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PONTIFICIA UNIVERSIDAD CATÓLICA DE VALPARAÍSO
FACULTAD CIENCIAS DEL MAR Y GEOGRAFÍA
ESCUELA DE CIENCIAS DEL MAR
Impacto de los Niños Canónico y Modoki sobre las ondas
atrapadas a la costa en el Pacífico Sudoriental
Trabajo de titulación para optar al título de Oceanógrafo
Erika M. Sagardía
Valparaíso, 2015
ii
Comisión de Titulación
Profesor Guía: Dr. Samuel Hormazábal Fritz ________________________
Profesor Co-guía: Dr. Marcel Ramos Quezada ________________________
Profesor: M.Sc. Cristián Henríquez Pastene ________________________
iii
AUTORIZACIÓN DE USO
Al presentar este Trabajo de Titulación como último requisito para la obtención del
título de Oceanógrafo, autorizo a la biblioteca de la Escuela de Ciencias del Mar de la
Pontificia Universidad Católica de Valparaíso, para que disponga libremente de ella.
Autorizo además reproducciones parciales o totales de este documento sólo con fines
académicos.
_____________________________
Erika M. Sagardía
iv
DEDICATORIA
A mi madre Gladys, que con su sacrificio,
trabajo y apoyo, hizo posible que sea quien
soy hoy en día.
A Sebastián, quien ha estado conmigo
apoyándome en mis peores y mejores
momentos en todo este largo proceso.
v
AGRADECIMIENTOS
Quisiera agradecer a mi familia, amigos y especialmente a mi madre por brindarme
su incondicional apoyo durante mis años de estudios y en el desarrollo del presente trabajo.
A mi Profesor guía, Samuel Hormazábal, por sus críticas, sugerencias en el
desarrollo de este trabajo y por haberme brindado un espacio dentro de su equipo y su
oficina para trabajar en esta tesis.
A Marcel Ramos por sus críticas, sugerencias, y por su generosa entrega de
conocimientos, por recibirme tan amablemente durante mi período de práctica en
Coquimbo y también por ayudar a financiar parte de este trabajo de titulación a través del
Proyecto FONDECYT Regular N°1140845, titulado "Impact of the new flavor of El Niño
on the regional oceanic circulation off Chile: the oceanic teleconnection during El Niño
Modoki"
Al Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada (SHOA) por proporcionar
los datos de nivel del mar.
A Luis Valencia, Jairo Gutiérrez, Adrián Bustamante, Cristián Henríquez y a
quienes de alguna u otra manera colaboraron en el desarrollo de esta tesis.
vi
INDICE
Portada de presentación
Comisión de Titulación .............................................................................................. ii
Autorización de uso ................................................................................................... iii
Dedicatoria ................................................................................................................. iv
Agradecimientos ......................................................................................................... v
INDICE ...................................................................................................................... vi
RESUMEN .............................................................................................................. viii
ABSTRACT ............................................................................................................... x
INTRODUCCIÓN ...................................................................................................... 1
HIPÓTESIS ................................................................................................................ 5
OBJETIVOS ............................................................................................................... 5
Objetivo general ...................................................................................................... 5
Objetivos específicos .............................................................................................. 5
MATERIALES Y MÉTODOS ................................................................................... 6
Nivel del mar .......................................................................................................... 6
Vientos a lo largo de la costa .................................................................................. 7
Isoterma de 20°C .................................................................................................... 7
Forzamiento local y remoto .................................................................................... 8
Años EL Niño y El Niño Modoki ........................................................................... 8
RESULTADOS ........................................................................................................ 10
Nivel del Mar ........................................................................................................ 10
vii
Vientos a lo largo de la costa ................................................................................ 10
Isoterma de 20°C .................................................................................................. 11
Forzamiento local y remoto .................................................................................. 12
Características de las OAC en los diferentes modos de EL Niño ......................... 12
DISCUSIÓN ............................................................................................................. 20
CONCLUSIONES .................................................................................................... 22
REFERENCIAS ....................................................................................................... 23
FIGURAS ................................................................................................................. 26
viii
RESUMEN
El Océano Pacífico Sudoriental corresponde a uno de los principales Sistemas de
Corrientes de Borde Oriental (SCBO) en el mundo. Una de sus características son las
Ondas Atrapadas a la Costa (OAC), asociadas a las perturbaciones de baja frecuencia del
nivel del mar. Por otro lado, el SCBO es afectado por El Niño-Oscilación del sur (ENOS),
uno de los eventos de interacción océano-atmósfera más importantes a escala global, que se
desarrolla a escala interanual. Este fenómeno presenta dos modos, El Niño Canónico (ENC)
y El Niño Modoki (ENM).
Por medio del análisis de coherencia y fase, de datos del nivel del mar, anomalías de
la profundidad de la isoterma de 20°C en el ecuador y vientos a lo largo de la costa, se
caracterizó las perturbaciones de baja frecuencia correspondientes a las OAC, para los
períodos dominados por ambos modos de El Niño, para de esta manera describir el impacto
de éstos sobre las OAC.
Se obtuvo como resultado una velocidad de propagación de la onda 269,27 Km/d,
lo que muestra que la velocidad de fase, estimada sobre el nivel del mar, son muy cercanas
a las velocidades teóricas para el primer modo baroclino de una OAC. Además, se obtuvo
que ENM es más común que ENC, durante el período de estudio, presentándose 4 períodos
dominados por ENC y 9 dominados por ENM. En cuanto a los vientos, estos presentaron
mayores magnitudes en la componente meridional que en la zonal, además al sur de los
35°S se observó un cambio en la dirección y magnitud de los vientos, lo que provocó que
en este sector los resultados fueran diferentes a los encontrados al norte de esta latitud.
En cuanto al forzamiento local de las perturbaciones del nivel del mar
correspondiente a las OAC, se encontró que no existe una relación significativa entre ambas
variables durante los períodos dominados por ENC. En cuanto a períodos dominados por
ENM, se encontró que en general existe una buena relación entre las variables estudiadas
para la banda intraestacional, por lo que se puede considerar al viento a lo largo de la costa
como forzante principal de las perturbaciones de baja frecuencia en el nivel del mar. En
ambos casos esta relación cambia al sur de los 35°S, lo que concuerda con el cambio de
comportamiento de los vientos.
En cuanto al forzamiento remoto, se encontró una clara diferencia entre los períodos
dominados por ENC y los dominados por ENM, encontrando que en estos últimos la
contribución de este forzamiento es menor que en los períodos dominados por ENC.
En estos últimos, se encontró que el principal forzante de las perturbaciones
correspondiente a las OAC, corresponde justamente al forzamiento remoto producto de las
perturbaciones de la propagación de una onda de tipo Kelvin ecuatorial.
ix
Finalmente se establece que para los períodos dominados por la fase cálida de ENC,
las perturbaciones de baja frecuencia, son dominadas por OAC que tienen principalmente
un forzamiento remoto (onda Kelvin ecuatorial), mientras que para los períodos dominados
por la fase cálida de ENM, se establece que las perturbaciones de baja frecuencia, son
dominadas por OAC que tienen principalmente un forzamiento local (vientos a lo largo de
la costa).
x
ABSTRACT
The Southeast Pacific Ocean corresponds to one of the major Eastern Boundary
Upwelling Systems (EBUS) in the world. One of its features are Costal Trapped Waves
(OAC), associated with low frequency disturbances of sea level. The Southeast Pacific
Ocean is affected by El Niño-Southern Oscillation (ENSO), one of the most important
ocean-atmosphere interaction, which develops at interannual scale. This phenomenon has
two modes, El Niño Canon (ENC) and El Niño Modoki (MND).
Through analysis of coherence and phase data of sea level, depth anomalies of the
isotherm of 20°C at the Equator and winds along the Peru-Chile coast, we caracterized the
low-frequency disturbances associated to OAC for the periods dominated by each mode of
El Niño, in order to describe the impact of these on OAC.
A speed of wave propagation of 269.27 Km/d was obtained, which shows that the
phase velocity estimated from sea level falls in the range of the theoretical first mode of
baroclinic OAC speeds. In addition, we found that ENM was more common than ENC
during the study period, with 4 periods dominated by ENC and 9 dominated by ENM.
Concerning the winds, the meridional component had generally higher magnitude than the
zonal component and south of 35°S, there was a change in the direction and magnitude of
the winds which caused the results to be different to those found north of this latitude.
Concerning local forcings of sea level perturbations by OAC, we found that there is
no significant relationship between both variables during periods dominated by ENC. In
contrast, for periods dominated by ENM, we generally found a good relationship between
the variables studied in the intraseasonal band, so the wind can be seen along the coast as
the main forcing of low frequency disturbances of the sea level during these periods. In
both cases, this relationship changes south of 35°S, consistent with changing wind patterns.
Concerning remote forcings, we found a clear difference between periods
dominated by ENC or ENM. The contribution of the remote forcings is lower during
periods dominated by ENM than in periods dominated by ENC. In the latter, we found that
the main forcing of sea level perturbations by OAC corresponds exactly to the remote
forcing by alongshore propagating equatorial Kelvin wave type.
Finally, we state that for the periods dominated by the warm phase of ENC, the low-
frequency disturbances are dominated by OAC mainly generated through a remote forcing
(equatorial Kelvin wave), while for the periods dominated by the warm phase of ENM,
low-frequency disturbances are dominated by OAC mainly due a local forcing by
alongshore winds.
1
INTRODUCCIÓN
El Océano Pacífico Sudoriental corresponde a uno de los principales Sistemas de
Corrientes de Borde Oriental (SCBO) en el mundo. Este sistema de corrientes se caracteriza
por presentar una plataforma continental relativamente angosta, entre 10 y 100 km de
ancho, y tener una orientación meridional en gran parte de su dominio (Hill et al., 1998).
En las regiones subtropicales de este sistema, las condiciones atmosféricas son controladas
por sistemas de alta presión que generan vientos favorables a la surgencia costera durante
gran parte del año (Strub et al., 1998). Los vientos de gran escala generan un flujo
superficial hacia el ecuador, que se denomina Corriente de Humboldt (Strub et al., 1998).
Bajo la capa superficial sobre el talud y la plataforma continental, se ha observado una
corriente subsuperficial en dirección hacia el polo, la que se denomina Corriente
subsuperficial Perú-Chile (Spillane et al., 1987; Endfield, 1987; Neshyba et al., 1989).
El Sistema de Corrientes del Borde Oriental del Pacífico Sudoriental es afectado por
El Niño-Oscilación del sur (ENOS), uno de los eventos de interacción océano-atmósfera
más importantes a escala global, que se desarrolla a escala interanual (Hill et al., 1998). El
nombre El Niño, se refiere al hecho de que los pescadores artesanales identificaron la
aparición de aguas inusualmente cálidas en las costas de Perú alrededor de la festividad de
Navidad, denominando este proceso como “la corriente de El Niño”, haciendo referencia al
nacimiento del niño Jesús.
El ciclo ENOS consiste en una oscilación entre una fase cálida (El Niño) y una fase
fría (La Niña), que se manifiesta principalmente a través de un calentamiento o
enfriamiento anormal de la Temperatura Superficial del Mar (TSM) en el Océano Pacífico
ecuatorial central y oriental. Estas variaciones de la TSM alcanzan la costa norte y sur de
América y traen consigo alteraciones significativas en los patrones climáticos, que se
desarrollan incluso en algunas regiones muy apartadas del globo. Por su parte, el ciclo
ENOS se desarrolla en forma aperiódica presentándose a intervalos irregulares que oscilan
aproximadamente entre 3 y 7 años (Maturana et al., 2004). En la última década se ha
observado que existen dos modos de variabilidad asociado al fenómeno de El Niño, El
Niño Canónico y El Niño Modoki. (Figura 1).
La componente oceánica del ciclo ENOS canónico, está caracterizado por la
aparición de fuertes anomalías positivas (durante El Niño) o negativas (durante La Niña) de
TSM en regiones específicas de la cuenca del Pacífico tropical y costa sudamericana, las
que se prolongan por varios meses. Las anomalías positivas de la TSM se asocian al
hundimiento de la termoclina y la reducción de la surgencia costera, mientras que las
anomalías negativas de la TSM se asocian a la elevación de la termoclina y fortalecimiento
2
de la surgencia costera. El nivel del mar también experimenta anomalías positivas (durante
El Niño) y negativas (durante La Niña), en la región del Pacífico tropical y costa
sudamericana (Maturana, 2004). La componente atmosférica del ciclo ENOS canónico, está
asociada a una fluctuación interanual cuasi-sincrónica de dos sistemas de presión a gran
escala: el sistema de baja presión atmosférica superficial, ubicado sobre el lado oeste del
océano Pacífico ecuatorial, y el sistema de alta presión atmosférica superficial (anticiclón),
ubicado en los subtrópicos orientales del océano Pacífico sur (Maturana et al., 2004).
El fenómeno de El Niño Modoki (término japonés que significa similar pero
diferente), fue identificado por primera vez en el año 2004 por Toshio Yamagata de la
Universidad de Tokio, al tratar de explicar eventos extraordinarios de lluvia y sequía en
Japón y en el resto del mundo, a pesar de no haberse observado el patrón típico de
anomalías de TSM que identifican a El Niño (Ashok y Yamagata, 2009). El Niño Modoki
se desarrolla en la parte occidental, sobre lo que se denomina la “piscina de agua caliente”
(gran cantidad de agua caliente frente a Australia que se encuentra hasta unos 100 metros
de profundidad, con temperaturas que superan los 20°C).
Las anomalías de la TSM de El Niño Modoki son menores a las de El Niño
Canónico (Yamagata et al., 2009). Investigaciones dan cuenta de este otro patrón de
anomalías de TSM en el Pacífico central, que no necesariamente llega a acoplarse con el
Pacífico oriental, el cual se convierte en el segundo modo dominante de variabilidad
interanual en el Pacífico tropical: El Niño Modoki. Este Niño se caracteriza por un débil
efecto en la temperatura del mar, en la temperatura del aire, y en las lluvias en la costa
Sudamericanas, pero con significativos impactos remotos en otras partes del mundo (Ashok
et al., 2007; Ashok & Yamagata, 2009; Takahashi et al, 2011). El Niño Modoki se define
como una condición anómala en la que las temperaturas más cálidas se presentan en el
Océano Pacífico Tropical central, mientras que al este y al oeste de dicha región se
presentan aguas más frías. Además, estas anomalías de temperatura se encuentran asociadas
a patrones distintos de convección atmosférica (Yamagata et al., 2009). El Niño Modoki
involucra un proceso acoplado Océano-Atmósfera, que incluye un patrón tripolar único de
presión atmosférica durante su evolución, análogo a la Oscilación del Sur en el caso de El
Niño, el cual a su vez es llamado El ENOS Modoki (Yamagata et al., 2009)
Por otro lado, algunos modelos del borde oriental del Pacífico indican que los
cambios de las corrientes, con escalas de tiempo comprendidas entre la intraestacional y la
interanual (o incluso períodos mayores), son dependientes del viento a lo largo de la costa y
del forzamiento remoto de origen ecuatorial (McCreary et al., 1987; Clarke & Van Gorder,
1994; Pizarro et al., 2001).
3
Asimismo, tanto las evidencias teóricas como observacionales, muestran que gran
parte de la variabilidad de baja frecuencia del nivel del mar y las corrientes en el borde
oriental del Pacífico Sur, se debe a OAC forzadas remotamente (Spillane et al., 1987;
Enfield, 1987; Shaffer et al., 1997). Las OAC son forzadas en gran medida por ondas
ecuatoriales de baja frecuencia que al chocar con la costa oeste de América se propagan
hacia el polo como OAC (Moore, 1968; Clarke, 1992). La teoría también indica que para
una frecuencia dada, en el borde oriental de los océanos, existe una latitud crítica a partir de
la cual el movimiento hacia el polo permanece atrapado a la costa como una OAC, y hacia
el ecuador de la latitud crítica puede propagarse hacia el oeste como ondas de Rossby
(Clarke & Shi, 1991). Las ondas atrapadas a la costa (OAC) son uno de los rasgos más
característicos en los sistemas costeros, y pueden explicar gran parte de la variabilidad de
baja frecuencia de las corrientes en los bordes de los océanos. La formulación matemática
del modelo de OAC considera las ecuaciones lineales de movimiento, con rotación
constante, una estratificación horizontal uniforme, además de las aproximaciones de
Bussinesq e hidrostática. En el modelo la topografía solo varía transversalmente a la
plataforma, es decir esta no varía a lo largo de la costa y las frecuencias de las oscilaciones
son menores a la inercial (ω < f). Varios estudios han utilizado este modelo para analizar la
variabilidad asociada a OAC. (Chapman, 1987; Ramp et al., 1997; Pizarro & Shaffer, 1998,
Pizarro, 1999; Hormazábal et al., 2002).
En el bode oriental de Océano Pacífico, el forzamiento remoto de las OAC fue
reconocido inicialmente usando registros del nivel del mar (Spillane et al., 1987; Enfield,
1987). Estas observaciones mostraron que las perturbaciones de baja frecuencia del nivel
del mar estaban asociadas a la propagación hacia el polo de OAC con velocidades
comparables al primer modo baroclino de una onda tipo Kelvin, forzada en el Pacífico
Ecuatorial Central. (Figura2) Las fluctuaciones más energéticas se encontraron en la banda
intraestacional, entre 30-70 días (Spillane et al., 1987; Enfield, 1987). La variabilidad en
esta banda de frecuencia estaría relacionada principalmente con perturbaciones originadas
por fluctuaciones en los vientos en el Pacífico Ecuatorial Central, producidas por las
oscilaciones de Madden-Julian (Madden & Julian, 1972). Estos vientos generan
perturbaciones baroclínicas en el océano conocidas como ondas de Kelvin ecuatoriales, que
viajan hacia el este por la guía ecuatorial. Al incidir sobre el borde costero, estas ondas
generan OAC que viajan hacia el polo a lo largo de la costa de Perú-Chile (Cornejo-
Rodríguez & Enfield, 1987). Estudios realizados frente a la costa de Perú han mostrado
que las perturbaciones del nivel del mar de origen remoto, especialmente en la banda
intraestacional, presentan un aumento de energía durante la fase cálida de los eventos El
Niño-Oscilación del Sur (ENOS) en comparación a períodos no El Niño. (Cornejo-
Rodríguez & Enfield, 1987).
4
La variabilidad intraestacional de las corrientes asociadas a OAC en la zona centro-
norte de Chile es modulada estacionalmente e interanualmente por los eventos ENOS
(Shaffer et al., 1997 y 1999). Durante El Niño se presenta una mayor variabilidad que
durante La Niña. En invierno la variabilidad intraestacional es más débil que en el resto de
las estaciones del año. En el estudio realizado por Hormazábal et al., (2002), se plantea que
al sur de 20°S, parte de la variabilidad intraestacional registrada en el nivel del mar y las
corrientes es forzada por el viento a lo largo de la costa (viento local) , cuyas fluctuaciones
se asocian al Pacífico ecuatorial a través de un patrón de teleconexiones atmosféricas. De
esta forma proponen dos caminos para el forzamiento de las oscilaciones intraestacionales
de las corrientes observadas en la costa de Chile, uno oceánico y uno atmosférico.
La finalidad de este trabajo es estudiar las características de las ondas atrapadas a la
costa en los períodos dominados por la fase cálida de ambos modos de El Niño, con
relación al forzamiento local y remoto. Para ello se analizan mediante espectros de
coherencia y fase, series de tiempo del nivel del mar frente a la costa del Pacífico
Sudoriental, anomalías en la profundidad de la isoterma de los 20°C en el ecuador y vientos
a lo largo de la costa, en un período de 34 años. Posteriormente se definen las
características de la OAC en ambos modos, relacionando los resultados del análisis
estadístico, con los períodos cálidos de El Niño Canónico y de El Niño Modoki, los que
serán definidos mediante el uso de índices climáticos específicos.
El presente trabajo de título se encuentra estructurado de la siguiente forma: primero
se plantea la hipótesis y los objetivos del trabajo. Posteriormente, en el capítulo de
materiales y métodos, se presenta la información analizada, su procesamiento y la
metodología utilizada en el análisis. En el capítulo siguiente, se muestran los principales
resultados obtenidos del análisis de series de tiempo el cual contempla la relación respecto
al forzamiento local y remoto, mediante espectros de coherencia y fase, y la división y
caracterización de las OAC para cada modo de El Niño. Posteriormente se discutirán los
resultados y se presentarán las principales conclusiones de este trabajo.
5
HIPÓTESIS
Durante períodos asociados a Niños Modoki (Niños del Pacífico central), las OAC
en la costa de Sudamérica son forzadas principalmente por el esfuerzo del viento a lo largo
de la costa (forzamiento local), en cambio en los períodos asociados a Niños Canónico
(Niños del Pacífico oriental) las OAC son forzadas principalmente por ondas Kelvin
ecuatoriales (forzamiento remoto).
OBJETIVOS
Objetivo general
Determinar el impacto de los Niños Canónico y Modoki sobre las ondas atrapadas a la
costa en el Pacífico Sudoriental.
Objetivos específicos
Determinar la relación de las ondas atrapadas a la costa con el forzamiento local y el
forzamiento remoto.
Reconocer y diferenciar los períodos dominados por los Niños Canónico y Modoki.
Determinar las características de las ondas atrapadas a la costa (OAC), durante los períodos
dominados por los diferentes modos de El Niño (Canónico y Modoki).
6
MATERIALES Y MÉTODOS
En este capítulo se detallan las características y origen de la información analizada,
además del procesamiento y métodos utilizados en este trabajo.
La información utilizada corresponde a datos horarios del nivel del mar (1980-
2014), esfuerzo del viento a lo largo de la costa Sudamericana, profundidad de la isoterma
de 20°C en la zona ecuatorial (5°N-5°S) e índices climáticos de El Niño.
La zona de estudio corresponde al borde oriental del Pacífico Sur, entre 10°S y
40°S, donde se usaron seis estaciones mareográficas ubicadas en este sector, Callao, Arica,
Antofagasta, Caldera, Valparaíso y Talcahuano. La ubicación y coordenadas geográficas de
las diferentes estaciones mareográficas se presentan en la Figura 3 y la Tabla 1,
respectivamente.
Nivel del mar
Los datos del nivel del mar utilizados corresponden a datos horarios que abarcan un
período de medición de 34 años, desde 1980 al 2014. La información perteneciente a
Callao, Antofagasta, Caldera y Valparaíso, fue obtenida desde el sitio web University of
Hawaii Sea Level Center (UHSLC, http://uhslc.soest.hawaii.edu/data/download/fd),
mientras que la información de Arica y Talcahuano fue facilitada por el Servicio
Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada de Chile (SHOA).
Tabla 1. Coordenadas geográficas de las diferentes estaciones mareográficas utilizadas
Estación Latitud Longitud
Callao
Arica
Antofagasta
Caldera
Valparaíso
Talcahuano
12°03’ S
18°29’ S
23°39’ S
27°03’ S
33°02,45’ S
36°43’ S
77°09’ W
70°18’ W
70°24’ W
70°50’ W
71°37,63’ W
73°07’ W
Las series de tiempo de las distintas estaciones fueron sometidas a un control de
calidad, para eliminar datos escapados. Luego, se completaron las diferentes brechas
existentes, para lo cual se realizó una interpolación lineal para rellenar las brechas cortas
(1-2 días). Posteriormente se aplicó un filtro para eliminar las frecuencias correspondientes
a las mareas (Filtro Godin), y se obtuvieron los promedios diarios a los que se les realizó
7
una interpolación mediante armónicos para eliminar las brechas de mayor longitud a las
interpoladas linealmente.
Con estos datos se realizó un análisis estadístico en el dominio del tiempo (análisis
de correlación cruzada) para identificar la señal correspondiente a las ondas atrapadas a la
costa (OAC). Además fueron utilizados en un análisis en el dominio de la frecuencia
(análisis espectral). Este último análisis permite determinar cómo se distribuye la varianza
o energía de una serie en función de la frecuencia (Emery & Thompson, 2001), y fue
utilizado para reconocer si las OAC han sido forzadas local o remotamente.
Vientos a lo largo de la costa
Los datos del esfuerzo del viento para el período de 34 años, 1980-2014, se
obtuvieron del NCEP/ NCAR Reanalysis 1. Surfaces, del Earth System Research
Laboratory (http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.Reanalysis.surface.html).
Estos datos diarios globales corresponden a información proveniente de modelos de vientos
y observaciones provenientes de estaciones meteorológicas costeras y poseen una
resolución de 2,5° x 2,5°.
Las grillas de datos considerados, poseen un rango latitudinal de entre 10°S y 40°S,
y un rango longitudinal de entre 70°W y 90°W y se encontraban separados por componente
zonal (u) y meridional (v), por lo que, para encontrar los vientos a lo largo de la costa, fue
necesario ajustar la dirección de los vientos al ángulo de la costa. Para esto se realizó un
suavizamiento de la costa mediante una interpolación lineal, ajustando una línea recta cada
100km de costa. Luego se obtuvieron las celdas de la cuadrícula con datos válidos más
cercanas a la costa y se ajustó la orientación de estos al ángulo de la latitud
correspondiente. Con esto se obtuvo una serie de tiempo de los vientos a lo largo de la
costa para cada latitud con datos, con las cuales se realizó el análisis en el dominio de la
frecuencia.
Isoterma de 20°C
La información correspondiente a la profundidad de la isoterma de 20°C en la franja
ecuatorial 5°N y 5°S, fue obtenida desde el programa TOGA-TAO (http://www.pmel.noaa.
gov/tao/data_deliv/deliv.html). Se utilizaron promedios diarios de la boya localizada en
110° W, debido a que en este sector se encontraba la serie de datos más larga que abarca los
34 años del período de estudio (1980-2014)
8
Los datos corresponden a 8 boyas, ubicadas entre 5°N y 5°S. A estas se le calculó la
anomalía de temperatura, y se rellenó la mayoría de las brecha mediante el promedio
simple de las ocho boyas. Luego de este proceso, las brechas que quedaron y que tenían
una longitud igual o menor a dos días, fueron rellenadas mediante una interpolación lineal.
Posteriormente esta serie fue utilizada para el análisis en el dominio de la frecuencia.
Años EL Niño y El Niño Modoki
Para poder reconocer y diferenciar los períodos correspondientes a las fases cálidas
de El Niño Canónico y El Niño Modoki durante el período de estudio, se utilizaron índices
climáticos específicos para cada uno de ellos. Para el período 1980- 2007 se aplicó el
análisis desarrollado por Brito 2011, en donde se utilizaron los índices Niño3 y EMI (El
Niño Modoki index). Para el período 2009-2010, se utilizó la caracterización realizada por
Yeh et al., 2009.
Una vez reconocidos los diferentes períodos dominados por ambos modos de El
Niño, se extrajeron los datos pertenecientes a cada uno de estos agrupando los datos de El
Niño Canónico y de El Niño Modoki, de manera separada, formando nuevas series de
tiempo en donde sólo se consideraban estos datos.
Finalmente las nuevas series se utilizaron en la realización de este estudios y con
ellas de determinaron las características de las OAC durante cada uno de los modos de El
Niño.
Forzamiento local y remoto
La relación de las OAC con el forzamiento local y remoto se determinó utilizando
técnicas de análisis espectral (espectros de coherencia y fase) entre las diferentes series
involucradas. La coherencia cuadrada (C2) es una medida de la relación lineal existente
entre dos series en el dominio de la frecuencia (ω), por lo que la función fase (θ) puede
usarse como un indicador del rezago existente entre las series a una frecuencia específica
medida en grados o radianes. En este análisis se relacionaron las series de fluctuaciones del
nivel del mar con el esfuerzo del viento, y las series de fluctuaciones del nivel del mar con
la anomalía de la profundidad de la isoterma de 20°C en el ecuador.
La coherencia cuadrada entre las diferentes estaciones del nivel del mar y las
variables de forzamiento local y remoto fue estimada utilizando el método de Welch. Ésta
técnica mide el grado de asociación y la diferencia de fase entre dos series de tiempo para
9
cada frecuencia. Se determinó la cantidad de trozos y grados de libertad a usar, cuidando
que las frecuencias buscadas fueran bien resueltas. Posteriormente se realizó una
superposición del 10% del largo del segmento, y se realizó un “padding” con ceros, hasta
la potencia de dos superior más cercana, de tal forma de poder llegar a las frecuencias más
bajas posibles. Se utilizó la ventana espectral Hanning (campana de Gauss). Este análisis se
realizó de manera gráfica tomando sólo las frecuencias positivas, utilizando un alfa igual a
0.05, para tener un intervalo de confianza del 95%, y se calculó el nivel de significancia,
correspondientes al grado de libertad determinado para el estudio. En el caso del
forzamiento remoto se consideró además un alfa de 0.15, con un intervalo de confianza del
85%. Para el espectro de fase se tomaron los valores para los diferentes niveles de
significancia y se graficaron, solo para las C2 significativas, las bandas de frecuencia de la
serie. Finalmente se graficó la fase y coherencia cuadrada para cada análisis. En el caso de
la coherencia entre el nivel del mar y el forzamiento remoto se realizaron gráficas de
coherencia y fase para cada estación del nivel del mar con su respectiva línea de nivel de
significancia.
10
RESULTADOS
En la primera sección se describen las características oceanográficas de la zona de
estudio, considerando las series del nivel del mar y el análisis en el dominio del tiempo. En
la sección siguiente se describen y analiza el forzante local (viento a lo largo de la costa), y
el forzante remoto (anomalía de la profundidad de la isoterma 20°C en el ecuador) . En una
tercera sección se presentan los resultados del análisis de forzamiento local y remoto de las
OAC, obtenido a través de coherencia y fase entre las series del nivel de mar y el viento a
lo largo de la costa y entre el nivel del mar y la profundidad de la isoterma 20°C en el
ecuador. Finalmente, en la última sección, se presentarán los resultados separadamente
considerando los períodos dominados por la fase cálida de El Niño Canónico y de El Niño
Modoki, describiendo las características de las OAC para cada modo.
Nivel del Mar
Para examinar la variabilidad de baja frecuencia del nivel del mar en la zona de
estudio, correspondiente a las Ondas Atrapadas a la Costa (OAC), se utilizaron series
horarias de 34 años de datos horarios de Callao, Arica, Antofagasta, Caldera, Valparaíso y
Talcahuano. Estas series fueron filtradas con un filtro Godin y luego llevadas a promedios
diarios. Las brechas fueron rellenadas de acuerdo a la metodología, obteniendo las
diferentes series de tiempo con las que se realizaron los siguientes análisis. (Figura 4).
Se realizó una correlación cruzada entre las diferentes series de tiempo, determinar
las características de la propagación de las OAC, (velocidad de desfase). Con esto se
obtuvo el tiempo en que llega la onda a cada estación oceanográfica (Figura 5). Además se
logró obtener una velocidad de propagación de norte a sur es de 269,27 km/día (Figura 6),
lo que confirma la presencia de las OAC.
Vientos a lo largo de la costa
Los promedios diarios de las componentes zonal (u) y meridional (v) del viento se
presentan en la Figura 7, donde se puede apreciar que los vientos meridionales poseen
mayores magnitudes que los vientos zonales, que son transversales a la costa.
Las magnitudes de la componente meridional (v) del viento, llegan a un máximo
por sobre 10ms-1
, cerca de 34°S, y disminuye su magnitud hacia el norte. De igual manera,
la componente zonal (u) del viento, presenta un aumento en las magnitudes a medida que
las latitudes aumentan, presentando menores magnitudes en latitudes menores. Cabe
destacar que en la zona oceánica se puede apreciar, que al sur de 35°S, se presenta un
11
cambio en la dirección del viento en ambas componentes, con magnitudes de
aproximadamente 6ms-1
.
Para obtener los datos correspondientes a los vientos a lo largo de la costa, se
utilizó una costa suavizada cada 100 km (Figura 8) y se determinaron los ángulos de la
línea de la costa a las latitudes donde se contaba con datos de viento (Tabla 2), de tal forma
poder obtener la componente del viento paralela a la costa
Tabla 2. Latitud y longitud correspondiente al dato más cercano a la costa y los correspondientes
ángulos de la línea de la costa respecto al norte.
Latitud Longitud Ángulo respecto al norte
10,0° S
12,5° S
15,0° S
17,5° S
20,0° S
22,5° S
25,0° S
27,5° S
30,0° S
32,5° S
35,0° S
37,5° S
40,0° S
78,500° W
77,125° W
75,875° W
71,625° W
70,375° W
70,500° W
70,750° W
71,250° W
71,750° W
71,750° W
72,500° W
73,875° W
74,000° W
-34,4976
-38,8727
-47,3483
-54,8910
0,6727
6,6670
34,8063
2,5662
2,8945
5,4462
33,1306
16,4431
19,8012
Luego de obtenidas la dirección y magnitud de los vientos para cada latitud se
realizó una traslación de vectores simple alineándolos a la costa. Con esto se obtuvieron 13
series de tiempo, una para cada latitud, las que se presentan en las figura 9 y figura 10. En
estas se puede observar que las magnitudes de los vientos van aumentando a medida que
aumenta la latitud, teniendo un máximo de 6,7ms-1
a 10°S, mientras que a 40°S, el máximo
alcanza los 20,7ms-1
.
Isoterma de 20°C
Las anomalías de la profundidad de la isoterma de 20°C en el ecuador, provenientes
de 8 boyas ubicadas en 110° W, entre 5° N y 5°S, fueron promediadas diariamente para
acortar las brechas existentes. Las brechas con un largo igual o inferior a dos días fueron
interpoladas linealmente. Finalmente, se obtuvo la serie de tiempo de anomalías diarias de
12
la profundidad de la isoterma de 20°C, con la que luego se realizaron los análisis
estadísticos. (Figura 11)
Características de las OAC en los diferentes modos de EL Niño
Para determinar las características de las OAC en los diferentes períodos de El
Niño, se seleccionaron los períodos dominados por la fase cálida de cada modo. Para esto
se utilizó la metodología de Brito, 2011, unida a la caracterización realizada por Yeh et al.,
2009, con lo que se obtuvieron los periodos mostrados en la Tabla 3.
Como resultado de esta clasificación se observó que en el período de estudio se
presentan 4 períodos dominados por El Niño Canónico (ENC) y 11 períodos dominados por
El Niño Modoki (ENM).
Tabla 3. Períodos dominados por la fase cálida de El Niño Canónico y períodos dominados por la fase
cálida de El Niño Modoki.
Años El Niño Canónico Años El Niño Modoki
1982/1983
1987/1988
1997/1998
2006/2007
1986/1987 1990/1991
1991/1992 1992/1993
1993/1994 1994/1995
2002/2003 2004/2005
2009/2010
De acuerdo a esta división, se separaron los datos correspondientes a los diferentes
modos de El Niño y se construyó una serie de tiempo para cada uno, considerando sólo los
datos pertenecientes a cada período (Figura 12). Dado que las series no son correlativas en
el tiempo es probable que algunas señales no se puedan observar bien. Sin embargo, fuera
de la diferencia entre la cantidad de datos para cada modo y pese a que en los períodos
Modoki se pueden apreciar más marcados algunos ciclos que en los períodos Canónico no
existen grandes diferencias entre ambos modos.
Forzamiento local y remoto
La relación del forzamiento local y remoto con las series del nivel del mar, se
analizó mediante espectros de coherencia y fase. Los resultados obtenidos fueron los
siguientes:
13
Forzamiento local
Para determinar el efecto del forzamiento local sobre las perturbaciones baja
frecuencia a lo largo de la costa del Pacífico Sudoriental, se analizó la relación entre los
vientos a lo largo de la costa y el nivel del mar a lo largo de la costa. Debido a que la
cantidad de series era alta, se decidió realizar matrices de coherencia y observar de manera
visual la relación entre ellas. Para esto se realizaron, para cada modo, 13 correlaciones,
cada una correspondiente a la relación entre el nivel del mar a los largo de la costa del
Pacífico Sudoriental y el viento a una latitud dada. La banda más importante en este estudio
es la banda intraestacional, con períodos entre 30 y 90 días, por lo tanto el análisis se
centrará en esta parte del espectro de coherencia y fase. El nivel de significancia utilizado
corresponde al 95%.
Los resultados obtenidos de coherencia y fase entre las diferentes estaciones del
nivel del mar y los vientos a lo largo de la costa se presentan separados por latitud de los
vientos desde la figura 13 a la figura 25, en estas podemos ver los valores significativos de
coherencia y su respectiva fase, tanto para los períodos dominados por la fase cálida de EL
Niño Canónico (ENC), como para los períodos dominados por la fase cálida de El Niño
Modoki (ENM).
Podemos observar que en cuanto a los períodos dominados por ENC, los vientos a
10°S (Figura 13), no presentan coherencia significativa con las perturbaciones del nivel del
mar dentro de la banda intraestacional, en cambio presenta coherencias significativas en
períodos menores y mayores, dentro de esto últimos encontramos significancias dentro de
la señal anual y semi anual entre Callao-Arica y Antofagasta-Talcahuano, las que presentan
una desfase de -180°.
En cuanto a los vientos a 12,5°S (Figura 14), presentan el mismo patrón en la banda
anual y semianual que los vientos a 10°S. Además aparecen coherencias significativas en la
banda intraestacional, centrada en 30 días para el tramo Antofagasta-Caldera, con valores
de 0,5 y desfase de -100°, y centrada en 90 días para el tramo Callao-Arica, con valores de
0,5-0,6 y con desfase de entre 50° y 100°. Para los vientos a 15°S (Figura 15), la banda
anual y semianual solo camia su desfase acercándose a los 0°, además las coherencias
significativas dentro de la banda intraestacional se presentan desde Callo hasta Arica y en el
tramo Antofagasta-Valparaíso, en las bandas centradas en 50 días, con significancias de 0,7
y desfase de 100°, y 80 días, con significancias de entre 0,5-0,7 y un desfase de -150°.
En los vientos a 17,5°S (Figura16), encontramos el mismo patrón dentro de la banda
anual y semianual, mientras que en la banda intraestacional se presentan valores similares a
14
los presentados a 15°S y en las mismas localidades, solo que en este caso el desfase es de -
150°. Para los vientos a 20°S (Figura 17), no se presentan coherencias significativas dentro
de la banda intraestacional, sin embargo la banda anual y semianual no presenta cambios
respecto a los vientos de latitudes menores.
Para los vientos a 22,5°S (Figura 18), reaparecen coherencias significativas dentro
la señal intraestacional, pero solo en el tramo Valparaíso-Talcahuano, centrado en 40 días,
con valores de 0,5 y desfase de -50°. La señal anual y semianual no sufre cambios
considerables respecto a las latitudes anteriormente mencionada. Los vientos a 25°S
(Figura 19), presentan coherencias significativas en la banda anual y semianual similar a las
anteriores mencionadas, pero desde esta latitud hacia el sur la fase cambia de -180° a 180°.
En la banda intraestacional, encontramos coherencias significativas en Caldera-Valparaíso,
centrada en la banda de 90 días, con significancias de 0,5 y desfase de -100°. También se
presentan coherencias significativas de Valparaíso a Talcahuano, en la banda de 30 días,
con valores de 0,8 y desfase de -180°.
Para los vientos de latitudes entre 27,5 y 32,5, (Figura 20 a Figura 22), se presentan
iguales patrones de coherencia, encontrando en la banda anual y semianual, coherencias
significativas desde Callao a Talcahuano, con valores de entre 0,5 y 0,8, y un desfase de
180°. En cuanto a la banda intraestacional se presentan coherencias significativas solo para
Talcahuano, centradas en la banda de 30-40 días, y con desfase de 180°. En el caso de los
vientos a 35°S (Figura 23), el único cambio que se aprecia respecto a las latitudes recién
mencionadas es que la banda anual y semianual con coherencias significativas va
disminuyendo a medida que aumenta la latitud de las estaciones del nivel del mar,
desapareciendo las coherencias significativas en la banda semianual de Valparaíso al sur.
Para los vientos a 37,5°S (Figura 24), sólo encontramos coherencias significativas
dentro de la banda anual de Callao a Antofagasta, con valores de entre 0,5-0,7, y con un
desfase de 180°. En cuanto a la banda intraestacional, se presentan coherencias
significativas desde Arica a Antofagasta, centradas en la banda de 55 días y con un desfase
de 50°-100°.
Finalmente para los vientos de 40°S (Figura 25), se presentan, dentro de la banda
intraestacional, coherencias significativas de Arica al sur. La mayor coherencia se
encuentra en el tramo Valparaíso-Talcahuano, en la banda de 55 días, con un valor de 0,8 y
un desfase de 0°. Además se presentan coherencias significativas en la banda de 40 días,
con valores de entre 0,4-0,6 y un desfase de 100°, y en la banda de 35 días, con valores de
0,4-0,6 y un desfase de 40°.
15
En cuanto a los períodos dominados por la fase cálida de ENM, encontramos que
dentro de la banda intraestacional se presentan coherencias significativas entre las
perturbaciones del nivel del mar y el viento atrapado a la costa para los vientos en todas las
latitudes, a diferencia de los que ocurría en los períodos dominados por ENC. En cuanto a
la banda anual y semianual, no presenta grandes cambios al cambiar la latitud de los
vientos.
Para los vientos de 10°S (Figura 13), se presenta dentro de la banda intraestacional
centrada en 55 días, coherencias significativas para toda las estaciones del nivel del mar
con valores de entre 0,5 a 0,7, presentándose la mayor coherencia en el tramo Callao-Arica,
donde además presenta un desfase de 0° a 50°. Además se presentan coherencias
significativas desde Arica al sur, en la banda de 40-45 días, con las mismas características,
que en la banda de 55 días.
En cuanto a los vientos a 12,5°S (Figura 14), estos presentan la misma distribución
de coherencias significativas en la banda centrada en 55 días, sólo que con un desfase de
entre 0°, para el tramo Callao-Arica, a 100° en el resto de las estaciones. En cuanto a las
bandas de 40-45 días, se presentan coherencias significativas entre Callao-Antofagasta y
entre Caldera-Valparaíso, encontrándose la mayor coherencia en este último tramo, con
valores de 0,7 y un desfase de 180°.
Para los vientos desde 15°S a 22,5°S (Figura 15 a Figura 18), la coherencia
significativa en la banda de 55 días, desaparece, manteniéndose en la banda de 40-45 días,
y apareciendo coherencias significativas en la banda centrada en 90 y 35 días. Todas estas
coherencias tienen las mismas características, presentando valores de entre 0,4-0,6, y con
desfase de 180° para las coherencias mayores y de -180° para las coherencias menores.
Caso especial es el que ocurre a 15°S, en donde la mayor coherencia se presenta en la
banda de 40 días, entre Valparaíso-Talcahuano, con valores de 0,8 y un desfase cercano a
0°.
En cuanto a los vientos entre 25°S y 30°S (Figura 19 a Figura 21), desaparecen las
coherencias significativas en la banda de 90 días, pero reaparecen en la banda de 55 días,
primero sólo en Valparaíso-Talcahuano (a 25°S), luego sólo en Caldera-Valparaíso (a
27,5°S) y finalmente desde Caldera al sur (a 30°S). En todos estos casos la coherencia es
entre 0,5-0,6, con un desfase cercano a 100°. La coherencia en las bandas centradas a 40 y
45 días, sólo se presenta en todas las estaciones con los vientos a 25°S, en los vientos a
27,5°S y 30°S estas coherencias sólo se presentan hasta Valparaíso. En todos los casos las
coherencias alcanzan un valor de 0,5, y presentan un desfase de 50°-100°. Caso especial es
el que ocurre entre Caldera y Valparaíso con vientos a 30°S, en donde el desfase es 0°.
16
Para los vientos a 32,5°S (Figura 22), reaparecen las coherencias significativas en la
banda de 70-90 días, y desaparecen en la banda de 45 días. Los valores máximos se
presentan en la banda de 40 días, entre Callao-Arica, 0,8, con un desfase de -100°, en l
banda de 70 días, entre Callao-Arica, 0,7, con un desfase de 50°, y en la banda de 90 días,
entre Arica-Antofagasta, 0,8, con un desfase de 0°.
En los vientos a 35°S (Figura 23) y 37,5°S (Figura 24), no hay coherencias
significativas en la banda de 45 días, y en la banda de 40 días, sólo se encuentran en el
tramo Valparaíso-Talcahuano. En la banda de 90 y 60 días, podemos encontrar coherencias
significativas de Callao a Antofagasta, presentándose valores de entre 0,5 y 0,6 para los
vientos a 35°S, y de entre 0,5 y 0,8 para los vientos a 37,5°S. El desfase, en estos casos, va
desde 50°, en las coherencias menores, a 0° en las coherencias mayores.
Finalmente en los vientos a 40°S (Figura 25), se encuentra la menor cantidad de
valores significativos dentro de la banda intraestacional para los períodos dominados por
ENM, presentándose en los tramos Callao-Arica en la banda de 70 días, en el tramo
Antofagasta-Caldera en la banda de 45 días, en el tramo Antofagasta-Talcahuano en la
banda de 60 días, y en el tramo Valparaíso-Talcahuano en la banda de 35 días. En este caso
las bandas de coherencia significantes son mucho más delgadas que en los vientos de
latitudes menores, y los niveles de coherencia van de 0,3 a 0,5, siendo menores que en
casos anteriores.
De acuerdo al análisis anterior, tenemos que en los períodos dominados por ENC, la
relación entre los vientos a lo lago de la costa y las perturbaciones del nivel del mar tiene en
general una menor coherencia que durante los períodos dominados por ENM. En estos
últimos períodos, a excepción de los vientos a los 40°S, presentan una alta coherencia a lo
largo de toda la costa, a pesar de presentar una disminución de esta para los vientos de 25°S
al sur.
En cuanto a los períodos dominados por ENC, se encontró una mayor coherencia
dentro de las bandas anual y semianual que en la banda intraestacional, lo que cambia con
los vientos de 37,5°S y 40°S, en donde la relación de los vientos a lo largo de la costa con
las perturbaciones de baja frecuencia del nivel del mar, disminuyen en la banda anual y
semianual y aumentan en la banda intraestacional, especialmente a los 40°S.
Forzamiento remoto
Para determinar el efecto del forzamiento remoto sobre las perturbaciones de baja
frecuencia observadas a lo largo de la costa del Pacífico Sudoriental, se analizó la relación
17
entre la anomalía de la profundidad de la isoterma de 20°C en el ecuador y el nivel del mar
a lo largo de la costa, utilizando dos niveles de significancia correspondiente al 95% y al
85%.
Se realizaron espectros de densidad de las diferentes estaciones del nivel del mar
con 12 grados de libertad. En la figura 26 se pueden observar los espectros de densidad
durante los períodos dominados por la fase cálida de El Niño Canónico, mientras que en la
figura 27 se presentas los espectros de densidad durante los períodos dominados por la fase
cálida de El Niño Modoki. Al comparar estos espectros, se puede observar que para ambos
modos se observan bien definas las bandas intraestacionales (30-90 días), además en todos
los casos se observa marcado el peak de la banda anual y semi anual. En el caso de los
períodos menores a 10 días, estos no quedan bien definidos.
En la figura 28, podemos observar los espectros de coherencia para los períodos
dominados por la fase cálida de El Niño Canónico (ENC). La coherencia y fase entre
Callao y la anomalía de la profundidad de la isoterma de 20° en el ecuador, presenta una
máxima correlación cercana al 0,9 en la banda intraestacional centrada en los 60 días,
además presenta valores significativos en la banda en torno a los 14 días. Estos resultados
muestras que para esta estación durante los períodos dominados por ENC, gran parte de la
variabilidad de baja frecuencia en el nivel del mar puede ser atribuida a perturbaciones
provenientes desde el ecuador.
En el caso de la coherencia y fase entre Arica y la anomalía de la profundidad de la
isoterma de 20° en el ecuador, encontramos una situación similar a la anteriormente
descrita, encontrando una máxima correlación cercana al 0,9 en la banda intraestacional,
centrada en los 60 días, además presenta valores significativos en la banda en torno a los 11
días. Estos resultados muestras que al igual que en la estación más al norte, durante los
períodos dominados por ENC, gran parte de la variabilidad de baja frecuencia puede
corresponder a perturbaciones remotas.
Para las estaciones de Antofagasta y Caldera, la coherencia entre el nivel del mar y
la anomalía de la profundidad de la isoterma de 20°C en el ecuador, muestra una
disminución, no superando el 0,7 en la banda intraestacional centrada en los 60 días. En el
caso de Caldera, también se aprecian correlaciones significativas en la banda de los 100
días. En este caso, a pesar de que las correlaciones son menores a las presentadas en las
estaciones más al norte, también se puede considerar que las perturbaciones del nivel del
mar de baja frecuencia, dentro de la banda intraestacional, pueden ser atribuidas a
perturbaciones provenientes desde el ecuador.
18
Valparaíso no presenta valores de correlación significativos dentro de la banda
intraestacional, pero si se presentan niveles significativos en la banda anual y en las bandas
de los 11, 12, 18 y 20 días. Por su parte, Talcahuano presenta niveles significativos en la
banda intraestacional, pero con valores menores a los encontrados en las estaciones del
norte. Además presenta niveles significativos en la banda de los 10, 18 21, 85 y 114 días.
En estas últimas dos estaciones se puede considerar que la perturbaciones provenientes del
ecuador, tienen incidencia en las perturbaciones de baja frecuencia, sin embargo su
coherencia es mucho menor que la encontrada más al norte.
Por otro lado, en la figura 29 se muestran los espectros correspondientes a los
períodos dominados por la fase cálida de El Niño Modoki (ENM). En este caso podemos
observar que para Callao, la coherencia entre las perturbaciones de la banda intraestacional
es menor a la encontrada en los períodos dominaos por ENC, sin embargo sigue siendo
significativa. Además, podemos encontrar valores significativos en la banda anual, y en las
bandas centradas en los 11, 14, 15 y 40 días.
En el caso de Arica, se puede observar que el mayor peak de 0,8 se encuentra en la
banda anual, a diferencia de lo ocurrido en los períodos dominados por ENC, en donde el
peak mayor se centraba en la banda intraestacional. En este caso la coherencia de la banda
intraestacional es apenas significativa, no supera el 0,52, además se encuentran valores
significativos en la banda de los 11, 12, 16, 17, 26 y 58 días.
En Antofagasta, se produce una situación similar a la anteriormente descrita, en
donde el peak mayor se traslada hacia frecuencias menores, en este caso se presenta en la
banda centrada en los 512 días, y alcanza una coherencia similar a la alcanzada por la
banda intraestacional en los períodos dominados por ENC. En el caso de la banda
intraestacional, centrada en los 56 y 73 días, sin embargo la coherencia no supera el 0,52, al
igual que en Arica. Además podemos encontrar valores significativos a los 12, 13, 16, 17,
19, 27 y 28 días.
Para Caldera, encontramos valores significativos en la banda intraestacional
centrada en los 60 días, sin embargo la coherencia no alcanza el 0,5. En este caso también
encontramos valores significativos en las bandas de más baja frecuencia, 512 días, pero en
este caso la coherencia es mucho menor, no alcanzando el 0,5. El peak mayor en este caso
se encuentra a los 14 días y podemos encontrar valores significativos a los 12, 18, 20 y 52
días.
En Valparaíso, la situación es similar que en Caldera, con valores significativos en
las más bajas frecuencias, centrada en la banda de los 512 días, con una coherencia de 0,42.
19
Por otro lado, se encuentran valores significativos en la banda intraestacional centrada en
los 30, 73 y 90 días, con una coherencia no superior al 0,54. También podemos encontrar
valores significativos a los 12, 16 y 22 días.
En la estación de Talcahuano, podemos observar que aparece un peak dentro de la
banda intraestacional centrada en los 73 días, de 0,7 siendo la mayor en esta banda al
considerar el resto de las estaciones en los períodos dominados por ENM, y es incluso
mayor a la encontrada en Callao. Además reaparecen los valores significativos en la banda
centrada en los 512 días. Otros valores significativos se encuentran a los 11, 16, 17 y 25
días.
De acuerdo a lo anterior podemos decir entonces, que durante los períodos
dominados por ENC, las perturbaciones provenientes desde el ecuador presentan una
mayor coherencia con las perturbaciones de baja frecuencia del nivel del mar, en la banda
intraestacional, comparado con los períodos dominados por ENM. Sin embargo, esta
situación no ocurre en Talcahuano, en donde la significancia es mayor en los períodos
dominados por ENM que durante los períodos dominados por ENC. Por otro lado esta
significancia va disminuyendo de norte a sur, especialmente durante los períodos de ENC,
en donde esto se aprecia más claramente. En el caso de ENM, la significancia si bien
disminuye hacia el sur, lo hace muy poco, encontrándose niveles de significancia similares
entre Arica y Valparaíso dentro de la banda intraestacional.
20
DISCUSIÓN
El análisis de las diferentes series de tiempo del nivel del mar, mostró una velocidad
de propagación de la onda 269,27 Km/d, lo que muestra que la velocidad de fase, estimada
sobre el nivel del mar, son muy cercanas a las velocidades teóricas para el primer modo
baroclino de una OAC, y es consistente con las velocidades de propagación obtenidas en
estudios anteriores en el Pacífico Oriental (Spillane et al., 1997; Enfield, 1987; Pizarro,
1991; Pizarro et al., 1994, fide Rojas, 2004).
Por otro lado si bien se presenta a El Niño Modoki (ENM), como “un nuevo modo
de El Niño”, en realidad este ha existido siempre, e incluso es más común que El Niño
Canónico (ENC), durante el período de estudio, presentándose 4 períodos dominados por
ENC y 9 dominados por ENM. Este último al ser descubierto recién el año 2004, por
Toshio Yamagata, hace parecer que en el pasado no se haya presentado. Esto también
ocurre dado que muchos de los períodos de El Niño Modoki, son clasificados como un
Niño débil o moderado en la clasificación realizada por la NOAA, con el uso del Oceanic
Niño Index (ONI) (http://ggweather.com/enso/oni.htm), lo que sugiere la necesidad de
reclasificar los diferentes períodos y hacer un estudio detallado de los efectos de El Niño
Modoki, del que a la fecha no se tiene gran conocimiento.
Se pudo apreciar que los vientos meridionales poseen mayores magnitudes que los
vientos zonales, que son transversales a la costa, lo que concuerda con las características de
la circulación atmosférica asociada al anticiclón subtropical del Pacífico Sur Oriental que
presenta una importante componente geostrófica, la cual da lugar a un viento
predominantemente del sur y suroeste. (Pizarro et al., 1994). Cabe destacar que al sur de
33°S, se presenta un cambio en el comportamiento de los vientos, cambiando de dirección
y magnitud.
Esto lleva a estudiar la relación que existe entre las perturbaciones del nivel del mar
provenientes del ecuador y los forzantes locales, en este caso el viento a lo largo de la
costa. Para esto se utilizaron espectros de densidad de las series del nivel del mar, en donde
los períodos menores a 10 días no quedan bien definidos, sin embargo al no ser estas el
motivo central del estudio no se consideran importantes en este caso.
En cuanto al forzamiento local de las perturbaciones del nivel del mar
correspondiente a las OAC, se encontró que no existe una relación significativa entre ambas
variables durante los períodos dominados por ENC, a excepción de los vientos al sur de
37,5°S, lo que podría ser causado por el cambio de comportamiento de los vientos. En
cuanto a períodos dominados por ENM, se encontró que en general existe una buena
21
relación entre las variables estudiadas para la banda intraestacional, por lo que se puede
considerar al viento a lo largo de la costa como forzante principal de las perturbaciones de
baja frecuencia en el nivel del mar. En este caso esta relación también cambia al sur de los
35°S, lo que concuerda con el cambio de comportamiento de los vientos.
En estudios realizados con anterioridad en el borde oriental del Pacífico Sur, que
han mostrado que el viento no sería el principal responsable de las perturbaciones de baja
frecuencia y que sólo tendría una relativa importancia en la banda sinóptica (Enfield, 1987;
Shaffer et al., 1997; Valenzuela, 1998). Sin embargo en este estudio se encontró que a
partir para los períodos dominados por la fase cálida de ENC, el viento se presenta como un
importante forzante para las bandas anuales y semianuales, mientras que esto no ocurre
para los períodos dominados por la fase cálida de ENM, en donde la importancia se da
dentro de la banda intraestacional. En estudios realizados por Smith, 1987 y Enfield et al.,
1987, se encontró que las variaciones interanuales producidas por el fenómeno de El Niño
producen un aumento en la energía de las ondas atrapadas a la costa, generando una
disminución en la pobre relación viento-nivel del mar, sin embargo esto fue observado sólo
para los períodos dominados por ENM, y no así en los períodos dominados por ENC.
En cuanto al forzamiento remoto, se encontró una clara diferencia entre los períodos
dominados por ENC y los dominados por ENM, encontrando que en estos últimos la
contribución de este forzamiento es mucho menor que en los períodos dominados por ENC.
En estos últimos, se encontró que el principal forzante de las perturbaciones
correspondiente a las OAC, corresponde justamente al forzamiento remoto producto de las
perturbaciones de la propagación de una onda de tipo Kelvin ecuatorial, teniendo sólo al sur
de 20°S, una contribución correspondiente al forzante local, tomando en cuenta los vientos
al sur de los 35°S. Lo que coincide con lo hallado por Hormazábal et al. (2002). Ellos
encontraron que en esta banda de frecuencia, al norte de 20°S, el origen de la variabilidad
estacional está asociado a ondas ecuatoriales de Kelvin, y sólo al sur de esta latitud habría
una contribución asociada local asociada a teleconexiones atmosféricas. Para los períodos
dominados por ENM, se establece como forzante principal los vientos a lo largo de la costa.
22
CONCLUSIONES
En la costa del Pacífico Sudoriental, existen las Ondas Atrapadas a la Costa, las que
presentan una velocidad de propagación, de norte a sur de 269,27 Km/día. Estas ondas se
ven afectadas por El Niño- Oscilación del sur (ENOS). Este último presenta dos modos, EL
Niño Canónico y El Niño Modoki.
Durante este estudio se logró definir que entre 1980 y 2014, ha habido 4 períodos
dominados por El Niño Canónico y 9 dominados por El Niño Modoki. Mostrando que
contrario a la creencia general, El Niño Modoki existe desde siempre, y no es un nuevo
modo.
Se pudo confirmar que durante los períodos dominados por ENC, el principal
forzante de las OAC, corresponde al forzante remoto, teniendo sólo desde los 20°S al sur
algún tipo de incidencia el forzante local del viento a lo largo de la costa.
En cuanto a los períodos dominados por ENM, se comprobó que durante estos el
forzamiento remoto pierde incidencia, siendo menor que durante ENC, siendo el principal
forzante el viento a lo largo de la costa (forzamiento local).
El cambio en las características de los vientos bajo los 35°S, hace que las relaciones
entre el nivel del mar y los forzantes local y remoto cambien al sur de esta latitud, lo que
demuestra un cambio en las teleconexiones atmosféricas dentro de esta zona.
23
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26
FIGURAS
27
Figura 1. Diagrama que muestra la fase cálida y la fase fría con las diferencias entre los Niños
Canónico y Modoki. Fuente: The El Niño with a difference. Nature, Ashok & Yagamata, 2009
28
Figura 2. Modelo de Ondas Kelvin ecuatoriales y su comportamiento al chocar con la costa de
Sudamérica. Fuente: Antecedentes históricos y descripción del fenómeno El Niño, Oscilación del Sur.
(Maturana, 2004).
29
Figura 3. Área de estudio donde se indica la posición geográfica de las estaciones mareográficas de
Callao, Arica, Antofagasta, Caldera, Valparaíso y Talcahuano.
30
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500
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31
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-200
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100
150
200
250
-0.2
-0.10
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
Coeficiente de correlación
Reza
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día
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C
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Calla
o-T
alc
ahuano
32
Figura 6. Cálculo de la velocidad de propagación de la OAC, a lo largo de la costa Sudoriental del
Pacífico Sur. Cada punto representa una de las estaciones de estudio, de izquierda a derecha; Arica,
Antofagasta, Caldera, Valparaíso y Talcahuano. Se muestra la distancia en Km y el rezago, en días, de
la OAC, entre cada estación y Callao
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 35000
5
10
15
20
25
30
Distancia (km)
Lag (
día
s)
r2 = 0.9979Velocidad de propagación = 269.2723 [Km/día]
y = 0.0037137x + 0.0037137
Velocidad de la propagación de ondas de baja frecuencia
33
Figura 7. Vientos satelitales promedios durante el periodo 1980-2014 en la zona de estudio. A la
izquierda la componente zonal del viento (u), a la derecha la componente meridional del viento (v).
34
Figura 8. Costa suavizada cada 100km, utilizada para el cálculo de los vientos a lo largo de la costa.
35
Fig
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Mo
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ki.
39
Figura 13. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 10°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
40
Figura 14. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 12.5°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
41
Figura 15. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 15°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
42
Figura 16. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 17.5°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
43
Figura 17. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 20°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
44
Figura 18. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 22,5°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
45
Figura 19. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 25°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
46
Figura 20. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 27,5°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
47
Figura 21. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 30°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
48
Figura 22. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 32,5°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
49
Figura 23. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 35°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
50
Figura 24. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 37,5°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
51
Figura 25. Coherencia (0, 1) y fase (-180, 180) significativa entre el nivel del mar y el viento a lo largo de
la costa en los 40°S. Arriba las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño
Canónico. Abajo las correlaciones significativas para los períodos dominados por El Niño Modoki. Las
líneas rojas señalan la banda intraestacional.
52
Figura 26. Espectro de densidad para las diferentes estaciones del nivel del mar durante los períodos
dominados por El Niño Canónico. A: Callao, B: Arica, C: Antofagasta, D: Caldera, E:Valparaíso, F:
Talcahuano.
53
Figura 27. Espectro de densidad para las diferentes estaciones del nivel del mar durante los períodos
dominados por El Niño Modoki. A: Callao, B: Arica, C: Antofagasta, D: Caldera, E:Valparaíso, F:
Talcahuano.
54
Figura 28. Coherencia y fase entre las diferentes series del mar y la anomalía de la profundidad de la
isoterma de los 20 ° C en el ecuador durante los períodos dominados por El Niño Canónico.
55
Figura 29. Coherencia y fase entre las diferentes series del nivel del mar y la anomalía de la
profundidad de la isoterma de los 20 ° C en el ecuador durante los períodos dominados por El Niño
Modoki.