redalyc.variabilidad oceanográfica y climática en el bajo

Ciencias Marinas

ISSN: 0185-3880

[email protected]

Universidad Autónoma de Baja California

México

Bernal, Gladys; Ripa, Pedro; Herguera, Juan Carlos

Variabilidad oceanográfica y climática en el bajo golfo de california: influencias del trópico y pacífico

norte

Ciencias Marinas, vol. 27, núm. 4, diciembre, 2001, pp. 595-617

Universidad Autónoma de Baja California

Ensenada, México

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Ciencias Marinas (2001), 27(4): 595–617

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VARIABILIDAD OCEANOGRÁFICA Y CLIMÁTICA EN EL BAJO GOLFO DE CALIFORNIA: INFLUENCIAS DEL TRÓPICO Y PACÍFICO NORTE

OCEANOGRAPHIC AND CLIMATIC VARIABILITY IN THE LOWER GULF OF CALIFORNIA: LINKS WITH THE TROPICS AND NORTH

PACIFIC

Gladys BernalPedro Ripa

Juan Carlos Herguera*

Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de EnsenadaKm 107 Carretera Tijuana EnsenadaEnsenada, Baja California, México

*E-mail:[email protected]

Recibido en abril de 2001; aceptado en septiembre de 2001

RESUMEN

Se exploraron las relaciones entre el clima y oceanografía del Bajo Golfo de California (BGC) y lavariabilidad física observada en el Océano Pacífico a escalas de interanuales a decadales, la cual esrecogida mayormente por dos índices: el índice de El Niño – Oscilación Austral (ENOA) y el índice de laOscilación Interdecadal del Pacífico Norte (ODPN). Se compararon las series de tiempo de temperaturasuperficial del mar (TSM), rapidez de los vientos, precipitación pluvial y nivel del mar para la región deLa Paz, Baja California Sur, México, en el BGC, con estos índices climáticos, encontrando que losforzamientos más importantes provienen del Pacífico tropical y ecuatorial, representados por el índice delENOA y asociados significativamente con la precipitación, la TSM y el nivel del mar. La influencia delPacífico Norte, representada por el índice de la ODPN, está asociada a los vientos y, en menor medida, ala TSM y la precipitación. Se encontró que la variabilidad de la TSM de la región está controlada porambos índices. Se propone un modelo para explicar el control que cada uno de ellos ejerce sobre lavariabilidad de la TSM en el BGC. En este modelo el exceso de calor aportado por aguas tropicalessuperficiales por la intensificación de los eventos de El Niño a partir de los años ochenta, junto con elcalentamiento de las aguas observado a lo largo del siglo pasado, son disipados parcialmente por vientosinvernales más fríos e intensos derivados de cambios en los patrones de circulación atmosférica delPacífico Norte y capturados por las anomalías positivas de la ODPN. Se propone que este procesocontrola la variabilidad oceanográfica especialmente a partir de la década de los años setenta cuando laTSM muestran un cambio en el signo de su respuesta a los vientos, fenómeno que no fue observado endécadas anteriores.

Palabras clave: ENOA, ODPN, Golfo de California, TSM, precipitación, vientos.

ABSTRACT

The links between climate and oceanography in the lower Gulf of California (LGC) and the observedphysical variability in the open Pacific were studied on interannual to decadal timescales. Two indices

Ciencias Marinas, Vol. 27, No. 4, 2001

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INTRODUCCIÓN

La oceanografía del Pacífico subtropical enel Hemisferio Norte está controlada por lainfluencia de la Corriente Norecuatorial, elGiro Subtropical del Pacífico Norte y la cre-ciente importancia del calentamiento oceánicodel siglo pasado a escalas que van de interanuala interdecadal. Dos índices climáticos reflejanesta variabilidad: el índice de la OscilaciónInterdecadal del Pacifico Norte (ODPN) y elíndice de El Niño y la Oscilación Austral(ENOA) (Emery y Hamilton, 1985; Norton etal., 1985; Mantua et al., 1997; Zhang et al.,1997; Gershunov et al., 1999). El índice deENOA (Bjerkness, 1969) está basado en lasdiferencias de presión atmosférica entre Tahitíy Darwin, Australia. En años normales, la pre-sión en el Pacífico ecuatorial oriental (Tahiti)es relativamente alta sobre aguas más frías,mientras que del lado occidental (Darwin),sobre la alberca de aguas cálidas del Pacíficoecuatorial y tropical occidental, se localiza uncentro de baja presión, que da origen a intensas

INTRODUCTION

The oceanography of the subtropicalPacific Ocean in the northern hemisphere iscontrolled by the influence of the NorthEquatorial Current, the North Pacific Subtropi-cal Gyre and the increasing importance of theocean warming over the last century at interan-nual and interdecadal scales. Two climatic indi-ces reflect this variability: the North PacificDecadal Oscillation (PDO) index and the ElNiño Southern Oscillation (ENSO) index(Emery and Hamilton, 1985; Norton et al.,1985; Mantua et al., 1997; Zhang et al., 1997;Gershunov et al., 1999). The ENSO index isbased on the differences of atmospheric pres-sure between Tahiti and Darwin, Australia(Bjerkness, 1969). In normal years, the pres-sure at the eastern Equatorial Pacific (Tahiti) isrelatively high over colder water, while at itswestern side (Darwin), over the warm waterpool of the equatorial and western tropicalPacific, there is a low pressure center, whichoriginates intense rainfall on that region.

reflect the North Pacific’s oceanic and climatic variability: the El Niño Southern Oscillation index(ENSO) and the North Pacific Decadal Oscillation index (PDO). The sea surface temperatures, windspeed, precipitation and sea level records of La Paz region, Baja California Sur (Mexico) in the LGCwere used to compare them with the PDO and ENSO indices. The most important forcing processes wereobserved coming from the tropical and the equatorial Pacific, represented by the ENSO index,significantly associated with precipitation, sea surface temperature (SST) and sea level. The NorthernPacific influence, represented by the PDO index, is associated with the winds and to a lesser extent withSSTs and precipitation. These results show that SST variability in the region is controlled by both indices.A model is proposed to explain the control that each of them exerts on the LGC SST variability. In thismodel the excess heat brought by surface tropical waters, especially after the intensification of ENSOevents since the 1980s, in addition to the long term warming observed over the past century, is partiallydissipated by stronger winter winds in the gulf. These stronger and cooler winds, derived from changes inthe atmospheric circulation patterns of the North Pacific and captured by the PDO positive anomalies, actas negative feedback to the warming dissipating part of the accumulated heat and dampening the raise inSSTs. This process is proposed to operate, especially after the 1970s sign shift of the PDO, when nochange in the SSTs’ trend occurs showing an opposite behavior in respect to wind variability, which wasnot observed for previous decades.

Key words: ENSO, PDO, Gulf of California, SST, rainfall, winds.

Bernal et al.: Influencia de los trópicos y del Pacífico Norte en el Bajo Golfo de California

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lluvias en esta región. Durante los eventos deEl Niño hay un desplazamiento de la fuente decalor atmosférico hacia el este, lo que ocasionaun descenso en la presión del Pacífico ecuato-rial, en su porción oriental, y un ascenso, en suparte occidental, asociados a una alteracióngeneral de los patrones de precipitación en lazona ecuatorial que se repite con una periodici-dad entre 2 y 7 años. En contraste, el índice dela ODPN, derivado del primer modo de lasFunciones Empíricas Ortogonales (FEOs) delas temperaturas superficiales del Pacífico, alnorte de los 20ºN, muestra una importantecomponente decadal (Mantua et al., 1997;Zhang et al., 1997). En la región de nuestroestudio, incluida en el subtrópico, se puedeconsiderar que el índice ENOA representa lainfluencia tropical en la variabilidad climáticay oceánica, mientras que el ODPN representala del Pacífico Norte.

Durante los períodos en los que el índiceODPN es positivo (v.g. 1923–1943 y 1977–1998), las anomalías de las temperaturas super-ficiales del mar en el Pacífico Norte presentanuna distribución similar a la de un evento de ElNiño (ENOA negativo). Así, mientras elPacífico oriental y la corriente de fronteraoriental (Corriente de California) presentananomalías cálidas, el Pacífico Norte centralpresenta anomalías frías (Mantua et al., 1997;Zhang et al., 1997). Por otro lado, se ha obser-vado cómo durante períodos en los que laODPN se encuentra en su modo positivo, loseventos de El Niño tienen un efecto mucho másintenso sobre la porción occidental de Nortea-mérica y la frontera oriental del Pacífico Norte,mientras que durante los períodos en los que laODPN está en su modo negativo (antes de 1923y de 1943 a 1977), los eventos de El Niño sonde menor intensidad y los eventos asociados aLa Niña se amplifican (Gershunov et al.,1999). El último cambio del índice ODPN seprodujo durante 1976-77, viéndose afectadasun gran número de variables oceanográficas

During El Niño events, there is a displacementof the source of atmospheric heat eastwards,causing a decrease in the Equatorial Pacificpressure in its eastern side and an increase inthe western side, associated with a generalalteration of the precipitation patterns of theequatorial zone, a phenomenon known to recurwith a periodicity between 2 and 7 years. Incontrast, the PDO index, derived from the firstmode of the Empirical Orthogonal Functions(EOFs) of the North Pacific’s sea surface tem-peratures (SSTs) north of 20°N, shows animportant decadal component (Mantua, et al.,1997; Zhang et al., 1997). In our study region,considered as part of the subtropical domain,the ENSO represents the tropical influence inthe climatic and oceanic variability, while thePDO represents that from the North Pacific.

During periods when the PDO index is pos-itive (e.g. 1923–1943 and 1977–1998), the seasurface temperature anomalies in the NorthPacific exhibit a similar distribution to that ofan El Niño event (negative ENSO). Periodswith a positive PDO show warm anomalies inthe eastern tropical Pacific and at its easternNorth Pacific boundary current (the CaliforniaCurrent), while the central North Pacific iscolder (Mantua et al., 1997; Zhang et al.,1997). Furthermore, during periods when thePDO is in its positive mode, the El Niño eventshave shown to have a more intense effect onthe western side of North America and the east-ern boundary of the North Pacific, whereasduring periods when the PDO is in its negativemode (pre-1923 and 1943–1977), the El Niñoevents seem to be less intense and the eventsassociated to La Niña are amplified(Gershunov et al., 1999). The last change in thePDO index occurred during 1976-77, affectinga large number of oceanographic variables allover the North Pacific (Norton et al., 1985;Lange et al., 1990; McGowan et al., 1998;Levitus et al., 2000). This change has beenassociated with the predominance of positive


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para todo el Pacífico Norte (Norton et al.,1985; Lange et al., 1990; McGowan et al.,1998; Levitus et al., 2000). Este cambio estáasociado al predominio de anomalías positivasen la temperatura superficial y en el nivel delmar en la región de frontera oriental del Pací-fico Norte.

La oceanografía del Golfo de California,cuya boca está localizada en la zona de conver-gencia de la Corriente Norecuatorial y el Girodel Pacífico Norte, responde sensiblemente alfenómeno ENOA (Baumgartner y Christensen,1985; Robles y Marinone, 1987; Torres-Orozco, 1993; Lavín et al., 1997; Trasviña etal., 1999; Castro et al., 2000). Los resultadosde las observaciones durante años de El Niñomuestran una anomalía positiva en las TSMmás temprana, más profunda y más persistentea lo largo del Golfo de California, lo que a suvez sugiere una mayor penetración y perma-nencia de aguas ecuatoriales asociadas conanomalías positivas del nivel del mar. Aso-ciado a este calentamiento de la superficie delmar se han observado una mayor incidencia detormentas y un aumento neto en la precipita-ción (Sancetta, 1995; Salinas-Zavala et al.,1998). Se conoce poco acerca de la respuestaoceanográfica del Golfo de California a lavariabilidad de largo período caracterizada porel ODPN. Se esperaría que durante períodospositivos de ODPN las características de losaños de El Niño se intensificarían, como suce-dió después de 1977, de un forma similar a loque ocurre en la vecina Corriente de California.Sin embargo, la configuración geográfica delGolfo de California, caracterizado por ser unmar profundo, estrecho y alargado en direcciónNW-SE, limitado por la árida península deBaja California al occidente y por los desiertosde Sonora y Sinaloa al oriente, le confiere unclima de carácter más contintental que el de lavecina Corriente de California. Los cambiosestacionales en la posición latitudinal y laintensidad del sistema de alta presión del

anomalies in the SSTs and the sea level in theeastern boundary region of the North Pacific.

The oceanography of the Gulf of Californiathat opens through its mouth to the conver-gence of the North Equatorial Current and theNorth Pacific Gyre, is highly responsive to theENSO phenomenon (Baumgartner andChristensen, 1985; Robles and Marinone,1987; Torres-Orozco, 1993; Lavín et al., 1997;Trasviña et al., 1999; Castro et al., 2000).Results from observations during El Niño yearsshow an earlier, deeper and more persistentwarm water anomaly throughout the gulf, thatsuggests a larger penetration and longer resi-dence times of equatorial waters into it, associ-ated with positive sea level anomalies, a higheroccurrence of storms and a net increase in pre-cipitation (Sancetta, 1995; Salinas-Zavala etal., 1998). Little is known about the oceano-graphic response of the Gulf od California tothe long-term variability characterized by thePDO. We would expect an intensification ofENSO events during positive PDO years, suchas those after 1977, as in the nearby CaliforniaCurrent. However, the geographic configura-tion of the Gulf of California, a deep, narrowand elongated NW-SE trending sea, boundedby the arid Baja California Peninsula to theWest and by the Sonoran and Sinaloan Desertsto the East, constraints its continental climatein contrast with the temperate marineCalifornia Current climate. Seasonal changesin the latitudinal position and strength of theNorth Pacific high pressure system relative tothe North American low, control the seasonalreversing winds along the gulf: cold and dry airsweeping from the NW in winter and warm andhumid air blowing from the SE in summer(Badan-Dangon et al., 1991).

In this work time-series of SSTs, winds, sealevel and precipitation were analyzed for theLower Gulf of California, in the region of LaPaz basin (fig. 1) and compared them with thetwo indices for the Pacific, the ENSO and the


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Pacífico Norte, en relación al centro de bajapresión de Norteamerica, controlan la inversiónestacional de los vientos a lo largo del golfo:aire frío y seco proveniente del NW en inviernoy aire tibio y húmedo del SE en verano (Badan-Dangon et al., 1991).

En este trabajo se analizaron series detiempo de temperatura superficial del mar(TSM), vientos, nivel del mar y precipitaciónen el Bajo Golfo de California, en la región dela cuenca de La Paz (fig. 1), y se compararoncon los dos índices del Pacífico, el del ENOA yel de la ODPN, con el objetivo de establecer lainfluencia que cada uno de éstos ejerce sobre lavariabilidad climática y oceanográfica obser-vada en la región.

METODOLOGÍA

Se utilizaron datos de temperatura superfi-cial del mar y de vientos de la base de datosCOADS (Comprehensive Oceanic and Atmos-pheric Data Set; Fletcher et al., 1983) para laregión comprendida entre los 24–25ºN y los109–111ºW (fig. 1). Los datos provenientes delocalidades dentro del cuadrante se promedia-ron, espacial y temporalmente (mensualmente),obteniendo una serie discontinua entre 1861 y1997. Los datos sobre nivel del mar provienende la base de datos del CICESE (Centro deInvestigación Científica y Eduación Superiorde Ensenada) y son promedios mensuales demediciones tomadas en La Paz, Baja CaliforniaSur (BCS), México, entre 1952 y 1983, los cua-les se completaron con datos de Loreto, BCS,hasta 1990. Los datos de Loreto fueron usadosdespués de comprobar que las series de anoma-lías en La Paz y Loreto se comportan de unamanera similar (media e intervalo anual). Losdatos de precipitación provienen de una base dedatos elaborada en CICESE, a partir de infor-mación del Instituto Mexicano de Tecnologíadel Agua y del Servicio Meteorológico Nacio-nal (Quintas, 2000). Se trata de totales

PDO, in order to establish the influence thateach of these indices exerts on the climatic andoceanographic variability of this region.

METHODOLOGY

Sea surface temperature and wind datawere used from the COADS (ComprehensiveOceanic and Atmospheric Data Set; Fletcheret al., 1983) database for the regionbetween 24–25°N and 109–111°W (fig. 1).Data from this quadrant were spatially and tem-porally (monthly) averaged, obtaining a dis-continue series between 1861 and 1997. Seasurface level data were obtained from aCICESE’s (Centro de Investigación Científicay Educación Superior de Ensenada) databaseand are monthly averages of records taken inLa Paz, Baja California Sur (BCS), Mexico,between 1952 and 1983 and completed withdata from Loreto, BCS, until 1990. Data fromLoreto were used after verifying that anomaliesin La Paz and Loreto (mean and annual inter-val) behave similarly. Precipitation data wereextracted from a database generated at CICESEwith information from the Instituto Mexicanode Tecnología del Agua (Mexican Institute ofWater Technology) and the ServicioMeteorológico Nacional (National Meteoro-logical Service) (Quintas, 2000). These datacorrespond to monthly precipitation totalsbetween 1951 and 1990 measured at LosPlanes meteorological station (24°4'N;109°59'W) located near the city of La Paz.PDO and ENSO indices were obtained fromNOAA (National Oceanic and AtmosphericAdministration of the United States ofAmerica: http://www.noaa.gov/) and corre-spond to monthly data between 1900 and 1998.Anomalies were calculated for each series (toeach particular value its mean was subtracted)and the annual series (the annual average).

The most complete instrumental time-series for this region begin in 1952. The winds


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mensuales de precipitación entre 1951 y 1990tomados en la estación meteorológica de LosPlanes, BCS (24º4′N; 109º59′W), localizadacerca de la ciudad de La Paz. Los índicesODPN y ENOA fueron obtenidos de la NOAA(National Oceanic and Atmospheric Adminis-tration de los Estados Unidos de América:http://www.noaa.gov/) y corresponden a datosmensuales entre 1900 y 1998. De todas lasseries se calcularon las anomalías (cada valormenos su media) y las series anuales (resultadodel promedio anual).

and the SSTs time-series have an importantdata gap between 1912 and 1949, whereas sealevel and precipitation series are available butsince 1952. This was the main reason why wedecided to use data from the period between1952 and 1990, so that we would be able toperform the comparisons and statistical analy-ses of all the series. Owing to the lack of datafor some months, we used the “splines” inter-polation method in order to transform the seriesinto a continuous one. Interpolated series werecompared to the original ones and no

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MÉXICO

OCÉANOPACÍFICO

Guaymas

La Paz

Loreto

Los Planes

Figura 1. Mapa de la zona de estudio en el Golfo de California. El cuadrante muestra el área de estudio.( ) Estaciones de nivel del mar (La Paz y Loreto) y de precipitación (Los Planes) de donde provienen losdatos utilizados en este trabajo.Figure 1. Map of the study site in the Gulf of California. The quadrant shows the study area.( ) Sea levelstations (La Paz and Loreto) and precipitation (Los Planes) from which data used in this research come.


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Las series instrumentales de tiempo máscompletas para esta región comienzan a partirde 1952. Las series de vientos y TSM tienen unvacío importante de datos entre 1912 y 1949,mientras que sólo se cuenta con series de niveldel mar y precipitación a partir de 1952. Estafue la principal razón por la que se optó por tra-bajar con los datos correpondientes al periodoentre 1952 y 1990 para poder realizar las com-paraciones y análisis estadísticos de todas lasseries. A falta de datos en algunos meses, utili-zamos el método de interpolación por “splines”con el fin de hacer continuas las series. Lasseries interpoladas se compararon con las origi-nales y no se encontraron diferencias significa-tivas entre ambas, asegurándonos de nointroducir una señal artificial con este tipo deinterpolación. Los resultados derivados de esteejercicio provienen de comparaciones gráficasy de análisis de funciones empíricas ortogona-les (FEOs) a partir de las series mensuales, des-pués de aplicar un promedio contínuo de 12meses a fin de trabajar con promedios anuales.

RESULTADOS

Variabilidad anual

El ciclo anual de la TSM en la cuenca de LaPaz presenta dos estaciones bien definidas conrespecto al patrón estacional de vientos (fig. 2).Durante invierno-primavera, los menoresniveles de insolación junto con la influencia delos vientos del NW, son los causantes delenfriamiento de las aguas superficiales hastaalcanzar sus mínimos anuales (21ºC–24ºC),mientras que las TSMs más elevadas (27ºC-31ºC) se registran durante verano-otoño,cuando la insolación es mayor y vientos másdébiles del SE, acarrean por advección aguascálidas del trópico hacia el golfo.

El ciclo anual del nivel del mar está en fasecon el de la TSM (fig. 2), de tal manera que

significant differences were found betweenthem, assuring not to introduce an artificial sig-nal by using this kind of interpolation. Theresults derived from this exercise come fromgraphic comparisons and Empirical OrthogonalFunctions (EOFs) analyses from monthlyseries, after applying a 12-month average inorder to operate with yearly averages.

RESULTS

Annual variability

The annual cycle of the SST for the La Pazbasin shows two well-defined seasons inrespect of the wind patterns (fig. 2). Duringwinter-spring, the lower insolation levelstogether with the influence of the NW winds,cause surface waters to cool to their minimumannual values (21°C–24°C), while when thehighest SSTs (27ºC–31ºC) are observed duringsummer-autumn, the solar insolation is higher,and weaker winds from the SE advect warmtropical water into the gulf.

The annual cycle of the sea level is in phasewith the SSTs (fig. 2). During the cooler winterand spring months, the anomalies are negative,while during the warmer summer and early fallthese are positive. The maximum as well as theminimum values of the sea level anomalies(SLA) are reached a month after the maximumand the minimum SSTs. Annual changes in thesea level are related to changes in temperatureand salinity of the water column, forced locallyand remotely by the Pacific Ocean through themouth of the Gulf of California (Ripa, 1990,1997; Beier, 1997; Lavín et al., 1997).

The main rainfall period occurs duringAugust and September (fig. 2). The winterrains, of lesser importance than those in sum-mer (less than 15% of the annual rainfall),occur mainly in December and January as aresponse to climatic conditions in the North


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durante los meses más fríos de invierno y pri-mavera las anomalías son negativas, mientrasque durante el período más cálido (verano e ini-cios del otoño) éstas son positivas. Tanto elmáximo como el mínimo de las anomalías delnivel del mar (ANM) se alcanzan un mes des-pués que el máximo y mínimo de la TSM. Loscambios anuales en el nivel del mar están rela-cionados con cambios en la temperatura y sali-nidad de la columna de agua, forzados local yremotamente por el Océano Pacífico, a través

Pacific during this season (Salinas-Zavala etal., 1990). Comparing the annual cycle of theSSTs and precipitation, summer rains arepresent when the SST rises above 28°C, indi-cating contributions by local convective activ-ity. Another observation worth mentioning inthis respect is how summer rains show theirgreatest variability precisely during summer, inassociation with passing storms brought by latesummer hurricanes that occasionally hit the tipof the Baja California Peninsula.

Figura 2. Ciclo anual del clima en la región de La Paz: Azimut o dirección dominante del viento, engrados; rapidez de los vientos; temperatura superficial del mar (TSM), anomalías del nivel del mar(ANM); y precipitación mensual total. Las barras de error representan, la desviación estándar, para lastemperaturas y el nivel del mar; y los cuartiles 1 y 3, para la precipitación y los vientos.Figure 2. Climate annual cycle in the La Paz region: Azimuth or dominant wind direction, in degrees;wind speed; sea surface temperature (SST), sea level anomalies (SLA) and total monthly precipitation.Error bars represent the standard deviation for temperatures and sea level; and quartiles 1 and 3, forprecipitation and winds.


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de la boca del Golfo de California (Ripa, 1990,1997; Beier, 1997; Lavín et al., 1997).

El principal período de lluvias ocurredurante los meses de agosto y septiembre(fig. 2). Las lluvias de invierno, de muchamenor importancia que las de verano (menosdel 15% de la lluvia anual), ocurren principal-mente en diciembre y enero, y responden a lascondiciones climáticas del Pacífico Nortedurante esta estación (Salinas-Zavala et al.,1990). Al comparar el ciclo anual de las TSMsy la precipitación se observa que las lluvias deverano ocurren principalmente cuando la TSMsobrepasa los 28ºC, lo que indica aportes poractividad convectiva local. Por otro lado, esnotorio cómo las lluvias de verano son las quepresentan la mayor variabilidad en el cicloanual, debido al efecto de las tormentas asocia-das con huracanes que, durante el verano, oca-sionalmente alcanzan la punta de la Penínsulade Baja California.

Variabilidad interanual

Las series de tiempo de la TSM muestrande manera consistente un techo en sus valoresmáximos durante los veranos alrededor de los31°C, mientras que las temperaturas deinvierno muestran una mayor variabilidad quese refleja en las barras de la desviación estándarde la figura 2. Una de las implicaciones de estadiferencia en la variabilidad estacional es quelos cambios climáticos interanuales se mani-fiestan principalmente en las TSM de invierno,como parece ocurrir en el resto del Pacíficonororiental (Emery y Hamilton, 1985;McGowan et al., 1998). Este límite superior delas temperaturas de verano, alrededor de los31ºC, es debido posiblemente a una intensifica-ción de los procesos de transferencia de calorlatente a la atmósfera, a través de una mayorevaporación, y a la formación de nubes quepotencian el albedo en la región y que actúan

Interannual variability

Sea surface temperature time-series exhibitconsistently a ceiling in their maximum valuesduring summer around 31°C while during win-ter they show a higher variability, a featurereadily appreciated from the standard deviationbars in figure 2. One of the implications of thisdifferent seasonal variability is that the interan-nual climatic changes are manifested mainly inthe SSTs for winter, as it seems to happen inthe rest of the NE Pacific (Emery andHamilton, 1985; McGowan et al., 1998). Themechanism that keeps the upper limit of sum-mer SSTs around 31°C, is probably an intensi-fication of the latent heat transfer to theatmosphere through stronger evaporation andcloud formation, which enhances the albedoover this region, that acts as a negative feed-back to the warming.

In figure 3 a comparison between theENSO and the PDO indices, as well as theSSTs averaged annual anomalies are shown.The variabilities of the SST in the La Paz basinand the ENSO are anti-correlated as expected,except for a short interval during the transitionof 1976-77 (PDO’s shift in sign). During thistransition the SST anomalies became negativeuntil the 1982-83 El Niño event, considered asthe strongest of the study period, when anoma-lies become positive again. Because of the geo-graphic proximity of the Gulf of California tothe California Current, we would expect that apositive PDO index to be associated with warmconditions inside the gulf. However, the aver-age of the monthly SST anomalies between1950 and 1976 is +0.26°C, while between 1977and 1990 the average is –0.15°C. This indicatesthat relatively cooler conditions are presentsince 1977. Despite the fact that after the 1982-83 El Niño event the anomalies reach positivevalues, there is a remarkable decrease in thetemperature during the transition. Moreover,


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retroalimentando negativamente el calenta-miento.

En la figura 3 se presenta una comparaciónentre los índices ENOA y ODPN, así como lasanomalías medias anuales de la TSM. Lasvariabilidades de la TSM en la Cuenca de laPaz y el ENOA están anticorrelacionadas, aexcepción de un corto intervalo durante la tran-sición de 1976-77 (cambio de signo de laODPN). Durante esta transición las anomalíasde las TSMs son negativas hasta la aparición deEl Niño de 1982-83, considerado el evento másfuerte del período de estudio y en el que lasanomalías se vuelven nuevamente positivas.Por la vecindad geográfica del Golfo deCalifornia con la Corriente de California,

the amplitudes of the positive anomalies aregreater before the transition than after it.

An intensification of mean wind speedsduring winter was also observed, in associationwith these changes, especially after the 1950s(fig. 4). During the mid-1970s transition, win-ter winds decayed for a few years to pick upagain in the early 1980s and become evenfaster than during the previous period charac-terized by a negative PDO. During the sametransition, an important shift is oberved in therelationship between the SST anomalies andthe winter winds (fig. 5). Before 1977, yearswhen winter winds show negative anomalies– or decreased wind speeds– SSTs exhibit a rel-ative warming, characterized by positive

Figura 3. Comparación entre las anomalías de la temperatura superficial del mar (ATSM) en la región deLa Paz y los índices de El Niño-Oscilación Austral (ENOA) y de la Oscilación interdecadal del PacíficoNorte (ODPN).Figure 3. Comparisons between sea surface temperature anomalies (ATSM) in the La Paz region, and theEl Niño Southern Oscillation index (ENOA) and the North Pacific Decadal Oscillation index (ODPN).


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esperaríamos que un índice ODPN positivoestuviera asociado con condiciones cálidasdentro del golfo. Sin embargo, el promedio delas anomalías mensuales de TSM entre 1950 y1976 es de +0.26ºC, mientras que entre 1977 y1990 este es de –0.15ºC, indicativo de condi-ciones relativamente más frías a partir de 1977.A pesar de que después de El Niño 1982-83 lasanomalías también alcanzan valores positivos,la disminución de temperatura durante la tran-sición es muy marcada y las amplitudes de lasanomalías positivas son mayores, antes de latransición, que después de ésta.

Se observó también una intensificación delos vientos medios y, sobre todo, de los deinvierno a partir de 1950 (fig. 4). Durante latransición de los años setenta los vientos de

anomalies, while years with increased windspeed show negative SST anomalies. Thisbehavior is expected according to observationsand oceanographic models on the relationbetween winds and SSTs. However, for theperiod after 1976-77 this relation reverses insign and the SST and wind annual anomaliesparallell each other. In other words, years whenwinds intensify SSTs seem to be warmer, a par-adoxical response considering that SSTs shoulddecrease in response to an intensification of thewinds.

As for sea level, the 1970s transition is notclearly observed in the time-series from La Pazand Loreto (fig. 6). During the period after1977, there are extreme oscillations marked bythe positive anomaly of the 1982-83 El Niño

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7y = -73.043 + 0.039219x R= 0.70946

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AÑO

Figura 4. Promedio anual de la rapidez del viento y promedio estacional de la rapidez de los vientos deinvierno, en La Paz desde 1950.Figure 4. Wind speed annual average and wind speed seasonal average for winter in La Paz since 1950.


606

invierno decaen temporalmente para entrar enun período en que cobran una mayor intensidadque durante el período anterior, caracterizadopor una ODPN negativa. Durante la transiciónde los años setenta se observa un cambioimportante en la relación entre las anomalías delas TSMs invierno y los vientos de invierno(fig. 5). Durante el período anterior a 1977, losaños en los que los vientos de invierno mues-tran anomalías negativas –esto es, en los quedisminuye su intensidad– las TSMs muestranun calentamiento relativo, caracterizado poranomalías positivas. Este comportamiento es elesperado de acuerdo a observaciones y mode-los oceanográficos sobre la relación entre losvientos y la TSM. Sin embargo, para el períodoposterior a 1976-77 esta relación invierte susigno de manera que las anomalías anuales dela TSM y el viento van en el mismo sentido.Esto es, en los años en que se intensifican losvientos, las TSM se elevan, lo que es un

event as well as by a large negative anomalydue to the 1989 La Niña event in the Gulf ofCalifornia. However, when we average theanomalies over a broader region of the gulf andinclude more data and more stations, negativeanomalies dominate the period prior to the1983 El Niño, while positive anomalies domi-nate after this event. This is the behavior wewould expect as a response to the intensifica-tion of El Niño events during a positive PDOperiod.

Summer rains dominate the precipitationpatterns in the La Paz region. In general, ElNiño events are associated with a positiveannual anomaly in precipitation, while La Niñaevents are associated to negative anomalies. Innormal years, summer positive anomalies arehigher than those from winter, and generally,the winter rain of the year following to an ElNiño event shows positive anomalies as well.Years when the ENSO index is negative (warm

Figura 5. Anomalías de las temperaturas de la superficie del mar en invierno (TSM, línea discontinua) yde los vientos de invierno (RV, línea continua), desde 1950.Figure 5. Anomalies of the sea surface temperature (TSM, dashed line) and the winter winds (RV,continuous line) since 1950.


607

comportamiento paradójico ya que éstas debe-rían disminuir en respuesta a esta intensifica-ción de los vientos.

En cuanto al nivel del mar, en la serie detiempo de anomalías de La Paz y Loreto no seobserva claramente la transición de los añossetenta (fig. 6). En el período posterior a 1977,hay oscilaciones extremas marcadas por la ano-malía positiva de El Niño de 1982-83 y unagran anomalía negativa de La Niña de 1989,sobre el Golfo de California. Sin embargo,cuando se hace un promedio de las anomalíascon muchos más datos y más estaciones, paratodo el golfo, las anomalías negativas dominanel período anterior a El Niño de 1983 y, a partirde éste evento, son las anomalías positivas lasque prevalecen. Este comportamiento sería elesperado en respuesta a una intensificación enlos eventos de El Niño durante un período posi-tivo de la ODPN.

Los patrones de precipitación en la regiónde La Paz están dominados por las lluvias deverano. En general los eventos de El Niño seencuentran asociados a una anomalía anual

events associated to El Niño) are generallyassociated with an increase in summer rainfallor with an increase in the precipitation in bothrainy seasons, whereas cold events are associ-ated with a slight increase of winter rains orwith a reduction in precipitation during bothseasons.

In order to show which variables are asso-ciated, in which way and with which index, andmoreover which modes dominate the variabil-ity of the different time-series, we proceeded tofind correlations between variables and indices.Empirical Orthogonal Functions (EOFs) werecalculated for the four variables and the twoclimatic indices. The results for this analysisare presented in tables 1 and 2. The variabilitymodes can be described as follows: the first one(M1), that explains nearly 43% of the totalvariance, associates the variability of the cli-matic indices and all measured variables butwinds, assigning more weight to the ENSOindex and to the sea surface anomaly; the sec-ond one (M2) represents 23% of the total vari-ance, mainly associating winds and the PDO

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AÑOFigura 6. Anomalías del nivel del mar (ANM) en el Bajo Golfo de California (La Paz; línea discontinua),y media para el Golfo de California (línea continua), ambas en cm. Los datos para esta figura provienende la base de datos sobre nivel del mar en el Golfo de California del CICESE.Figure 6. Lower Gulf of California sea surface anomalies (ANM) (La Paz; dashed line), and average forthe Gulf of California (continuous line). Data come from the Gulf of California sea level data base fromCICESE.


608

positiva en la precipitación, mientras que losaños de La Niña se asocian con anomalíasnegativas. En los años normales, las anomalíaspositivas de verano son mayores que las deinvierno y, generalmente, la lluvia de inviernoal año siguiente, después de un evento de ElNiño, también presenta anomalías positivas.Los años en que el índice ENOA es negativo(eventos cálidos asociados a El Niño) general-mente están asociados con un aumento en laslluvias de verano, o con un aumento en la pre-cipitación en ambos períodos lluviosos, mien-tras que los eventos fríos están más asociadoscon un ligero aumento de las lluvias eninvierno, o con la disminución de la precipita-ción en ambas temporadas.

Con el fin de mostrar cuales de las varia-bles están asociadas, de qué manera y con quéíndices y, además, qué modos dominan lavariabilidad de las series, se hicieron correla-ciones entre las variables e índices y se calcula-ron Funciones Empíricas Ortogonales (FEOs)de las cuatro variables y los dos índices climáti-cos. Los resultados de este análisis se presentanen las tablas 1 y 2. Los modos de variabilidadpueden describirse de la siguiente manera: elprimero (M1), que explica cerca del 43% de lavarianza total, asocia la variabilidad de losíndices climáticos y todas las variables a excep-ción de los vientos, asignando mayor peso alíndice ENOA y a la anomalía del nivel del mar;el segundo (M2) representa un 23% de lavarianza total y asocia los vientos y el índiceODPN, principalmente; el tercero (M3; 12.5%de la variabilidad total) asocia a la TSM, la pre-cipitación y, de manera marginal, el índiceODPN y los vientos; el cuarto (M4; 9.4%) aso-cia a los vientos y a la precipitación; el quinto(M5), asocia las anomalías del nivel del mar yla temperatura superficial del mar; y el últimomodo (M6), con sólo un 4.8%, está asociadoúnicamente con los índices climáticos.

Las correlaciones entre los vientos y lasdemás variables e índices son muy bajas. Las

index; the third one (M3; 12.5% of the totalvariability) associates SSTs, precipitation and,although marginally, the PDO index and thewinds; the fourth one (M4; 9.4%) associateswinds and precipitation; the fifth one (M5),associates sea level anomalies and SSTs; andthe last mode (M6), with just 4.8%, is associ-ated only with both climatic indices.

The correlations between the winds and therest of the variables and indices are very low.The best ones occur between the precipitationand the PDO. Together, the three modes thatare affected by the winds (M2, M3 and M4)explain almost the same variability than thefirst mode, from which they are excluded. Thehighest correlations observed for the SSTs areassociated with the SLA, the ENSO index andthe precipitation anomalies (PPA). Thesehigher correlations and its low correlation withwinds and the PDO index, imply that the maincontrol of SSTs in this region is originated inthe tropics.

Time-series from COADS for winds andSSTs were reviewed for the whole century inorder to observe long-term trends in the records(fig. 7). The SST series was divided into winter(January-April) and summer (July-October)temperatures since 1880. Winter SSTs show atendency to increase through the last century;this rise does not seem to be the result of aninstrumental bias since this is not evident in thesummer temperatures. Winter winds do notshow the same trend throughout the last cen-tury but the intensification previouslydescribed is noted since the 1950s.

DISCUSSION

The annual extremes in the climatology andoceanography of the Lower Gulf of California(LGC) can be summarized in the followingway: during winter, the intensification of theAleutian’s Low dominates over the NorthPacific, while a high pressure stabilizes overthe southwestern United States of America


609

Tabla 1. Matriz de correlación entre variables e índices. RV = Rapidez del viento; TSM = Temperaturasuperficial del mar; ANM = Anomalía del nivel del mar; APP = Anomalía de la precipitación;ODPN = Indice de la Oscilación del Pacífico Norte; ENOA = Indice de El Niño y la Oscilación Austral.Valores mayores a 0.3 en negrillas.Table 1. Correlation matrix between variables and indices. RV = wind speed; TSM = Sea surfacetemperature; ANM = Sea level anomaly; APP = Precipitation anomaly; ODPN = North Pacific decadaloscillation index; ENOA = El Niño Southern Oscillation index. Values higher to 0.3 in bold.

RV TSM ANM APP ODPN ENOA

RV 1

TSM –0.15 1

ANM –0.13 0.46 1

APP –0.29 0.34 0.4 1

ODPN 0.24 0.11 0.33 0.21 1

ENOA 0.013 –0.44 -0.52 –0.35 –0.6 1

Tabla 2. Resultados del análisis de funciones empíricas ortogonales (FEOs). M1–6 = Modos devariabilidad; RV = Rapidez del viento; TSM = Temperatura superficial del mar; ANM = Anomalía delnivel del mar; APP = Anomalía de la precipitación; ODPN = Indice de la Oscilación del Pacífico Norte;ENOA = Indice de El Niño y la Oscilación Austral. Valores mayores al 12% en negrillas.Table 2. Results from the Empirical Orthogonal Functions (EOFs). M1-6 = Variability modes; RV = Windspeed; TSM = Sea surface temperature; ANM = Sea level anomaly; APP = Precipitation anomaly; ODPN= North Pacific decadal oscillation index; ENOA = El Niño Southern Oscillation index. Values higher to12% in bold.

M1 M2 M3 M4 M5 M6

RV 1.1 50.6 12 31.6 1.7 3

TSM 17.5 4.9 48.8 1.4 17.4 10

ANM 24.1 0.3 3.6 1.7 70.1 0.2

APP 16.4 9.7 20.2 52.9 0.1 0.8

ODPN 13.9 29.4 15.3 2.3 2.4 36.7

ENOA 27 5.1 0.2 10 8.4 49.3

Total 42.5 22.7 12.5 9.4 8.2 4.8


610

mejores se dan entre la precipitación y laODPN. Los tres modos que se ven afectadospor los vientos (M2, M3 y M4), juntos, expli-can casi la misma variabilidad que el primermodo, del que están excluidos. Las más altascorrelaciones observadas de la TSM se produ-cen con las ANMs, el índice del ENOA y lasanomalías de precipitación (APP), lo queaunado a su baja correlación con los vientos yel índice ODPN, implica que la TSM en estaregión está principalmente controlada por elclima y la oceanografía del tropico.

Con el fin de observar la existencia de ten-dencias de largo período que afecten a lasvariables revisadas, se recurrió a las series detiempo de vientos y de TSMs para todo el sigloXX, de COADS (fig. 7). La serie de TSMsdesde 1880 se separó en temperaturas deinvierno (enero-abril) y de verano (julio-octu-bre). En las temperaturas de invierno se notóuna tendencia a aumentar a lo largo del siglo.El aumento registrado no parece haber sidocausado por los instrumentos utilizados ya queéste no se observa tan claramente en las tempe-raturas de verano. Los vientos de invierno nomanifiestan una tendencia constante durantetodo el siglo y la intensificación anteriormentedescrita sólo ocurre a partir de 1950.

DISCUSIÓN

Los extremos anuales de la climatología yoceanografía del Bajo Golfo de California(BGC) pueden resumirse de la siguientemanera: en invierno, la intensificación del Cen-tro de Baja Presión de las Aleutianas dominasobre el Pacífico Norte, mientras que un centrode alta presión se estabiliza sobre el suroeste delos Estados Unidos de América (EUA) (Badan-Dangon, 1991). Este centro de alta presión,ubicado al NW del Golfo de California, generavientos intensos que siguen el gradiente mediode presión a lo largo del mismo, atravesándoloen dirección NW-SE. Estos vientos generan las

(USA) (Badan-Dangon, 1991). This high-pres-sure center, located to the NW of the Gulf ofCalifornia, generates intense winds that followthe mean pressure gradient along the gulfcrossing it in a NW-SE direction. These windsthat generate the most important upwellingevents in the Gulf of California aid to the lossof heat from the mixed layer which, coupledwith the lower insolation, are responsible forthe lowest SSTs throughout the year. Negativesea level anomalies parallel this cooling. Therains are scarce during this period and arecaused mainly by the influence of the Pacificside of the peninsula, by the intensification ofthe Aleutians’ Low or by the southward inva-sion of the Polar Front.

During summer the pressure gradientreverses in response to the summer position ofthe low-pressure center over the SonoranDesert, while the high pressure cell is locatedover the subtropical Pacific. In the Gulf ofCalifornia, the resulting dominant surfacewinds flow from the South (Badan-Dangon,1991). During this season, the North EquatorialCurrent intensifies and the development of theCosta Rican Current carries subtropical watertowards the gulf (Badan-Dangon, 1998; Baum-gartner and Christensen, 1985). In the LGC, theadvection of warmer waters from the South andthe summer warming are followed by a rise insea level, increased SSTs and increased precip-itation. The precipitation during this period isthe result of water vapor transport by the Mexi-can Monsoon (Douglas et al., 1993; Badan-Dangon, 1998) and by convective processesfueled by the high SSTs. Hurricanes and tropi-cal storms reach their maximum developmentduring this season (Roden, 1964) causing, inpart, the great variability observed in the sum-mer rains.

In general we found that the responses ofall the analyzed variables since 1950 shifted insign following the PDO index shift during themid-1970s. An intensification of the winds and


611

surgencias más importantes del Golfo de Cali-fornia y una pérdida de calor de la capa demezcla que, junto con la menor insolación, semanifiestan como una disminución de la TSMa lo largo de todo el año. Paralelo a este enfria-miento se observan anomalías negativas delnivel del mar. Las lluvias son escasas duranteeste período y son debidas principalmente a lainfluencia de la vertiente del Pacífico de lapenínsula, por la intensificación del centro deBaja Presión de las Aleutianas, o bien, por lainvasión del Frente Polar hacia el sur.

En verano el gradiente de presión seinvierte en respuesta a la posición estival delcentro de baja presión que se encuentra sobre el

a relatively slight cooling of surface waters inthe LGC were observed after 1977, runningparallel to an increase in the mean sea levelthroughout the Gulf of California. However,not all these responses happen immediatelyafter the 1976-77 sign shift in the PDO, forsome variables –as for SSTs– these changes areobvious only after the 1982-83 El Niño. Duringthe transition from 1975 to 1983, SST anoma-lies are negative while winter winds decrease intheir intensity. After 1982-83, winter windsreach the highest intensities observed since the1950s and the SST anomalies become positive.

Bakun (1990) noticed an intensification ofthe winds in the large upwelling areas between

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Figura 7. Anomalías de los vientos de invierno y de la temperatura superficial del mar, en invierno yverano para la zona de estudio desde 1880.Figure 7. Winter wind anomalies and winter and summer sea surface temperature anomalies for the studyarea since 1980.


612

desierto de Sonora, mientras que la celda dealta presión se encuentra sobre el Pacífico sub-tropical. En el Golfo de California, los vientossuperficiales resultantes soplan desde el sur(Badan-Dangon, 1991). Durante esta estaciónse intensifica la Corriente Norecuatorial y eldesarrollo de la Corriente de Costa Rica acarreaagua subtropical hacia el golfo (Badan-Dan-gon, 1998; Baumgartner y Christensen, 1985).En el BGC, esta advección de aguas más cáli-das del sur, junto con el calentamiento estival,son seguidos por un incremento en el nivel delmar, un aumento en la TSM y una mayor preci-pitación. La precipitación en este período esproducto de un acarreo de humedad por elMonzón Mexicano (Douglas et al., 1993;Badan-Dangon, 1998) y por procesos convecti-vos causados por las altas TSMs. Huracanes ytormentas tropicales alcanzan su máximo desa-rrollo durante esta misma estación (Roden,1964), causando en parte la gran variabilidadobservada en las lluvias de verano.

En general, se encontró que las respuestasde todas las variables analizadas desde 1950cambian de signo siguiendo el cambio delíndice ODPN a mediados de los años setenta.Después de 1977 se observó una intensifica-ción de los vientos y un relativamente ligeroenfriamiento de las aguas superficiales en elBGC, en paralelo a un aumento relativo en elnivel medio del mar de todo el Golfo de Cali-fornia. No todas estas respuestas se produceninmediatamente después del cambio de signoen la ODPN en 1976-77, ya que para algunasvariables, como las TSMs, estos cambios solose aprecian claramente a partir de El Niño de1982-83. Durante la transición de 1975 a 1983,las anomalías de las TSMs son negativas mien-tras que los vientos de invierno disminuyen suintensidad. Después de 1982-83, los vientosinvernales alcanzan las mayores intensidadesobservadas desde los años cincuenta y las ano-malías de TSM cambian de signo, volviéndosepositivas.

1950 and 1985, an effect that he attributed toglobal warming. In our case, the two modesthat associate the winds with the PDO (M2 andM3), mainly the M2, indicate that the effect ofthe PDO’s interdecadal variability can beimportant for the winds. How can we explainthis association between a positive PDO indexand the intensification of the winds? Duringwinter and spring of El Niño years the intensi-fiction of the Aleutians Low brings higher rain-fall to the Californian coasts. However, most ofthis moisture is lost when clouds cross the BajaCalifornia Peninsula towards the Gulf of Cali-fornia, which is swept by predominantly dryand intense winds reinforced by the high pres-sure over the southwestern USA (Badan-Dangon et al., 1991). If these conditions areextrapolated to interdecadal scales, a positivePDO index would favor the intensification ofthe Aleutians’ Low enhancing the gradient withthe high-pressure center over the southwesternUSA which would fuel an increase in thewind’s intensity in contrast to negative PDOperiods, when a weaker pressure gradientwould favor a weaker wind field.

The first five modes of variability can beseparated on the basis of the influence that thewind exerts over them, in this way we wouldhave: (i) modes that do not show influence bywinds (M1 and M5) explaining 50% of the totalvariability; and (ii) modes that are affected bywinds (M2, M3 and M4) which explain theremaining 44%. Of the variables and indices,the SLAs and the ENSO are exclusively associ-ated with modes that are not affected by winds,while the PDO and the PPAs are associated toboth kinds of variability.

Further evidence on the influence of windson SSTs is that nearly 55% of their variabilityis related to wind intensity. Here we highlightsome interesting aspects of the SST time-seriesin this study: (i) a long-term trend to surfacewarming; (ii) an inverse relation with theENSO index explaining 44% of the variability;


613

Bakun (1990) había notado ya una intensi-ficación de los vientos en las grandes zonas desurgencias entre 1950 y 1985, efecto que atri-buyó al calentamiento global. En nuestro caso,los dos modos que asocian a los vientos con laODPN (M2 y M3), principalmente el M2, indi-can que el efecto de la variabilidad interdecadaldel índice ODPN puede ser importante sobrelos vientos. ¿Cómo explicar la asociación entreun índice ODPN positivo y la intensificaciónde los vientos? El centro de Baja Presión de lasAleutianas se ve reforzado durante el inviernoy la primavera de los años de El Niño, lo quetrae más lluvias a las costas del Pacífico cali-forniano. Sin embargo, gran parte de estahumedad se pierde cuando las nubes cruzan laPenínsula de Baja California, hacia el golfo, elque es barrido por los vientos predominante-mente secos e intensos del NW, reforzados porel centro de alta presión que se encuentra sobreel sur de los EUA (Badan-Dangon et al., 1991).Si se extrapolan estas condiciones a escalasinterdecadales, un índice ODPN positivo favo-recería la intensificación del centro de BajaPresión de las Aleutianas incrementando sugradiente con el centro de alta presión del SW,lo que a su vez alimentaría el aumento de laintensidad de los vientos en contraste con losperíodos negativos de la ODPN, en los que unmenor gradiente de presión favorece un campode vientos más débiles.

Podemos separar los cinco primeros modosde variabilidad basándonos en la influencia queel viento ejerce sobre ellos, de esta manera ten-dríamos: (i) modos que no muestran influenciade los vientos (M1 y M5), que explican el 50%de la variabilidad total; y (ii) modos afectadospor los vientos (M2, M3 y M4), que explican el44% restante. De las variables e índices, lasANMs y el ENOA se asocian exclusivamentecon los modos no afectados por los vientos,mientras que la ODPN y las APPs se asociancon ambos tipos de variabilidad.

Una indicación de la importancia de losvientos sobre la variabilidad de las TSM es que

and (iii) a dual response to the PDO index,characterized by a shift in the sign of itsresponse to wind anomalies after the mid-1970s change.

The response of the Lower Gulf of Califor-nia’s SSTs to the PDO during the 1976-77 tran-sition towards negative anomalies could beexplained by the intensification of the winds.However, no cooling is observed as expectedfrom that intensification, and the immediateresponse of the SSTs to the wind’s action iscontrary to that expected. A plausible explana-tion to this apparent lack of response in theSSTs is a larger heat transport from the tropicsthat results from a higher frequency in El Niñoevents, together with the long-term ocean-warming trend observed during the past cen-tury. The effect of the signal, advected by thetropical waters, and clearly observed in theSLAs, competes with the effect of local windsand the resulting signal exhibits a mixture ofboth forcing processes.

Baumgartner and Christensen (1985) hadalready reported how the main mode of theinterannual variability of the climate in theGulf of California was associated to the ENSO,explaining nearly 50% of this variability. Theyshowed a relatively low correlation betweensea level and SSTs (0.4), their interpretationstressed the importance of some local variabil-ity on the SSTs, which had no effects on sealevel. According to our results, in the case ofthe LGC, these local parameters are the winds,which at the same time, respond to a large-scale forcing from the North Pacific.

In this work, a similar correlation betweenSSTs and sea level (r = 0.46) and an anti-corre-lation, with a value of r = –0.52, between sealevel and the ENSO index, were found. Fur-thermore, this is the highest correlation foundin this study between variables and indices andcoincides with that reported by Baumgartnerand Christensen (1985). Sea level anomaliesfor the whole Gulf of California indicate thatafter 1977, a period with a higher frequency of


614

cerca del 55% de esta variabilidad está relacio-nada con la intensidad de los vientos. En nues-tros resultados se destacan varios aspectosinteresantes de la serie de tiempo de la TSM:(i) una tendencia de largo período al calenta-miento superficial; (ii) una relación inversa conel índice ENOA que explica un 44% de suvariabilidad; y (iii) una respuesta dual al índiceODPN, caracterizada por un cambio de signode su respuesta a las anomalías del viento, apartir del cambio de mediados de la década delos setenta.

La respuesta de la TSM del Bajo Golfo deCalifornia a la ODPN durante la transición de1976-77 hacia anomalías negativas podría serexplicada por la intensificación de los vientos.Sin embargo, no se observa el enfriamientoesperado ante dicha intensificación, y la res-puesta inmediata de la TSM a la acción delviento es contraria a la esperada. Una explica-ción factible a esta aparente falta de respuestade las TSMs, podría darse en función de unmayor transporte de calor desde el trópico,resultado de una mayor frecuencia en los even-tos de El Niño y la tendencia de largo plazo alcalentamiento observada en el siglo pasado. Elefecto de la señal transportada por advecciónde aguas tropicales y claramente observada enlas ANMs compite con el efecto de los vientoslocales y la señal resultante refleja una mezclade ambos forzamientos.

Baumgartner y Christensen (1985) yahabían reportado de qué manera el modo prin-cipal de variabilidad interanual en el clima delGolfo de California estaba asociado con elENOA, explicando cerca del 50% de estavariabilidad. Ellos encontraron una correlaciónrelativamente baja entre el nivel del mar y laTSM (r = 0.4), en su interpretación aluden a laimportancia de alguna variabilidad local en lasTSM que no tuvo efectos en el nivel del mar.De acuerdo con nuestros resultados, en el casodel BGC, estos parámetros locales son los vien-tos, que a su vez responden a un forzamiento degran escala del Pacífico Norte.

El Niño events, the accumulated heat in thewater increases the positive anomalies in thesea level. This increase in heat content can beresponsible for the apparent lack of response ofSSTs to stronger winds after the 1976-77 tran-sition. The winds, in this case, act as a negativefeedback mechanism by dissipating some ofthe stored heat and dampening the warming ofsurface waters.

From the analyses herein presented, themodes associated with the winds show to becontrolled by the PDO rather than by theENSO, and therefore respond to a temperateforcing instead of a tropical one. Sea levelshows a different response since it is not clearlyrelated to winds and seems to be highly respon-sive to the tropical forcing (ENSO), whileSSTs and precipitation seem to be affected byboth forcing processes, the tropical and thetemperate one. In both variables, the responseto the tropical forcing dominates, as the warmEl Niño events produce higher surface warmingand precipitation, whereas in La Niña events,they produce the opposite effect. The responseof winds and SSTs to temperate forcing is dueto the fact that the PDO also implies differentconfigurations between the high- and low-pres-sure centers over the North Pacific basin andNorth America. In contrast, the precipitationdoes not show a direct response to the PDO,probably because it occurs in the summer sea-son, when the tropical influence dominatesover this region.

CONCLUSIONS

The modes of variability in the Lower Gulfof California can be separated in two maingroups: those controlled by the ENSO or tropi-cal forcing, associated with precipitation andthe sea level anomalies; and those controlled bythe PDO or temperate forcing, associated withthe winds.

Both patterns of climatic variability controlSSTs, reinforcing their effects during positive


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En este trabajo se encontró una correlaciónsimilar entre las TSM y el nivel del mar(r = 0.46) y una anticorrelación con un valor der = –0.52, entre el nivel del mar y el ENOA,que es la mayor correlación encontrada en esteestudio entre variables e índices, y que coincidecon la reportada por Baumgartner yChristensen (1985). Las ANM para todo elGolfo de California indican que después de1977, periodo con una mayor frecuencia deeventos El Niño, la acumulación de calor en lasaguas incrementa las anomalías positivas delnivel del mar. Este incremento de calor puedeser el responsable de que las temperaturassuperficiales no respondan a los vientos de lamanera esperada después de la transición de1976-77. Los vientos, en este caso, actúancomo un mecanismo de retroalimentaciónnegativa disipando parte del calor acumulado yamortiguando el calentamiento de las aguassuperficiales.

A partir de los análisis presentados, losmodos asociados con los vientos se muestranmás controlados por la ODPN que por elENOA y, por lo tanto, responden a un forza-miento más de tipo templado que tropical. Elnivel del mar presenta una respuesta diferenteya que al no estar relacionado claramente conlos vientos y parece ser especialmente sensibleal forzamiento tropical (ENOA), mientras quela TSM y la precipitación parecen estar afecta-das por ambos forzamientos, el tropical y eltemplado. En ambas variables domina la res-puesta al forzamiento del trópico, ya que loseventos ENOA cálidos producen un mayorcalentamiento superficial y mayor precipita-ción, mientras que, en los años de La Niña, seproduce el efecto inverso. La respuesta de losvientos y la TSM al forzamiento templado sedebe a que la ODPN también implica configu-raciones distintas entre los centros de alta ybaja presión atmosférica sobre la cuenca delPacífico Norte y Norteamérica. En contraste, laprecipitación no muestra una respuesta directa

ENSO and negative PDO periods, while miti-gating them after the last transition of the PDOto its positive mode.

An intensification of the winds in the LGC-was observed since the 1950s. However, thelong-term warming from the tropical Pacific,especially after the 1970s, dampens its effecton sea surface temperatures.

Sea level anomalies in the LGC show theinfluence of ENSO and the long-term warmingespecially after the 1982-83 event.

The precipitation in the western edge of theLGC, dominated by summer rains, shows to beassociated with El Niño events, implying thetropical origin of precipitation variability forthis region.

ACKNOWLEDGEMENTS

We would like to express our appreciationto the National Center for AtmosphericResearch (USA) for providing us with the time-series for SST and winds from the COADSdatabase. To Edgar Pavía and Jorge Reyes, fortheir help to access their precipitation database.To CICESE for the funding granted to G.B.during the development of her doctoral thesis.This work was possible thanks to the fundingby the Inter-American Institute for GlobalChange Research (IAI), project UCAR 597-73970, and CONACYT, project G35229-T.

English translation by Adrián R. López

a la ODPN, probablemente debido a que aquellase concentra en el período de verano, cuando lainfluencia tropical es la dominante.

CONCLUSIONES

Los modos de variabilidad en el Bajo Golfode California pueden separarse en dos gruposprincipales: los controlados por el ENOA, el


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forzamiento tropical, y que están asociados a laprecipitación y a las anomalías del nivel delmar; y los controlados por la ODPN, o forza-miento templado, asociados a los vientos.

Ambos patrones de variabilidad controlanlas temperaturas superficiales, sumándosedurante períodos en los que el índice de ENOAes positivo y el de la ODPN es negativo, ypaliándose después de la última transición de laODPN al modo positivo.

Se observó una intensificación de los vien-tos en el BGC a partir de 1950. Sin embargo, elefecto de esta intensificación, sobre las TSM,se encuentra amortiguado por el calentamientode largo período procedente del Pacífico tropi-cal.

Las anomalías del nivel del mar en el Golfode California muestran la influencia del ENOAy el efecto del calentamiento de largo períodoque se manifiesta claramente a partir del eventode 1982-83.

La precipitación en la margen occidentaldel BGC está dominada por las lluvias deverano, las que a su vez muestran una asocia-ción importante con el índice del ENOA querefuerza el origen tropical de los patrones deprecipitación en esta región.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos al Centro Nacional para laInvestigación Atmosférica de los EUA por pro-porcionarnos los datos de TSM y vientos de labase de datos de COADS. A Edgar Pavía y aJorge Reyes, por el acceso a su base de datos deprecipitación. A CICESE por su apoyo econó-mico a G. B. para el desarrollo de su tésis doc-toral. Este proyecto ha sido posible gracias alfinanciamiento del Instituto Inter-Americanode Investigación para el Cambio Global (IAI)proyecto UCAR 597-73970 y CONACYT,proyecto G35229-T.

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