Condiciones meteorológicas y oceanográficas en el Pacífico norte de Costa Rica y playa Junquillal

CONDICIONES, METEOROLÓGICAS Y OCEANOGRÁFICAS EN EL PACÍFICO NORTE DE COSTA RICA Y PLAYA JUNQUILLAL

Daniel Ballestero • Juan Pablo Salazar • Rebeca Quesada | Universidad Nacional (UNA)Ana Fonseca | World Wildlife Fund (WWF)

FEBRERO

2010

REPORTE

© N

AS

A

CONTENIDOSIntroducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3Condiciones atmosféricas regionales . . . . . . . . . . . . . . 4

Variabilidad estacional regional . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5Variabilidad estacional en la costa del Pacífico norte de Costa Rica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

Condiciones oceanográficas regionales . . . . . . . . . . . . 11Variabilidad estacional de las condiciones oceanográficas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12Los jets de viento de Centroamérica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12El domo de Costa Rica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13La corriente costera de Costa Rica (CCCR) . . . . . . . . . . . . . . 14La Plataforma Continental del Pacífico de Costa Rica . . . . . 18

Referencias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

en el Pacífico Norte de Costa Rica y Playa Junquillal 3Daniel Ballestero, Juan Pablo Salazar, Rebeca Quesada y Ana Fonseca

Condiciones Meteorológicas y Oceanográficas

a zona de estudio se ubica en el Pacífico norte de Costa Rica, en la Provincia de Guana-caste, Cantón de Santa Cruz, Distrito Veintisiete de abril, entre Playa Tamarindo y Ostio-nal, en las coordenadas (10º09`42 N, 85º48`32 O) (Montoya & Drews 2007) . Playa Jun-

quillal (PJ) tiene una extensión de 5,3 km de largo (Francia 2004) y dos ríos desembocan cerca de su costa: Río Nandamojo al norte, del cual existen reportes de inundaciones que afectaron al poblado de Río seco, y Río Pilas al sur (figura 1). La cuenca del río Nandamojo incluye uno de los acuíferos de mayor potencial hidrogeológico de la zona, con un espesor de

hasta 25 m (Arellano y Vargas 2001) entre las loca-lidades de 27 de Abril y Paraíso . Varias especies de tortugas desovan en sus 5 .3 km de playa .

La plataforma continental tiene poca extensión en la zona de PJ. La figura 2 es un perfil batimétrico des-de PJ hacia el interior del océano utilizando datos de ETOPO1 distribuidos por el National Geophy-sical Data Center, con una resolución de 1 minu-to de arco, donde se muestra que el borde de la plataforma continental ocurre a una profundidad de unos 100 m, a una distancia de entre 10 y 15 km de la costa . Los sedimentos de PJ están constituidos principalmente por arenas litoclásticas sublitorales, mientras que hacia el norte predominan arenas bio-clásticas sublitorales (TNC 2008) .

A continuación se revisa la información disponible sobre las condiciones meteorológicas y oceanográ-ficas de la zona de estudio. En la sección 2 se dis-cuten primero los aspectos regionales de la dinámi-ca atmosférica de la región conocida como Pacífico Tropical Este (PTE) y posteriormente se presenta

la información disponible obtenida con estaciones meteorológícas locales . En la sección 3 se analizan las condiciones oceanográficas regionales del PTE y su impacto en la biología del océano, así como aspectos de la oceanografía costera y sus principales vacíos de cono-cimiento . Los procesos costeros en PJ serán objeto de estudio a partir de los datos que se planea obtener en las campañas oceanográficas durante la segunda parte del proyecto.

Introducción

Figura 1 Localización de Playa

Junquillal y ríos aledaños

Figura 2 Perfil batimétrico

perpendicular a la costa

© N

AS

A

L



a presión atmosférica a nivel del mar está dominada, en el hemisferio norte, por los cen-tros de alta presión del Pacífico Norte y de las

Azores en el Atlántico, a 30° N, y en el hemisferio sur por el sistema de alta presión centrado aproxi-madamente en 100° O y 20° S (figura 3). La re-gión tropical está ocupada por una banda de baja presión que se extiende más al sur en el Caribe que en el Pacífico Tropical Este (PTE). La diferen-cia de presión entre latitudes subtropicales y bajas acelera el aire hacia la región ecuatorial dando lugar al sistema de vientos alisios del noreste en el hemisferio norte y alisios del sudeste en el he-misferio sur . Los alisios del NE y del SE, cargados de humedad, convergen a baja latitud en la banda conocida como Zona de Convergencia Intertropi-cal (ZCIT), donde ocurre intenso movimiento con-

vectivo de aire ascendente . La ZCIT, caracterizada por alta precipitación y cobertura nubosa, se localiza entre el Ecuador y 10° N en el PTE . Los valores máximos de precipitación media en el centro de la ZCIT son superiores a 3000 mm por año (figura 4-a) y se extienden zonalmente hacia el sur de Costa Rica y el Golfo de Panamá. La figura 4-b describe la radiación de onda corta a nivel del mar (Wm-2), con un máximo arriba de 260 Wm-2 en la zona ecuatorial entre 125° O y 150° O . Las áreas de baja radiación están asociadas a estratos de nubosidad baja casi permanente (Amador et al 2005) . Nótese el máximo secundario de radiación desde Baja California hasta el norte de Costa Rica incluyendo la Península de Nicoya .

La distribución espacial de temperatura del aire a 2 m de altura (no mostrada) utilizando datos de Kalnay et al. (1996) es consistente con las distribuciones de radiación y preci-pitación mostradas en la figura 4.

El forzamiento del viento pone en movimiento la capa superior del océano, además de modificar el intercambio de calor y agua entre el mar y la atmósfera. La figura 5 describe

Condiciones Atmosféricas Regionales

Figura 3 Localización de Playa

Junquillal y ríos aledaños

Figura 4 (Izquierda) Climatología

de precipitación diaria en mm (datos de NASA

GPCP V1DD) / (Derecha) Climatología de radiación media anual (datos de da

Silva et al. 1994) .

© N

AS

A

L

Longitud

Longitud

Radiación de onda corta entrante (W / m2) Precipitación (mm / día)

Longitud

Latit

udLa

titud

Latit

ud



el campo medio climatológi-co del vector de viento, don-de se observa la ZCIT, cuyo eje medio climatológico se encuentra entre 7° N y 10° N . El campo de viento en el PTE muestra una marcada variabilidad estacional que se discute a continuación, con importantes consecuen-cias sobre la oceanografía regional, como se verá más adelante .

VARIABILIDAD ESTACIONAL REGIONAL

En el invierno del hemisferio norte la ZCIT se encuentra en su posición más al sur y se intensifican los alisios del NE. Además, masas de aire frío se desplazan hacia el sur des-de Canadá y las zonas polares penetrando profundamente en los trópicos y atravesando el Caribe . Fuertes gradientes de presión producen vientos intensos que soplan desde el Caribe hacia el Pacífico. A bajo nivel estos flujos son bloqueados por la cordillera Centro-americana excepto en tres interrupciones donde se canalizan fuertes jets, entre noviem-bre y abril, que tienen escalas de tiempo del orden de 3 días a una semana, y penetran cientos de kilómetros sobre el PTE: en Tehuantepec, México, en la zona del lago de Nicaragua y en el golfo de Panamá, como se muestra en la parte superior de la figura 6.

En julio-setiembre, cuando la ZCIT se encuentra en su posición más al norte, los alisios del NE disminuyen y los alisios del SE se intensifican y cruzan el Ecuador desde el hemisferio sur . En el eje de la ZCIT la componente meridional del viento se invierte es-tacionalmente como es de esperarse, pero en el extremo oriental, entre 110° y la costa Centroamericana, se observa una marcada tendencia del viento a soplar hacia el este en la ZCIT (parte inferior de la figura 6). En enero-marzo el viento predominante es del NE, con vientos débiles del SE entre el Ecuador y 5°N . En abril-junio los vientos tienen una fuerte componente norte que durante el resto del año se torna más hacia el NE .

Los vientos en el PTE se diferencian del régimen de vientos predominantemente zona-les que caracteriza al Pacífico Tropical central por tener una componente que produce importantes flujos a través del Ecuador. Kessler (2005) define el PTE como el rango de longitudes donde la componente meridional del viento es mayor que la componente zonal, aproximadamente al este de 110-105°O (figura 6).

La figura 7 describe la variabilidad estacional de precipitación en la región de interés utilizando datos del proyecto de re-análisis de 40 años de datos de NCEP/NCAR (Kal-nay et al. 1996) con una resolución espacial de 2.5º, donde se identifican claramente las estaciones seca (diciembre-abril) y lluviosa (mayo-noviembre) asociadas a la migración norte-sur de la ZCIT discutida más arriba . Estos datos no logran resolver el intervalo de intensificación relativa de los alisios del NE que tiene lugar a mitad del año en Centro-américa, conocido como “Veranillo de San Juan” .

Figura 5 Campo medio

climatológico del vector de viento

(de Amador et al. 2005) .



Figura 6 Valores mensuales del viento (m s-1), año 2001, medidos por el escaterómetro QuickScat a bordo del satélite

Seawinds (datos del “Center for Ocean-Atmospheric Prediction Studies-COAPS” con una resolución espacial de 1° x 1°) . En febrero (arriba) el PTE está dominado por los jets de Tehuantepec, Papagayo y Panamá . En setiembre

(abajo), el PTE está dominado por los alisios del SO (ver texto) .



Marzo

NoviembreOctubre

SetiembreAgostoJulio

JunioMayoAbril

FebreroEnero

Diciembre

Figura 7 Climatología de precipitación mensual (mm/día), datos de Kalnay et al. (1996)



La figura 8 muestra datos climatológicos de preci-pitación mensual (mm) utilizando los datos an-teriores de Kalnay et al. (1996) para el nodo (ma-rítimo) más cercano a PJ (fig. 8_a), localizado en (10 .5º N, 85 .2 º O), datos del Atlas climatológico del Instituto Meteorológico Nacional (IMN) de Costa Rica (fig. 8_b), y datos de la estación meteorológica de Ferco Garza (9.92° N, longitud 85 .62° O), locali-zada a 35 km de Junquillal (fig 8_c).

Los datos de precipitación mensual de NCEP/NCAR (figura 8-a) muestran la estación seca de diciem-bre a marzo con valores entre 18 y 47 mm y la es-tación lluviosa entre los meses de mayo a octubre, con valores de 137 a 225 mm . Además, los meses de abril y noviembre son periodos de transición en-tre las estaciones . Estos datos, que integran áreas de 2 .5° x 2 .5°, muestran niveles de precipitación bastante inferiores a los observados localmente y no revelan el fenómeno climático conocido como Veranillo de San Juan (VS) .

La información derivada de los mapas de precipitación mensual del Atlas Meteoro-lógico (AM) de Costa Rica (figura 8-b) muestran la estación seca entre diciembre y abril con valores entre 0 y 50 mm y la estación lluviosa entre junio y octubre, con valores entre 200 y 500 mm . Los meses de transición entre estaciones son mayo y noviembre . Los niveles de precipitación registrados en el AM, que integran datos de varias estaciones meteorológicas con interpolación supervisada por los autores, duplican a los niveles derivados de NCEP/NCAR. Estos datos tampoco muestran la ocurrencia del VS .

Los datos promediados de precipitación de la estación Ferco Garza (figura 8-c) muestran la estación seca entre diciembre y marzo con valores entre 1 .9 y 23 mm

Climatologia de precipitación

0,00

50,00

100,00

150,00

200,00

Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic

Tiempo (mes)

Prec

ipita

ción

(mm

)

(a)

Climatología de precipitación alrededor de Junquillal

0

100

200

300

400

500

Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov DicTiempo (mes)

Prec

ipita

ción

(mm

)

Valores mínimos Valores máximo(b)

Promedio entre 1997 a 2007 de la precipitación en la estación de Ferco Garza

0,0100,0200,0300,0400,0500,0600,0700,0


Tiempo (mes)

Prec

ipita

ción

(mm

)

(c)

Figura 8 Precipitación mensual

(mm) con datos del reanálisis de NCEP/

NCAR (Kalnay et al. 1996) 1949-2008 (a), del Atlas Climatológico de Costa

Rica (IMN 2009) (b) y de la estación meteorológica

Ferco Garza (c).

VARIABILIDAD ESTACIONAL EN LA COSTA DEL PACÍFICO NORTE DE COSTA RICA



y la estación lluviosa entre mayo y noviembre, con valores entre 295 y 613 mm . Además el mes de abril es un periodo de transición entre estaciones . Los niveles de precipitación de estos datos son similares a los del AM, y al igual que en las figuras 8-a y 8-b, febrero aparece como el mes más seco . La climatología de la estación Ferco Garza muestra el VS en julio y dos picos de precipitación en junio y setiembre, dando lugar a una distribución bimodal de precipitación a lo largo del año .

La climatología de la temperatura del aire (promedios mensuales) medida en la es-tación Ferco Garza es ilustrada en la figura 9, con un promedio anual de 26.9 °C. Nótese que los valores máximos y mínimos de temperatura ocurren durante la esta-ción seca, cuando el calentamiento producido por la radiación solar durante el día es máximo, y el enfriamiento nocturno de-bido a la emisión de radiación infrarroja aumenta como resultado de la presen-cia de cielos despejados . Los valores medios anuales derivados del AM de Costa Rica para la zona de PJ se mues-tran en la tabla 1 .

La figura 10 muestra series de tiempo 1995-2004 de temperatura y precipitación mensual de la estación Ferco Garza, donde se observan leves tendencias negativas de 0.004 °C/mes y 0.8 mm/mes respectiva-mente .

La climatología (mensual) del viento a 10 m en el Pa-cífico norte de Costa Rica se realizó utilizando da-tos de escaterometría del Center for Ocean-Atmos-pheric Prediction Studies (COAPS) de Florida State

University (figura 11) para el intervalo 2000-2008. Los datos muestran claramente tres regímenes de viento: viento del noreste durante el período de diciembre a marzo con intensidad de moderada a fuerte (se muestra enero a la izquierda), viento del oeste durante el periodo de mayo a octubre cuya intensidad es de calmo a moderado (se muestra octubre a la derecha), y el período del Veranillo de San Juan (se muestra julio en el centro de la figura 11), con intensificación del viento del noreste, especial-mente al norte en el borde con Nicaragua, y viento del noreste de moderado a calmo en el nodo cercano a PJ (10 N, 86 O) .

Tabla 1: Temperatura en Junquillal (ºC)

Máxima 32 - 34

Media 28 - 30

Mínima 22 – 24

Promedio entre 1997 a 2007 de la temperatura en la estación de Ferco Garza

15,0

20,0

25,0

30,0

35,0


Tiempo (mes)

Tem

pera

tura

(°C)

Máxima Mínima Media

Figura 9 Climatología de

temperatura (10 años) en la estación Ferco Garza



24

25

26

27

28

29

30

Oct

-95

Apr-

96

Oct

-96

Apr-

97

Oct

-97

Apr-

98

Oct

-98

Apr-

99

Oct

-99

Apr-

00

Oct

-00

Apr-

01

Oct

-01

Apr-

02

Oct

-02

Apr-

03

Oct

-03

Apr-

04

Oct

-04

Tiempo (mes)

Tmep

erat

ura

(C)

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

Oct

-95

Apr

-96

Oct

-96

Apr

-97

Oct

-97

Apr

-98

Oct

-98

Apr

-99

Oct

-99

Apr

-00

Oct

-00

Apr

-01

Oct

-01

Apr

-02

Oct

-02

Apr

-03

Oct

-03

Apr

-04

Oct

-04

Tiempo (mensual)

Prec

ipita

ción

(mm

)

Figura 10 Promedios mensuales de temperatura (arriba) y precipitación (abajo),

período 1995-2004 (datos de la estación Ferco Garza,

de Salazar et . al 2010, en preparación .)

Figura 11 Promedios mensuales de temperatura (arriba) y precipitación (abajo), período 1995-2004

(datos de la estación Ferco Garza, de Salazar et. al 2010, en preparación.)

Tem

pera

tura



El Pacífico norte de Costa Rica se encuentra en el extremo este del sistema de corrien-tes ecuatoriales de la cuenca del Océano Pacífico. La figura 12, tomada de Fiedler y Talley (2006), ilustra las principales masas de agua y corrientes superficiales de la re-

gión. Los tonos más oscuros de gris representan las temperaturas superficiales más bajas.

Las corrientes ecuatoriales norte y sur (CEN y CES res-pectivamente), que fluyen ha-cia el oeste, son parte de los grandes giros anticiclónicos subtropicales del Pacífico nor-te y el Pacífico sur. La contra corriente ecuatorial (CCE) flu-ye hacia el este entre las CEN y CES como resultado del gra-diente de presión este-oeste que ocupa toda la cuenca del Océano Pacífico. Las corrien-tes de California y Perú, que forman el borde oriental de los grandes giros, fluyen hacia el Ecuador a lo largo de las cos-

tas de Baja California y Perú alimentando las corrientes CEN y CES. El agua tropical superficial (ATS, TSW en la figura 12), localizada en la parte central del PTE a 10º N, es la más cálida y, debido a la abundante precipitación en la ZCIT, la menos salina de los tres tipos de agua presentes en la región. El agua subtropical superficial (ASS, STSW en la figura 12) localizada en latitudes mayores a 10º hacia el norte y el sur, donde la evaporación excede grandemente

a la precipitación, es de alta salinidad y menor temperatura . El agua ecuatorial superficial (AES, ESW en la figura 12), locali-zada entre el ATS y el ASS del sur, aparece como una banda anómalamente fría como resultado de tres mecanismos: aflo-ramiento ecuatorial debido a circulación divergente forzada por los vientos alisios, advección de agua fría de la corriente de Perú por la CES, y levantamiento de agua sub-superficial de la corriente de Cromwell (1951), aproximadamente a 95º O . La salinidad del AES es intermedia entre los valores muy bajos del ATS y los muy altos del ASS . Además de las tres masas de agua principales, el PTE contiene volúmenes va-riables de agua fría de baja salinidad de las corrientes de Ca-lifornia y Perú (Fiedler 1992). Nótese en la figura 13 la zona de máxima temperatura superficial de la región, identificada como piscina cálida (Eastern Pacific Warm Pool en la figura 12), con temperatura media anual superior a 27 ºC y centrada en 15 º N, que ocurre en la zona de máxima insolación del oeste de Centroamérica (ver figura 4-b).

La figura 13 ilustra la distribución media anual de salinidad en la región, que varía estacionalmente en menos de 0 .1 psu en

la mayor parte de la región, donde la banda zonal de baja salinidad coincide con la banda de alta precipitación de la ZCIT ilustrada en la figura 4-a. El límite norte entre la banda zonal donde la pre-cipitación excede a la evaporación (la ZCIT) y la región al norte del ZCIT donde la evaporación su-pera a la precipitación, intersecta a la costa del Pacífico norte de Costa Rica (Fiedler y Talley 2006).

Figura12:CorrientesymasasdeaguasuperficialesdelETP,deFiedlerandTalley(2006)

Condiciones Oceanográficas Regionales

Figura 12 Corrientes y masas de

agua superficiales del ETP, de Fiedler y Talley (2006)

Figura 13 Salinidad anual media, datos climatológicos de

Conkright et al. 2002 .

Longitud

Salinidad (PSU)

Latit

ud



Los valores medios climatológicos de la temperatura superficial del mar (TSM) por es-tación (figura 14) muestran que la banda de agua cálida del ATS se extiende sobre el PTE durante todo el año, y que la variabilidad estacional de la TSM es menor a 1º C en gran parte del PTE. El cambio más notable en la figura 14 entre verano (junio-agosto) e invierno (diciembre-febrero) boreales es la extensión de la piscina cálida, definida por el contorno de temperatura ³ 28 ºC . En invierno, cuando la ZCIT migra hacia el sur y se intensifican los alisios del NE, la piscina cálida tiene menor extensión y se interrumpe al norte de Costa Rica . Esta variación es el resultado de la interacción entre los vientos ali-sios del NE y la topografía de la cadena montañosa Centroamericana, con importantes consecuencias para la oceanografía regional, dicutidas a continuación .

LOS JETS DE VIENTO DE CENTROAMÉRICA

Entre noviembre y mayo el PTE es forzado por intensos vientos perpendiculares a la costa que soplan hacia mar adentro en tres sitios de Centroamérica: el Golfo de Te-huantepec en México, la zona fronteriza entre Nicaragua y Costa Rica y el Golfo de Panamá (figura 15). La ca-dena montañosa Centroamericana, con una altura media de 1 km, bloquea el flujo atmosférico de bajo nivel que sopla desde el Caribe hacia el Pacífico, pero en las loca-lidades señaladas más arriba hay interrupciones de baja elevación en la cordillera que permiten la canalización de fuertes flujos de aire, capaces de penetrar cientos de kiló-metros hacia el interior del PTE .

El jet de Tehuantepec es activado por sistemas fríos de alta presión originados en América del Norte que se desplazan

hacia el sur creando fuertes gradientes de presión entre el Golfo de México y las masas de agua cálidas y de menor presión residentes sobre el Pacífico tropical. Estos sistemas pueden moverse sobre el Caribe hacia el sur-este induciendo jets en Papagayo y Panamá en forma secuencial luego de un evento en Tehuantepec (Schultz et al. 1997, Chelton et al. 2000), pero el fenómeno puede ocurrir en Papagayo y Panamá sin relación con los eventos en Tehuan-tepec, como resultado de la intensificación de los vientos alisios del NE (Chelton et al. 2000) .

La rapidez del viento en estos sistemas es típicamente 10 ms-1, en tanto que en las áreas al abrigo del efecto apantallador de la cordillera Centroamericana es un orden de mag-

VARIABILIDAD ESTACIONAL DE LAS CONDICIONES OCEANOGRÁFICAS

(a)

(b)

Figura 14

Valor medio climatológico de TSM

en (a) junio-agosto y (b) diciembre-febrero (datos de

Conkright et al. 2002) .

Figura 15 TSM y vectores de

viento en el PTE (3-8 de marzo, 1997), de Ballestero

y Coen (2004) .

Longitud Longitud

Temperatura

Latit

ud

Latit

ud



nitud menor (figuras 6 y 15). La orientación de los chorros de Panamá y Tehuantepec es casi meridional, mientras que en Papagayo la orientación puede ser zonal o del NE . Los chorros de Papagayo y Panamá confluyen con los alisios del NE en el PTE durante la temporada de mayor actividad en diciembre-abril .

La respuesta del nivel del mar a este forzamiento es rápida y la TSM puede descender hasta 10º C en un día (Barton et al. 1993) . Largas plumas de agua fría son visibles por medio de datos de radiómetros ópticos a bordo de satélites polares (Ballestero y Coen 2004), y el efecto del viento sobre la rugosidad de la superficie del mar puede ser detec-tado desde radares en órbita (Martínez et al. 1999) . Debido a que la termoclina en las zonas influenciadas por los chorros es somera, la turbulencia del viento y el flujo de calor superficial son muy efectivos para reducir la temperatura en la superficie.

La intensidad del viento de los jets centroamericanos es máxima en su eje y decae hacia los flancos, en dirección perpendicular al eje. En consecuencia, el esfuerzo del viento sobre la superficie tiene una estructura bipolar a izquierda y derecha del eje (mirando en la dirección del

viento) . El resultado es succión de agua a la izquierda del eje (flujo divergente en la superficie, afloramiento y ascenso de la termoclina) y hundimiento de agua a la derecha del eje (flujo convergente en la superficie y descenso de la termoclina). Como resultado de este forzamiento sobre la superficie, en Tehuantepec y Papagayo se generan remolinos ciclónicos (divergentes) de corta duración a la izquierda del eje del vien-to y grandes remolinos anticiclónicos (convergentes) de larga duración a la derecha del eje del viento . Los grandes remoli-nos anticiclónicos de Tehuantepec y Papagayo persisten du-rante varios meses y se propagan hacia el oeste y levemente hacia el sur, transportando agua enriquecida en nutrientes durante las etapas de formación . Palacios y Bograd (2005) evalúan el número de remolinos generados cada año en am-bos sistemas y Ballestero y Coen (2004) analizan la genera-ción y propagación de remolinos de Papagayo (Figura 16) .

EL DOMO DE COSTA RICA

El domo de Costa Rica (DCR) es el punto más alto al final de la pendiente zonal de la termoclina centrada en 10 ºN, ascendente de oeste a este a lo largo del Océano Pacífico

Figura 16 Trayectorias de

derivadores lagrangianos propagándose en un

remolino de Papagayo (de Ballestero y Coen 2004) .

Figura 17 Valor medio climatológico

de temperatura a lo largo de un corte zonal del DCR a 8 .5º N, de Kessler 2005 .

Temperaturas promedio a lo largo de 8 .5°N

Océano Pacífico

Trayectorias de Derivadores 25474 y 25475

MarCaribe

Pro

fund

idad

(m)



tropical (Figura 17) y funciona como un remolino ciclónico de afloramiento permanente. Se localiza en el extremo este del sistema ecuatorial de corrientes del Océano Pacífico entre la CEN, dirigida hacia el oeste y la CCE dirigida hacia el este, que junto con la corriente costera de Costa Rica, cierran la circulación ciclónica alrededor del domo . La circulación ciclónica en el DCR, consistente con el levantamiento de la termoclina hasta casi la superficie, es muy somera, casi confinada sobre los 50 m de profundidad.

El diámetro del DCR, cuyo centro puede ubicarse a unos 300-500 km al oeste del golfo de Papagayo en Costa Rica, es de 300–500 km . La isoterma de 20 ºC, utilizada normal-mente como indicador del nivel medio de la termoclina en esta región, se encuentra muy cerca de la superficie, a una profundidad media de 30 m en datos climáticos. Kessler (2002) estima un afloramiento promedio en el DCR de 3.5 Sverdrup (1 Sverdrup = 106 m3/s) y sugiere que, como resultado de la posición extremadamente somera de la ter-moclina, es un componente importante en el intercambio de propiedades entre la capa superficial y la capa intermedia del océano, por ser éste uno de los pocos puntos del planeta donde la fuente de aguas afloradas se encuentra debajo de la picnoclina.

Fiedler (2002) describe el ciclo anual del DCR con mapas de la profundidad media climática de la termoclina . En enero el DCR es profundo (33 m) y alejado de la costa (centrado en 92º O) . En febrero la termoclina comienza a ascender hacia la costa en el sur del golfo de Papagayo y la tendencia se incrementa en marzo y abril, cuando comienza a tomar la forma de un domo, aunque todavía unido a la costa . En mayo y junio el domo se separa de la costa sumergiéndose levemente en junio, con una extensión zonal de 300 km . En julio aparece claramente como un domo separado del continente aumentando en extensión hasta octubre, particularmente hacia el oeste, a lo largo de la pendiente de la termoclina asociada a la CCE . En noviembre continúa cer-ca de la superficie, tiene una extensión zonal máxima de 1000 km y se extiende levemente hacia el norte, para disminuir en extensión en diciembre, cuando la termoclina se hunde en el PTE . En la descripción de Fiedler (2002) el ciclo anual del DCR puede sintetizarse de la siguiente forma (ver figura 20 más abajo): 1) ascenso hacia la costa en febrero-abril, en el flanco sur del jet de Pa-pagayo; 2) separación de la costa en mayo-junio, cuando la Zona de Convergencia Intertropical se mueve hacia el norte, el jet de Papagayo se relaja y la CCE se extiende hasta el continente; 3) expansión del domo hacia el oeste en julio-noviembre; y 4) hundimiento en diciembre-enero, cuando la ZCIT se desplaza hacia el sur y se refuerzan los vientos alisios .

LA CORRIENTE COSTERA DE COSTA RICA (CCCR)

La circulación ciclónica al-rededor del DCR se com-pleta con el flujo dirigido hacia el Noroeste entre el DCR y la costa del Pací-fico norte de Costa Rica, con una rapidez media de 20 cms-1 y un transporte de más de 5 Sv, conocido como la Corriente Costera de Costa Rica . En prome-dio, la CCCR continúa a lo largo de la costa hasta el golfo de Tehuantepec, donde vira hacia el sur . El alcance hacia el norte de la CCCR ha sido materia de

(a)

(b) (c) Figura18:CorrientesgeostróficasenlostransectosV(a)yVII(c)delcruceroR/VFengur(b),

setiembre‐octubre1993(deBrenesetal.2005).Valorespositivosindicanflujohaciaelnorte.

Figura 18 Corrientes geostróficas

en los transectos V (a) y VII (c) del crucero R/V Fengur

(b), setiembre-octubre 1993 (de Brenes et al. 2005) .

Valores positivos indican flujo hacia el norte.



debate . Wyrtki (1965) la describe llegando más allá del extremo sur de Baja California en octubre pero ni las trayectorias de derivadores superficiales ni los cálculos geostróficos muestran que la parte superficial de la CCCR llegue más allá del golfo de Tehuantepec. La evolución estacional de la CCCR es también un punto de discusión . Wyrtki (1965) ob-servó un máximo en el flujo hacia el NO en diciembre y algunos autores aducen variabilidad estacional en la CCCR relacionada con la variabilidad de la CCE, que al este de 120º O tiene un máximo en setiembre-octubre y es prácticamente inexistente en abril (Hansen y Maul, 1991) . Esta perspectiva asume que la CCCR es la continuación de la CCE que vira hacia el norte al colisionar con el continente en su movimiento hacia el este . Kessler (2005) atribuye la CCCR a la circulación ciclónica asociada al DCR, con flujo intenso todo el año. Brenes et al. (2005) describe los resultados de uno de los pocos estudios sistemáticos realizados en el área. La figura 18 muestra dos transectos (transecto V, desde el norte del borde Nicaragua-Costa Rica y transecto VII, desde el sur de la península de Nicoya) donde la CCCR fluye a 0 .3 ms-1 en la superficie hasta 150 km de la costa (transecto V) y hasta 300 km de la costa (transecto VII), hasta una profundidad de 200 m . Ambos transectos muestran un importante flujo subsuperficial hacia el norte, extendiéndose hasta una profundidad de más de 500 m en la parte externa de la CCCR. La identificación de un persistente giro anticiclónico frente al Golfo de Fonseca, confirmado por observaciones de teledetección de Ballestero (datos no publicados), añade complejidad a la descripción de la CCCR .

EFECTOS BIOLÓGICOS DE LOS JETS CENTROAMERICANOS Y EL DCR

Las aguas del PTE se encuentran entre las más productivas del océano como resultado del afloramiento asociado a las corrientes de borde del este (Perú y California) y a las circulaciones oceánicas divergentes del Ecuador y del levantamiento de la termoclina a 10 ºN. El afloramiento a lo largo de 10 ºN no parece alcanzar la superficie excepto al final del levantamiento de la termoclina en el DCR . Debido a la cercanía de la termoclina con la superficie, la advección y la mezcla turbulenta verticales mantienen elevadas concen-traciones de nutrientes en la capa superior. La alta concentración superficial de nitratos (normalmente el nutriente en control del crecimiento del fitoplancton), ilustrada en la fi-gura 18, mantiene altos niveles de producción nueva (Chavez y Barber 1987), aunque no suficientemente altos como para agotar el NO3 superficial, por lo cual Fiedler y Phil-brick (1991) caracterizan la región entre los sistemas conocidos como de alto contenido de nutrientes y baja clorofila (HNLC por sus siglas en inglés).

Debe notarse sin embargo, que en la zona bajo la influencia de los chorros de Tehuantepec y Pa-pagayo el nivel superficial de NO3 (figura 19-a) es menor que en la banda del sistema ecuatorial, en tanto que a 20 m de profundidad la concentración es notablemente superior, particularmente en Papagayo y el DCR (figura 19-b). Esta particularidad sugiere que el factor que limita la produc-

a) b)

Figura 19 Concentración media

climatológica de nitrato en la superficie (a) y a

20 m de profundidad (b), en μmol l-1 (datos de

Conkright et al. 2002) .

Longitud Longitud

Nitrato (micromolar)

Latit

ud

Latit

ud



ción nueva (y la absorción de NO3) en la región es menos determinante en el agua influenciada directamente por los jets de viento, y la hipótesis más plausible es que un elemento limitante del crecimiento del fitoplancton, probablemente hierro, se encuentra presente en cantidades sig-nificativas en el polvo continental depositado en el agua por los jets. La hipótesis es reforzada al considerar el valor medio climatológico de la concentración de clorofila, un indicador de la productividad primaria, medida con el radiómetro SeaWiFS, a bordo del satélite polar OrbView-2 . La figura 20 ilustra el ciclo anual del contenido de clorofila en la parte superior de la columna de agua, donde es evidente la relación con la evolución anual del DCR. Nótese en la figura 20 que la magnitud de la productividad primaria es claramente superior en el agua influenciada por los jets y en el DCR, que en la zona de afloramiento ecuatorial. Nótese también el ciclo anual en la extensión y localización de la zona de alta productividad del DCR dicutido en 3 .3 .

Figura 20 Climatología (1997-2005)

mensual de concentración de clorofila (mg m-3) derivada

del radiómetro SeaWiFS . Imágenes producidas

utilizando el “Interactive Online Visualization y Analysis Infrastructure, Goddard Earth

Sciences (GES) Data y Information Services Center

(DISC), NASA” .



La eficiencia de los ecosistemas del PTE, particularmen-te del DCR, para transmitir energía a los niveles tróficos superiores, es ilustrada en la figura 21, tomada de Fiedler (2002-a). La figura 21-a ilustra la distribución de avista-mientos de ballenas azules, asociadas a la abundancia de zooplancton en las aguas del DCR y la figura 21-b muestra la distribución de avistamientos de delfines co-munes, que se alimentan de pequeños peces pelágicos y calamares en y al este del DCR .

VARIABILIDAD EN ESCALAS DE TIEMPO MAYORES: EL NIÑOAdemás de la variabilidad climática estacional discutida más arriba, El PTE, al igual que todo el océano, muestra variabili-dad en escalas interanuales, de décadas y asociadas con el cambio climático . La variabilidad interanual es relativamente fuerte en el PTE debido al ciclo natural llamado Oscilación del Sur El Niño, que se denominará El Niño y ENSO (por sus siglas en inglés) de ahora en adelante .

El Niño es una fluctuación natural irregular que involucra a toda la atmósfera y el Pacífico tropical consistente en una interacción inestable entre la temperatura superficial del mar (TSM) y la presión atmosférica . La evidencia ar-queológica sugiere que el fenómeno ha estado presen-te por al menos unos 5000-7000 años (Sandeweiss et al.2001) . Los efectos del ENSO incluyen cambios en los vientos, lluvias, profundidad de la termoclina, circulación y productividad biológica incluyendo alimentación y re-producción de peces, aves y mamíferos marinos . El Niño ocurre en intervalos de 2 a 7 años y se caracteriza, en el PTE, por una disminución de la intensidad de los alisios, una termoclina profunda y un aumento en la TSM . La fase opuesta al ENSO, llamada La Niña, se caracteriza por vientos alisios de mayor intensidad, una termoclina so-mera y un descenso en la TSM (Philander 1990, 1999) .

La sucesión de eventos del ENSO comienza en el oeste del Pacífico y se propaga hacia el este, siendo el calentamiento de las aguas costeras de Perú una de los últimas manifes-taciones . En general, durante el ENSO las anomalías de vientos del oeste en el oeste y el Pacífico central nivelan la termoclina ecuatorial a lo largo de la cuenca del Pacífico y a la vez debilitan notablemente la CES (Kessler 2005) . El debilitamiento de la CES no sólo se debe al debilitamiento de los vientos del este, sino también al reducido aporte a la CES de la Corriente de Cromwell debido al incremento en la profundidad de la termoclina . Aunque el afloramiento en el PTE puede seguir activo con vientos alisios aproximadamente normales, la fuente de agua fría se encuentra ahora bloqueada por la gruesa capa superficial. El au-mento en la TSM en el PTE también retroalimenta el calentamiento al suprimir la formación del banco de estratos nubosos asociado a las aguas frías superficiales presentes en condi-ciones normales . El ENSO suprime entonces la fase fría del ciclo anual en el PTE .

Los efectos del ENSO en la piscina cálida están mucho menos documentados que en el resto del PTE . Barberán et al. (1984) observaron un notable descenso en las isotermas

(a)

(b)

Figura 20 Avistamientos

de ballenas azules (a) y de delfines comunes (b), de

Fiedler 2002 a .

Ballenas azules

Delfines comunes



en la región del DCR durante El Niño de 1982, aunque las anomalías en el centro del domo eran muy pequeñas. Existen observaciones de un incremento en el flujo de la CCE hasta el flanco sur del DCR y un importante incremento en la CCCR, que se extiende hasta el norte del domo y no debe ser asociado con un reforzamiento (Kessler 2005) .

La variabilidad interanual, dominada por el ENSO, es la señal más importante en el Pací-fico tropical, en tanto que la variabilidad en la escala de décadas (10-30 años) domina en el Pacífico en latitudes medias. Mestas Nuñez y Endfield (2001) muestran que el ENSO explica el 79 % de la variabilidad total en el PTE, mientras que la variabilidad residual es explicada por señales de décadas y de mayor frecuencia . Luego del notable calentamiento en la TSM de todo el Pacífico observado en los años 1970, interpretado frecuentemente como un cambio de régimen climático (eg . Stephens et al. 2001), no se ha obtenido evi-dencia de otro cambio de régimen en escalas de décadas (Fiedler 2002b) .

Fiedler (2002b) discute algunos efectos biológicos del ENSO en el PTE, particularmente en relación con dos especies de delfines con poblaciones disminuidas cuya distribución espacial ocupa la piscina cálida del PTE . Los efectos del ENSO son más extremos en zonas costeras de alta productividad . La distribución de especies resulta afectada al mo-dificarse la distribución de masas de agua y presas. Se observan efectos en poblaciones pero la recuperación es bastante rápida una vez que el evento ENSO ha terminado . Las poblaciones de delfines del PTE no han sido afectadas por el ENSO.

LA PLATAFORMA CONTINENTAL DEL PACÍFICO DE COSTA RICA

El conocimiento oceanográfico de la plataforma continental del Pacífico costarricense se concentra en el Golfo Dulce y, sobre todo, el Golfo de Nicoya. La información disponible para el resto de la costa del Pacífico es limitada y ocasional.

La parte externa de la estrecha plataforma Pacífica, sobre el talud continental, está dominada por el flujo geostrófico de la Corriente Costera de Costa Rica (CCCR), que transporta agua tropical superficial de temperatura 28-29 ºC y salinidad 32-33 ppt en dirección paralela a las isobatas hacia el norte . Algunos estudios evidencian transporte a través del margen continental (Chaves y Birkicht 1996, Brenes et al. 2003, Quesada y Morales-Ramírez 2004) pero la infor-mación disponible es insuficiente para lograr una descripción completa de esos eventos. La dinámica de la plataforma está controlada por el esfuerzo del viento sobre la superficie del mar, la introducción de agua dulce de origen terrestre, el forzamiento termohalino y la inyección de energía de mar abierto en la forma de remolinos, oleaje y la marea astronómica .

La onda de la marea astronómica es reflejada directamente en la poco extensa platafor-ma continental Centroamericana, produciendo una onda estacionaria con una estructura armónica dominada por la componente lunar semi diurna M2, con tiempos de marea alta muy similares en toda Centroamérica (Flemming 1937) y período de 12 .4 horas . Murillo (1997) señala que también son importantes las componentes N2, K2 y O1, en ese orden . La amplitud de la marea es importante en todo el litoral Pacífico, con rangos de marea superiores a 3 m en el Golfo de Nicoya (GN) y el Golfo Dulce (GD).

El oleaje incidente sobre la plataforma continental de Costa Rica proviene de marejadas de fondo originadas en tormentas ubicadas a grandes distancias, así como de vientos locales . Aunque el oleaje de vientos locales no es despreciable, particularmente durante la temporada de jets de Centroamérica, la marejada de fondo (ondas largas con largos períodos) es el fenómeno más importante por sus efectos en el litoral y las infraestructu-ras costeras debido a la gran energía transportada por estas ondas, así como por su ten-dencia a agruparse en lugar de aparecer en forma aislada . Las marejadas que afectan la



costa Pacífica provienen principalmente del noroeste en el invierno del hemisferio norte y del suroeste durante el invierno del hemisferio sur . Las marejadas que mayor impacto causan en Centroamérica provienen del suroeste, de las aguas alrededor de la Antárti-da. El oleaje originado en el Pacífico sur puede ser reforzado a lo largo de su trayectoria hacia el norte por los alisios del sur, que luego de atravesar el Ecuador se dirigen ha-cia las costas Centroamericanas (figura 6). La magnitud del impacto de las marejadas puede aumentar aún más si el arribo a la costa coincide con períodos de amplio rango de la marea astronómica (Lizano 1997). Goda (1983) analizó archivos disponibles en el puerto de Caldera mostrando amplias marejadas (altura significativa entre 2.7 y 3.6 m) y períodos entre 15.1 y 17.8 s con agrupamientos bien definidos, originadas al sureste de Nueva Zelanda . Lizano (2003) analiza el evento del 27-28 de mayo del 2002 que causó severos daños en infraestructuras costeras del Pacífico de Costa Rica e identifica la fuente del oleaje en el Pacífico sur frente a Chile. La intensificación de los alisios del E y el NE durante la migración de la ZCIT hacia el sur tiende a reducir la intensidad del oleaje que ataca la costa Pacífica y a producir transporte hacia el norte a lo largo de la costa, en tanto que la intensificación de los alisios del SO tiende a reforzar el oleaje sobre el litoral y a producir transporte de agua hacia el sur .

Aunque se ha sugerido afloramiento como un posible mecanismo de introducción de agua oceánica al Golfo Dulce (Richards et al. 1971), sólo se ha documentado aflora-miento costero forzado por el viento en dos lugares de la costa en el Pacífico: la costa este del Golfo de Nicoya (Brenes et al. 2003) y las bahías Salinas (BS) y Santa Elena (BSE) en el Pacífico norte de Costa Rica (Ballestero, en preparación). En el GN los even-tos de afloramiento ocurren durante intensificación de los alisios del NE, por forzamiento del viento perpendicular a la costa dirigido hacia el interior del GN. En BS y BSE, debido a la orientación de la línea de costa, ocurre succión de Ekman por viento paralelo a la costa cuando sopla el jet de Papagayo. Las aguas afloradas en la costa son transporta-das hacia el NO, en dirección paralela a la costa nicaragüense y perpendicular a la costa donde ocurre el afloramiento, hasta unirse al agua aflorada por el chorro de Papagayo soplando hacia mar adentro, perpendicularmente a la costa. El agua aflorada en BS y BSE es finalmente transportada hacia el interior del Pacífico en la pluma principal bajo el jet de papagayo, para eventualmente circular anticiclónicamente en los grandes re-molinos de Papagayo. Parte del agua aflorada en el flanco sur del jet de Papagayo es transportada en una circulación ciclónica de corta duración hacia el SE en dirección a la plataforma continental de Costa Rica .

El conocimiento de la hidrografía y la dinámica de la plataforma continental es escaso, con la excepción del GN donde existe un razonable acervo de información. Brenes et al. (2005) analizan 3 transectos perpendiculares a la costa obtenidos en setiembre 1993 (figura 17) que arrojan luz sobre algunos aspectos de la circulación y la hidrografía en la plataforma, pero la información es todavía muy limitada para comprender varios as-pectos fundamentales de la oceanografía en un ambiente caracterizado por una alta variabilidad temporal .

Entre las cuestiones de importancia pendientes de investigación es necesario determi-nar a) la naturaleza y dinámica de la zona frontal que separa el agua de la plataforma continental (PC) costarricense del agua tropical superficial del PTE; b) la estratificación vertical de la columna de agua en la PC y cuáles son los mecanismos de mezcla vertical en juego, así como su relación con el forzamiento del viento, el oleaje y la marea astro-nómica, incluyendo el posible efecto de ondas internas generadas en el talud continental sobre la estabilidad de la columna de agua; c) finalmente, es necesario identificar las zonas de transporte a través de la plataforma donde puede ocurrir intercambio de agua entre la plataforma y agua oceánica por afloramiento, hundimiento, irregularidades topo-gráficas o la generación de ondas internas.



ReferenciasAmador, J .A ., 1998: A Climatic Feature of the Tropical Americas: The Trade Wind Eas-terly Jet, Tópicos Meteorológicos y Oceanográficos, 5(2), 91-102 .

Arellano, F . y Vargas, A ., 2001: Casos de contaminación por intrusión salina en acuí-feros costeros de la Península de Nicoya (Costa Rica), Revista Geológica de América Central, 25, 77-84 .

Ballestero, D y E. Coen, 2004: Generation y propagation of anticyclonic rings in the Gulf of Papagayo, Costa Rica, International Journal of Remote Sensing, 25, 1, 1-8 .

Brenes, C.L., Lavín, M.F., da Silveira Mascarenhas Jr., A., 2005: Geostrophic currents off the Pacific coast of Central America in September-October 1993, enviado a Geophysical Research Letters.

Chavez, J . y M . Birkicht, 1996: Equatorial Subsurface Water y the nutrient seasonality distribution of the Gulf of Nicoya, Costa Rica, Revista de Biología Tropical, 44, Suppl . 3, 41-47 .

Chavez, F.P. y R.T. Barber, 1987: An estimate of new production in the Equatorial Pacific, Deep Sea Research, 34, 1229-1243 .

Chelton, D .B ., Freilich, M .H . y S .K . Esbensen, 2000: Satellite Observations of the Wind Jets off the Pacific Coast of Central America. Part II: Regional Relationships y Dynamical Considerations, Monthly Weather review, 128, 2019-2043 .

Conkright, M .E . et al. 2002: World Ocean Atlas 2001: Objective Analyses, Data Statis-tics, y Figures, CD-ROM Documentation . National Oceanographic Data Center, Silver Spring, MD, 17 pp .

Conkright, M ., Levitus, S ., y T . Boyer, World Ocean Atlas 1994 Volume 1: Nutrients . NOAA Atlas NESDIS 1, U .S . Department of Commerce, Washington, D .C ., 1994 .

da Silva, A, Young, A .C . y S . Levitus, Atlas of Surface Marine Data 1994, Volume 1: Algorithms y Procedures . NOAA Atlas NESDIS 6, U .S . Department of Commerce, Was-hington, D .C ., 1994 .

Fiedler, P.C., 1992: Seasonal Climatologies y Variability of Eastern Tropical Pacific Sur-face Waters, NOAA Technical Report NMFS 109, 65 pp .

Fiedler, P .C ., 2002 (a): The annual cycle y biological effects of the Costa Rica Dome, Deep Sea Research I, 49, 321-338 .

Fiedler, P.C., 2002 (b): Environmental change in the eastern tropical Pacific Ocean: re-view of ENSO y decadal variability, Marine Ecology Progress Series, 244, 265-283 .

Fiedler, P.C: y Talley, L.D., 2005:Hydrography of the eastern tropical Pacific: A review, submitted to Progress in Oceanography .

Fiedler, P .C . y V . Philbrick, 1991: Oceanic upwelling y productivity in the eastern tropical Pacific, Limnology y Oceanography, 36 (8), 1834-1850 .



Francia, G. 2004: Predación y eclosión en nidos solitarios y de arribadas de tortugas loras (Lepidochelys olivacea), baulas (Dermochelys coriacea) y negras (Chelonia mydas agassizi) en las Playas Nancite y Naranjo e incidencia humana sobre las anidaciones de tortugas marinas en Playa Junquillal, Costa Rica . Tesis para optar por el grado de Magister Scientiae . Programa Regional en Manejo de vida silvestre para Mesoamérica y el Caribe . Universidad Nacional . 132 pp .

Goda, Y., 1983: Analysis of Wave Grouping y Spectra of Long-travelled Swell, Report of the Port y Harbour Research Institute, 22, 1, 3-41 .

Hansen, D. V., y Maul, G. A., 1991: Anticyclonic current rings in the eastern tropical Pacific Ocean, Journal of Geophysical Research, 96, 6965–6979 .

Kalnay, E., M. Kanamitsu, R. Kistler, W. Collins, D. Deaven, L. Gandin, M. Iredell, S. Saha, G. White, J. Woollen, Y. Zhu, M. Chelliah, W. Ebisuzaki, W. Higgins, J . Janowiak, K . Mo, C . Ropelewski, J . Wang, A . Leetmaa, R . Reynolds, R . Jenne & D. Joseph, 1996: The NCEP/NCAR 40-Year Reanalysis Project. Bull. Am. Me-teorol. Soc., 77, 437-471 .

Kessler, W .S ., 2002: Mean Three-Dimensional Circulation in the Northeast Tropical Paci-fic, Journal of Physical Oceanography, 32, 2457-2471 .

Kessler, W.S., 2006: The Circulation of the eastern tropical Pacific: A review, Progress in Oceanography, 69 (2-4), 181-217 .

Lizano, O.G. 2003: Técnicas de Pronóstico de Oleaje para las Costas de Costa Rica, IMN, 49 pp .

Martínez de León, A ., Robinson, I ., Ballestero, D . y E . Coen, 1999: Wind driven ocean circulation features in the Gulf of Tehuantepec, México, revealed by combined SAR y SST satellite data, International Journal of Remote Sensing, 20, 8, 1661-1668 .

Mestas-Nuñez, A. y Enfield, D., 2001: Eastern Equatorial Pacific SST variability: ENSO y non-ENSO components y their climatic associations, Journal of Climate, 14, 391-402 .

Montoya, F . & C . Drews, 2007: Medios de vida, bienestar comunitario y conservación de especies . Una guía para entender, evaluar y mejorar los vínculos en el contexto de los programas de tortugas marinas, WWF-Programa Marino y de Especies para Latinoamé-rica y el Caribe, San José, Costa Rica, 82 pp .

Palacios, D .M ., Bograd, S .J ., 2005: A census of Tehuantepec y Papagayo eddies in the north-eastern tropical Pacific. Geophysical Research Letters 32, L23606 .

Philander, S.G.H., 1990: El Niño, La Niña y the Southern Oscillation, Academic Press, New York, 289pp .

Philander, S.G.H., 1999: A review of tropical ocean-atmosphere interactions, Tellus, 51, 71-90 .

Richards, F .A, Anderson, J .J . y J .D . Claine, 1971: Chemical y Physical observations in the Golfo Dulce, an anoxic basin on the Pacific Coast of Costa Rica, Limnology y Ocea-nography, 16, 1, 43-50 .

Sistema Nacional de Áreas de Conservación, 2009: Grúas II. Propuesta de ordenamien-



to territorial para la conservación de la biodiversidad de Costa Rica . Análisis de vacíos de conservación en Costa Rica, Vol III / SINAC, San José, CR, 60 pp.

TNC, 2008: Evaluación de Ecorregiones marinas en Mesoamérica . Sitios prioritarios para la conservación en las ecorregiones Bahía Panamá, Isla del Coco y Nicoya del Pa-cífico Tropical Oriental y en el Caribe de Costa Rica y Panamá. The Nature Conservancy. San José, Costa Rica . 164 pp .

Wyrtki, K., 1965: Surface currents of the eastern tropical Pacific ocean, Inter-American Tropical Tuna Commission Bulletin, 9, 271-304 .

Documents

Condiciones meteorológicas y oceanográficas en el Pacífico norte de Costa Rica y playa Junquillal