El dipolo del océano Índico subtropical (SIOD) se caracteriza por la oscilación de las temperaturas de la superficie del mar (TSM) en la que el suroeste del océano Índico , es decir, al sur de Madagascar, es más cálido y luego más frío que la parte oriental, es decir, frente a Australia . [1] Se identificó por primera vez en los estudios de la relación entre la anomalía de la TSM y la anomalía de las precipitaciones del centro-sur de África; la existencia de dicho dipolo se identificó a partir de estudios observacionales y simulaciones de modelos [2] .
La fase positiva del dipolo del océano Índico subtropical se caracteriza por una temperatura superficial del mar más cálida de lo normal en la parte suroccidental, al sur de Madagascar, y una temperatura superficial del mar más fría de lo normal frente a Australia, lo que provoca precipitaciones superiores a lo normal en muchas regiones del sur y centro de África. Los vientos más fuertes prevalecen a lo largo del borde oriental del anticiclón subtropical, que se intensifican y se desplazan ligeramente hacia el sur durante los eventos positivos, lo que lleva a una mayor evaporación en el océano Índico oriental y, por lo tanto, da como resultado un enfriamiento de la temperatura superficial del mar (TSM) frente a Australia. Por otro lado, la evaporación reducida en la parte suroccidental causa una pérdida de calor latente estacional reducida y, por lo tanto, da como resultado un aumento de la temperatura en la parte suroccidental, al sur de Madagascar. La fase negativa del SIOD se caracteriza por las condiciones opuestas, con TSM más cálidas en la parte oriental y TSM más frías en la parte suroccidental. La condición física que favorece los eventos negativos también es exactamente la opuesta. Además, el transporte de Ekman acompañado del proceso de mezcla de la superficie también juega un papel en la formación del dipolo de TSM. [1]
En términos generales, el modo dipolar del océano Índico subtropical se desarrolla en diciembre-enero, alcanza su máximo en febrero, luego decae en los dos meses siguientes y finalmente se apaga en mayo-junio. El proceso de evolución y deformación del evento dipolar del océano Índico subtropical se ve muy afectado por la posición del anticiclón subtropical; el forzamiento atmosférico desempeña un papel importante en el proceso de evolución del evento dipolar del océano Índico subtropical. [1]
También se ha sugerido que las anomalías relacionadas con el dipolo del océano Índico subtropical en el sureste del océano Índico afectan la posición del anticiclón de Mascarene y, por lo tanto, el monzón de verano indio. Los eventos dipolares positivos (negativos) del océano Índico subtropical durante el invierno boreal siempre son seguidos por monzones de verano indios débiles (fuertes). Durante el evento SIOD positivo (negativo), el anticiclón de Mascarene se desplaza hacia el sureste (noroeste) desde el verano austral al boreal y provoca un debilitamiento (fortalecimiento) del sistema de circulación monzónica al modular la célula de Hadley local durante el evento del monzón de verano indio. [3]
Los años secos (húmedos) del suroeste de Australia corresponden a aguas anómalamente frías (cálidas) en el océano Índico tropical/subtropical y a aguas anómalamente cálidas (frías) en los subtrópicos frente a Australia, y estas parecen estar en fase con los vientos a gran escala sobre el océano Índico tropical/subtropical, que modifican las anomalías de la temperatura superficial del mar (TSM) a través del transporte anómalo de Ekman en el océano Índico tropical y a través de flujos de calor anómalos aire-mar en los subtrópicos, que también alteran la advección a gran escala de humedad hacia la costa suroeste de Australia. [4]
El patrón espacial de la SSTA compuesta seca (húmeda) se desplazó al este del patrón espacial del evento dipolar positivo (negativo) del océano Índico subtropical (definición previa de SIOD), y el cálculo basado en el índice dipolar del océano Índico subtropical puede necesitar una reconsideración cuando se estudie la relación entre la precipitación del suroeste de Australia y el índice SIOD, lo que puede requerir más trabajo. [4]
Los eventos SIOD positivos también causan un aumento de las lluvias de verano en grandes partes del sudeste de África al generar una mayor convergencia de la humedad. Las temperaturas más altas en el polo cálido del suroeste del océano Índico dan como resultado un aumento de la evaporación, y este aire húmedo se transporta a Mozambique y al este de Sudáfrica, lo que se ve reforzado por la anomalía de baja presión generada en este polo cálido. [1] [5] [6]
Se sugiere que el evento dipolar del océano Índico subtropical esté acompañado de eventos de modo dipolar similares en el Pacífico y el Atlántico sur subtropical, [7] [8] [9] y vinculado con la onda circumpolar antártica . [10] [11]
También se ha sugerido que el dipolo del océano Índico subtropical tiene efectos sobre los intercambios estacionales de gases entre el océano y la atmósfera en el océano Índico meridional. Asimismo, los experimentos de campo indican que las anomalías cálidas relacionadas con el polo cálido suroccidental son propicias para la reducción de la absorción de dióxido de carbono oceánico. [12]
El índice dipolar del océano Índico subtropical se calcula a partir de la diferencia de anomalías de la temperatura superficial del mar (TSM) entre el océano Índico occidental (55°E-65°E, 37°S-27°S) y el oriental (90°E-100°E, 28°S-18°S). [1]