Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Artículo original Ciencias de la Tierra Influencia de los principales modos anulares hemisféricos y El Niño-Oscilación del Sur (ENOS) en las fuentes de humedad globales de Mesoamérica Influence of the main Annular Hemispheric Modes and ENSO on Mesoamerica’s global moisture sources Rodrigo Castillo1,*, Raquel Nieto2, Luis Gimeno2, Anita Drumond3 1 Escuela de Física y Centro de Investigaciones Geofísicas, Universidad de Costa Rica, San José, Costa Rica 2 Environmental Physics Laboratory, Facultade de Ciencias, Universidade de Vigo, Ourense, España 3 Instituto de Ciências Ambientais, Químicas e Farmacêuticas, Universidade Federal de São Paulo, Diadema, Brazil Resumen Se estudió la influencia de las oscilaciones atmosféricas interanuales de gran escala en la captación y el transporte de humedad proveniente de las principales fuentes oceánicas con impacto en Mesoamérica utilizando el modelo lagrangiano FLEXPART alimentado con los datos del reanálisis ERA-Interim (1979-2012) para evidenciar cómo los cambios en los sumideros de humedad asociados con cada una de estas fuentes de evaporación reproducen los ya conocidos patrones de variación de los sistemas atmosféricos y de precipitación regional de El Niño-Oscilación del Sur y de la Oscilación Ártica. El hallazgo más importante, que no se había registrado antes para la región de Mesoamérica, es la teleconexión con la Oscilación Antártica, lo que revela una correlación estadística más significativa con el transporte de humedad proveniente del Pacífico durante la estación seca y una un poco más débil durante la estación lluviosa. Estos resultados pueden emplearse como predictores del comportamiento de la distribución de la precipitación, especialmente en el momento de su inicio y en el de su primer máximo. Palabras clave: Oscilación Antártica (AAO); Oscilación Ártica (AO); ENOS; Mesoamérica; transporte de humedad; FLEXPART. Abstract The influence of the interannual large-scale atmospheric oscillations in the uptake and moisture transport from the major oceanic moisture sources with impact over Mesoamerica is investigated herein using a sophisticated Lagrangian approach informed by ERA-Interim reanalysis data (1979-2012), which showed how the moisture sinks changes associated with the evaporation sources reproduce the well-known atmospheric systems variation patterns and the regional precipitation linked to El Niño-Southern Oscillation and the Arctic Oscillation. However, the most important result, not revealed before for the Mesoamerican region, is the Antarctic Oscillation teleconnection, which highlights a stronger statistical correlation with the Pacific moisture transport during the dry season and a little weaker correlation during the rainy season. These results may be used as predictors for the precipitation distribution behavior, mainly during its onset period and for its first maximum. Keywords: Antarctic Oscillation (AAO); Artic Oscillation (AO); ENSO; Mesoamerica; moisture transport; FLEXPART. Introducción el presente estudio, sin embargo, se la denomina región La región de estudio es la denominada región climática climática continental de Mesoamérica (MAM), ya que se continental de América Central (CAM), la cual fue identi- incluyó el territorio de México. ficada como punto caliente del cambio climático por Giorgi & Francisco (2000) y está circunscrita por las coordenadas 10°N-30°N de latitud y 116°O-83°O de longitud (Figura 1, *Correspondencia: mapa superior). Dicha región se utiliza ampliamente para Rodrigo Castillo; rodrigo.castillorodriguez@ucr.ac.cr los informes del Panel Intergubernamental sobre Cambio Recibido: 21 de marzo de 2019Aceptado: 30 de octubre de 2019 Climático (Nieto, et al., 2014a, Barker, et al., 2007). En Editor: José Daniel Pabón Caicedo 746 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Figura 1. Representación esquemática estacional de la magnitud de los sumideros de humedad provenientes de las principales fuentes oceánicas que afectaron la región climática continental MAM (mapa superior) para el periodo de 1979 a 2012. Solo los valores (|E-P<0|) por encima de 0,05 mm/día se graficaron y se muestran con el mismo color que su respectiva fuente oceánica La precipitación de una determinada región proviene de Si bien las regiones oceánicas determinadas por Gimeno, la evaporación y la evapotranspiración de regiones continen- et al. (2010) son las principales fuentes de humedad a escala tales, por ejemplo, las selvas tropicales, o de la advección global, el transporte de humedad desde estas fuentes puede de humedad procedente de regiones oceánicas, cuyo papel presentar cambios asociados con los principales modos de en la alimentación de la rama terrestre del ciclo hidrológico variabilidad atmosférica interanual: El Niño-Oscilación del es insustituible. El transporte de la humedad a escala glo- Sur (ENOS), la Oscilación Ártica (Arctic Oscillation, AO) bal proveniente de las principales fuentes oceánicas ha sido y la Oscilación Antártica (Antarctic Oscillation, AAO). estudiado por Gimeno, et al. (2010), quienes caracterizaron Por esta razón, Castillo, et al. (2014a) utilizaron un enfo- doce principales fuentes globales de humedad, de las cuales que lagrangiano para analizar la variabilidad climática del cuatro tienen impacto en la región MAM: Pacífico Norte, transporte de humedad desde las principales fuentes oceá- Pacífico Sur, Atlántico Norte y Golfo de México - Mar nicas de escala planetaria para ENOS, en tanto que Nieto, Caribe (Figura 2). et al. (2014b) la analizaron a partir de los modos anulares 747 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Figura 2. Principales fuentes oceánicas de humedad que afectaron la región climática continental MAM: climatología anual de la divergencia del integrado vertical del flujo de humedad (mm/año) para el periodo de 1980 a 2012. Las líneas rojas indican el umbral de 750 mm/año, el cual define las fuentes de humedad oceánicas (Gimeno, et al., 2010). Según ese criterio, las cuatro fuentes oceánicas analizadas fueron la del Pacífico Norte (NPAC), el Pacífico Sur (SPAC), el Atlántico Norte (NATL) y el Golfo de México - Mar Caribe (MEXCAR) hemisféricos. Aunque la metodología para la selección de las La temporada de lluvias en la parte centro-sur de composiciones difiere en estos dos trabajos, en ambos se México, la mayor parte de América Central, y ciertas zonas evidenció cómo los cambios en los sumideros de humedad del Caribe, se caracteriza por una distribución bimodal asociados con cada una de estas fuentes de evaporación de las precipitaciones, con máximos entre mayo y junio y reproducen los ya conocidos patrones de variabilidad atmos- septiembre y octubre y un mínimo relativo en julio y agosto férica y de precipitación a gran escala, aunque en ninguno (Mosiño & García, 1966; Coen, 1973; Magaña, et al., de estos trabajos se abordó el análisis de una región espe- 1999). Este mínimo relativo de la precipitación se conoce cífica como sumidero de humedad. como la “sequía” de verano, “canícula” o “veranillo”, En este contexto, y con el fin de examinar la influencia dependiendo de la región en la que ocurra (midsummer que tienen las oscilaciones atmosféricas de escala global e drought, MSD) (Karnauskas, et al., 2013). Sin embargo, interanual ENOS, AO y AAO en la captación y el transporte cabe destacar que la parte norte de México, que incluye la de humedad semestral proveniente de las principales fuentes Sierra Madre Oriental y la Occidental, no tiene este mismo oceánicas que tienen impacto en la región MAM, se usó el patrón y se rige, en cambio, por la dinámica del monzón modelo lagrangiano FLEXPART (Stohl, et al., 1998; 2005) de América del Norte, el cual se ve influenciado por los alimentado con datos del reanálisis ERA-Interim (Dee, et aumentos en el contenido de humedad en la baja tropósfera al., 2011) para el periodo de 1979 a 2012. de la piscina de agua cálida del hemisferio occidental y el El tratamiento semestral estacional responde a que la papel del chorro de bajo nivel del Caribe (Caribbean Low mayor parte de la región MAM tiene dos estaciones bien Level Jet, CLLJ) (Amador, 2008) como transportador de definidas, una seca, de noviembre a abril, y otra lluviosa, humedad para esta región (Wang & Enfield, 2001, 2003; de mayo a octubre. Este comportamiento se debe principal- Durán-Quesada, et al., 2017a). mente a una combinación de sistemas que involucran la Recientemente, Durán-Quesada, et al. (2017b) em- migración latitudinal de la zona de convergencia intertro- plearon la metodología lagrangiana en fuentes de humedad pical (Intertropical Convergence Zone, ITCZ), la variación regionales para analizar el papel modulador de ENOS en el estacional de la radiación solar, que influye en el flujo de suministro de humedad que alimenta la precipitación en la calor latente, y los vientos de bajo nivel que interactúan con región de América Central, el cual ya había sido establecido la orografía local (Alfaro, et al., 2018). por Maldonado, et al. (2016) como el principal modo de 748 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 variabilidad interanual en el control de las características del por lo que la integral vertical del transporte de humedad MSD a través del patrón de dipolo de la temperatura super- será equivalente a la evaporación neta (E ) menos la ficial del mar (sea surface temperature, SST) en las aguas precipitación neta (P) (Trenberth & Guillemot, 1998), vecinas a Centroamérica. Sin embargo, a pesar de que los como se muestra a continuación: trabajos de Maldonado, et al. (2016) y Durán-Quesada, et al. (2017b) evidencian que ENOS es el principal modo de ∇⋅Θ = E − P (4). variabilidad del control de las variaciones interanuales de Para realizar este estudio se empleó la metodología las características atmosféricas regionales mediante la SST, desarrollada por Stohl & James (2004, 2005) y el modelo no ha habido estudios que analicen si esa variabilidad puede lagrangiano de dispersión de partículas FLEXPART, versión estar relacionada con los modos anulares hemisféricos. 9.0 (Stohl, et al., 1998, 2005), inicializado con datos del Por todo lo expuesto, en este trabajo se propuso hacer reanálisis ERA-Interim (Dee, et al., 2011) para un periodo un análisis unificado de las oscilaciones atmosféricas de de 33 años (noviembre de 1979 a octubre de 2012). Se escala global e interanual guiado por un mismo criterio de recurrió a este conjunto de datos porque se ha demostrado selección de los años incluidos en las composiciones de que el rendimiento del ERA-Interim en la reproducción las diferentes fases de las oscilaciones en estudio con base del ciclo hidrológico y en términos de cierre del balance en los periodos semestrales (seco y lluvioso), los cuales hídrico es mucho mejor que el del ERA-40 (Trenberth, et responden a los mecanismos atmosféricos prevalentes en al., 2011), y que el de productos más recientes de reanálisis la mayor parte del territorio mesoamericano, subsanando como el MERRA y el CFSR (Lorenz & Kunstmann, 2012). así las discrepancias metodológicas encontradas en los tra- Además, desde sus inicios la evaluación espacial del modelo bajos de Castillo, et al. (2014a) y Nieto, et al. (2014b), e FLEXPART se ha hecho con datos provenientes del European incorporando la pregunta de si hay variabilidad interanual Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF) relacionada con la AO y la AAO. (Stohl, et al., 1998), lo que le otorga mayor confiabilidad. Datos y metodología Los datos de los años anteriores a 1979 no se utilizaron para ejecutar el modelo FLEXPART, ya que los resultados En la Figura 2 se aprecian las principales fuentes de hume- del reanálisis anteriores a la inclusión de los datos de saté- dad oceánica que afectan a la región continental MAM, las lite se consideran de insuficiente calidad (especialmente los cuales se determinaron siguiendo los mismos criterios de referentes a los océanos) (Bengtsson, et al., 2004), princi- Gimeno, et al. (2010), pero considerando un periodo de 33 palmente por dos razones: (i) el modelo FLEXPART utiliza años. Las cuatro principales fuentes de humedad oceánica variables derivadas como datos de entrada, por ejemplo, el consideradas fueron: Pacífico Norte (NPAC), Pacífico Sur viento zonal (u ), el viento meridional (v) y la humedad (SPAC), Atlántico Norte (NATL) y Golfo de México - Mar específica (q), los cuales no son fiables antes de esta fecha, Caribe (MEXCAR). pues son muy propensos a errores, lo que se refleja en los Para analizar la transferencia del contenido de humedad resultados del modelo (Stohl, et al., 2005), y (ii) es impo- en el aire entre lugares, se utilizó la integral vertical del flujo sible trabajar con datos obtenidos antes de la incorpora- de vapor de agua, la cual proporciona una aproximación al ción de las imágenes de satélite en el reanálisis a partir de transporte de humedad en la atmósfera y se define como: 1979. Antes de esta fecha, no había suficientes observaciones 1 ps  sobre las grandes áreas oceánicas y los conjuntos de datos son Θ = ∫ qVdp (1), g mucho menos confiables (Bengtsson, et al., 2004; Uppala, 0 et al., 2005). donde g es la aceleración debida a la gravedad, q es la Los modelos lagrangianos calculan las trayectorias de humedad específica, ps es la presión de la superficie y un gran número de pequeñas parcelas infinitesimales de aire V es el vector del viento horizontal. Teniendo en cuenta (denominadas “partículas”) para modelar el transporte y la la ecuación de conservación de la masa, se puede des- difusión de trazadores atmosféricos (Stohl, et al., 2005). Al cribir el balance hidrológico en la atmósfera mediante inicio de la ejecución del modelo, la atmósfera fue “rellenada” la siguiente relación: de manera homogénea con partículas de igual masa, cada ∂W una de las cuales representa una fracción de la masa atmos- +∇⋅Θ = E − P (2), ∂t férica total (Stohl & James, 2004, 2005). Durante la ejecu-ción, estas partículas son advectadas usando el campo de donde W es el agua precipitable dada por: velocidad tridimensional del reanálisis, con movimientos 1 ps turbulentos estocásticos y convectivos superpuestos. En la W = g ∫ qdp (3). capa atmosférica límite (planetary boundary layer, PBL), 0 estos movimientos aleatorios se calcularon mediante la En escalas temporales grandes como las consideradas solución de las ecuaciones de Langevin para la turbulencia en este estudio, la variación temporal del contenido de gaussiana (Stohl & Thomson, 1999). Estas ecuaciones agua precipitable en la columna vertical es despreciable, usan escalas de tiempo lagrangiano y desviaciones estándar 749 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 para las componentes de viento, que se calculan utilizando i los parámetros de la PBL del ECMWF (Hanna, 1984). 1 XΓ = ∑ Xtj (7), La altura de la PBL se determina mediante una combina- i j=1 ción del número de Richardson y la técnica de elevación de donde Γ es el compuesto del campo X condicionado por un la parcela (Vogelezang & Holtslag, 1996); se asume que la índice t para un número de observaciones i. turbulencia por fuera de la PBL es muy pequeña. Además, Estas composiciones se hicieron para los campos de el conjunto de datos globales no resuelve las células con- los sumideros de humedad (E − P < 0) resultantes de las vectivas individuales, sino que reproduce los efectos de salidas de FLEXPART, los cuales son vá lidos en la escala convección a gran escala. de tiempo de este análisis (Castillo, et al., 2014b), y consi- Las posiciones de las partículas y la humedad específica ( ) derando los años de las distintas fases (positivas, negativas y q se registran cada seis horas. Así, los aumentos (evapora- neutrales) de las oscilaciones atmosféricas de escala global ción, e) y disminuciones (precipitación, p) en la humedad e interanual. de la partícula a lo largo de la trayectoria se calculan a partir (q) Para el caso de ENOS, se utilizó el índice oceánico del de cambios en la humedad específica con respecto al Niño (Oceanic Niño Index, ONI) en la región de El Niño tiempo, como lo muestra la ecuación 5: 3.4 (5°N-5°S, 120°-170°W), tomado del National Oceanic e − p = m dq and Atmospheric Administration/Climate Prediction Center (5), dt (NOAA/CPC) (Smith, et al., 2008), el cual se basa en el donde m es la masa de cada partícula. promedio trimestral de las anomalías de la SST calculadas (e p) con la base de datos ERSSTv5 (Huang, et al., 2017). Este La suma de los cambios de humedad − de todas las partículas en la columna atmosférica sobre un área índice es la principal medida oceánica para el monitoreo, específica, A, genera el flujo de agua dulce superficial evaluación y predicción de ENOS. En este caso, se hicieron (E − P), donde E es la tasa de evaporación por unidad promedios del índice en las estaciones secas (noviembre a de área y P es la tasa de precipitación por unidad de área abril, NDEFMA) y lluviosas (mayo a octubre, MJJASO) (ecuación 6): (Tabla 1); luego se determinaron los seis episodios de mayor K intensidad de las fases positiva y negativa por estación ∑(e − p)k utilizando los valores umbrales del índice en los percentiles E − P ≈ k=1 (6), 18 y 82 como se muestra en la Tabla 2, en tanto que para la A fase neutral se seleccionaron los años con los índices más donde K es el número total de partículas en la columna cercanos a cero. Se obtuvo, así, la composición de la fase de atmosférica. El Niño (1983, 1987, 1992, 1995, 1998, 2010), la fase de La En este trabajo, la atmósfera global se dividió en alre- Niña (1985, 1989, 1999, 2000, 2008, 2011) y la fase neutra dedor de 2 millones de partículas. Cada partícula se rastreó (1981, 1982, 1990, 1993, 1994, 2002) para la estación seca, durante 10 días, ya que este es el tiempo medio de residencia y la composición de la fase de El Niño (1982, 1987, 1991, del vapor de agua en la atmósfera (Numaguti, 1999). Las 1997, 2002, 2009), de la fase de La Niña (1988, 1998, 1999, trayectorias se calcularon utilizando los datos disponibles 2007, 2010, 2011) y de la fase neutra (1980, 1983, 2001, del reanálisis con intervalos de seis horas (00, 06, 12 y 18 2003, 2005, 2012) para la estación lluviosa. UTC) y con una resolución espacial de 1° de latitud por 1° de Para el índice de la Oscilación Ártica (Arctic Oscillation longitud. Se utilizaron los 61 niveles verticales de los datos Index, AOI) y el de la Oscilación Antártica (Antarctic del reanálisis, de 0,1 a 1.000 hPa, con aproximadamente 14 Oscillation Index, AAOI), se siguió el esquema planteado niveles por debajo de 1.500 m y 23 entre 1.500 m y 5.000 por Nieto, et al. (2014b) en la selección de las composi- m. Estas partículas se rastrearon hacia adelante en el tiempo ciones. Entre las diferentes metodologías comúnmente uti- en las cuatro regiones oceánicas de estudio para calcular el lizadas para determinar los eventos extremos de la AO y de campo (E − P) cada seis horas durante los diez días de la AAO, se pueden citar: (i) las que se formulan a partir del transporte y promediar para obtener el campo diario usado análisis de componentes principales (principal components, para establecer el campo semestral que supera la sensibilidad PC) de alguna variable meteorológica en los extratrópicos computacional debida al periodo de tiempo empleado, como (por ejemplo, la altura geopotencial, la presión media a se explica más detalladamente en Castillo, et al. (2014b). nivel del mar, el viento o la temperatura) (Thompson & El análisis del papel de los patrones de teleconexión Wallace, 2000; Nan & Li, 2003); (ii) las que calculan la climática en la variabilidad de las fuentes oceánicas que diferencia entre la presión media zonal normalizada entre afectan los sumideros de humedad de la región climática dos latitudes usando datos de reanálisis (Gong & Wang, continental MAM, se hace con la técnica de composiciones. 1999; Li & Wang, 2003), o entre dos puntos seleccionados Esta técnica, representada en la ecuación 7, es una herra- (Hurrell, 1995), y (iii) las que se basan en datos obtenidos mienta muy conveniente para construir la estimación del de estaciones de observación (Marshall, 2003; Visbeck, estado promedio de una variable condicionada por el valor 2009). Según Ho, et al. (2012), hay algunas inconsistencias de un índice externo. con respecto a la determinación de los episodios extremos de 750 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 ambas oscilaciones, especialmente de la AAO, que se deben datos satelitales (los anteriores a 1979), es probable que los principalmente a las diferentes metodologías y conjuntos de índices basados en el reanálisis no sean confiables, y es mejor datos aplicados en la definición de los índices. Para el AAOI, elegir aquellos provenientes de estaciones de observación. pero también para el AOI (Ho, et al., 2012), se evidenció Tomando esto en consideración, como lo hicieron Nieto, et que los índices calculados con datos de reanálisis son más al. (2014b), se valoraron dos índices para cada oscilación efectivos cuando se intenta comprender la relación con sus con base en diferentes metodologías que usan datos de la pre- impactos. Sin embargo, antes de la incorporación de los sión a nivel del mar normalizada: uno basado en estaciones de observación y otro basado en reanálisis. Tabla 1. Índices estacionales considerados para las composiciones En cuanto al AOI basado en los datos de las estaciones de las fases de El Niño-Oscilación del Sur para el periodo de 1979 de observación, dado que muchos autores (Thompson & a 2012 Wallace, 2001) consideran que la Oscilación del Atlántico Norte (North Atlantic Oscillation, NAO) es solo la mani- ONI festación de la AO en la región atlántica, se usó el índice Seca Lluviosa basado en la diferencia de presión a nivel del mar norma- lizada entre Lisboa, Portugal, y Stykkisholmur-Reykjavik, 1980 0,48 0,20(*) 1980(*) Islandia (Hurrell, 1995) (https://climatedataguide.ucar.edu/ 1981(*) -0,27(*) -0,23 1981 climate-data/hurrell-north-atlantic-oscillation-nao-index- 1982(*) 0,08(*) 1,15(+) 1982(+) station-based). En tanto que para el AOI basado en los 1983(+) 1,88(+) 0,12(*) 1983(*) reanálisis (National Centers for Environmental Prediction/ 1984 -0,60 -0,37 1984 National Center for Atmospheric Research, NCEP/NCAR) (Kalnay, et al., 1996), se usó el índice definido como la 1985(-) -0,90(-) -0,52 1985 diferencia mensual normalizada de la presión media zonal 1986 -0,37 0,35 1986 a nivel del mar entre los 35°N y los 65°N (Li & Wang, 1987(+) 1,12(+) 1,42(+) 1987(+) 2003) (http://ljp.gcess.cn/dct/page/65569). Al igual que con 1988 0,58 -1,22(-) 1988(-) el ONI, se hicieron los promedios estacionales para ambos 1989(-) -1,43(-) -0,33 1989 índices (Tabla 3) estableciendo los seis eventos extremos 1990(*) 0,10(*) 0,33 1990 de cada fase por estación con los valores de umbral de la Tabla 2, y para la fase neutral se seleccionaron los años 1991 0,33 0,63(+) 1991(+) con los índices más próximos a cero. En la estación seca 1992(+) 1,47(+) 0,33 1992 se obtuvieron las siguientes composiciones: AO(+) (1989, 1993(*) 0,20(*) 0,37 1993 1990, 1993, 2000, 2007, 2012), AO(-) (1984, 1986, 1996, 1994(*) 0,13(*) 0,48 1994 2006, 2010, 2011), y en la fase neutra los siguientes: 1995(+) 0,77(+) -0,40 1995 1996 -0,78 -0,33 1996 Tabla 2. Valores umbrales de los índices de las oscilaciones 1997 -0,27 1,65(+) 1997(+) atmosféricas de escala global para la selección de los episodios extremos durante el periodo de 1979 a 2012 1998(+) 1,88(+) -0,70(-) 1998(-) 1999(-) -1,33(-) -1,12(-) 1999(-) ONI 2000(-) -1,37(-) -0,58 2000 Percentil Seca Lluviosa 2001 -0,55 -0,18(*) 2001(*) 18 -0,85 -0,64 2002(*) -0,07(*) 0,83(+) 2002(+) 82 -0,75 0,52 2003 0,72 0,07(*) 2003(*) AOI 2004 0,32 0,50 2004 Observación Reanálisis Observación Reanálisis Percentil Seca Lluviosa 2005 0,57 -0,03(*) 2005(*) 18 -0,30 -0,23 -0,74 -0,33 2006 -0,62 0,27 2006 82 1,19 1,80 0,23 0,50 2007 0,43 -0,75(-) 2007(-) AAOI 2008(-) -1,37(-) -0,45 2008 Observación Reanálisis Observación Reanálisis 2009 -0,58 0,53(+) 2009(+) Percentil Seca Lluviosa 2010(+) 1,17(+) -1,07(-) 2010(-) 18 -0,59 -0,11 -0,62 -0,13 2011(-) -1,20(-) -0,68(-) 2011(-) 82 1,05 1,72 0,98 2,20 2012 -0,73 0,17(*) 2012(*) ONI: Oceanic Niño Index; AOI: Artic Oscillation Index; AAOI: Antarctic ONI: Oceanic Niño Index; (+): Niño; (*): Neutro; (-): Niña Oscillation Index 751 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Tabla 3. Índices estacionales considerados para las composiciones de las fases de la Oscilación Ártica para el periodo de 1979 a 2012. AOI Seca Lluviosa Observación Reanálisis Observación Reanálisis 1980(*) 0,20 -0,08(*) -0,70 0,02(*) 1980 1981(*) -0,22 -0,14(*) 0,05(*) -0,51(-) 1981(*) 1982(*) -0,02(*) 0,68 0,22 0,15 1982 1983 1,18 1,00 0,20 0,67(+) 1983(+) 1984(-) -0,20 -0,30(-) 0,40(+) 0,04(*) 1984(+) 1985(*) -0,27 0,03(*) -0,57 0,11 1985 1986(-) 0,00(*) -0,38(-) 0,03(*) 0,34 1986(*) 1987 0,25 0,75 -0,97(-) 0,18 1987 1988 -0,38(-) 1,03 0,18 0,11 1988 1989(+) 1,32(+) 2,95(+) 0,23(+) 0,70(+) 1989(+) 1990(+) 1,13(+) 2,69(+) -0,07(*) 0,66(+) 1990 1991 0,37 1,02 -0,08 -0,10(*) 1991(*) 1992 1,10 1,70 0,08 -0,24 1992(*) 1993(+) 1,42(+) 2,32(+) -1,27(-) -0,69(-) 1993(-) 1994 2,03(+) 1,56 0,00(*) 0,51(+) 1994(+) 1995 0,90 1,11 -0,80(-) -0,06(*) 1995(-) 1996(-) -1,88(-) -1,97(-) 0,28(+) -0,38(-) 1996 1997 -0,32(-) 0,68 -1,10(-) -0,60(-) 1997(-) 1998 0,13(*) 0,78 -0,07(*) 0,67(+) 1998 1999 1,03 1,21 -0,25 0,35 1999 2000(+) 0,60 1,98(+) 0,52(+) 0,17 2000(+) 2001 -0,48(-) 0,19(*) -0,65 0,25 2001 2002 0,43 1,62 -0,07(*) -0,27 2002(*) 2003(*) -0,15 0,12(*) -0,48 -0,16 2003(-) 2004 0,38 0,72 -0,48 0,32 2004 2005(*) 0,00(*) 0,00(*) -0,33 0,26 2005 2006(-) -0,08(*) -0,73(-) -0,77(-) 0,19 2006 2007(+) 1,20 1,96(+) -0,17 0,52(+) 2007 2008 0,05(*) 1,75 0,50(+) -0,09(*) 2008 2009 1,28(+) 0,61 -0,28 -0,61(-) 2009(-) 2010(-) -2,00(-) -1,99(-) -0,38 0,05(*) 2010(*) 2011(-) -0,67(-) -0,48(-) 0,43(+) 0,48 2011(+) 2012(+) 1,50(+) 1,84(+) -1,98(-) -0,54(-) 2012(-) AOI: Artic Oscillation Index; (+): Fase Positiva; (*): Fase Neutra; (-): Fase Negativa (1980, 1981, 1982, 1985, 2003, 2005), en tanto que para la 40°S y 65°S (Marshall, 2003) (http://www.nerc-bas.ac.uk/ estación lluviosa las composiciones fueron: AO(+) (1983, icd/gjma/sam.html), y para el AAOI basado en los reanáli- 1984, 1989, 1994, 2000, 2011), AO(-) (1993, 1995, 1997, sis (NCEP/NCAR) (Kalnay, et al., 1996) se utilizó el índice 2003, 2009, 2012), y en la fase neutra (1981, 1986, 1991, definido como la diferencia mensual normalizada de la pre- 1992, 2002, 2010). sión media zonal a nivel del mar entre 40°S y 70°S (Nan & En el caso del AAOI basado en las estaciones de Li, 2003) (tomado de: http://ljp.gcess.cn/dct/page/65609). observación, se usó aquel que empleó 12 estaciones para En la Tabla 4 se presentan los índices estacionales calcu- calcular las medias zonales de la presión a nivel del mar en lados para el AAOI, que para la estación seca dan como 752 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 resultado las siguientes composiciones: AAO(+) (1982, 1988, 1992, 1994, 2002), y para la fase neutra fue (1986, 1999, 2000, 2008, 2011, 2012) y AAO(-) (1980, 1981, 1983, 1987, 1991, 1995, 2000, 2005). Los valores umbrales de las 1985, 1992, 2006), y para la fase neutra, el siguiente: (1984, fases positiva y negativa de esta selección se presentan en 1990, 1991, 1997, 2001, 2004), en tanto que para la esta- la Tabla 2, y para los de la fase neutral se seleccionaron los ción lluviosa las composiciones fueron: AAO(+) (1989, años con los índices más próximos a cero, al igual que en 1993, 1998, 2008, 2010, 2012) y AAO(-) (1980, 1981, los casos anteriores. Tabla 4. Índices estacionales considerados para las composiciones de las fases de la Oscilación Antártica para el periodo de 1979 a 2012. AAOI Seca Lluviosa Observación Reanálisis Observación Reanálisis 1980(-) -1,54(-) -1,70(-) -0,47 -0,76(-) 1980(-) 1981(-) -0,93(-) -0,84(-) -0,67(-) -0,96(-) 1981(-) 1982(+) 1,94(+) 2,33(+) 0,36 0,55(*) 1982 1983(-) -1,23(-) -0,48(-) 0,46 1,41 1983 1984(*) 0,17(*) 0,64 -0,15(*) 0,80 1984 1985(-) -0,74(-) -0,10(*) 0,57 1,47 1985 1986 -0,36 0,57 0,14(*) -0,26(-) 1986(*) 1987 -0,75(-) 0,11(*) 0,24 0,32(*) 1987(*) 1988 0,40 1,18 -2,53(-) -0,46(-) 1988(-) 1989 0,83 1,59 0,99(+) 2,31(+) 1989(+) 1990(*) -0,03(*) 0,61 -0,55 0,62 1990 1991(*) -0,07(*) 0,49(*) -0,22 0,04(*) 1991(*) 1992(-) -0,73(-) -1,12(-) -0,79(-) -0,77(-) 1992(-) 1993 0,40 -0,53(-) 1,73(+) 2,58(+) 1993(+) 1994 1,16(+) 1,43 -0,69(-) 0,17(*) 1994(-) 1995 0,38 1,13 -0,09(*) 0,59 1995(*) 1996 0,32(*) 1,53 -0,41 0,22(*) 1996 1997(*) 0,38 0,42(*) 0,60 1,45 1997 1998 0,33 1,36 1,28(+) 2,73(+) 1998(+) 1999(+) 1,55(+) 2,33(+) 1,06(+) 1,72 1999 2000(+) 2,10(+) 2,64(+) -0,18(*) 0,67 2000(*) 2001(*) -0,29(*) -0,04(*) 0,18(*) 2,07 2001 2002 0,98 1,56 -1,60(-) -1,40(-) 2002(-) 2003 0,33 0,58 0,20 1,33 2003 2004(*) 0,06(*) 0,47(*) 0,87 1,89 2004 2005 0,63 0,92 -0,10(*) 0,77 2005(*) 2006(-) -0,40 -0,11(-) 0,81 1,66 2006 2007 0,46 0,77 -1,23(-) 0,26(*) 2007 2008(+) 1,05(+) 1,72(+) 0,97 2,33(+) 2008(+) 2009 0,85 1,71 -0,25 0,65 2009 2010 -0,42 0,73 2,02(+) 4,15(+) 2010(+) 2011(+) 1,052(+) 1,79(+) -0,23 1,01 2011 2012(+) 1,04 1,81(+) 1,23(+) 2,37(+) 2012(+) AAOI: Antarctic Oscillation Index; (+): Fase Positiva; (*): Fase Neutra; (-): Fase Negativa 753 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Resultados y discusión Tabla 5. Cuantificación de la magnitud de los sumideros de humedad provenientes de las principales fuentes oceánicas que En la Tabla 5 se presenta la cuantificación semestral del ( ) afectaron la región climática continental MAM en las estaciones aporte de humedad, E − P < 0 de cada fuente oceánica seca (NDEFMA) y lluviosa (MJJASO) durante el periodo de a la precipitación en la región de análisis (Figura 1, mapa 1979 a 2012 superior), de las cuales la que más humedad aporta es la MEXCAR en ambas estaciones (Durán-Quesada, et al., mm/día % 2010). Sin embargo, cabe destacar que no solo la magnitud Seca Lluviosa Seca Lluviosa de esta contribución aumenta en la estación lluviosa (pues pasa de 17,2 mm/día en la época seca a 38,2 mm/día en la MEXCAR 17,2 38,2 57,8 62,3 época lluviosa), sino también su porcentaje relativo com- NATL 11,1 17,7 37,2 28,8 parado con el total de la estación que registra la precipitación NPAC 1,0 3,6 3,3 5,8 proveniente de la MEXCAR. A esta le sigue la fuente NATL, SPAC 0,5 1,9 1,7 3,1 que también aumenta la magnitud de su aporte de humedad 29,7 61,4 100 100 en la estación lluviosa (pasando de 11,1 mm/día en la época seca a 17,7 mm/día en la época lluviosa), pero cuyo porcen- MEXCAR: Golfo de México - Mar Caribe; NPAC: Pacífico Norte; taje relativo disminuye con respecto al total de la estación. NATL: Atlántico Norte; SPAC: Pacífico Sur Se destaca que estas son las dos principales fuentes oceá- nicas que aportan humedad a la región climática continental evidenciaron que el movimiento estacional del anticiclón MAM, ya que el aporte de las fuentes NPAC y SPAC es muy subtropical del Atlántico (North Atlantic Subtropical High, pequeño. A pesar de ello, ambas fuentes incrementan no solo NASH) y la ITCZ son los elementos dinámicos regula- la magnitud de su aporte de humedad en la estación lluviosa dores del comportamiento de las precipitaciones generadas (pasando de 1,0 y 0,5 mm/día en el periodo seco a 3,6 y por el vapor de agua proveniente de esta fuente. En cuanto 1,9 mm/día en el periodo lluvioso, respectivamente), sino a las fuentes NPAC y SPAC, su pequeño aporte de humedad también su porcentaje relativo de precipitación. se da en lugares específicos de la región MAM, y cabe ano- Los patrones climatológicos de la precipitación prove- tar que para la estación seca, la NPAC aporta humedad a niente de estas fuentes oceánicas de humedad fueron estu- Tucson y a Texas, en tanto que SPAC lo hace en Panamá y diados por Gimeno, et al. (2010, 2013) desde una perspec- el Pacífico sur de Costa Rica. Por otra parte, en la estación tiva global. Sin embargo, en el presente estudio se retomó lluviosa la NPAC influye en el Pacífico sur de México, en el análisis con un enfoque regionalizado que consideró los tanto que SPAC lo hace en la costa Pacífica desde el sur de periodos semestrales, cuyos resultados para el campo medio México hasta Panamá. estacional de los sumideros de humedad se presentan en la La importancia de analizar los factores que gobiernan la Figura 1. En el caso de la MEXCAR durante la estación seca, variabilidad climática de esta región radica en que gran parte se observa un aporte de humedad sobre todo el Caribe, con de esta zona geográfica se ha asociado con proyecciones de excepción de la península de Yucatán. Por el contrario, en la cambio climático como las reducciones medianas pero sig- vertiente del Pacífico no hay transporte hacia la Sierra Madre nificativas, de 5 a 10 %, en la precipitación en el norte de Occidental ni hacia la del Sur, así como tampoco hasta El América Central relacionada con el desplazamiento hacia Salvador ni el Pacífico de Nicaragua. En la estación lluviosa el sur de la ITCZ en el periodo de 2050 a 2099 (Hidalgo, la contribución de humedad proveniente de la MEXCAR se et al., 2013), así como con cambios significativos en la percibe en casi toda la región, donde existe un claro trans- duración del MSD, el cual se prevé que aumentará más de porte hacia la Sierra Madre Occidental, exceptuando los una semana y su precipitación mínima disminuirá más del territorios de Nayarit y Aguas Calientes, los cuales no se ven 26 % en promedio en la mayoría de la zona del Pacífico de afectados por esta fuente. También cabe destacar que esta Nicaragua, Honduras, El Salvador y Guatemala (Maurer, et fuente no tiene influencia sobre Mérida, en la península de al., 2017), lo que se traduce en condiciones más secas en los Yucatán, ni tampoco sobre las Antillas Mayores en ninguna países del istmo centroamericano para finales del siglo XXI de las estaciones, dado que el transporte de humedad hacia (Castillo, et al., 2018), incluido todo el territorio de Costa estos territorios proviene de la fuente NATL. Rica (Castillo, et al., 2017). La cobertura espacial del aporte de humedad prove- En la Tabla 6 se muestran las correlaciones, con un valor niente de la fuente NATL en la región es bastante semejante umbral de ±0.29, entre las series estacionales de tiempo en ambas estaciones, con una contribución desde el norte de la magnitud de los sumideros de humedad en la región hasta el sur y una fuerte influencia en la vertiente Caribe, MAM y los índices de los modos de variabilidad climática lo que demuestra la gran importancia que tiene el aporte con un nivel de confianza estadístico mayor al 95 %. Se de humedad de esta fuente en América Central (Durán- puede observar que ENOS tuvo una influencia significativa Quesada, et al., 2010). Castillo, et al. (2011, 2014b) anali- en la estación seca en las fuentes NPAC y SPAC, en tanto zaron los aspectos climatológicos del transporte de humedad que en la estación lluviosa su alcance se extendió hacia las desde esta fuente oceánica hacia la región continental y cuatro fuentes. En el caso de los modos anulares, la AO 754 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 afectó de forma significativa durante la estación seca en Tabla 6. Coeficientes de la correlación de Pearson entre las series las fuentes MEXCAR y NATL, en tanto que la AAO tuvo estacionales de tiempo de los sumideros de humedad (|E-P<0|) un impacto mucho mayor en las fuentes NPAC y SPAC provenientes de las principales fuentes oceánicas que afectaron la durante la estación seca que durante la lluviosa, pues resultó región climática continental MAM y los índices de las oscilaciones significativa solo con los índices obtenidos del reanálisis en atmosféricas de escala global durante el periodo de 1979 a 2012 con un nivel de confianza estadístico mayor al 95 % esta época del año. Con la finalidad de indagar si las correlaciones obteni- ONI das entre los sumideros de humedad debidos a la NPAC y la Seca Lluviosa SPAC con la AAO están asociadas con un elemento detona- MEXCAR ---- -0,39 dor en común (ENOS), se hizo una correlación parcial entre NATL ---- 0,41 ( E − P < 0 ) y AAO dejando constante el ONI. Además, se NPAC 0,65 -0,55 mantuvo el mismo valor umbral y el mismo intervalo de confianza estadística utilizados en los cálculos de la Tabla SPAC 0,74 -0,37 6, y se pudo observar (Tabla 7) que efectivamente se man- AOI tiene el mismo comportamiento, con excepción de la fuente Observación Reanálisis NPAC que pierde su correlación en la estación lluviosa. Seca En la Tabla 8 se presenta la cuantificación de la MEXCAR 0,40 0,51 modulación semestral de los modos de variabilidad climá- NATL 0,36 0,46 tica en el transporte de humedad hacia la región MAM. Las AAOI representaciones esquemáticas de la influencia espacial de las fases positiva y negativa de las oscilaciones atmosféri- Observación Reanálisis Reanálisis cas en la precipitación se calcularon a partir de las diferen- Seca Lluviosa cias de las composiciones de estas fases con respecto a la NPAC -0,58 -0,55 0,38 composición de la fase neutral. Para dotar de significado SPAC -0,73 -0,69 0,47 estadístico a los resultados obtenidos, se aplicó una prueba MEXCAR: Golfo de México - Mar Caribe; NPAC: Pacífico Norte; de bootstrapping (Efron, 2003) con un nivel de confianza NATL: Atlántico Norte; SPAC: Pacífico Sur; ONI: Oceanic Niño Index; del intervalo mayor de 90 %. Dichos resultados se presen- AOI: Artic Oscillation Index; AAOI: Antarctic Oscillation Index tan en la Figura 3 para ENOS, en la Figura 4 para la AO y en la Figura 5 para la AAO. Cabe destacar que para la AO solo Tabla 7. Coeficientes de la correlación parcial de Pearson entre se muestran las fuentes MEXCAR y NATL, dado que NPAC las series estacionales de tiempo de los sumideros de humedad y SPAC no mostraron diferencias significativas con respecto (|E-P<0|) provenientes de las principales fuentes oceánicas que a la composición de los años neutros. afectaron la región climática continental MAM y la AAOI al El Niño-Oscilación del Sur. Con respecto a los resul- mantener constante el índice ONI durante el periodo de 1979 a tados que están dentro del nivel de confianza estadístico 2012 con un nivel de confianza estadístico mayor al 95 % del 95 % cabe resaltar la correlación positiva de ENOS AAOI/ONI con la precipitación proveniente de las fuentes NPAC y SPAC durante la estación seca, en la cual durante la fase Observación Reanálisis Reanálisis de El Niño se registra un incremento en los sumideros de Seca Lluviosa humedad, en tanto que La Niña ocurre una disminución. NPAC -0,40 -0,38 -- Este comportamiento de la humedad proveniente de la SPAC -0,63 -0,59 0,41 NPAC se puede establecer reconstruyendo los eventos extre- mos debidos a ENOS a partir de los anillos de los árboles NPAC: Pacífico Norte; SPAC: Pacífico Sur; ONI: Oceanic Niño Index; de la Sierra Madre Occidental y el sur de las Grandes AAOI: Antarctic Oscillation Index Llanuras, en donde los eventos cálidos (El Niño) favore- cen las condiciones húmedas y frías desde octubre hasta Dado que el CLLJ y el chorro de bajo nivel del Chocó marzo, mientras que en la fase fría (La Niña) el clima es (Chocó low level jet, CJ) (Poveda & Mesa, 1999) son los opuesto (seco y cálido) (Stahle & Cleaveland, 1993). Este principales transportadores de humedad hacia la región de comportamiento se explica por el efecto específico de ENOS América Central, el estudio de sus mecanismos es clave en la interacción entre los sistemas atmosféricos de latitu- para determinar la estacionalidad de la lluvia forzada a gran des medias y los trópicos, lo que hace que el flujo del chorro escala sobre esta región (Durán-Quesada, et al., 2017b). subtropical que atraviesa el Golfo de México y el sureste de En el caso del comportamiento del transporte de humedad los Estados Unidos se intensifique durante los periodos de El proveniente de la SPAC durante la estación seca en las fases Niño y se debilite en los de La Niña, y sugiere el aumento de de ENOS, podría decirse que responde a la dinámica de los la incursión de aire frío en la región durante los primeros y vientos en niveles bajos debida al CLLJ y al CJ, con una su disminución durante los segundos (Schultz, et al., 1998). reducción de la magnitud de los vientos del CLLJ durante 755 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Tabla 8. Cuantificación de la modulación estacional de las oscilaciones atmosféricas de escala global en los sumideros de humedad (|E-P<0|) provenientes de las principales fuentes oceánicas con impacto en la región climática continental MAM durante el periodo de 1979 a 2012 mm/día % mm/día % Seca Lluviosa Seca Lluviosa Seca Lluviosa Seca Lluviosa Niño Niña MEXCAR 18,1 36,1 52,5 61,0 18,0 46,2 62,2 64,4 NATL 12,1 19,5 35,0 33,0 10,3 15,5 35,5 21,6 NPAC 3,4 2,0 9,9 3,4 0,4 7,0 1,5 9,8 SPAC 0,9 1,5 2,6 2,6 0,2 3,1 0,8 4,3 34,5 59,2 100,0 100,0 28,9 71,8 100,0 100,0 AO(+) AO(-) MEXCAR 22,6 43,5 61,9 63,7 14,3 37,0 59,9 62,1 NATL 12,8 19,7 35,0 28,8 8,9 17,6 37,2 29,5 NPAC 0,7 3,5 2,0 5,2 0,4 2,9 1,7 4,9 SPAC 0,4 1,6 1,1 2,4 0,3 2,1 1,2 3,5 36,6 68,3 100,0 100,0 23,9 59,6 100,0 100,0 AAO(+) AAO(-) MEXCAR 16,7 39,6 62,3 59,7 19,4 36,0 55,0 62,0 NATL 9,7 17,3 36,1 26,1 12,5 17,6 35,5 30,3 NPAC 0,3 6,4 1,1 9,7 2,5 3,0 7,1 5,2 SPAC 0,1 3,0 0,5 4,5 0,8 1,4 2,4 2,5 26,8 66,3 100,0 100,0 35,3 58,0 100,0 100,0 MEXCAR: Golfo de México - Mar Caribe; NATL: Atlántico Norte; NPAC: Pacífico Norte; SPAC: Pacífico Sur; AO: Artic Oscillation; AAO: Antarctic Oscillation Figura 3. Diferencias entre las composiciones de las fases positiva y negativa con respecto a la composición de la fase neutral para El Niño- Oscilación del Sur. Solo se graficaron los valores por debajo de -0,05 mm/día y que resultaron dentro del nivel de confianza estadístico por encima del 90 % en la prueba de bootstrapping al permutar la serie de tiempo 1.000 veces 756 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Figura 4. Diferencias entre las composiciones de las fases positiva y negativa con respecto a la composición de la fase neutral para la Oscilación Ártica. Solo se graficaron los valores menores a -0,05 mm/día que quedaban dentro del nivel de confianza estadístico por encima del 90 % en la prueba de bootstrapping al permutar la serie de tiempo 1.000 veces El Niño y un incremento durante La Niña (Amador, et al., los Estados Unidos podía estar asociada con la circulación 2003), lo cual produce un movimiento ascendente sobre monzónica. Hoy esto se ha corroborado al constatar la el lado del Pacífico que aumenta la convección durante el influencia de los aumentos del contenido de humedad en la primero, y uno descendente que la disminuye durante La baja tropósfera de la piscina de agua cálida del hemisferio Niña (Sáenz & Durán-Quesada, 2015), pues se ve favore- occidental, lo que alimenta el monzón de América del cida por el aumento (y la disminución en el caso de La Niña) Norte (Wang & Enfield, 2001, 2003; Durán-Quesada, et del transporte de humedad desde la SPAC hacia el Pacífico al., 2017a). del sur de América Central a través del CJ. La correlación negativa entre el transporte de humedad En su momento, Hales (1972) y Brenner (1974) desde la fuente NPAC y ENOS durante la estación lluviosa sugirieron que la lluvia del verano boreal extendido en fue analizada por Gutzler & Preston (1997) a partir de Arizona se debía a la humedad que se origina en el océano las anomalías del manto de nieve durante el invierno y la Pacífico tropical oriental y es transportada en los niveles primavera boreales, con lo que se evidenció cómo la fase bajos a través del golfo de California. Más tarde, Douglas, madura de El Niño inhibe la siguiente circulación monzó- et al. (1993) y Bowen (1996) propusieron que parte del nica del verano boreal sobre Nuevo México. Por el contrario, transporte de humedad y la lluvia que se extiende hacia un déficit de nieve asociado con La Niña promovería una el norte desde el noroeste de México hasta el suroeste de circulación monzónica anómalamente fuerte, resultados que 757 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Figura 5. Diferencias entre las composiciones de las fases positiva y negativa con respecto a la composición de la fase neutral para la Oscilación Antártica. Solo se graficaron los valores menores a -0,05 mm/día que quedaban dentro del nivel de confianza estadístico por encima del 90 % en la prueba de bootstrapping al permutar la serie de tiempo 1.000 veces luego fueron confirmados por Gochis, et al. (2007), reve- durante ENOS se debe a la cobertura de esta fuente sobre lando como ENOS ejerce una influencia modesta pero esta- el territorio mexicano en el curso de la estación lluviosa, dísticamente significativa en la corriente de flujo del monzón lo cual se explica por los diversos mecanismos asociados de América del Norte. con El Niño que resultan en anomalías negativas de preci- La fuente NATL se correlaciona positivamente con pitación sobre la mayor parte de México. Entre tales meca- ENOS en el transporte de humedad en el periodo lluvioso, nismos cabe mencionar una subsidencia reforzada por un mientras que la SPAC lo hace de manera negativa. Esto se desplazamiento hacia el sur de la ITCZ, vientos alisios debe al comportamiento de las variaciones en la intensidad más intensos de lo normal, un menor número de ciclones del CLLJ que tiene una correlación positiva con esta osci- tropicales en el mar intra-americano (Intra-Americas Sea, lación en el verano boreal (Amador, et al., 2003), y a la IAS) y una reducción en la humedad relativa, lo que puede correlación negativa de la intensidad del CJ en el otoño resultar en graves sequías. Por otro lado, durante las fases de boreal (Poveda & Mesa, 1999); ello produce un movi- La Niña, las condiciones del clima en México regresan a la miento descendente durante El Niño y ascendente durante normalidad e, incluso, pueden resultar en una precipitación La Niña sobre el lado del Pacífico, con lo que se disminuye por encima del promedio (Magaña, et al., 2003). la convección profunda durante el primero y la aumenta Oscilación Ártica. El fortalecimiento o debilitamiento durante el segundo fenómeno (Sáenz & Durán-Quesada, de la AO es el fenómeno que más impacta la variabilidad 2015). Esta dinámica es totalmente congruente con los climática durante el invierno boreal, especialmente en el resultados que evidencian cómo durante la fase de El Niño noreste de América, el Atlántico y Eurasia (Van Loon & se registra un superávit (o un déficit durante La Niña) en el Rogers, 1978; Wallace & Gutzler, 1981), produciendo transporte de humedad hacia esta región que lleva a que la variaciones en los fenómenos atmosféricos a escalas inter- humedad proveniente de la fuente NATL alcance regiones del anuales y más largas (Thompson & Wallace, 2001). Dicho océano Pacífico y los aportes de la fuente SPAC se manten- impacto se ha evidenciado en diversos estudios sobre el gan en las latitudes ecuatoriales, en tanto que en la fase de La clima regional y hemisférico en esta época del año, entre los Niña ocurre lo contrario, pues no se transporta tanta hume- cuales se destacan los de Hurrell (1995, 1997), Kodera, et dad desde la fuente NATL y la fuente SPAC afecta la vertiente al. (1999), Rodwell, et al. (1999) y Xie, et al. (1999). del Pacífico desde el sur de México hasta Panamá. Las características de la circulación de invierno (verano) La correlación negativa de la magnitud de los sumi- en las latitudes medias del hemisferio norte son más fuer- deros de humedad provenientes de la fuente MEXCAR tes (débiles), más baroclínicas (barotrópicas) y los chorros 758 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 están menos (más) zonalmente orientados, lo que inhibe (debilitamiento) en el transporte de la humedad desde la (promueve) la formación de trenes de ondas globales. Estas MEXCAR hacia el Pacífico. Por último, en la fase AO(-) configuraciones están más (menos) influenciadas por la se da un incremento del transporte de humedad desde la variabilidad de la SST tropical, y es menos (más) sensible MEXCAR y la NATL hacia las regiones extratropicales a a la retroalimentación por la interacción entre la tierra y la través de las trayectorias de las tormentas que se ven inten- atmósfera que involucra la humedad del suelo o la cobertura sificadas con la reducción de los vientos alisios. de nieve (Coumou, et al., 2018). Oscilación Antártica. La AAO es el principal modo de El agente impulsor climático más dominante en América variabilidad de la circulación extratropical del hemisferio Central es la NASH (Taylor & Alfaro, 2005; Amador, et al., sur y se caracteriza por una estructura profunda, zonalmente 2006; 2016), la cual se correlaciona directamente con la AO. simétrica o anular, con variaciones en la altura geopoten- Su influencia puede extenderse a los IAS que rodean la región cial de signo opuesto entre la región del casquete polar y el mesoamericana, como se aprecia en la Figura 1. Este com- anillo zonal circundante centrado cerca de los 45° de latitud portamiento se debe al fortalecimiento o debilitamiento de (Thompson & Wallace, 2000). los vientos alisios que se encuentran cerca de flanco ecua- Aunque la AO y la AAO son estructuras notablemente torial y modulan el clima de esta región (Alfaro, et al., 2018). similares, tanto en la altura geopotencial zonal media y La correlación positiva entre el transporte de humedad los campos de viento zonales como en las circulaciones desde la MEXCAR y la NATL y el AOI en la estación meridionales medias, y están presentes durante todo el año seca (Tabla 6) se debe a las características regionales que en la troposfera, difieren en sus periodos de amplificación hacen que durante el invierno boreal el balance del flujo de (atenuación) de la altura en dirección a la estratosfera, de humedad sobre los IAS sea principalmente zonal, con la diciembre a febrero (DEF) para la AO y en noviembre (N) humedad proveniente del Atlántico Norte tropical que se para la AAO (de junio a agosto, JJA, para la AO y en febrero evapora localmente sobre ellos y logra un equilibrio en el y marzo, FM, para la AAO), que conducen a una fuerte transporte hacia el Pacífico sobre México y América Cen- interacción entre el flujo medio y las ondas planetarias. tral (Mestas-Núñez, et al., 2007) que puede verse afectado Durante estos periodos de activación (inactivación) dichas por la fase AO(+) (AO(-)), la cual provoca un aumento configuraciones anulares modulan la fuerza de la circula- (disminución) en el transporte de humedad hacia la región. ción lagrangiana media en la estratosfera inferior, la altura de Además, según Zárate-Hernández (2003), este com- la tropopausa sobre latitudes medias y altas, la columna total portamiento guarda relación tanto con el número de entradas de ozono y la fuerza de los vientos alisios de sus respectivos de los frentes fríos como con las profundidades latitudinales hemisferios (Thompson & Wallace, 2000). que alcanzan estos sistemas sobre la región MAM. Así, la El comportamiento climatológico estacional de los vien- fase AO(-) promueve anomalías negativas de la presión en tos a 925 hPa sobre los IAS puede consultarse en Durán- la superficie sobre el Atlántico y el mar Caribe que debilitan Quesada, et al. (2017b), quienes evidencian claramente las el flujo de los alisios en la troposfera baja de esas áreas, variaciones del CLLJ, el CJ, los vientos alisios del sur y el generando anomalías de viento del oeste que permiten la posicionamiento de la ITCZ en el océano Pacífico tropical penetración de un mayor número de empujes fríos durante oriental. El periodo de máxima intensificación del CLLJ el invierno boreal. es en DEF, mientras que el del CJ se da en SON. Durante Por otro lado, durante el verano boreal se reduce el gra- DEFMAM la ITCZ se posiciona por encima de los 5°N, diente de temperatura entre la zona polar y la ecuatorial, lo en tanto que en JJASON se ubica por encima de los 8°N que hace que se estrechen y se debiliten los vientos del oeste y, además, los vientos alisios del sur se observan curvados en los niveles altos, y provoca que el vórtice polar estratos- hacia el este después de cruzar el ecuador (configuración férico esté prácticamente ausente (Coumou, et al., 2018). Por que promueve el transporte de humedad desde el Pacífico ello se considera que la estratosfera no influye en el clima hacia regiones continentales del hemisferio norte cerca- boreal de verano (Kidston, et al., 2015) y es la posición anó- nas al flanco ecuatorial). Asimismo, Marsh, et al. (2018) mala de la SST tropical la que determina dónde tiene lugar la presentan la climatología estacional de los vientos a 925 convección profunda más fuerte asociada con los cambios en hPa sobre América del Sur y anotan cómo los vientos alisios la circulación de Walker (Coumou, et al., 2018). en DEF tienen una componente meridional más marcada, Todos estos elementos explican por qué no se encontró bordean la costa del Pacífico e impactan directamente una correlación con el AOI durante la estación lluviosa. el golfo de Arica, en tanto que en JJA este componente Sin embargo, sabiendo que la configuración de la AO es la meridional se debilita, lo que hace que los vientos sean misma en el invierno que en el verano boreal, pero debili- prácticamente de dirección sureste. tada y con una climatología dinámica opuesta (Coumou, El impacto regional que tiene la AAO en el hemis- et al., 2018), hace que nos permite explicar cómo el patrón ferio sur se ha documentado ampliamente (Gillett, et espacial encontrado (Figura 4) responde muy ajustada- al., 2006), pero no así las posibles teleconexiones que mente al aumento (disminución) de los vientos alisios en puedan existir entre esta oscilación y las regiones del la fase AO(+) (AO(-)), lo que promueve un fortalecimiento hemisferio norte. Algunos trabajos pioneros, como el de 759 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Nan & Li (2003) y Wu, et al. (2009), han evidenciado ENOS y la latitud alta del Pacífico Sur que gobierna la la existencia de correlaciones significativas entre el AAOI AAO. Este novedoso resultado es un aliciente para futuros y las precipitaciones en China: los primeros encontraron trabajos que puedan mejorar el entendimiento del impacto una correlación positiva entre el AAOI de la primavera de la AAO sobre la región MAM. boreal y las precipitaciones del verano boreal en el valle Conclusiones del río Yangtze, en tanto que los segundos revelaron una correlación negativa entre el AAOI del otoño boreal y la En este estudio se utilizó el modelo lagrangiano FLEXPART intensidad de su monzón de invierno. Sin embargo, las alimentado con datos del reanálisis ERA-Interim para correlaciones entre el transporte de humedad hacia la región analizar la influencia semestral que tiene la variabilidad MAM y el AAOI no se habían determinado anteriormente. climática en el transporte de humedad desde las principales La correlación negativa encontrada entre el transporte fuentes oceánicas que afectan la región continental MAM. de humedad desde la NPAC y la SPAC y el AAOI en la Se encontró que la fuente que más humedad aporta a la estación seca (Tabla 6), se debe a que en la fase AAO(+) región es la MEXCAR en ambas estaciones, seguida de (AAO(-)) aumenta (disminuye) el anticiclón subtropical del la fuente NATL y, con aportes relativamente pequeños en Pacífico Sur que intensifica (debilita) vientos alisios del sur comparación con las anteriores, las fuentes NPAC y SPAC. encargados de transportar la humedad desde el Pacífico Sur Se pudo determinar que las cuatro fuentes incrementan hacia la ITCZ. Sabiendo que en esta época del año los vientos la magnitud de su aporte de humedad durante la estación alisios tienen un gran componente meridional que bordea la lluviosa. Sin embargo, a pesar de que en el periodo lluvioso costa del Pacífico, su aumento (disminución) provoca que las fuentes MEXCAR, NPAC y SPAC también aumentaron ingrese mayor (menor) humedad a través del golfo de Arica su porcentaje relativo con respecto al total de la estación y se transporte hacia el norte sobre la cordillera de los Andes, que representa la precipitación proveniente de cada una de con un impacto directo sobre los países costeros (Figura 5), ellas, el porcentaje proveniente de la fuente NATL dismi- que se refleja en una disminución (aumento) del transporte nuyó en esa época del año. de humedad hacia la región MAM debido al posicionamiento Además, se estudiaron los patrones de teleconexión anómalo de la ITCZ y el anticiclón subtropical del Pacífico semestral con impacto en Mesoamérica debido a las osci- Norte, los cuales se ven desplazados hacia el sur (norte). laciones atmosféricas de escala global e interanual, y se Por otra parte, en la estación lluviosa la correlación evidenció que ENOS es el modo dominante que afecta el positiva entre el transporte de humedad desde la NPAC y la suministro de humedad para la precipitación en la región a SPAC y el AAOI (Tabla 6) se debe, asimismo, a la intensi- través de la modulación de los fenómenos regionales; dicho ficación (debilitamiento) de los vientos alisios del sur en la resultado es coherente con lo obtenido por Magaña, et al. fase AAO(+) (AAO(-)), dado que para este periodo ellos son (2003) para México y Durán-Quesada, et al. (2017b) para los encargados de transportar la humedad desde el Pacífico América Central. hacia la región MAM, favorecidos por las condiciones cli- Se encontró que ENOS influye más durante el periodo matológicas del CLLJ, el CJ y su configuración de curvatura lluvioso que durante el seco, dado que en este se obtuvo una hacia el este después de cruzar el ecuador, lo cual fortalece correlación positiva con el transporte de humedad a partir el transporte de humedad hacia el noreste. únicamente de dos fuentes (NPAC y SPAC). En el periodo Dichos resultados son independientes de la señal del lluvioso, por el contrario, se registró una correlación con las ONI, dado que durante la estación seca la correlación nega- cuatro fuentes: negativa con MEXCAR, NPAC y SPAC y tiva entre el AAOI y el transporte de humedad desde las positiva con NATL, resultados estos que son muy acordes fuentes NPAC y SPAC se mantuvo a pesar del posible for- con la dinámica atmosférica regional. zamiento que pueda tener ENOS como modo dominante En el caso de la AO se vislumbró una correlación posi- de la variabilidad climática regional (Tabla 7), en tanto que tiva con las fuentes MEXCAR y NATL para la época seca, en la estación lluviosa la correlación positiva resultó ser la cual está directamente relacionada con el movimiento lati- más débil, pues solo fue significativa para los índices del tudinal de la NASH, el cual influye en la intensidad de los reanálisis (Tabla 6) y registró una pérdida de la señal en la vientos alisios. Esta correlación ya había sido estudiada a correlación parcial para la fuente NPAC (Tabla 7). través de la NAO por Mestas-Núñez, et al. (2007), aunque Esta investigación ha evidenciado cómo la AAO tam- con un resultado estadísticamente débil. bién tiene un papel importante en las variaciones interanuales Por último, el resultado más relevante, que no se había y ha permitido vislumbrar la influencia de esta oscilación en reportado antes para la región MAM, es la correlación nega- la precipitación que llega a la región MAM principalmente tiva de la AAO durante la estación seca con el transporte a través de la fuente SPAC. Inclusive si se considera el de humedad desde las fuentes NPAC y SPAC, la cual posible forzamiento de ENOS como modo dominante de la prevalece a pesar del posible forzamiento de ENOS como variabilidad climática regional y el planteamiento de Fogt modo dominante de la variabilidad climática regional. En el & Bromwich (2006) en el sentido de que esta teleconexión periodo lluvioso la correlación es positiva y más débil, dado no es más que un acople entre la variabilidad decadal de que fue significativa solo para los índices del reanálisis y con 760 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 una pérdida de señal en la correlación parcial para la fuente Bengtsson, L., Hagemann, S., Hodges, K. I. (2004). Can climate NPAC. Al igual que con la AO, estas correlaciones están trends be calculated from reanalysis data? Journal of directamente relacionadas con el movimiento latitudinal Geophysical Research: Atmospheres. 109: (D11). Doi: del anticiclón subtropical del Pacífico Sur, el cual influye 10.1029/2004JD004536 en la intensidad de los vientos alisios. Esta teleconexión Bowen, B. M. (1996). Rainfall and climate variation over a sloping New Mexico plateau during the North American tiene utilidad potencial para futuros estudios como predic- monsoon. Journal of Climate. 9 (12): 3432-3442. Doi: tor del comportamiento de la distribución de la precipita- 10.1175/1520-0442(1996)009<3432:RACVOA>2.0.CO;2 ción, principalmente durante su periodo inicial y su primer Brenner, I. S. (1974). A surge of maritime tropical air- máximo de precipitación, dada la alta correlación encontrada gulf of California to the southwestern United States. para este periodo. Monthly Weather Review. 102 (5): 375-389. Doi: 10.1175/1520-0493(1974)102<0375:ASOMTA>2.0.CO;2 Contribución de los autores Castillo, R., Amador, J., Durán-Quesada, A. (2017). Costa Rica Rodrigo Castillo procesó la información y realizó los rainfall in future climate change scenarios. In AGU Fall análisis. Raquel Nieto y Luis Gimeno diseñaron y dirigieron Meeting Abstracts.Castillo, R., Montero, R., Amador, J., Durán, A. M. (2018). la investigación y Anita Drumond realizó las simulaciones. Cambios futuros de precipitación y temperatura sobre Conflicto de intereses América Central y el Caribe utilizando proyecciones climáticas de reducción de escala estadística. Revista de Los autores manifiestan no tener conflicto de intereses con Climatología. 18: 1-12. relación de este trabajo. Castillo, R., Nieto, R., Drumond, A. (2011). Análisis lagrangiano del comportamiento de los sumideros de humedad debidos Agradecimientos a la fuente del Atlántico Norte para las estaciones de Los autores desean expresar su reconocimiento por el invierno y verano durante el periodo 1980-2000. Avances apoyo de los proyectos VI-B6147, VI-B7605, VI-B9454 y en ciencias de la tierra. 2: 39-51.Castillo, R., Nieto, R., Drumond, A., Gimeno, L. (2014b). VI-B9609, de la Universidad de Costa Rica, los cuales per- Estimating the temporal domain when the discount of the mitieron al autor principal la elaboración del manuscrito. net evaporation term affects the resulting net precipitation Agradecen, asimismo, a la Xunta de Galicia por finan- pattern in the moisture budget using a 3-d Lagrangian ciar parcialmente esta investigación a través del proyecto approach. PloS One. 9 (6): e99046. Doi: 10.1371/journal. CHEGA, y al Gobierno español que lo hizo a través del pone.0099046 proyecto TRAMO, ambos cofinanciados por FEDER. Castillo, R., Nieto, R., Drumond, A., Gimeno, L. (2014a). The role of the ENSO cycle in the modulation of moisture trans- Referencias port from major oceanic moisture sources. Water Resources Alfaro, E. J., Chourio, X., Muñoz, Á. G., Mason, S. J. (2018). Research. 50 (2): 1046-1058. Doi: 10.1002/2013WR013900 Improved seasonal prediction skill of rainfall for the Coen, E. (1973). El floklore costarricense relativo al clima. Revista Primera season in Central America. International Journal of de la Universidad de Costa Rica. 35: 135-145. Climatology. 38: e255-e268. Doi: 10.1002/joc.5366 Coumou, D., Di Capua, G., Vavrus, S., Wang, L., Wang, S. Amador, J. A. (2008). The Intra-Americas Sea low-level jet. (2018). The influence of Arctic amplification on mid- Annals of the New York Academy of Sciences. 1146 (1): latitude summer circulation. Nature Communications. 9 (1): 1-12. Doi: 10.1038/s41467-018-05256-8 153-188. Doi: 10.1196/annals.1446.012 Dee, D. P., Uppala, S. M., Simmons, A., Berrisford, P., Poli, P., Amador, J. A., Alfaro, E. J., Lizano, O. G., Magaña, V. O. Kobayashi, S., Andrae, U., Balmaseda, M., Balsamo, (2006). Atmospheric forcing of the eastern tropical pacific: G., Bauer, d. P., et al. (2011). The era-interim reanalysis: A review. Progress in Oceanography. 69 (2): 101-142. Doi: Configuration and performance of the data assimilation 10.1016/j.pocean.2006.03.007 system. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Amador, J. A., Chacón, R. E., Laporte, S. (2003). Climate and Society. 137 (656): 553-597. Doi: 10.1002/qj.828 climate variability in the Arenal River basin of Costa Rica. Durán-Quesada, A. M., Castillo, R., Hundsdoerfer, M., Gimeno, In Climate and Water (pp. 317-349). Springer, Dordrecht. L. (2017a). CLLJ and WHWP heat content as a constraint to Amador, J. A., Durán-Quesada, A., Rivera, E., Mora, G., North American monsoon activation moisture supply. First Sáenz, F., Calderón, B., Mora, N. (2016). The easternmost International Electronic Conference on the Hydrological tropical Pacific. Part ii: Seasonal and intraseasonal modes Cycle, 4856. Doi: 10.3390/CHyCle-2017-04856 of atmospheric variability. Rev. Biol. Trop. 64 (Supplement Durán-Quesada, A. M., Gimeno, L., Amador, J. (2017b). Role 1): S23-S57. of moisture transport for Central American precipitation. Barker, T., Bashmakov, I., Bernstein, L., Bogner, J., Bosch, P., Earth System Dynamics. 8 (1): 147-161. Doi: 10.5194/esd- Dave, R., Davidson, O., Fisher, B., Grubb, M., Gupta, 8-147-2017 S., et al. (2007). Summary for policymakers. In Climate Durán-Quesada, A. M., Gimeno, L., Amador, J., Nieto, R. Change 2007: Mitigation of Climate Change: Contribution (2010). Moisture sources for Central America: Identification of Working Group III to the Fourth Assessment Report of moisture sources using a Lagrangian analysis technique. of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 115 (D5). Cambridge University Press. Doi: 10.1029/2009JD012455 761 Castillo R, Nieto R, Gimeno L, Drumond A Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Efron, B. (2003). Second thoughts on the bootstrap. Statistical Kalnay, E., Kanamitsu, M., Kistler, R., Collins, W., Deaven, D., Science. 18 (2): 135–140. Doi: 10.1214/ss/1063994968 Gandin, L., Iredell, M., Saha, S., White, G., Woollen, J., Fogt, R. L. & Bromwich, D. H. (2006). Decadal variability et al. (1996). The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. of the ENSO teleconnection to the high-latitude south Bulletin of the American Meteorological Society. 77 (3): pacific governed by coupling with the Southern Annular 437-472. Doi: 10.1175/1520-0477(1996)077<0437:TNYR Mode. Journal of Climate. 19 (6): 979-997. Doi: 10.1175/ P>2.0.CO;2 JCLI3671.1 Karnauskas, K. B., Seager, R., Giannini, A., Busalacchi, A. Gillett, N. P., Kell, T D., Jones, P. D. (2006). Regional climate J. (2013). A simple mechanism for the climatological impacts of the Southern Annular Mode. Geophysical midsummer drought along the pacific coast of Central Research Letters. 33 (23): Doi: 10.1029/2006GL027721 America. Atmósfera. 26 (2): 261-281. Doi: 10.1016/S0187- Gimeno, L., Drumond, A., Nieto, R., Trigo, R. M., Stohl, A. (2010). 6236(13)71075-0 On the origin of continental precipitation. Geophysical Kidston, J., Scaife, A. A., Hardiman, S. C., Mitchell, D. M., Research Letters. 37 (13): Doi: 10.1029/2010GL043712 Butchart, N., Baldwin, M. P., Gray, L. J. (2015). Gimeno, L., Nieto, R., Drumond, A., Castillo, R., Trigo, R. Stratospheric influence on tropospheric jet streams, storm (2013). Influence of the intensification of the major oceanic tracks and surface weather. Nature Geoscience. 8 (6): 433. moisture sources on continental precipitation. Geophysical Doi: 10.1038/ngeo2424 Research Letters. 40 (7): 1443-1450, Doi: 10.1002/grl.50338 Kodera, K., Koide, H., Yoshimura, H. (1999). Northern Giorgi, F. & Francisco, R. (2000). Uncertainties in regional Hemisphere winter circulation associated with the climate change prediction: A regional analysis of ensemble North Atlantic Oscillation and stratospheric polar‐night simulations with the HadCM2 coupled AOGCM. jet. Geophysical Research Letters. 26 (4): 443-446. Doi: Climate Dynamics. 16 (2-3): 169-182. Doi: 10.1175/ 10.1029/1999GL900016 JHM-D-11-088.1 Li, J. & Wang, J. X. (2003). A modified zonal index and its Gochis, D. J., Brito-Castillo, L., Shuttleworth, W. J. (2007). physical sense. Geophysical Research Letters. 30 (12): Correlations between sea-surface temperatures and warm 1632. Doi: 10.1029/2003GL017441 season streamflow in Northwest Mexico. International Lorenz, C. & Kunstmann, H. (2012). The hydrological cycle Journal of Climatology. 27 (7): 883-901. Doi: 10.1002/ in three state-of-the-art reanalyses: Intercomparison and joc.1436 performance analysis. Journal of Hydrometeorology. 13 Gong, D. & Wang, S. (1999). Definition of Antarctic oscillation (5): 1397-1420. Doi: 10.1175/JHM-D-11-088.1 index. Geophysical Research Letters. 26 (4): 459-462. Doi: Magaña, V., Amador, J. A., Medina, S. (1999). The mid-summer 10.1029/1999GL900003 drought over Mexico And Central America. Journal of Gutzler, D. S. & Preston, J. W. (1997). Evidence for a relationship Climate. 12 (6): 1577-1588. Doi: 10.1175/1520-0442(1999) between spring snow cover in North America and summer 012<1577:TMDOMA>2.0.CO;2 rainfall in New Mexico. Geophysical Research Letters. 24 Magaña, V. O., Vázquez, J. L., Pérez, J. L., Pérez, J. B. (2003). (17): 2207-2210. Doi: 10.1029/97GL02099 Impact of El Niño on precipitation in Mexico. Geofísica Hales, J. E. (1972). Surges of maritime tropical air northward over Internacional. 42 (3): 313-330. the Gulf of California. Monthly Weather Review. 100 (4): Maldonado, T., Rutgersson, A., Alfaro, E., Amador, J., 298-306. Doi: 10.1175/1520-0493(1972)100<0298:SOMT Claremar, B. (2016). Interannual variability of the AN>2.3.CO;2 midsummer drought in Central America and the connection Hanna, S. (1984). Applications in air pollution modeling. In with sea surface temperatures. Advances in Geosciences. Atmospheric turbulence and air pollution modelling. 42: 35-50. Doi: 10.5194/adgeo-42-35-2016 Springer. p. 275-310. Marsh, E. J., Bruno, M. C., Fritz, S. C., Baker, P., Capriles, Hidalgo, H. G., Amador, J. A., Alfaro, E. J., Quesada, B. J. M., Hastorf, C. A. (2018). IntCal, SHCal, or a Mixed (2013). Hydrological climate change projections for Curve? Choosing a 14 C Calibration Curve for Archaeo- Central America. Journal of Hydrology. 495: 94-112. Doi: logical and Paleoenvironmental Records from Tropical 10.1016/j.jhydrol.2013.05.004 South America. Radiocarbon. 60 (3): 925-940. Doi: Ho, M., Kiem, A., Verdon-Kidd, D. (2012). The Southern 10.1017/RDC.2018.16 Annular Mode: A comparison of indices. Hydrology and Marshall, G. J. (2003). Trends in the southern annular mode from Earth System Sciences. 16 (3): 967-982. Doi: 10.5194/ observations and reanalyses. Journal of Climate. 16 (24): hess-16-967-2012 4134-4143. Doi: 10.1175/1520-0442(2003)016<4134:TIT Huang, B., Thorne, P. W., Banzon, V. F., Boyer, T., Chepurin, SAM>2.0.CO;2 G., Lawrimore, J. H., Menne, M. J., Smith, T. M., Vose, Maurer, E. P., Roby, N., Stewart-Frey, I. T., Bacon, C. M. R. S., Zhang, H.-M. (2017). Extended reconstructed sea (2017). Projected twenty-first-century changes in the surface temperature, version 5 (ERSSTv5): Upgrades, Central American mid-summer drought using statistically validations, and intercomparisons. Journal of Climate. 30 downscaled climate projections. Regional Environmental (20): 8179-8205. Doi: 10.1175/JCLI-D-16-0836.1 Change. 17 (8): 2421-2432. Doi: 10.1007/s10113-017-1177-6 Hurrell, J. W. (1995). Decadal trends in the North Atlantic Oscil- Mestas-Nuñez, A. M., Enfield, D. B., Zhang, C. (2007). Water lation: Regional temperatures and precipitation. Science. vapor fluxes over the Intra-Americas Sea: Seasonal and inter- 269 (5224): 676-679. Doi: 10.1126/science.269.5224.676 annual variability and associations with rainfall. Journal of Hurrell, J. W. & Van Loon, H. (1997). Decadal variations in Climate. 20 (9): 1910-1922. Doi: 10.1175/JCLI4096.1 cli-mate associated with the North Atlantic Oscillation. Mosiño, A. P. & García, E. (1966). Evaluación de la sequía In Climatic change at high elevation sites. Springer, intraestival en la república mexicana. Proc. Conf. Reg. Dordrecht. p. 69-94. Doi: 10.1007/978-94-015-8905-5_4 Latinoamericana Unión Geogr. Int. 3: 500-516. 762 Rev. Acad. Colomb. Cienc. Ex. Fis. Nat. 43(169):746-763, octubre-diciembre de 2019 Influencia de los modos anulares y ENOS en Mesoamérica doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.859 Nan, S. & Li, J. (2003). The relationship between the summer pre- Stohl, A. & Thomson, D. J. (1999). A density correction for cipitation in the Yangtze River valley and the boreal spring Lagrangian particle dispersion models. Boundary-Layer Southern Hemisphere Annular Mode. Geophysical Research Meteorology. 90 (1): 155-167. Doi: 10.1175/JHM470.1 Letters. 30 (24): 2266. Doi: 10.1029/2003GL018381 Taylor, M. A. & Alfaro, E. J. (2005). Climate of Central America Nieto, R., Castillo, R., Drumond, A., Gimeno, L. (2014a). and the Caribbean. In Encyclopedia of World Climatology. A catalog of moisture sources for continental climatic Springer. p. 183-189. regions. Water Resources Research. 50 (6): 5322-5328. Thompson, D. W. & Wallace, J. M. (2000). Annular modes in Doi: 10.1002/2013WR013901 the extratropical circulation. Part I: Month-to-month Nieto, R., Castillo, R., Drumond, A. (2014b). The modulation variability. Journal of climate. 13 (5): 1000-1016. Doi: of oceanic moisture transport by the hemispheric annular 10.1175/1520-0442(2000)013<1000:AMITEC>2.0.CO;2 modes. Frontiers in Earth Science. 2: 11. Doi: 10.3389/ Thompson, D. W. & Wallace, J. M. (2001). Regional climate feart.2014.00011 impacts of the Northern Hemisphere Annular Mode. Numaguti, A. (1999). Origin and recycling processes of pre- Science. 293 (5527): 85-89. Doi: 10.1126/science.1058958 cipitating water over the Eurasian continent: Experiments Trenberth, K. E., Fasullo, J. T., Mackaro, J. (2011). Atmospheric using an atmospheric general circulation model. Journal moisture transports from ocean to land and global energy of Geophysical Research: Atmospheres. 104 (D2): 1957- 1972. Doi: 10.1029/1998JD200026 flows in reanalyses. Journal of Climate. 24 (18): 4907- Poveda, G. & Mesa, O. (1999). La corriente de chorro superficial 4924. Doi: 10.1175/2011JCLI4171.1 del oeste (“del Chocó”) y otras dos corrientes de chorro Trenberth, K. E. & Guillemot, C. J. (1998). Evaluation of the en Colombia: climatología y variabilidad durante las fases atmospheric moisture and hydrological cycle in the NCEP/ del ENSO. Revista Académica Colombiana de Ciencia. 23 NCAR reanalyses. Climate Dynamics. 14 (3): 213-231. (89): 517-528. Doi: 10.1007/s003820050219 Rodwell, M. J., Rowell, D. P., Folland, C. K. (1999). Oceanic forcing Uppala, S. M., Kållberg, P., Simmons, A., Andrae, U., Bechtold, of the wintertime North Atlantic Oscillation and European V. D. C., Fiorino, M., Gibson, J., Haseler, J., Hernández, climate. Nature. 398 (6725): 320. Doi: 10.1038/18648 A., Kelly, G., et al. (2005). The Era-40 reanalysis. Quarterly Sáenz, F. & Durán-Quesada, A. M. (2015). A climatology of low Journal of the Royal Meteorological Society. 131 (612): level wind regimes over Central America using a weather 2961-3012. Doi: 10.1256/qj.04.176 type classification approach. Frontiers in Earth Science. 3: Van Loon, H. & Rogers, J. C. (1978). The seesaw in winter 15. Doi: 10.3389/feart.2015.00015 temperatures between Greenland and Northern Europe. Schultz, D. M., Bracken, W. E., Bosart, L. F. (1998). Planetary- Part I: General description. Monthly Weather Review. 106 and synoptic-scale signatures associated with Central (3): 296-310. Doi: 10.1175/1520-0493(1978)106<0296:TS American cold surges. Monthly Weather Review. 126 (1): IWTB>2.0.CO;2 5-27. Doi: 10.1175/1520-0493(1998)126<0005:PASSSA> Visbeck, M. (2009). A station-based Southern Annular Mode 2.0.CO;2 Index from 1884 to 2005. Journal of Climate. 22 (4): 940- Smith, T. M., Reynolds, R.W., Peterson, T. C., Lawrimore, J. 950. Doi: 10.1175/2008JCLI2260.1 (2008). Improvements to NOAA’s historical merged land- Vogelezang, D. & Holtslag, A. (1996). Evaluation and model ocean surface temperature analysis (1880-2006). Journal of impacts of alternative boundary layer height formulations. Climate. 21 (10): 2283-2296. Doi: 10.1175/2007JCLI2100.1 Boundary-Layer Meteorology. 81 (3-4): 245-269. Doi: Stahle, D. W. & Cleaveland, M. K. (1993). Southern oscillation 10.1007/BF02430331 extremes reconstructed from tree rings of the Sierra Madre Wallace, J. M. & Gutzler, D. S. (1981). Teleconnections in the Occidental and Southern Great Plains. Journal of Climate. 6 geopotential height field during the Northern Hemisphere (1): 129-140. Doi: 10.1175/1520-0442(1993)006<0129:SO winter. Monthly Weather Review. 109 (4): 784-812. Doi: ERFT>2.0.CO;2 10.1175/1520-0493(1981)109<0784:TITGHF>2.0.CO;2 Stohl, A., Forster, C., Frank, A., Seibert, P., Wotawa, G. (2005). Wang, C. & Enfield, D. B. (2001). The tropical western hemisphere The Lagrangian particle dispersion model FLEXPART warm pool. Geophysical Research Letters. 28 (8): 1635- version 6.2. Atmospheric Chemistry and Physics. 5 (9): 1638. Doi: 10.1029/2000GL011763 2461-2474. Doi: 10.5194/acp-5-2461-2005 Wang, C. & Enfield, D. B. (2003). A further study of the Tropical Stohl, A., Hittenberger, M., Wotawa, G. (1998). Validation of the Western Hemisphere Warm Pool. Journal of Climate. 16 Lagrangian particle dispersion model FLEXPART against (10): 1476-1493. Doi: 10.1029/2000GL011763 large-scale tracer experiment data. Atmospheric Environment. Wu, Z., Li, J., Wang, B., Liu, X. (2009). Can the Southern 32 (24): 4245-4264. Doi: 10.1016/S1352-2310(98)00184-8 Hemisphere Annular Mode affect China winter monsoon? Stohl, A. & James, P. (2004). A Lagrangian analysis of the atmos- pheric branch of the global water cycle. Part i: Method des- Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 114(D11). cription, validation, and demonstration for the August 2002 Doi: 10.1029/2008JD011501 flooding in Central Europe. Journal of Hydrometeorology. 5 Xie, S. P., Noguchi, H., Matsumura, S. (1999). A hemispheric- (4): 656-678. Doi: 10.1175/1525-7541(2004)005<0656:ALA scale quasi-decadal oscillation and its signature in Northern OTA>2.0.CO;2 Japan. Journal of the Meteorological Society of Japan. Ser. Stohl, A. & James, P. (2005). A Lagrangian analysis of the II, 77 (2): 573-582. Doi: 10.2151/jmsj1965.77.2_573 atmospheric branch of the global water cycle. Part ii: Zárate-Hernández, E. (2013). Climatología de masas invernales Moisture transports between earth’s ocean basins and river de aire frío que alcanzan Centroamérica y el Caribe y su catchments. Journal of Hydrometeorology. 6 (6): 961-984. relación con algunos índices árticos. Tópicos Meteoro- Doi: 10.1175/JHM470.1 lógicos y Oceanográficos. 12 (1): 35-55. 763