El dipolo de temperatura superficial del mar (TSM) del Atlántico tropical se refiere a un patrón transecuatorial de temperatura de la superficie del mar (TSM) que parece predominar en escalas de tiempo decenales. Tiene un período de aproximadamente 12 años, y las anomalías de la TSM manifiestan sus características más pronunciadas alrededor de los 10 a 15 grados de latitud con respecto al ecuador . [1] También se lo conoce como gradiente interhemisférico de TSM o modo meridional del Atlántico.
Este patrón de TSM a escala decenal constituye una de las características clave de la variabilidad de la TSM en el océano Atlántico tropical . Otro es el modo ecuatorial atlántico , que ocurre en la dirección zonal (este-oeste) en escalas de tiempo interanuales, observándose anomalías en la temperatura superficial del mar y el contenido de calor en la cuenca ecuatorial oriental. [2] Su importancia en la dinámica climática y la predicción climática a escala decenal es evidente cuando se investiga su impacto en las regiones continentales adyacentes, como el noreste de Brasil , el Sahel , así como su influencia en la ciclogénesis del Atlántico Norte .
Los primeros estudios se han centrado en la conexión entre el aumento (disminución) de las precipitaciones tropicales en regiones como el nordeste de Brasil , el África subsahariana occidental , etc. y las perturbaciones en las temperaturas de la superficie del mar Atlántico tropical (Moura y Shukla (1981), Nobre y Shukla (1996).) Dichos esfuerzos de investigación se han concentrado en el papel del modo interhemisférico (meridional) de TSM como un impulsor dinámico de la atmósfera suprayacente del Atlántico tropical, analizando las perturbaciones de este sistema acoplado océano-atmósfera tropical mientras se examinan las influencias locales y remotas (es decir, la conexión tropical-atlántico norte de latitudes medias (Tanimoto y Xie (1999), Tourre et al. (1999)), la influencia del Pacífico tropical a través de los eventos El Niño/La Niña (Enfield y Mayer (1997)).
Sin embargo, otros estudios, como los realizados por Houghton y Tourre (1992) y Enfield y Mayer (1997), han cuestionado la existencia misma de este gradiente interhemisférico (o dipolo de TSM) como un modo estadístico de variabilidad climática . Estos estudios sugieren que el análisis de componentes principales utilizado para analizar la variabilidad del Atlántico tropical (TAV) y extraer estos modos estadísticos de TSM impone una restricción en el análisis (debido al requisito de la ortogonalidad de los componentes principales que se asocian con los diferentes modos de TSM), sin la cual la conexión entre los patrones de anomalías de TSM en los hemisferios Norte y Sur parece ser insignificante.
Ruiz-Barradas et al. (2001) propusieron que la controversia antes mencionada potencialmente existe debido al hecho de que la mayoría de los estudios citados anteriormente han intentado identificar patrones de variabilidad de la TSM del Atlántico tropical basándose únicamente en datos oceánicos, en lugar de hacer uso de un análisis combinado de perturbaciones observadas o modeladas tanto en el océano como en la atmósfera. Siguiendo este enfoque aditivo, Ruiz-Barradas et al. [3] observaron que una anomalía positiva de la TSM del hemisferio norte (NH) está asociada con una anomalía de tensión del viento hacia el norte y una posterior circulación ciclónica (en sentido antihorario) en los subtrópicos , que interfiere con el flujo de fondo de los vientos del este ; lo opuesto es cierto para el hemisferio sur , donde la anomalía de la tensión del viento actúa para mejorar los vientos del sureste. Dicha interferencia con el flujo de fondo conduce posteriormente a una disminución (mejora) de los flujos de calor desde el océano hacia la atmósfera y, por lo tanto, a una intensificación de las anomalías positivas (negativas) de la TSM en el hemisferio cálido (frío).
El modo meridional (interhemisférico) muestra cambios estacionales, que alcanzan un máximo durante la primavera boreal, en el ecuador y al norte de él. Los cambios estacionales en la fuerza del viento en la superficie, que están estrechamente relacionados con el desplazamiento estacional de la ZCIT , incitan una respuesta en la superficie del océano, que afecta a los sistemas de corrientes en el Atlántico tropical, así como a la pendiente de la termoclina subyacente (CIT). Por ejemplo, durante los meses de primavera y verano del hemisferio sur (noviembre-abril), cuando los vientos alisios del sur son débiles y la ZCIT se desplaza más al sur, hay un flujo mejorado hacia el norte a lo largo de la costa de América del Sur a través de la Corriente del Norte de Brasil (NBO); esto ayuda a transportar calor adicional más al norte.
La ZCIT del Atlántico es muy sensible incluso a pequeños cambios en el gradiente interhemisférico de TSM debido al hecho de que las TSM tropicales son muy uniformes en magnitud a lo largo de la región ecuatorial entre 10 °S - 5 °N . Por lo tanto, incluso un pequeño cambio en el campo de TSM puede causar un impacto significativo en la posición y el desplazamiento de la ZCIT. Estos cambios, junto con el desarrollo asociado de la lengua fría ecuatorial, son características del clima estacional que son esenciales para la formación y evolución de la variabilidad interanual y decenal del Atlántico tropical (VAT). [5]
También se observa una fuerte estacionalidad con respecto a la influencia remota del Pacífico Norte en el Atlántico tropical, a través de eventos ENSO que inducen anomalías de tensión del viento ecuatorial occidental (WEA), que a su vez modulan la dinámica del océano Atlántico tropical-atmósfera. [6] Durante un evento cálido ENSO, la presión al nivel del mar es menor de lo normal sobre el Pacífico ecuatorial central y oriental y mayor de lo normal sobre el Atlántico tropical. Esto conduce a un gradiente de presión meridional disminuido en ambas cuencas, en consonancia con una reducción en el flujo de viento del este de fondo. La disminución del gradiente de presión meridional se ve potenciada por un centro de baja presión que se desarrolla durante el invierno boreal sobre el Atlántico Norte suroccidental, lo que resulta, por lo tanto, en un calentamiento máximo retrasado (de aproximadamente una temporada con respecto al máximo de TSM del Pacífico tropical) del Atlántico tropical del hemisferio norte durante la primavera boreal. [7]
El noreste de Brasil es una de las regiones clave que se ven gravemente afectadas por el modo meridional de variabilidad de la temperatura superficial del mar (TSM) en el Atlántico tropical. Más específicamente, un desplazamiento anómalo de la ZCIT hacia el norte (sur) conduce a patrones de lluvia anómalos y, por lo tanto, a una sequedad (humectación) significativa en el noreste de Brasil; esto también se asocia con un patrón de TSM cálida (fría) anómala en el Atlántico tropical norte y con condiciones directamente opuestas en el Atlántico tropical sur. [8] De manera similar, se ha demostrado que el dipolo de la TSM del Atlántico tropical afecta el clima del África sahariana occidental, causando sequías importantes, como la de 1914 y durante el período de 1968-1974. Estos eventos extremos tienen efectos drásticos en el uso de la tierra, así como directamente en la vida humana.
Otras consecuencias del dipolo de la TSM del Atlántico tropical incluyen la modulación de la fuerza y frecuencia de los huracanes del Atlántico a través de una serie de mecanismos: a. aumento de la propagación de las ondas del este durante la fase positiva del dipolo de la TSM (asociado con un África sahariana occidental más húmeda y una mayor actividad convectiva que, en retrospectiva, promueve una mayor actividad de huracanes en el Atlántico norte), b. influencia en la estabilidad estática húmeda y la cizalladura vertical del viento, c. modulación de la Oscilación del Atlántico Norte (OAN) al cambiar los patrones de presión superficial subtropical y, por lo tanto, afectar los procesos océano-atmósfera tropicales-extratropicales que son vitales para el desarrollo o el debilitamiento de los huracanes del Atlántico norte . [9]