacciones, el gradiente térmico entre el ojo y las fronteras del CRTD puede variar en intensidad hasta por un factor de 3, como se observa durante la migración de los remolinos 84CRISTY3T + y + 84EVA4T (marzo de 1980; Tabla 2). Este proceso de intensificación agranda el área cubierta por el CRTD, de tal manera que, por ejemplo, en 1984 cubrió 300.000km2.
La serie de imágenes CZCS permite también la detección de gran escala, de tenues frentes curvilíneos a lo largo de una región de un radio de 1.300 kilómetros al sudoeste y sudeste del CRTD (Tabla 8). La coincidencia del patrón espacial geométrico observado en tres años diferentes, durante marzo, descarta la posibilidad de que el fenómeno observado se origine en un patrón de nubes u otros fenómenos atmosféricos. Un ejemplo de este patrón se observa en las imágenes mostradas en la Figura 9. La Figura 9a (7-8 marzo, 1980) muestra un frente débil, que intercepta puntos situados en 94W, 98W, 6N, 8N; y se extienden hacia el NO y SE. Otro frente, mostrando más intensidad de fitoplancton pasa a través de 92W, 88W y 6N, 8N; con un radio más pequeño que los frentes anteriores y avanzando hacia el sur.
Los nortes generan jets sobre la superficie del mar y con ello, inducen olas altas a lo largo de su trayectoria en una distancia entre 300 y 600km, como informan los pescadores costarricenses (comunicación personal). Pero además, el intenso viento tiene la capacidad de generar meandros que se forman las etapas iniciales de los trenes de remolinos. Estos jets conllevan vientos sostenidos de más de 20 m s-1 durante varios días. Tras la aparición de los jets, un giro anticiclónico siempre se forma, a la derecha del jet. Si esto es seguido por un período prolongado de vientos de baja intensidad, las aguas marinas tienden a moverse hacia la costa y un giro ciclónico se genera (McCreary et al, 1989). Sin embargo, es frecuente que los períodos consecutivos de vientos intensos estén separados por sólo unas pocas horas. Esto conduce a la generación de remolinos anticiclónicos, que se ven claramente en los datos del satélite CZCS (Tablas 2 y 4).
Se observa que se generan meandros antes de que el patrón de circulación se cierre sobre sí misma en un remolino. Típicamente esto se lleva a cabo durante sólo unos pocos días. En diciembre de 1979 se observó una serie de meandros persistir durante 3 semanas, pero un remolino no se formó. Estas observaciones son consistentes con las detalladas observaciones in situ en el Golfo de Tehuantepec (Barton et al, 1993).
La estructura vertical del remolino ciclónico 86FLORA7Y + (Figura 7, la curva de línea continua), fue capturado por el crucero oceanográfico el 25 de febrero de 1986, a 10.28N, 86.91W, tal como se informó en McCreary et al (Fig. 4. a, 1989). Las imágenes del CZCS diarias a partir del 13 de febrero al 05 de marzo muestran el remolino centrado a 10.6N, 86.8W, con un diámetro de 200km y una velocidad de traslación de 5kilómetros por día. Una imagen AVHRR/TSM confirma la surgencia en esta región para la semana del 20 al 26 febrero (1986); y la TSM del satélite es congruente con la TSM in situ (23,1°C a partir de un XBT). La termoclina estuvo dentro de los 15m medidos a partir de la superficie. La curva inferior (recogida el 9 de marzo de 1986) representa un perfil de temperatura típico de las aguas enfrente de la costa de Guatemala. Claramente, la termoclina en los meandros y remolinos ciclónicos se eleva más de 50m de su posición habitual. Es posible que la calefacción solar intensa inhiba el rompimiento de la termoclina en la superficie, o bien que el calentamiento ha inducido una capa superficial más caliente.
IV.4. La interacción entre los remolinos ciclónicos
El ojo del CRTD se encuentra en las proximidades de 9N, 89W. Esta estructura tiene un diámetro medio de alrededor de 350km. El CRTD se forma en una zona donde los vientos son relativamente de calma y donde existe un giro ciclónico notable en el campo de viento. El CRTD es visible en las imágenes AVHRR como una zona donde las temperaturas son siempre más bajas que las aguas alrededor, con una diferencia entre 2 y 5°C. Una comparación entre los datos de viento COADS y las imágenes AVHRR sugiere que la intensidad del CRTD es modulada por la migración meridional de la ITCZ, con fuertes gradientes de TSM que ocurren durante el invierno boreal.
Gradientes de temperatura horizontal entre el ojo del CRTD y aguas adyacentes son del orden de 5x10-3 °C/km durante sus fases de gestación y disipación. Durante la madurez, se observaron gradientes de hasta 30x10-3 °C/km (Tabla 7). El diámetro del CRTD es del orden de 120km en octubre y llega a más de 960km en enero. Su ojo térmico tiende a migrar más de 300km hacia el sur durante septiembre, como consecuencia del desplazamiento de los patrones de viento y de las colisiones con los remolinos anticiclones papagayo.
La figura 8 representa la variación de TSM en la región del jet Papagayo y el CRTD según datos de la base COADS. Las aguas costeras cerca del jet Papagayo muestran claramente un ciclo anual más pronunciado que las aguas adyacentes, con un rango de variación superficial de 8°C, en comparación con 4°C de aquellas. Además, los ciclos de TSM en las diversas áreas de jet están en fase. La serie también muestra dos temperaturas mínimas en el invierno sobre el CRTD, en 1980 y de 1982 a 1986, coincidiendo con el mínimo en la región del jet Papagayo y con el máximo en la posición meridional de la ITCZ (Tabla 1).
Este comportamiento se corrobora en una serie de 73 imágenes consecutivas semanales AVHRR (noviembre 1983-abril 1985). La Tabla 7 resume el comportamiento del CRTD para este periodo. Las imágenes muestran cómo la cúpula del Domo es débil durante el verano y se intensifica hasta cerca de diciembre. Durante el otoño boreal, la intensificación de la NECC (Hansen y Mutilar, 1991) ayuda al fenómeno de domización que acarrea aguas desde varios cientos de metros de profundidad hasta la superficie, provocando la alta tasa de producción biológica; en una forma similar a la observada en la cúpula térmica del Golfo de Guinea (Voiturez, 1981).
Entre diciembre y enero, la familia de los papagayos se devana. Remolinos anticiclónicos erosionan continuamente el CRTD, hasta que la ITCZ comienza su migración hacia el norte (abril). Otras veces, el CRTD aparece reforzado por la energía transferida por los giros ciclónicos. Debido a estas interacciones, el gradiente térmico entre el ojo y las fronteras del CRTD puede variar en intensidad hasta por un factor de 3, como se observa durante la migración de los remolinos 84CRISTY3T + y + 84EVA4T (marzo de 1980; Tabla 2). Este proceso de intensificación agranda el área cubierta por el CRTD, de tal manera que, por ejemplo, en 1984 cubrió 300.000km2.
La serie de imágenes CZCS permite también la detección de gran escala, de tenues frentes curvilíneos a lo largo de una región de un radio de 1.300 kilómetros al sudoeste y sudeste del CRTD (Tabla 8). La coincidencia del patrón espacial geométrico observado en tres años diferentes, durante marzo, descarta la posibilidad de que el fenómeno observado se origine en un patrón de nubes u otros fenómenos atmosféricos. Un ejemplo de este patrón se observa en las imágenes mostradas en la Figura 9. La Figura 9a (7-8 marzo, 1980) muestra un frente débil, que intercepta puntos situados en 94W, 98W, 6N, 8N; y se extienden hacia el NO y SE. Otro frente, mostrando más intensidad de fitoplancton pasa a través de 92W, 88W y 6N, 8N; con un radio más pequeño que los frentes anteriores y avanzando hacia el sur.
Estos frentes secundarios parecen ser extensiones hacia el este de los
primeros. La Figura 9c (2-3 marzo 1985) muestra frentes concéntricos que pasan
por 97W, 92W y 6N, 6.5N, viajando hacia el sur. Otro frente se puede ver cerca 86W,
7N.
El uso de imágenes diarias del sensor CZCS obtenidas entre el 25 de febrero y 3 de marzo de 1980, se determinó que la velocidad de la fase zonal y meridional de estos remolinos es casi el mismo: 9cm/s. La frecuencia angular de estas ondas: (2 (C/L) 1/2) es 4.9X10-7 s-1 = 0.04día-1, con un período de 150 días.
El uso de imágenes diarias del sensor CZCS obtenidas entre el 25 de febrero y 3 de marzo de 1980, se determinó que la velocidad de la fase zonal y meridional de estos remolinos es casi el mismo: 9cm/s. La frecuencia angular de estas ondas: (2 (C/L) 1/2) es 4.9X10-7 s-1 = 0.04día-1, con un período de 150 días.
V. Discusión
La generación de remolinos por campos de vientos pulsantes en esta región ha sido examinado por McCreary et al (1989). Ellos dan razón por la cual la relación de la profundidad real de remolinos (h) a la profundidad dinámica crítica (H), describe la estabilidad de la estructura. Los valores de h / H < 1 representan remolinos inestables. Por lo tanto, en su modelo, tales remolinos "poco profundos" existentes por encima de la termoclina pueden no sobrevivir más allá de una distancia considerable del centro de bombeo. No pueden sobrevivir debido a que el gradiente térmico entre la profundidad más profunda (del orden de 100 m) y la superficie es mínima. Efectivamente, la termoclina en un lugar a 180km del litoral en Guatemala (13° 33 'de latitud norte, 93° 22' W), es por lo general entre 70 y 90 m de profundidad, mientras que fuera de Tehuantepec (14° 21 'de latitud norte, 95° 6 ' W.) que es menos profundo que 40 m (Figura 7). En nuestro escenario la Corriente Costera de Costa Rica proporciona calor y energía cinética que debilita los remolinos ciclónicos que se forman fuera del jet Tehuantepec. Esto explica las frecuentes "salidas en falso " y el tiempo de vida corto (<2 semanas) de muchos de estos remolinos o meandros (Tablas 2, 3 y 4). El comportamiento estacionario del efímero 85CRISTY2T + (cuarta semana de diciembre de 1985 - segunda semana de enero de 1986; Tabla 4) fue coherente con este concepto también. En Barton et al (1993) vimos el mismo comportamiento. Deducimos que estos son remolinos poco profundos, como McCreary et al menciona. También se observaron remolinos ciclónicos poco profundos de Tehuantepec en los datos recogidos por batitermógrafos en Cromwell (1958, Figura 1.a) anterior a 1956.
Pero creemos que los remolinos ciclónicos hallados en aguas poco profundas prevalecen sólo durante su etapa de embriones, ya que además de nuestras observaciones por satélite en su fase de madurez a lo largo de la costa de América Central que hemos descrito, Wyrtki (1964) capturó por primera vez remolinos interactuantes con el Domo Térmico de Costa Rica, sin sospecharlo, dada la tecnología espacial limitada de aquella época. Esos datos muestran que los remolinos ciclónicos pueden ser profundos, alcanzando h = 700 m, o 5-7 veces lo que se había estimado anteriormente. Esta profundidad es suficiente para sobrevivir en aguas cálidas como las que se encuentran frente a la América Central. Wyrtki no disponía de información suficiente para describir la cronología de la interacción del remolino con el domo térmico. Sin embargo, con base en escenarios similares conjeturaron partir de los datos del CZCS, tales remolinos deben haber atravesado el área de estudio de Wyrtki en 30 días, que se mueve a unos 15km / d.
La Figura 10 (Figura 6 de Wirtky, 1964) muestra un remolino anticiclónico en la región cerca de 9.5N, 91W, coincidente con el remolino se muestra en una imagen AVHRR McCreary et al (1989). La comparación de ambos conjuntos de datos, se infiere que la profundidad de los remolinos anticiclónicos aquí es el orden de 100m. Además, la Figura 2 de Wyrtki (1964) indica que a 400km de la costa estos anticiclones tienen 26°C en su centro, - lo que confirmamos recientemente con el uso de imágenes NOAA- TIROS con nuestra estación de tierra de la Universidad Nacional de Costa Rica y datos de los pescadores en situ. También parecen tener considerable fosfato y oxígeno disuelto.
El anticiclón uno (Figura 10) parece ser rechazado por el CRTD- que gira en dirección opuesta- . Como el remolino tiene menos energía que la cúpula del Domo, se advecta por el flujo asociado a este. Sin embargo, estas interacciones provocan un desplazamiento en la posición típica de la cúpula, lo que explica por qué el CRTD no se encuentra siempre en la misma posición (Wyrtki de 1964, Fielder, 1994). La posición inicial del domo se puede deducir de las curvas de nivel dinámico a 200 y 300m. Ellos muestran un centro en 8.8N, 89.4W (Figura 10 C y D). El giro ciclónico encontrado al NE está en un lugar al que fue atraído por el Domo. Ellos tienen diámetro, dirección de rotación e inclinación de las isopicnas similares y se hallan dentro de masas de agua de características físico químicas similares (Fig. 10 y Fig. 2, Wyrtki, 1964). Su profundidad alcanza 700m y en la medida que las aguas del bombeo hidráulico se mueven hacia arriba, levantan la isoterma de 6°C a 680m de profundidad en su centro (Wyrtki, 1964). El transporte periférico es del orden de 17 Sverdrups; y mayor entre los 50 y 400m de profundidad. Las velocidades típicas de agua son 25cm/s.
El acoplamiento del remolino ciclónico y la cúpula del Domo conducen a establecer una estructura marina inestable. Siguiendo a Rhinnes (1977) creemos que esta energía es radiada en forma de ondas de Rossby que se manifiestan como los frentes circulares descritos anteriormente que migran hacia el SW (Figura 9). La separación entre los frentes sucesivos aumenta (cuadro 8a) aproximadamente un 66% cada 100km. La densidad de energía de la parte delantera del frente disminuye a medida que se propaga y aumenta su radio. Es probable que el efecto de estos frentes se hace menos profundo conforme avanzan.
Creemos que la forma ovalada de los ciclones tehuanos (Figura 5) es una combinación de dos factores:
- los efectos de advección de la Corriente Costera de Costa Rica (mencionado también como un factor importante en Barton et al, 1993); y
- La interacción con la plataforma continental. De esta manera, la variación en la velocidad de fase (C) de un remolino es una función de la profundidad total (H). Estas variables están relacionadas por (Rhinnes, 1977):
La generación de remolinos por campos de vientos pulsantes en esta región ha sido examinado por McCreary et al (1989). Ellos dan razón por la cual la relación de la profundidad real de remolinos (h) a la profundidad dinámica crítica (H), describe la estabilidad de la estructura. Los valores de h / H < 1 representan remolinos inestables. Por lo tanto, en su modelo, tales remolinos "poco profundos" existentes por encima de la termoclina pueden no sobrevivir más allá de una distancia considerable del centro de bombeo. No pueden sobrevivir debido a que el gradiente térmico entre la profundidad más profunda (del orden de 100 m) y la superficie es mínima. Efectivamente, la termoclina en un lugar a 180km del litoral en Guatemala (13° 33 'de latitud norte, 93° 22' W), es por lo general entre 70 y 90 m de profundidad, mientras que fuera de Tehuantepec (14° 21 'de latitud norte, 95° 6 ' W.) que es menos profundo que 40 m (Figura 7). En nuestro escenario la Corriente Costera de Costa Rica proporciona calor y energía cinética que debilita los remolinos ciclónicos que se forman fuera del jet Tehuantepec. Esto explica las frecuentes "salidas en falso " y el tiempo de vida corto (<2 semanas) de muchos de estos remolinos o meandros (Tablas 2, 3 y 4). El comportamiento estacionario del efímero 85CRISTY2T + (cuarta semana de diciembre de 1985 - segunda semana de enero de 1986; Tabla 4) fue coherente con este concepto también. En Barton et al (1993) vimos el mismo comportamiento. Deducimos que estos son remolinos poco profundos, como McCreary et al menciona. También se observaron remolinos ciclónicos poco profundos de Tehuantepec en los datos recogidos por batitermógrafos en Cromwell (1958, Figura 1.a) anterior a 1956.
Pero creemos que los remolinos ciclónicos hallados en aguas poco profundas prevalecen sólo durante su etapa de embriones, ya que además de nuestras observaciones por satélite en su fase de madurez a lo largo de la costa de América Central que hemos descrito, Wyrtki (1964) capturó por primera vez remolinos interactuantes con el Domo Térmico de Costa Rica, sin sospecharlo, dada la tecnología espacial limitada de aquella época. Esos datos muestran que los remolinos ciclónicos pueden ser profundos, alcanzando h = 700 m, o 5-7 veces lo que se había estimado anteriormente. Esta profundidad es suficiente para sobrevivir en aguas cálidas como las que se encuentran frente a la América Central. Wyrtki no disponía de información suficiente para describir la cronología de la interacción del remolino con el domo térmico. Sin embargo, con base en escenarios similares conjeturaron partir de los datos del CZCS, tales remolinos deben haber atravesado el área de estudio de Wyrtki en 30 días, que se mueve a unos 15km / d.
La Figura 10 (Figura 6 de Wirtky, 1964) muestra un remolino anticiclónico en la región cerca de 9.5N, 91W, coincidente con el remolino se muestra en una imagen AVHRR McCreary et al (1989). La comparación de ambos conjuntos de datos, se infiere que la profundidad de los remolinos anticiclónicos aquí es el orden de 100m. Además, la Figura 2 de Wyrtki (1964) indica que a 400km de la costa estos anticiclones tienen 26°C en su centro, - lo que confirmamos recientemente con el uso de imágenes NOAA- TIROS con nuestra estación de tierra de la Universidad Nacional de Costa Rica y datos de los pescadores en situ. También parecen tener considerable fosfato y oxígeno disuelto.
El anticiclón uno (Figura 10) parece ser rechazado por el CRTD- que gira en dirección opuesta- . Como el remolino tiene menos energía que la cúpula del Domo, se advecta por el flujo asociado a este. Sin embargo, estas interacciones provocan un desplazamiento en la posición típica de la cúpula, lo que explica por qué el CRTD no se encuentra siempre en la misma posición (Wyrtki de 1964, Fielder, 1994). La posición inicial del domo se puede deducir de las curvas de nivel dinámico a 200 y 300m. Ellos muestran un centro en 8.8N, 89.4W (Figura 10 C y D). El giro ciclónico encontrado al NE está en un lugar al que fue atraído por el Domo. Ellos tienen diámetro, dirección de rotación e inclinación de las isopicnas similares y se hallan dentro de masas de agua de características físico químicas similares (Fig. 10 y Fig. 2, Wyrtki, 1964). Su profundidad alcanza 700m y en la medida que las aguas del bombeo hidráulico se mueven hacia arriba, levantan la isoterma de 6°C a 680m de profundidad en su centro (Wyrtki, 1964). El transporte periférico es del orden de 17 Sverdrups; y mayor entre los 50 y 400m de profundidad. Las velocidades típicas de agua son 25cm/s.
El acoplamiento del remolino ciclónico y la cúpula del Domo conducen a establecer una estructura marina inestable. Siguiendo a Rhinnes (1977) creemos que esta energía es radiada en forma de ondas de Rossby que se manifiestan como los frentes circulares descritos anteriormente que migran hacia el SW (Figura 9). La separación entre los frentes sucesivos aumenta (cuadro 8a) aproximadamente un 66% cada 100km. La densidad de energía de la parte delantera del frente disminuye a medida que se propaga y aumenta su radio. Es probable que el efecto de estos frentes se hace menos profundo conforme avanzan.
Creemos que la forma ovalada de los ciclones tehuanos (Figura 5) es una combinación de dos factores:
- los efectos de advección de la Corriente Costera de Costa Rica (mencionado también como un factor importante en Barton et al, 1993); y
- La interacción con la plataforma continental. De esta manera, la variación en la velocidad de fase (C) de un remolino es una función de la profundidad total (H). Estas variables están relacionadas por (Rhinnes, 1977):
C2 = C1 (1 + H1/H2) (1)
Donde:
C1, C2 son las velocidades de fase en profundidades H1 y H2, respectivamente. Si el ancho de la plataforma continental es casi tan amplia como el diámetro de los remolinos (Figura 1), los efectos de la pendiente del suelo marino pueden inducir cambios en la velocidad en diferentes partes de un remolino. Tal es probablemente el caso de 80MARIA10T frente a la costa de El Salvador (Figura 5). Aquí, la pendiente es de 0,5 x10-3 m/km en los primeros 40km de la costa y se incrementa a 100 x10-3m/km hasta 100km de la costa.
Tanto las profundidades de los ciclones, así como velocidades de fase de los remolinos hallados en esta investigación son más grandes de lo previsto en los modelos anteriores. Es posible que se deba a una subestimación de la energía eólica en los pasos de montaña. Vientos más fuertes darían lugar a un aumento en la profundidad del jet al generar un remolino; y por lo tanto en la profundidad de la corriente en torbellino (h), que conduce a un aumento de la velocidad de fase (C) de las ondas de Rossby no dispersivas, como resulta evidente a partir de ( McCreary et al ,1989) :
C=bg'h/f2 (2),
C1, C2 son las velocidades de fase en profundidades H1 y H2, respectivamente. Si el ancho de la plataforma continental es casi tan amplia como el diámetro de los remolinos (Figura 1), los efectos de la pendiente del suelo marino pueden inducir cambios en la velocidad en diferentes partes de un remolino. Tal es probablemente el caso de 80MARIA10T frente a la costa de El Salvador (Figura 5). Aquí, la pendiente es de 0,5 x10-3 m/km en los primeros 40km de la costa y se incrementa a 100 x10-3m/km hasta 100km de la costa.
Tanto las profundidades de los ciclones, así como velocidades de fase de los remolinos hallados en esta investigación son más grandes de lo previsto en los modelos anteriores. Es posible que se deba a una subestimación de la energía eólica en los pasos de montaña. Vientos más fuertes darían lugar a un aumento en la profundidad del jet al generar un remolino; y por lo tanto en la profundidad de la corriente en torbellino (h), que conduce a un aumento de la velocidad de fase (C) de las ondas de Rossby no dispersivas, como resulta evidente a partir de ( McCreary et al ,1989) :
C=bg'h/f2 (2),
Donde
b = 2w cosø/Rearth, g': gravedad reducida, h:
profundidad del remolino, y f es el parámetro de Coriolis (2 w sin ø).
Además, el número de remolinos visto en las
imágenes sugiere que una subestimación de la velocidad del viento conlleva a subestimaciones
del número de giros que se producen durante una temporada en un modelo (por
ejemplo, McCreary, 1989; Umatani, 1991).
Los remolinos panameños alcanzan latitudes bajas en una marcha rápida y luego son atrapados por la guía de onda ecuatorial. La impedancia del estrechamiento de líneas de flujo del remolino (Z*) es una medida de la resistencia de las aguas a una mayor densidad de las líneas de flujo en el interior de la corriente del remolino (Rhinnes, 1977):
Z* = f 2 L2 T/H (3),
Los remolinos panameños alcanzan latitudes bajas en una marcha rápida y luego son atrapados por la guía de onda ecuatorial. La impedancia del estrechamiento de líneas de flujo del remolino (Z*) es una medida de la resistencia de las aguas a una mayor densidad de las líneas de flujo en el interior de la corriente del remolino (Rhinnes, 1977):
Z* = f 2 L2 T/H (3),
Donde:
f : vorticidad
planetaria (2wsinø), ø : latitud, L : escala típica del remolino (300km), T : período
típico (20días) H : profundidad típica (3000m).
Sustituyendo estos valores, entre 4,5N y 1N, Z *
disminuye 95%, lo suficiente para hacer inestable al remolino. Sin embargo, su
escala espacio-temporal (L, T) es tal que incluso si el trabajo se realiza en
el proceso de reordenamiento de las líneas de flujo por presión (W*), el
remolino no pierde su identidad. Esto también se puede deducir a partir de (Rhinnes,
1977):
W* = (bLT/2)2 (4),
W* = (bLT/2)2 (4),
Donde:
b = 2wcos(ø)/Rearth,;
y L, T son las escalas del remolino.
Esto
representa la fracción del potencial de la energía cinética en el remolino, que
mantiene los valores de 104, más que el valor crítico (W * = 1). Esto
implica que a medida que los remolinos se acercan al Ecuador, se estiran en la
vertical y rotan con más intensidad.
La desaparición de remolinos ciclónicos se produce a través de un mecanismo de transferencia de energía potencial a energía cinética. Esta última debe reflejar un aumento de los movimientos oceánicos lejos de la costa en el Pacífico Oriental Tropical. Los tehuanos que desaparecen durante sus etapas embrionarias y juveniles deberían contribuir a la intensificación de la NEC. Los remolinos papagayos que no llegan a las etapas juveniles, alimentan el giro ciclónico encuentran al norte del CRTD y contribuyen a la porción sur de la NEC. Los remolinos tehuanos que disipan cerca de Nicaragua pueden contribuir a la CCCR y al NEC. Por lo tanto, la intensificación de la NEC que se observó hacia el final del invierno boreal (ver páginas 274 a 275 ' y la Figura 15, Wyrtky, 1965,) es el resultado de la energía eólica disipada directamente sobre la superficie del Pacífico, o de la costa de América Central a través de la generación de remolinos. De la información presentada por (Wyrtki, 1964) y en las Tablas 2, 3 y 4; se infiere que entre 5 y 10 ciclones por temporada contribuyen a un aumento de la intensidad de la NEC por 60-120 Sv.
La interacción entre tehuanos ciclónicos está claro en las imágenes analizadas. Sin embargo, los frentes que se encuentran al oeste de 10N, 95W son más amplios, pero más tenues de los generados por el CRTD. Ello sugiere la existencia de radiación de energía en cascada frente a México y Guatemala. Procesos similares, pero en menor escala, se encuentran fuera de Costa Rica y Panamá.
Las pocas observaciones disponibles de estos últimos frentes es en parte el resultado de áreas despejadas para el satélite, lo que reduce la cantidad de imágenes. Y por otro lado, la presencia permanente del CRTD es un elemento distorsionador a la presencia de remolinos por los mecanismos explicados.
Los clásicos remolinos ciclónicos fuera de la Corriente del Golfo se pueden comparar con los observados en esta región, con el propósito de ilustrar las principales diferencias de la siguiente manera (The Ring Group, 1981):
Los remolinos de núcleo frío en la Corriente del Golfo tienen velocidades medias de traslación de 5-10 cm/s. Los remolinos mesoamericanas se mueven a 18-21 cm/s.
La desaparición de remolinos ciclónicos se produce a través de un mecanismo de transferencia de energía potencial a energía cinética. Esta última debe reflejar un aumento de los movimientos oceánicos lejos de la costa en el Pacífico Oriental Tropical. Los tehuanos que desaparecen durante sus etapas embrionarias y juveniles deberían contribuir a la intensificación de la NEC. Los remolinos papagayos que no llegan a las etapas juveniles, alimentan el giro ciclónico encuentran al norte del CRTD y contribuyen a la porción sur de la NEC. Los remolinos tehuanos que disipan cerca de Nicaragua pueden contribuir a la CCCR y al NEC. Por lo tanto, la intensificación de la NEC que se observó hacia el final del invierno boreal (ver páginas 274 a 275 ' y la Figura 15, Wyrtky, 1965,) es el resultado de la energía eólica disipada directamente sobre la superficie del Pacífico, o de la costa de América Central a través de la generación de remolinos. De la información presentada por (Wyrtki, 1964) y en las Tablas 2, 3 y 4; se infiere que entre 5 y 10 ciclones por temporada contribuyen a un aumento de la intensidad de la NEC por 60-120 Sv.
La interacción entre tehuanos ciclónicos está claro en las imágenes analizadas. Sin embargo, los frentes que se encuentran al oeste de 10N, 95W son más amplios, pero más tenues de los generados por el CRTD. Ello sugiere la existencia de radiación de energía en cascada frente a México y Guatemala. Procesos similares, pero en menor escala, se encuentran fuera de Costa Rica y Panamá.
Las pocas observaciones disponibles de estos últimos frentes es en parte el resultado de áreas despejadas para el satélite, lo que reduce la cantidad de imágenes. Y por otro lado, la presencia permanente del CRTD es un elemento distorsionador a la presencia de remolinos por los mecanismos explicados.
Los clásicos remolinos ciclónicos fuera de la Corriente del Golfo se pueden comparar con los observados en esta región, con el propósito de ilustrar las principales diferencias de la siguiente manera (The Ring Group, 1981):
Los remolinos de núcleo frío en la Corriente del Golfo tienen velocidades medias de traslación de 5-10 cm/s. Los remolinos mesoamericanas se mueven a 18-21 cm/s.
§
Los remolinos
mesoamericanos viven de 1 a 3 meses, los remolinos del Golfo viven 7-18 meses.
§
La velocidad
angular de los ciclones mesoamericanas es orden de 20 cm/ , mientras que los remolinos
de la Corriente del Golfo muestran orden de 150 cm/s.
§
ambos
remolinos tienen profundidades aproximadas de orden 700-900m y diámetros de 150
– 400km.
§ El cambio en la vorticidad planetaria asociada con
la excursión limitada meridional de los remolinos es similar en ambas regiones.
Los de las latitudes propias de la Corriente del Golfo se mueven entre los 37 a
30N, mientras que los remolinos tehuanos mueven entre aproximadamente 15 y 12N
y los ciclones papagayos entre 11-10N. El cambio total en la vorticidad
planetaria es orden del 10-20% para cada uno de éstos.
VI. Impacto en el ecosistema regional
VI. Impacto en el ecosistema regional
Flotas
internacionales de pesca pelágica han explotado de siempre las riquezas del Pacífico
Oriental Tropical. La abundancia de peces está relacionado con el afloramiento
asociado con los jets de Mesoamérica y los remolinos que se generan en la
región. Los remolinos anticiclónicos cubren una gran área geográfica. Su
potencial biológico es probablemente reforzado por el arrastre de las aguas
costeras y de plataforma. Esto conduce a concentraciones de fosfato de orden
0,9-0,5 mu M (Figura 2.D, Wyrtki, 1964). Los remolinos afectan a las aguas
situadas más allá del margen continental (Boyle et al 1981).
Los ciclones papagayos interactúan con el CRTD. Esto mejora la domización de aguas ricas en nutrientes llevando aún más enriquecimiento biológico a las aguas superficiales.
El transporte de agua oceánica por los remolinos tehuanos, de la región de la génesis hacia Guatemala, llevan consigo la riqueza biológica local intermitente que es explotada por los pescadores locales entre diciembre y febrero de cada año. La navegación aquí es menos riesgosa que en las vecindades del jet Papagayo, donde los mares en estos momentos son difíciles. .
VII. Conclusiones
Los vientos alisios estacionales llevan a la formación periódica de los jets oceánicas de Tehuantepec, Papagayo y Panamá. Los remolinos que se forman a consecuencia de estos se extienden mar adentro y dominan la dinámica costera de la superficie en el Pacífico Oriental Tropical. Los datos del satélite de color del mar son una herramienta única para demostrar cómo estos remolinos transfieren energía y componentes biológicos a las costas del Pacífico Tropical, que de otro modo permanecerían oligotrófico.
Los resultados conducen a una serie de preguntas:
¿Cuál es el destino de los remolinos tehuanos cuando se acercan a la región de surgencia Papagayo?
Los ciclones papagayos interactúan con el CRTD. Esto mejora la domización de aguas ricas en nutrientes llevando aún más enriquecimiento biológico a las aguas superficiales.
El transporte de agua oceánica por los remolinos tehuanos, de la región de la génesis hacia Guatemala, llevan consigo la riqueza biológica local intermitente que es explotada por los pescadores locales entre diciembre y febrero de cada año. La navegación aquí es menos riesgosa que en las vecindades del jet Papagayo, donde los mares en estos momentos son difíciles. .
VII. Conclusiones
Los vientos alisios estacionales llevan a la formación periódica de los jets oceánicas de Tehuantepec, Papagayo y Panamá. Los remolinos que se forman a consecuencia de estos se extienden mar adentro y dominan la dinámica costera de la superficie en el Pacífico Oriental Tropical. Los datos del satélite de color del mar son una herramienta única para demostrar cómo estos remolinos transfieren energía y componentes biológicos a las costas del Pacífico Tropical, que de otro modo permanecerían oligotrófico.
Los resultados conducen a una serie de preguntas:
¿Cuál es el destino de los remolinos tehuanos cuando se acercan a la región de surgencia Papagayo?
¿Tiene este
proceso la energía suficiente para formar nuevas estructuras ciclónicas en el Papagayo?
¿Cuál es la interacción entre dichos ciclones y anticiclones?
¿Cuál es la profundidad típica, el transporte y la vida de estos remolinos?
¿Cuál es la contribución de los remolinos al comportamiento de las grandes corrientes regionales: CCCR, NEC y NECC?
¿Cuál es el destino final de los remolinos panameños?
¿Cuál es la interacción entre dichos ciclones y anticiclones?
¿Cuál es la profundidad típica, el transporte y la vida de estos remolinos?
¿Cuál es la contribución de los remolinos al comportamiento de las grandes corrientes regionales: CCCR, NEC y NECC?
¿Cuál es el destino final de los remolinos panameños?
Agradecimientos.
Agradezco los comentarios de Dr. Mark Luther, el Dr. Robert Weisberg y los revisores anónimos. El procesamiento de los datos se llevó a cabo en gran medida en el entorno de software "dsp", desarrollado en RSMAS, Universidad de Miami, e implementado en la Universidad del Sur de Florida. Damos las gracias a Gene Feldman en el Centro de Vuelos Espaciales Goddard (NASA, en Greenbelt, Maryland), para proporcionar los datos para el archivo de CZCS, y Elizabeth Smith y Rubby Lassanyi (NODS / NASA / JPL) de proporcionar los datos para el archivo de AVHRR. Los análisis post-procesamiento y finales se llevaron a cabo utilizando el software desarrollado en la Universidad del Sur de Florida. Este trabajo fue apoyado por Costa Rica CONICIT y la Universidad Nacional en Heredia, por la Universidad del Sur de Florida en San Petersburgo y de la Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio en virtud de concesión NAGW-678.
Agradezco los comentarios de Dr. Mark Luther, el Dr. Robert Weisberg y los revisores anónimos. El procesamiento de los datos se llevó a cabo en gran medida en el entorno de software "dsp", desarrollado en RSMAS, Universidad de Miami, e implementado en la Universidad del Sur de Florida. Damos las gracias a Gene Feldman en el Centro de Vuelos Espaciales Goddard (NASA, en Greenbelt, Maryland), para proporcionar los datos para el archivo de CZCS, y Elizabeth Smith y Rubby Lassanyi (NODS / NASA / JPL) de proporcionar los datos para el archivo de AVHRR. Los análisis post-procesamiento y finales se llevaron a cabo utilizando el software desarrollado en la Universidad del Sur de Florida. Este trabajo fue apoyado por Costa Rica CONICIT y la Universidad Nacional en Heredia, por la Universidad del Sur de Florida en San Petersburgo y de la Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio en virtud de concesión NAGW-678.
TABLAS DE VALORES de
la publicación original.
Algunos términos no
se han traducido intencionalmente.
TABLA 1. ITCZ. Posiciones mensuales extremas entre los meridianos 78 a 90 W,
para el período 1978-1987. La información se ha derivado de la
base de datos COADS, a través de una
estimación visual del campo de viento.
|
Year
|
Meridional Position
|
Northern Position
|
|
1978
|
January-February
(04N)
|
June-July (11N)
|
|
1979
|
January-February
(05N)
|
June-October
(12N)
|
|
1980
|
February-March
(03N)
|
September
(12N)
|
|
1981
|
January
(05N)
|
June (11N)
|
|
1982
|
February
(05N)
|
June-August
(11N)
|
|
1983 ( ENSO year)
|
February
(Ecuator)
|
June (08N)
|
|
1984
|
March
(02N)
|
September
(10N)
|
|
1985
|
March
(02N)
|
September-October
(10N)
|
|
1986
|
March (03N)
|
July-September
(09N)
|
|
1987 (ENSO year)
|
February-March
(Ecuator)
|
September-October
(09N)
|
TABLA 2.
Cronología de los remolinos y sus características morfológicas. Temporada
1979/80. Se identificaron 28 remolinos diferentes: 9 tehuanos (T), 12 papagayos
(Y) y 7 panameñas (P), de la siguiente manera:
|
Eddy Name
|
Persistence
month week
|
Center Position
latitude longitude
North West
|
Shape
|
Diameter
km
|
Stage
|
Phase Velocity
Direction Speed azimutal cm/s
|
Pigment Concentration
Center/Border dist.
mg/lt km
|
|||||
|
79ALE41T-
|
Sep.4th-Oct.4th
|
11.7
|
101.0
|
E-SW
|
189-216-225
|
|
236
|
16
|
0.85/0.24
|
135
|
||
|
79ANDRES1-
|
Sep.4th-Oct.2th
|
11.4
|
90.2
|
Circ.
|
194-283
|
|
255
|
17
|
0.21/0.28
|
128
|
||
|
79CRISTY2T+
|
Oct.2th-Nov.2th
|
13.9
|
94.2
|
E
|
118-176
|
|
123
|
15
|
0.18/20.1
|
109
|
||
|
79ELADIO3T-
|
Oct.4th-Dec.4th
|
12.8
|
100.4
|
Circ.
|
150-184-344
|
|
257
|
14
|
0.30
|
0.13
|
||
|
79EVA4T+
|
Oct.4th-Dec.4th
|
12.1
|
87.4
|
E-E
|
95-111-115
|
juvenile
|
|
|
0.17
|
0.50
|
||
|
79FLORA5T+
|
Nov.3th
|
15.0
|
95.7
|
|
110
|
juvenile
|
|
|
|
|
||
|
79JOSEFA6T+
|
Dec.1th
|
12.6
|
93.4
|
|
|
embryo
|
|
|
0.46/0.19
|
108
|
||
|
79FEDE2Y-
|
Dec.4th-Mar.1th
|
11.3
|
88.8
|
E-W
|
339-383
|
|
266
|
13
|
0.30/0.59
|
173
|
||
|
80FRANK7T-
|
Jan.2th-Mar.3th
|
11.3
|
100.0
|
E-NW
|
247-328
|
|
242
|
18
|
0.18/0.10
|
160
|
||
|
80HERSCHEL8T-
|
Jan.4th
|
14.4
|
98.1
|
E
|
186
|
juvenile
|
|
|
0.21/0.09
|
104
|
||
|
80LINDA9T+
|
Feb.2th
|
13.8
|
92.9
|
E
|
500
|
|
|
|
0.18/0.10
|
16
|
||
|
080MARIA10T+
|
Feb.2th
|
12.6
|
89.0
|
E-E
|
330
|
|
|
|
0.13/0.55
|
70
|
||
|
80JORGE3Y-
|
Feb.2th-Mar.3th
|
10.0
|
90.3
|
Circ.
|
100-374
|
|
241-202
|
14-19
|
0.07/0.11
|
187
|
||
|
80JOSE4Y-
|
Feb.2th
|
10.1
|
95.7
|
Circ.
|
403
|
|
|
|
0.20/0.32
|
207
|
||
|
80PABLO5Y-
|
Feb.3th
|
11.5
|
89.5
|
Circ.
|
20-308
|
|
270
|
21
|
0.08/0.24
|
180
|
||
|
80RICARDO6Y-
|
Mar.1th-Apr.2th
|
10.5
|
90.6
|
E-N
|
120-110-
254/174
|
|
324-292-324
|
........-912
|
0.04/0.53
|
142
|
||
|
80ROSA11Y+
|
Mar.2th-Apr.3th
|
13.0
|
92.8
|
E
|
300
|
|
|
|
0.09/0.25
|
150
|
||
|
80MANUEL8T-
|
Mar.1th-Apr.3th
|
14.7
|
95.9
|
E
|
250
|
|
258
|
16
|
0.25/0.05
|
128
|
||
|
79LAURA7Y+
|
Dec.1th-Dec.3th
|
8.4
|
90.2
|
Circ.
|
492-517
|
|
230
|
4
|
0.27/0.07
|
241
|
||
|
80LAURA7Y+9
|
Jan.1th
|
8.4
|
91.1
|
Circ.
|
875-1200
|
|
225
|
|
|
|
||
|
80MARTA8Y+
|
Mar.1th
|
8.9
|
88.0
|
|
280
|
|
|
|
0.21/0.14
|
126
|
||
|
80SANDRA9Y+
|
Mar. 1th
|
8.2
|
92.6
|
Circ.
|
550-1400
|
|
237
|
|
|
|
||
|
79FUGAZ1P-
|
Dec.3th
|
5.5
|
85.4
|
Circ.
|
657
|
|
|
|
0.04/0.04
|
338
|
||
|
79GUARO2P-
|
Dec.3th
|
6.9
|
79.0
|
Circ.
|
240-269
|
|
|
|
0.12/0.49
|
84
|
||
|
80LOCO3P-
|
Jan.3th-Mar.2th
|
2.6
|
85.1
|
E-NW
|
311/195 -339
|
|
247-208
|
|
0.09/0.12
|
104
|
||
|
80POLLERA4P-
|
Feb.2th-Feb.3th
|
5.6
|
82.6
|
|
|
|
376
|
...........
|
209
|
17
|
||
|
80RAPIDO5P-
|
Feb.3th
|
4.3
|
89.2
|
|
276
|
|
|
|
|
|
||
|
80SALSA6P-
|
Mar.2th-Mar.3th
|
1.1
|
96.8
|
|
|
|
360
|
|
252
|
39
|
||
|
80TIBAS7P-
|
Mar.4th
|
1.8
|
98.4
|
E-NW
|
375
|
|
|
|
|
|
||
Comentarios: en las Tablas 2, 3 y 4 ,
utilizamos las siguientes convenciones:
Nombre remolino: NNAAAAXNS :
NN : corresponde al año ,
AAAA : la primera letra siguiendo el orden alfabético define el nombre ,
AAAA : nombres femeninos hispanos son para los giros ciclónicos . Los Nombres masculinos son para anticiclónica. Otros nombres se utilizan anillos panameños. Utilizamos los mismos nombres de pedido para otros remolinos temporada,
X: " T" significa de tehuanos remolinos, "Y" significa de Papagayo, y " P" significa eddy panameña,
N: este número representa un número secuencial para que los familiares de los anillos,
S cartel: " +" para ciclónica, "-" para anticiclónica
Persistencia: corresponde a la semana del mes en el que era posible verlo.
Centro Posición: corresponde a la posición central final del remolino.
Forma: la forma del anillo. E: elipse (con indicación a veces de la orientación del eje largo), Circ. : Circular.
Diámetro: dos o más números se corresponden con diámetros variables durante la vida del anillo.
Etapa: es una indicación de la madurez del remolino, teniendo en cuenta su posición desde el chorro fuente y el color de la superficie del agua circundante.
Velocidad de fase: corresponde a la dirección de la traducción y de la velocidad del giro, que se estima entre las imágenes secuenciales.
Pigmento Concentración: da variaciones de pigmentos aproximadas en el espacio con el rango de valores entre el centro y las fronteras, y la distancia sobre la cual este rango en el que se observaron gradientes.
Nombre remolino: NNAAAAXNS :
NN : corresponde al año ,
AAAA : la primera letra siguiendo el orden alfabético define el nombre ,
AAAA : nombres femeninos hispanos son para los giros ciclónicos . Los Nombres masculinos son para anticiclónica. Otros nombres se utilizan anillos panameños. Utilizamos los mismos nombres de pedido para otros remolinos temporada,
X: " T" significa de tehuanos remolinos, "Y" significa de Papagayo, y " P" significa eddy panameña,
N: este número representa un número secuencial para que los familiares de los anillos,
S cartel: " +" para ciclónica, "-" para anticiclónica
Persistencia: corresponde a la semana del mes en el que era posible verlo.
Centro Posición: corresponde a la posición central final del remolino.
Forma: la forma del anillo. E: elipse (con indicación a veces de la orientación del eje largo), Circ. : Circular.
Diámetro: dos o más números se corresponden con diámetros variables durante la vida del anillo.
Etapa: es una indicación de la madurez del remolino, teniendo en cuenta su posición desde el chorro fuente y el color de la superficie del agua circundante.
Velocidad de fase: corresponde a la dirección de la traducción y de la velocidad del giro, que se estima entre las imágenes secuenciales.
Pigmento Concentración: da variaciones de pigmentos aproximadas en el espacio con el rango de valores entre el centro y las fronteras, y la distancia sobre la cual este rango en el que se observaron gradientes.
TABLA 3. Lista cronológica de los
remolinos y sus características morfológicas.
Temporada 1984/85. Se identificaron 13 giros diferentes: 6 tehuanos,
6 papagayos y
1 panameño.
|
Eddy Name
|
Persistence
month week
|
Center Position
latitude longitude
North West
|
Diameter
km
|
Stage
|
Phase Velocity
Direction Speed
azimutal cm/s
|
Pigment Concentration
Border/Center Dist.
mg/lt. km
|
|||||||
|
84ALE1T-
|
Nov.1th-Nov.4th
|
14.2
|
96.6
|
125-195-234
|
|
237
|
9
|
0.24/0.44
|
121
|
||||
|
84ANDRES1Y-
|
Nov.2th-Nov.4th
|
10.3
|
95.9
|
225-200
|
|
266
|
14
|
0.16/0.20
|
103
|
||||
|
84ELADIO2Y-
|
Nov.2th-Dec.4th
|
9.7
|
92.8
|
258-230-227
|
|
247
|
12
|
0.23/0.72
|
133
|
||||
|
84FEDE3Y-
|
Nov.2th-Mar.1th
|
11.8
|
92.3
|
198-185-267-400
|
|
258
|
9
|
0.15/0.22
|
200
|
||||
|
84FRANK2T-
|
Nov.4th-
|
12.6
|
99.0
|
200
|
mature
|
|
|
|
|
||||
|
84CRISTY3T+
|
Nov.4th
|
13.5
|
93.7
|
180
|
juvenile
|
|
|
|
|
||||
|
84EVA4T+
|
Nov.4th
|
15.5
|
94.8
|
|
embryo
|
|
|
|
|
||||
|
84HERSCHEL4Y-
|
Dec.4th-Mar.1th
|
11.4
|
92.4
|
128-321-333
|
|
233
|
16
|
0.20/2.51
|
194
|
||||
|
85JORGE5T-
|
Jan.4th-Mar.1th
|
11.8
|
91.9
|
228-374
|
|
293
|
21
|
0.34/0.08
|
188
|
||||
|
85FLORA6T+
|
Apr.1th
|
13.2
|
95.1
|
290
|
juvenile
|
|
|
0.27/0.08
|
|
||||
|
85JOSE5Y-
|
Apr.3th
|
10.6
|
90.1
|
295
|
mature
|
|
|
0.65/4.13
|
62
|
||||
|
85PABLO6Y-
|
Apr.3th
|
9.6
|
91.8
|
220
|
mature
|
|
|
1.44/0.65
|
108
|
||||
|
85FUGAZ1P-
|
Jan.3th
|
1.0
|
99.4
|
265
|
mature
|
|
|
|
|
||||
|
85MILAGRO2P+
|
Mar. 2nd-Apr. 3rd
|
0.6
|
87.0
|
220-270
|
|
220-270
|
33
|
|
|
||||
TABLA 4. Lista cronología de los
remolinos y sus características morfológicas.
Temporada 1985/86. Se identificaron 12 diferentes
remolinos: 4 tehuanos,
7 papagayos y
1 panameño, de la siguiente manera:
|
Eddy Name
|
Persistence
month week
|
Center Position
latitude longitude
North West
|
Eddy Shape
|
Diameter
(km)
|
Stage
|
Phase Velocity
Direction speed
azimutal cm/s
|
Pigment Concentration
Cent/Border Dist.
mg/lt. km
|
Temperature Variation
Center/Border
(°C)
|
||||
|
85ALE1T-
|
Dec.4th-Jan.3th
|
14.4
|
98.1
|
|
281
|
|
272
|
16
|
0.26/0.70
|
143
|
28.1/27.9
|
|
|
85CRISTY2T+
|
Dec.4th-Jan.2th
|
13.7
|
92.3
|
|
247
|
static
|
0.
|
0
|
0.08/0.20
|
80
|
22.5/25.1
|
|
|
85ANDRES3T-
|
Dec.4th-Feb.1th
|
13.9
|
98.6
|
E-N
|
319-127
|
|
267
|
19
|
0.04/0.04
|
226
|
22.1/27.3
|
|
|
85ELADIO1Y-
|
Dec.4th-Jan.3th
|
9.4
|
92.9
|
|
220
|
mature
|
|
|
0.15/0.44
|
106
|
27.3/26.9
|
|
|
85FEDE2Y-
|
Dec.4th-Jan.3th
|
11.3
|
91.5
|
Circ.
|
272
|
mature
|
|
|
0.22/0.38
|
130
|
26.1/23.9
|
|
|
85FRANK3Y-
|
Dec.4th-Feb.1th
|
12.4
|
92.6
|
Circ.
|
207-290
|
|
262
|
21
|
0.04/0.04
|
145
|
29.9/29.5
|
|
|
86HERSCHEL4Y-
|
Jan.2th-Feb.1th
|
10.3
|
92.0
|
Circ.
|
204-384-354
|
|
277
|
16
|
0.28/0.12
|
208
|
28.9/26.3
|
|
|
86JORGE5Y-
|
Jan.2th-Jan.3th
|
9.8
|
88.3
|
Circ.
|
300
|
mature
|
|
|
0.09/0.29
|
147
|
25.3/27.1
|
|
|
86JOSE4T-
|
Feb.1th-Mar.2th
|
14.7
|
95.6
|
E-N
|
230/186
|
juvenile
|
|
|
|
|
28.1/28.3
|
|
|
86EVA6Y+
|
Jan.2th
|
10.2
|
89.4
|
|
135
|
embryo
|
|
|
|
|
20.9/21.1
|
|
|
86FUGAZ1P-
|
Feb.1th
|
3.0
|
86.3
|
E-NE
|
229
|
mature
|
|
|
|
|
|
|
|
86FLORA7Y+
|
Feb.4th
|
10.5
|
86.7
|
|
200
|
juvenile
|
|
6
|
0.30/0.49
|
103
|
|
|
TABLA 5. Características medias de los anillos del Pacífico tropical oriental (de los cuadros 2, 3,
4).
|
Eddy Family
and Type
|
Diameter
km
|
Velocity
Direction
Speed
azimuth
cm/s
|
Zonal Position
North lat.
|
Deepest Layer
m
|
Swirl Speed
cm/s
|
Gyre Period
days
|
||
|
Tehuano anticyclonic
|
290
|
254
|
18
|
13
|
---
|
---
|
---
|
|
|
Tehuano cyclonic
|
360
|
117
|
15
|
13
|
---
|
---
|
---
|
|
|
Papagayo anticyclonic
|
350
|
257
|
19
|
10
|
1001
|
70
|
18
|
|
|
Papagayo cyclonic
|
270
|
230
|
---
|
10
|
7002
|
25
|
39
|
|
|
Panamenian anticyclonic
|
380
|
233
|
21
|
4
|
---
|
---
|
---
|
|
|
Panamenian cyclonic
|
---
|
220-270
|
30
|
4-0
|
---
|
---
|
---
|
|
(1) :
from McCreary et al (1989)
(2) : from Wyrtki (1964)
TABLA 6. Características de los meandros
|
Eddy Name
|
Position
latitude
longitude
North West
|
Fitoplankton Concentration
maximum
minimum
mg/m3
|
Average Diameter
km
|
Persistence
weeks
|
Date
month week
|
||
|
EVA80
|
13.9
|
92.1
|
0.3
|
0.1
|
111
|
1
|
Oct. 4th
|
|
JOSEFA80
|
12.6
|
93.4
|
0.7
|
0.5
|
217
|
3
|
Dec. 1st
|
|
FEDE80
|
9.7
|
88.7
|
1.6
|
0.5
|
316
|
1
|
Dec. 4th
|
|
EVA86
|
11.7
|
88.7
|
1.6
|
1.4
|
83
|
1
|
Jan. 2nd
|
TABLA 7. Comportamiento del Domo Térmico Costa Rica por un
período representativo (1984-1985) a partir de observaciones de satélite AVHRR.
|
Date
month-week
|
Center Position
Latitude Longitude
North West
|
Horizontal Thermal
Gradient
T. Center T.
Border Length Gradient
°C °C km °C/km
|
Relative Displacement
distance angle
km azimuth
|
Shape
(2)
|
Axis Length
km
|
|||||||||||
|
Aug. 2nd
|
8.3
|
89.0
|
25.1
|
25.9
|
160
|
0.005
|
---
|
---
|
AM
|
320
|
||||||
|
Aug. 4th
|
8.3
|
89.0
|
25.5
|
25.9
|
165
|
0.002
|
0
|
0
|
Circ.
|
330
|
||||||
|
Set. 1st
|
7.1
|
88.9
|
24.3
|
25.5
|
203
|
0.006
|
143
|
174
|
E-NS
|
491/265
|
||||||
|
Set. 2nd
|
6.6
|
87.8
|
24.9
|
26.1
|
256
|
0.005
|
140
|
123
|
E-SE
|
422/3493
|
||||||
|
Set. 4th
|
disappeared
|
|
|
|
|
---
|
---
|
|
|
|||||||
|
Oct. 1st
|
7.8
|
88.7
|
24.7
|
25.3
|
65
|
0.009
|
----
|
---
|
Circ.
|
120
|
||||||
|
Oct. 2-3rd
|
disappeared
|
|
|
|
|
---
|
---
|
|
|
|||||||
|
Oct. 4th
|
9.1
|
88.0
|
25.5
|
26.1
|
58
|
0.010
|
---
|
---
|
Circ.
|
120
|
||||||
|
Oct.4th Nov.1th
|
disappeared
|
|
|
|
|
---
|
---
|
|
|
|||||||
|
Nov. 1st
|
9.1
|
88.0
|
23.7
|
26.5
|
174
|
0.016
|
---
|
---
|
AM
|
454
|
||||||
|
Nov. 2nd
|
9.1
|
88.0
|
24.5
|
25.9
|
96
|
0.015
|
0
|
0
|
AM
|
30
|
||||||
|
Nov. 4th
|
disappeared
|
|
|
|
|
---
|
---
|
|
|
|||||||
|
Dec. 1st
|
9.3
|
88.5
|
21.5
|
26.5
|
235
|
0.021
|
---
|
---
|
E-NE
|
634/337
|
||||||
|
Dec. 2nd
|
9.3
|
88.7
|
22.3
|
27.3
|
261
|
0.019
|
180
|
308
|
E-NE
|
717/362
|
||||||
|
Dec. 3rd
|
9.7
|
88.0
|
21.0
|
27.3
|
174
|
0.036
|
87
|
47
|
E-NE
|
736/411
|
||||||
|
Dec. 3rd
Dec. 4th
|
10.0
|
88.6
|
20.7
|
26.7
|
200
|
0.030
|
83
|
309
|
E-NE
|
669/379
|
||||||
|
Dec. 4th
Jan. 1st
|
10.0
|
88.6
|
21.1
|
26.5
|
207
|
0.026
|
0
|
0
|
E-NE
|
962/378
|
||||||
|
Jan. 2nd
May. 3rd
|
dispersion by eddies
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
|
Jun.-Jul.
|
warm environment
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||
|
Aug. 1st
|
appear surface cold waters
in dome area : begin the surface ridging process
|
|||||||||||||||
Notas:
1: corresponde al desplazamiento de la frontera
2: corresponde a la forma general de cúpula, Circ. : Significa circular, E: significa elipsoidal, AM: significa amorfo
3: cuando dos números aparecen en la columna de la longitud del eje, la primera se entiende el eje de la elipse más grandes
TABLA 8. Curvilíneas características frentes ondas.
8.A. TABLA. Fecha: Marzo segunda semana de 1980 la posición aproximada del centro:. 8,0 N, 92.8 W
1: corresponde al desplazamiento de la frontera
2: corresponde a la forma general de cúpula, Circ. : Significa circular, E: significa elipsoidal, AM: significa amorfo
3: cuando dos números aparecen en la columna de la longitud del eje, la primera se entiende el eje de la elipse más grandes
TABLA 8. Curvilíneas características frentes ondas.
8.A. TABLA. Fecha: Marzo segunda semana de 1980 la posición aproximada del centro:. 8,0 N, 92.8 W
|
Front
|
Length Scale
(km)
|
Next Front Separation
km
|
Left Slope
deg.
|
Right Slope
deg.
|
|
1 Th.
|
684
|
----
|
-51
|
51
|
|
2 Th.
|
244
|
60
|
-46
|
60
|
|
3 Th.
|
1534
|
97
|
-49
|
55
|
Comentario: El análisis de la
segunda frontal, usando
dos imágenes diarias separar 5 días, permite
la medición de la
velocidad frontal. Resultando
que la igualdad en
la dirección zonal y meridional (9
cm / s = 8 km /
día), o con una
velocidad de fase de 12 cm / s.
8.B.TABLA: Marzo tercera semana de 1984 la
posición aproximada del centro:. 6,0
N, 90.5 W.
|
Front
|
Length Scale
km
|
Next front separation
km
|
Left Slope
deg.
|
Right Slope
deg.
|
|
1 Th.
|
-----
|
-----
|
-32
|
36
|
|
2 Th.
|
1640
|
-----
|
-27
|
35
|
TABLA 8.C. Date: Marzo primera semana. 1985 (see Fig. 9). Position:
96.2 W, 6.0 N
|
Front
|
Length Scale
km
|
Next Front Separation
km
|
Left Slope
deg.
|
Right Slope
deg.
|
|
1
|
695
|
|
-62
|
67
|
|
2
|
1033
|
227
|
-55
|
55
|
Notas:
Pendiente: el ángulo tendido entre una la línea tangencial real paralelo y al frente de onda. Se trata de "correcto" para los ángulos positivos.
Escala de longitud: la distancia entre dos puntos a lo largo de la parte frontal, que están en los extremos de ese frente.
Siguiente separación frontal: la distancia entre este y el próximo separación frontal, a lo largo de la misma línea de lo normal.
Pendiente: el ángulo tendido entre una la línea tangencial real paralelo y al frente de onda. Se trata de "correcto" para los ángulos positivos.
Escala de longitud: la distancia entre dos puntos a lo largo de la parte frontal, que están en los extremos de ese frente.
Siguiente separación frontal: la distancia entre este y el próximo separación frontal, a lo largo de la misma línea de lo normal.
Figuras. Ya que las originales estaban en formato de papel,
hemos tenido que recurrir a un escaneo de la publicación original. Y algunas de
reciente creación.
Figura. 1. Principales características topográficas
continentales y perfil inferior de Mesoamérica (MAPP). Las fronteras
continentales y políticos se han
dibujado en blanco. Los tonos oscuros representan mínimos inferiores continentales
y marinas. Brillante Intensivos representa elevaciones continentales superiores a 300 m. Los grises más claros significan mayores profundidades. Jets han sido representados por flechas que indican la dirección media del
invierno del hemisferio sur. La
trinchera Mesoamericana corre a
lo largo de la costa del Pacífico
centroamericano. La posición del Domo ha sido encerrada por una elipse de 300 kilómetros
de diámetro, alrededor de las coordenadas 9 N,
89 W.
Figura. 2. Cobertura temporal lograda con los CZCS sobre el Océano Pacífico oriental tropical para el período 1978-1986. En la escala horizontal se muestra el mes. En la escala vertical de la frecuencia de imágenes del CZCS.
Figura. 3. Velocidad
del viento superficial para el período 1968-1987, en cinco
localidades a lo largo de la
cinta zonal situada entre 10 N
y 12 N, cerca del jet Papagayo. Datos fueron reportados
por buques de oportunidad correspondientes
a los promedios mensuales de
2 °x2 ° de la zona COADS. Las
velocidades corresponden a una
función cuadrática con el fin de diferenciar la
serie.
(a) Latitude 11 N, longitud 81 W, Mar Caribe
(b) Latitud 11 N, longitud 83 W, Mar Caribe
(c) Latitud 11 N, longitud 85 W, región de Papagayo (Océano Pacífico)
(d) Latitud 11 N, longitud 87 W, región de Papagayo lado oeste (Océano Pacífico)
(e) Latitud 11 N, longitud 89 W, lado norte región térmica Dome (Océano Pacífico)
(a) Latitude 11 N, longitud 81 W, Mar Caribe
(b) Latitud 11 N, longitud 83 W, Mar Caribe
(c) Latitud 11 N, longitud 85 W, región de Papagayo (Océano Pacífico)
(d) Latitud 11 N, longitud 87 W, región de Papagayo lado oeste (Océano Pacífico)
(e) Latitud 11 N, longitud 89 W, lado norte región térmica Dome (Océano Pacífico)
Figura. 4. Chorro de viento Tehuantepec, Pagapayo y Panamá para el período 1978-1987. Los datos han sido comunicados por buques de oportunidad y los valores promedio mensuales en un área de 2 °x2 ° (COADS). Las líneas continuas, punteadas y discontinuas corresponden a los jets Tehuantepec, Papagayo y Panamá.
Figura. 5. Una serie semanal compuesta de valores diarios de concentración de pigmento en el Pacífico Tropical Oriental (segunda semana de febrero de 1980), desde el sensor CZCS. Las concentraciones
se codifican por colores [mg m-3], de púrpura y azul que representa las concentraciones de pigmentos bajos y una mayor
concentración de color rojo y amarillo. La tierra fue enmascarada de negro, la costa enmascarado verde, y las nubes y los datos que faltan, negro.
De norte a sur los remolinos son: 80FRANK7T-, 80LINDA9T +, 80MARIA10T +, 80JORGE3Y-, 79FEDE2Y-, 80JOSE4Y-, 80SANDRA9Y +, 80POLLERA4P-, 80RAPIDO5P-.
La cúpula térmica se muestra en su posición más común (9 N, 89 W), rodeado por un círculo blanco, 300km de diámetro. La boya NOAA num.2218 se indica en color blanco, de acuerdo con Hansen y Mutilar, 1991. La posición de boya en 11.4 N, 87.5 W corresponde a su trayectoria en un curso NW.
De norte a sur los remolinos son: 80FRANK7T-, 80LINDA9T +, 80MARIA10T +, 80JORGE3Y-, 79FEDE2Y-, 80JOSE4Y-, 80SANDRA9Y +, 80POLLERA4P-, 80RAPIDO5P-.
La cúpula térmica se muestra en su posición más común (9 N, 89 W), rodeado por un círculo blanco, 300km de diámetro. La boya NOAA num.2218 se indica en color blanco, de acuerdo con Hansen y Mutilar, 1991. La posición de boya en 11.4 N, 87.5 W corresponde a su trayectoria en un curso NW.
Figura 6 a, b. Dos imágenes de satélite diarias de SST para el Pacífico Tropical Oriental, desde el sensor AVHRR. La temperatura (°C) fue codificada así: rojos representan altas temperaturas (27-30 °C), amarillo 26-27 °C, verde 25-26°C y azules 23-25 °C. La tierra fue enmascarada negro, la línea de costa enmascarada blanca y las nubes y los datos que faltan, negros.
Estos datos AVHRR muestran un giro ciclónico con aguas frías en el 06 de marzo y 16 de abril, 1985 (hay un error en la fecha en la fotografía), que se mueve sobre 1.180 kilómetros desde el Golfo de Panamá hasta las Islas Galápagos (0.66 S, 87.00 W). La velocidad de traslado fue de 30 cm/s en un ángulo azimutal de 220 grados. Identificamos esto como 85MILAGRO2P + (Tabla 3). Al llegar a la zona ecuatorial, siguió una trayectoria que lo llevó a las Galápagos (270°azimutal). Su trayectoria pone 1-2 grados al sur de la trayectoria seguida por los anticiclones de la misma familia.
Estos datos AVHRR muestran un giro ciclónico con aguas frías en el 06 de marzo y 16 de abril, 1985 (hay un error en la fecha en la fotografía), que se mueve sobre 1.180 kilómetros desde el Golfo de Panamá hasta las Islas Galápagos (0.66 S, 87.00 W). La velocidad de traslado fue de 30 cm/s en un ángulo azimutal de 220 grados. Identificamos esto como 85MILAGRO2P + (Tabla 3). Al llegar a la zona ecuatorial, siguió una trayectoria que lo llevó a las Galápagos (270°azimutal). Su trayectoria pone 1-2 grados al sur de la trayectoria seguida por los anticiclones de la misma familia.
Figura. 7. Series de imágenes compuestas de la concentración de pigmento durate la
segunda semana de marzo de 1980. Las concentraciones (mg m-3) fueron
codificadas según escala de colores. Púrpura y azul representan baja
concentración. Verde y rojo indican alta concentración. La tierra se rellenó de
color negro al igual que las áreas cubiertas por nubes.
Los siguientes remolinos se
muestran :
- En sentido antihorario 80FRANK7T - , 350 km de diámetro , centrado en 11.6 N, 98.8W ,
- En sentido antihorario 80MANUEL8T - , 175 km de diámetro , centrado en 14.9 N, 95.4 W ,
- 80ROSA11T sigue la trayectoria de las agujas del reloj + , fase emergente , centrada a 14.7 N, 93.5 W ,
- En sentido antihorario 79FEDE2Y - , centrada en 12,4 N, 93.2 W ,
- En sentido antihorario 80JORGE3Y - , centrada en el centro en 10,3 N, 88.3 W ,
- En sentido antihorario 80RICARDO6Y - , 375 km de diámetro , fase juvenil , centrado.
- 80SANDRA9Y agujas del reloj + , centrada a 88.9 N, 88.2 W.
- En el interior de la bahía de Panamá , 8,3 N, 79.2 W , se muestra un remolino emergente.
Los siguientes elementos han sido resaltados:
- El CRTD en su posición más común (9N, 89W), por un círculo 300 kilómetros de diámetro.
- La boya NOAA2212 (Hansen y Mutilar, 1991) por una trayectoria de color blanco que muestra su deriva. Durante la semana que se tomaron estas imágenes la boya se encuentra en las coordenadas 12.1 N, 91.2 W.
- Hacia el oeste la posición de dos frentes ondulatorios se han indicado con diámetros progresivamente creciente (ver Discusión).
- En sentido antihorario 80FRANK7T - , 350 km de diámetro , centrado en 11.6 N, 98.8W ,
- En sentido antihorario 80MANUEL8T - , 175 km de diámetro , centrado en 14.9 N, 95.4 W ,
- 80ROSA11T sigue la trayectoria de las agujas del reloj + , fase emergente , centrada a 14.7 N, 93.5 W ,
- En sentido antihorario 79FEDE2Y - , centrada en 12,4 N, 93.2 W ,
- En sentido antihorario 80JORGE3Y - , centrada en el centro en 10,3 N, 88.3 W ,
- En sentido antihorario 80RICARDO6Y - , 375 km de diámetro , fase juvenil , centrado.
- 80SANDRA9Y agujas del reloj + , centrada a 88.9 N, 88.2 W.
- En el interior de la bahía de Panamá , 8,3 N, 79.2 W , se muestra un remolino emergente.
Los siguientes elementos han sido resaltados:
- El CRTD en su posición más común (9N, 89W), por un círculo 300 kilómetros de diámetro.
- La boya NOAA2212 (Hansen y Mutilar, 1991) por una trayectoria de color blanco que muestra su deriva. Durante la semana que se tomaron estas imágenes la boya se encuentra en las coordenadas 12.1 N, 91.2 W.
- Hacia el oeste la posición de dos frentes ondulatorios se han indicado con diámetros progresivamente creciente (ver Discusión).
Figura 8. Perfil vertical de temperatura cercana a la línea de costa (NOAA / NESDIS / NODC). La
curva de trazo continuo corresponde
a un período de surgencia frente
a Papagayo (10°17'N, 86° 55'W), el 28 de febrero de
1986 a las 23,8 horas de
tiempo local. La línea de puntos corresponde
a la misma región (11 ° 10'N, 88 ° 45'W), el 20 de noviembre de
1985 (11,8 h., Hora local). La línea
de puntos corresponde a una región cerca
de las aguas costeras de
Guatemala (13 ° 33'N, 93 ° 22'W), el
9 de mayo de 1986 (11,8 h., Hora local). La curva de puntos / discontinua corresponde al
chorro de viento Tehuantepec (14 ° 21'N, 95 ° 6'W), el
1 de enero de 1986, a
las 7 horas de tiempo local.
Figura. . 9 variación TSM en el área del jet Papagayo (a) y el Domo (b), para el período enero de 1978 a diciembre de 1987 Los datos han sido comunicados por buques de oportunidad y corresponden a promedios mensuales en área de 2°x2°(COADS). Los trazos horizontales en (a) corresponden
a las lagunas en la serie sustituido por el período de 20 años promedio.
Figura. 10. Imágenes de concentración de pigmento diarias en el Pacífico
tropical oriental del sensor CZCS. Las concentraciones se codificados por
colores [mg m- 3 ] , de púrpura y azul que representa las concentraciones de
pigmentos bajos y una mayor concentración de color rojo y amarillo, lo que
indica . La tierra fue enmascarado negro, la costa enmascarado verde, y las
nubes y los datos que faltan, negro.
Las imágenes reflejan la superposición de dos imágenes consecutivas, tomadas en menos de 24 horas, lo que permite resolver mejor los frentes débiles de fitoplancton, que muestra la emisión ondulatoria.
9a . 7-8 marzo 1980. Observe los pequeños frentes que cruzan las coordenadas 6 N, 94 W y 6 N, 98 W hacia NW y SE. Frentes Greener cruzan las coordenadas 6 N , 92 W y 8N , 88-82 W , con una radio más pequeña que describe un círculo progresivo hacia el Sur.
9b . 14-15 marzo 1984. Éstos aparecen como extensiones del este de los formadores.
9c . 2-3 marzo, 1985. Note los frentes concéntricos que cruzan las coordenadas 6 N , 97W y 6,5 N, 92 W , moviéndose hacia el sur. A uno más verde se localiza en 7 N, 86 W.
Las imágenes reflejan la superposición de dos imágenes consecutivas, tomadas en menos de 24 horas, lo que permite resolver mejor los frentes débiles de fitoplancton, que muestra la emisión ondulatoria.
9a . 7-8 marzo 1980. Observe los pequeños frentes que cruzan las coordenadas 6 N, 94 W y 6 N, 98 W hacia NW y SE. Frentes Greener cruzan las coordenadas 6 N , 92 W y 8N , 88-82 W , con una radio más pequeña que describe un círculo progresivo hacia el Sur.
9b . 14-15 marzo 1984. Éstos aparecen como extensiones del este de los formadores.
9c . 2-3 marzo, 1985. Note los frentes concéntricos que cruzan las coordenadas 6 N , 97W y 6,5 N, 92 W , moviéndose hacia el sur. A uno más verde se localiza en 7 N, 86 W.
Figura 11.a.b.Topografías geopotencial de la superficie del mar, y de los 50 -, 200 - y 300 - decibares superficie en relación con 1000 decibares durante Domo de Costa Rica de crucero, en metros dinámicos (de Wirtky de 1964, bajo su permiso). En nuestros criterios es la primera vez que un crucero
oceanográfico atrapada la interacción entre los anillos ciclónicos y anticiclónicos con CRTD. Estos datos se tomaron en noviembre y diciembre de 1959.
Figura 12. Imagen de satélite en la banda del infrarrojo,
posterior a la publicación aquí traducida de 1992. Capturada por la estación HRPT
de la UNA. Ilustra bien la radiación de ondas de Rossby desde el Domo Térmico.
Con una trayectoria de color amarillo se ilustra
camino de un remolino clónico del Tehuantepec. LAOCOS/UNA/1996.
Figura 13. Ilustra de forma general el régimen de corrientes a que
nos referimos en la publicación precedente.
Figura 14. Ilustra de forma esquemática y general,
la ubicación del origen y la trayectoria de los remolinos mesoamericanos.
REFERENCIAS
1. Barton,
E. D., et al. Supersquirt : Dynamics of the Gulf of Tehuantepec, Mexico. Oceanography, 6(1), 23-30, 1993.
2. Boyle,
E.A., et al., On the distribution of copper, nickel, and cadmium in the surface
waters of the North Atlantic and North Pacific oceans, J.
Geophys. Res., 86(C9),8048-8066, 1981.
3. Clarke,
A.J., Inertial wind path and sea surface temperature patterns near the Tropical
Eastern Pacific of Tehuantepec and Tropical Eastern Pacific of Papagayo, J. Geophys. Res., 93 (C12), 15491‑501,
1988.
4. Coen,
E., El Folklore Costarricense Relativo al Clima. Revista de la Universidad de Costa Rica. (35) 135-145, 1973.
5. Cromwell,
T., Thermocline Topography, horizontal currents and "ridging" in the
eastern tropical Pacific., Inter. Amer.
Trop. Tuna Comm. Bull. 3,
135-164, 1958.
6. Feldman,
G., N. Kuring, C. Ng, W. E. Esaias, C. McClain, J. Elrod, N. Maynard, D.
Endres, R. Evans, J. Brown, S. Walsh, M. Carle, and G. Podesta, Ocean color,
availability of the global data set, The
Oceanography Report, EOS, 70(23), p. 634, June 1989.
7. Fielder,
P.C., Physics and Biology of the Costa Rica Dome: Observations and Hypotheses. Draft, Apr., 1994.
8. Gordon,
H. R., D. K. Clark, J. W. Brown, O. B. Brown, R. H. Evans, and W. W.
Broenkow, Phytoplankton pigment concentrations in the Middle Atlantic Bight:
Comparison of ship determinations and CZCS estimates, Appl. Opt., 22, 20-35, 1983a.
9. Gordon,
H. R., J. W. Brown, O. B. Brown, R. H. Evans and D. K. Clark, Nimbus
7 CZCS: Reduction of its radiometric sensitivity with time, Appl. Opt., 22, 3929-3931, 1983b.
10. Gordon, H.
R., O. B. Brown, O. B. Brown, R. H. Evans and J. W. Brown, R.C.
Smith, K.S. Baker, and D.K. Clark, A semianalytic radiance model of ocean color, J. Geophys. Res., 93(D9), 10, 909-10,924,
1988.
11. Grandoso,
H., Montero de A., and V. Castro, Características de la Atmósfera Libre sobre
Costa Rica y sus Relaciones con la Precipitación. Informe Semestral. Instituto Geográfico
Nacional. San José Costa Rica, 1982.
12. Hansen,
D.V., and G.A. Maul, Anticyclonic current rings in the eastern Tropical Pacific
Ocean, J. Geophys. Res., 96(C4), 6965‑6979,
1991.
13. Hoffman,
E.E., A.J. Busalacchi, and J.J. O'Brien,
Wind generation of the Costa Rican Dome, Science, 214, 552-554, 1981.
14. Legeckis
R., Upwelling off the gulfs of Panama and Papagayo in the Tropical Pacific
during Mar. 1985, J. Geophys. Res.,
93(12), 15485‑489, 1988.
15. McClain,
E. P., W. G. Pichel, C. C. Walton, Z. Ahmad, and J. Sutton, Multi-channel
improvements to satellite-derived global sea-surface temperatures, Adv. Space Res., 2(6), 43-47, 1983.
16. McClain,
E.P., W.G. Pichel, and C.C. Walton, Comparative performance of AVHRR-based
multichannel sea surface temperature, J.
Geophys. Res., 90(C6),11, 587-601, 1985.
17. McCreary
J.P. Jr, H.S. Lee, and D.B. Enfield, The
response of the coastal ocean to strong offshore winds: with application to
circulations in the Gulfs of Tehuantepec and Papagayo, J. Mar. Res., 47(1), 81‑109,
1989.
18. Olson,
D.G.P. Podesta, R.H. Evans, and O.B. O'Brown, Temporal variation in the
separation of Brazil and Malvinas currents,
J. Geophys. Res., 35(12), 1971-1990, 1988.
19. Ramirez
P., Estudio Meteorológico de los Veranillos en Costa Rica. Nota de Investigación. no.5.
Instituto Meteorológico Nacional. San José, Costa Rica. 1983.
20. Rhinnes,
P.B., The dynamics of unsteady currents.
In The Sea: Ideas and Observations on Progress in the study of the Seas. 6:
Marine Modeling, E.D. Golberg et al, eds., Wiley, Interscience, New York,
pp189-318, 1977.
21. Roden,
G.I., On the wind-driven circulation in the Gulf of Tehuantepec and its effect
upon surface temperatures, Geofis. Int.,
1, 55-72, 1961.
22. Strong, A.
E., and E. P. McClain, Improved ocean surface temperatures from space,
Comparisons with drifting buoys, Bull.
Am. Meteor. Soc., 65(2), 138-142, 1984.
23. Stumpf
H.G., and R.V. Legeckis, Satellite observations of mesoscale eddy dynamics in
the Eastern Tropical Pacific Ocean, J.
Phys. Oceanogr., 7(5), 648‑658, 1977.
24. The Ring
Group, Gulf Stream Cold-Core Rings : their Physiscs, Chemistry, and Biology, Science, 212(4499), 1091-1100, 1981.
25. Umatani S,
and T. Yamagata, Response of the eastern tropical Pacific to meridional
migration of the ITCZ: The generation of
the Costa Rica Dome, J. Phys. Oceanogr.,
21(2), 346‑363, 1991 .
26. Voituriez
B., Les sous-courants équatoriaux nord et sud et la formation des dômes
thermiques tropicaux, Oceanol. Acta,
4 (4), 497‑506, 1981.
27. Walton, C.
C., Nonlinear multichannel algorithms for estimating sea surface temperature
with AVHRR satellite data, Jour. Appl.
Meteor., 27, 115-27, 1988.
28. Whyte WB,
Annual forcing of baroclinic long waves in the tropical North Pacific Ocean, J. Phys. Oceanogr., 7,50-61, 1977.
29. Wyrtki,
K., Upwelling in the Costa Rican Dome,
Fish. Bull., 63,355-335, 1964.
30. Wyrtki, K.
, Corrientes Superficiales del Oceano Pacifico Oriental Tropical, Boletin de la Comision Interamericana del
Atun Tropical, IX, 5, 1965.
31. Wyrtki,
K., L. Magaard, and J. Hager, Eddy Energy in the Oceans, J. Geophys. Res., , 81(15),
2641-2646, 1976.
32. Zárate
E. , Breve Caracterización de un Evento ENSO en Costa Rica y Acciones de
Pronóstico Durante la Epoca Lluviosa del Pacífico de 1990. Conferencia Técnica sobre El Niño y sus Implicaciones Climáticas.
Montevideo, Uruguay, 4-8 Diciembre 1990.
[1]
Traducción de la publicación: Quirós, G.E. y Frank Müller Karger. 1999. View of ring dynamics in the Nor-Eastern Tropical Pacific as seen in
CZCS and AVHRR imagery. Geofísica internacional. IPGH. México. Vol II. La investigación
se llevó a cabo en el año 1992 en la Universidad del Sur de Florida y en la
sede central de la NOAA en Washington D.C.
No hay comentarios:
Publicar un comentario