Oscilación decenal del Pacífico

Patrón recurrente de variabilidad climática

Patrón global de fase positiva de PDO

La oscilación decenal del Pacífico ( PDO , por sus siglas en inglés) es un patrón robusto y recurrente de variabilidad climática océano-atmósfera centrado en la cuenca del Pacífico de latitudes medias. La PDO se detecta como aguas superficiales cálidas o frías en el océano Pacífico, al norte de 20°N. Durante el siglo pasado, la amplitud de este patrón climático ha variado irregularmente en escalas de tiempo interanuales a interdecadales (es decir, períodos de tiempo de unos pocos años hasta períodos de tiempo de varias décadas). Hay evidencia de inversiones en la polaridad prevaleciente (es decir, cambios en aguas superficiales frías versus aguas superficiales cálidas dentro de la región) de la oscilación que ocurrieron alrededor de 1925, 1947 y 1977; las últimas dos inversiones correspondieron a cambios dramáticos en los regímenes de producción de salmón en el océano Pacífico norte . Este patrón climático también afecta las temperaturas del aire de la superficie del mar costero y continental desde Alaska hasta California .

Durante una fase " cálida " o "positiva", el Pacífico occidental se enfría y parte del océano oriental se calienta; durante una fase "fría" o "negativa", se produce el patrón opuesto. La oscilación decenal del Pacífico fue bautizada así por Steven R. Hare, quien la observó mientras estudiaba los resultados de los patrones de producción de salmón en 1997. ^[1]

El índice de oscilación decenal del Pacífico es la función ortogonal empírica principal (EOF) de las anomalías mensuales de la temperatura superficial del mar ( TSM -A) en el Pacífico Norte (hacia los polos de 20°N) después de que se haya eliminado la temperatura media global de la superficie del mar. Este índice PDO es la serie temporal de componentes principales estandarizada. ^[2] Se ha reconstruido una "señal" PDO que se remonta a 1661 a través de cronologías de anillos de árboles en el área de Baja California . ^[3]

Mecanismos

Varios estudios han indicado que el índice PDO puede reconstruirse como la superposición de forzamiento tropical y procesos extratropicales. ^{[4] [5] [6] [7]} Por lo tanto, a diferencia de El Niño-Oscilación del Sur (ENSO), el PDO no es un modo físico único de variabilidad oceánica, sino más bien la suma de varios procesos con diferentes orígenes dinámicos.

En escalas de tiempo interanuales, el índice PDO se reconstruye como la suma de la variabilidad aleatoria e inducida por ENSO en la zona de bajas presiones de las Aleutianas , mientras que en escalas de tiempo decenales, las teleconexiones de ENSO, el forzamiento atmosférico estocástico y los cambios en la circulación del giro oceánico del Pacífico Norte contribuyen aproximadamente por igual. Además, las anomalías de la temperatura superficial del mar tienen cierta persistencia de invierno a invierno debido al mecanismo de resurgimiento.

Teleconexiones ENSO, el puente atmosférico ^[8]

El puente atmosférico durante El Niño

El ENSO puede influir en el patrón de circulación global a miles de kilómetros del Pacífico ecuatorial a través del "puente atmosférico". Durante los eventos de El Niño , la convección profunda y la transferencia de calor a la troposfera se mejoran por encima de la temperatura superficial del mar anómalamente cálida ; este forzamiento tropical relacionado con el ENSO genera ondas de Rossby que se propagan hacia los polos y el este y posteriormente se refractan desde el polo hasta los trópicos. Las ondas planetarias se forman en ubicaciones preferidas tanto en el Océano Pacífico Norte como en el Sur, y el patrón de teleconexión se establece en un plazo de 2 a 6 semanas. ^[9] Los patrones impulsados ​​por el ENSO modifican la temperatura superficial, la humedad, el viento y la distribución de las nubes sobre el Pacífico Norte que alteran el calor superficial, el momento y los flujos de agua dulce y, por lo tanto, inducen anomalías en la temperatura superficial del mar, la salinidad y la profundidad de la capa mixta (MLD).

El puente atmosférico es más efectivo durante el invierno boreal, cuando la depresión aleutiana más profunda produce vientos del noroeste más fuertes y fríos en el Pacífico central y vientos del sur cálidos y húmedos a lo largo de la costa oeste de América del Norte; los cambios asociados en los flujos de calor superficial y, en menor medida, el transporte de Ekman crean anomalías negativas en la temperatura superficial del mar y una depresión aleutiana más profunda en el Pacífico central y calientan el océano desde Hawái hasta el mar de Bering .

Reaparición de la temperatura superficial del mar ^[10]

Los patrones de anomalías de la temperatura superficial del mar (TSM) en latitudes medias tienden a repetirse de un invierno al siguiente, pero no durante el verano intermedio. Este proceso se produce debido al fuerte ciclo estacional de la capa mixta . La profundidad de la capa mixta sobre el Pacífico Norte es mayor, típicamente de 100 a 200 m, en invierno que en verano y, por lo tanto, las anomalías de la TSM que se forman durante el invierno y se extienden hasta la base de la capa mixta quedan secuestradas debajo de la capa mixta de verano poco profunda cuando se reforma a fines de la primavera y quedan aisladas de manera efectiva del flujo de calor aire-mar. Cuando la capa mixta se profundiza nuevamente en el otoño o principios del invierno siguientes, las anomalías pueden volver a influir en la superficie. Alexander y Deser ^[11] han denominado a este proceso "mecanismo de resurgimiento" y se observa en gran parte del Océano Pacífico Norte, aunque es más efectivo en el oeste, donde la capa mixta de invierno es más profunda y el ciclo estacional es mayor.

Forzamiento atmosférico estocástico ^[12]

La variación a largo plazo de la temperatura superficial del mar puede ser inducida por fuerzas atmosféricas aleatorias que se integran y se enrojecen en la capa mixta del océano. El paradigma del modelo climático estocástico fue propuesto por Frankignoul y Hasselmann, ^[13] en este modelo una fuerza estocástica representada por el paso de tormentas altera la temperatura de la capa mixta del océano a través de flujos de energía superficial y corrientes de Ekman y el sistema se amortigua debido a la pérdida de calor mejorada (reducida) a la atmósfera sobre la SST anómalamente cálida (fría) a través de energía turbulenta y flujos radiativos de onda larga , en el caso simple de una retroalimentación negativa lineal el modelo puede escribirse como la ecuación diferencial ordinaria separable : ${\displaystyle {\operatorname {d} y \over \operatorname {d} t}=v(t)-\lambda y}$

donde v es el forzamiento atmosférico aleatorio, λ es la tasa de amortiguación (positiva y constante) e y es la respuesta.

El espectro de varianza de y es: ${\displaystyle {G(w)={\frac {F}{w^{2}+\lambda ^{2}}}}}$

donde F es la varianza del forzamiento del ruido blanco y w es la frecuencia, una implicación de esta ecuación es que en escalas de tiempo cortas (w >> λ) la varianza de la temperatura del océano aumenta con el cuadrado del período, mientras que en escalas de tiempo más largas (w << λ, ~150 meses) el proceso de amortiguación domina y limita las anomalías de la temperatura de la superficie del mar, de modo que los espectros se vuelven blancos.

Por lo tanto, un ruido blanco atmosférico genera anomalías de la temperatura superficial del mar en escalas temporales mucho más largas, pero sin picos espectrales. Los estudios de modelado sugieren que este proceso contribuye a hasta un tercio de la variabilidad de la PDO en escalas temporales decenales.

Dinámica oceánica

Varios mecanismos oceánicos dinámicos y la retroalimentación SST-aire pueden contribuir a la variabilidad decenal observada en el Océano Pacífico Norte. La variabilidad de SST es más fuerte en la región de la extensión Kuroshio Oyashio (KOE) y está asociada con cambios en el eje KOE y la fuerza, ^[7] que genera una variación de SST decenal y de escalas de tiempo más largas pero sin la magnitud observada del pico espectral a ~10 años y la retroalimentación SST-aire. La reaparición remota ocurre en regiones de corriente fuerte como la extensión Kuroshio y las anomalías creadas cerca de Japón pueden reaparecer el próximo invierno en el Pacífico central.

Resonancia advectiva

Saravanan y McWilliams ^[14] han demostrado que la interacción entre patrones de forzamiento atmosférico coherentes espacialmente y un océano advectivo muestra periodicidades en escalas de tiempo preferidas cuando los efectos advectivos no locales dominan sobre la atenuación de la temperatura superficial del mar local. Este mecanismo de "resonancia advectiva" puede generar una variabilidad decenal de la temperatura superficial del mar en el Pacífico nororiental asociada con la advección anómala de Ekman y el flujo de calor superficial. ^[15]

Circulación del giro oceánico del Pacífico Norte

Los ajustes dinámicos de los giros son esenciales para generar picos decenales de temperatura superficial del mar en el Pacífico Norte; el proceso ocurre a través de ondas de Rossby oceánicas que se propagan hacia el oeste y que son forzadas por anomalías del viento en el Océano Pacífico central y oriental. La ecuación cuasi-geostrófica para ondas de Rossby largas y no dispersivas forzadas por la tensión del viento a gran escala se puede escribir como la ecuación diferencial parcial lineal : ^[16] ${\displaystyle {\partial h \over \partial t}-c{\partial h \over \partial x}={\frac {-\nabla \times {\vec {\tau }}}{\rho _{0}f_{0}}}}$

donde h es la anomalía del espesor de la capa superior, τ es la tensión del viento, c es la velocidad de la onda de Rossby que depende de la latitud, ρ ₀ es la densidad del agua de mar y f ₀ es el parámetro de Coriolis en una latitud de referencia. La escala de tiempo de respuesta está determinada por la velocidad de las ondas de Rossby, la ubicación de la fuerza del viento y el ancho de la cuenca; en la latitud de la extensión de Kuroshio, c es 2,5 cm s ⁻¹ y la escala de tiempo de ajuste dinámico del giro es ~(5)10 años si la onda de Rossby se inició en el océano Pacífico (central)oriental.

Si el forzamiento del viento blanco es zonalmente uniforme, debería generar un espectro rojo en el cual la varianza h aumenta con el período y alcanza una amplitud constante en frecuencias más bajas sin picos decenales e interdecenales, sin embargo, la circulación atmosférica de frecuencias bajas tiende a estar dominada por patrones espaciales fijos, de modo que el forzamiento del viento no es zonalmente uniforme; si el forzamiento del viento es zonalmente sinusoidal, entonces se producen picos decenales debido a la resonancia de las ondas de Rossby forzadas a escala de cuenca.

La propagación de anomalías h en el Pacífico occidental cambia el eje y la fuerza del KOE ^[7] e impacta la SST debido al transporte de calor geostrófico anómalo. Estudios recientes ^{[7] [17]} sugieren que las ondas de Rossby excitadas por la baja de las Aleutianas propagan la señal PDO desde el Pacífico Norte hasta el KOE a través de cambios en el eje del KOE, mientras que las ondas de Rossby asociadas con el NPO propagan la señal de oscilación del giro del Pacífico Norte a través de cambios en la fuerza del KOE.

Impactos

Temperatura y precipitación

El patrón espacial y los impactos de la PDO son similares a los asociados con los eventos ENSO . Durante la fase positiva, la baja presión aleutiana invernal se profundiza y se desplaza hacia el sur, el aire cálido/húmedo se transporta por advección a lo largo de la costa oeste de América del Norte y las temperaturas son más altas de lo habitual desde el noroeste del Pacífico hasta Alaska, pero por debajo de lo normal en México y el sureste de los Estados Unidos. ^[18]
La precipitación invernal es más alta de lo habitual en la cordillera costera de Alaska, México y el suroeste de los Estados Unidos, pero se reduce en Canadá, Siberia oriental y Australia ^{[18] [19]}
McCabe et al. ^[20] demostraron que la PDO junto con la AMO influyen fuertemente en el patrón de sequías multidecadales en los Estados Unidos, la frecuencia de sequías aumenta en gran parte del norte de los Estados Unidos durante la fase positiva de la PDO y en el suroeste de los Estados Unidos durante la fase negativa de la PDO en ambos casos si la PDO está asociada con una AMO positiva.
El monzón asiático también se ve afectado, se observa un aumento de las precipitaciones y una disminución de la temperatura de verano en el subcontinente indio durante la fase negativa. ^[21]

Reconstrucciones y cambios de régimen

El índice PDO se ha reconstruido utilizando anillos de árboles y otros indicadores hidrológicamente sensibles del oeste de América del Norte y Asia. ^{[3] [22] [23]}

MacDonald y Case ^[24] reconstruyeron el PDO hasta 993 utilizando anillos de árboles de California y Alberta . El índice muestra una periodicidad de 50 a 70 años, pero es un modo de variabilidad fuerte solo después de 1800, con una fase negativa persistente que ocurre durante la época medieval (993-1300) que es consistente con las condiciones de La Niña reconstruidas en el Pacífico tropical ^[25] y sequías de varios siglos en el suroeste de los Estados Unidos. ^[26]

Se observan varios cambios de régimen tanto en las reconstrucciones como en los datos instrumentales; durante el siglo XX, los cambios de régimen asociados con cambios concurrentes en la temperatura de la superficie del mar (TSM ) , el nivel del mar (SLP) , la precipitación terrestre y la cobertura de nubes oceánicas ocurrieron en 1924/1925, 1945/1946 y 1976/1977: ^[27]

• 1750: PDO muestra una oscilación inusualmente fuerte. ^[3]
• 1924/1925: La PDO pasó a una fase “caliente”. ^[27]
• 1945/1946: La PDO cambió a una fase "fría", el patrón de este cambio de régimen es similar al episodio de la década de 1970 con máxima amplitud en el frente subártico y subtropical pero con una firma mayor cerca de Japón, mientras que el cambio de la década de 1970 fue más fuerte cerca de la costa oeste estadounidense. ^{[27] [28]}
• 1976/1977: La DOP pasó a una fase “caliente”. ^[29]
• 1988/1989: Se observó un debilitamiento de la baja presión aleutiana con cambios asociados en la temperatura de la superficie del mar ^[30] , en contraste con otros cambios de régimen, este cambio parece estar relacionado con una oscilación extratropical concurrente en el Pacífico Norte y el Atlántico Norte en lugar de procesos tropicales. ^[31]
• 1997/1998: Después de 1997/1998, se produjeron varios cambios en la temperatura de la superficie del mar y en el ecosistema marino en el Pacífico Norte, en contraste con las anomalías predominantes observadas después del cambio de la década de 1970. La TSM disminuyó a lo largo de la costa oeste de los Estados Unidos y se observaron cambios sustanciales en las poblaciones de salmón , anchoa y sardina a medida que la PDO volvía a una fase fría de "anchoa". ^[32] Sin embargo, el patrón espacial del cambio de la TSM fue diferente con un vaivén meridional de la TSM en el Pacífico central y occidental que se parecía a un fuerte cambio en la Oscilación del Giro del Pacífico Norte en lugar de la estructura de la PDO. Este patrón dominó gran parte de la variabilidad de la TSM del Pacífico Norte después de 1989. ^[33]
• El cambio de la fase fría de PDO a la fase cálida en 2014, que se asemeja vagamente a un fenómeno de El Niño prolongado y prolongado, contribuyó a que en 2014 se registraran temperaturas superficiales récord en todo el planeta.

Previsibilidad

El Laboratorio de Investigación del Sistema Terrestre de la NOAA produce pronósticos oficiales de ENSO y pronósticos estadísticos experimentales utilizando un método de modelado inverso lineal (LIM) ^{[34] [35]} para predecir la PDO. LIM supone que la PDO se puede separar en un componente determinista lineal y un componente no lineal representado por fluctuaciones aleatorias.

Gran parte de la predictibilidad de la PDO de LIM surge de ENSO y la tendencia global en lugar de procesos extratropicales y, por lo tanto, se limita a aproximadamente cuatro estaciones. La predicción es coherente con el mecanismo de huella estacional ^[36] en el que una estructura óptima de TSM evoluciona hacia la fase madura de ENSO entre 6 y 10 meses después, que posteriormente impacta en la TSM del Océano Pacífico Norte a través del puente atmosférico.

Las habilidades para predecir la variabilidad decenal de la PDO podrían surgir al tomar en cuenta el impacto de la variabilidad del Pacífico forzada externamente ^[37] y generada internamente ^[38] .

Patrones relacionados

• La oscilación interdecadal del Pacífico (OIP) es un fenómeno similar pero menos localizado y que también cubre el hemisferio sur (50°S a 50°N).
• ENSO tiende a liderar el ciclo de PDO.
• Los cambios en la IPO modifican la ubicación y la intensidad de la actividad ENSO. La zona de convergencia del Pacífico Sur se desplaza hacia el noreste durante los episodios de El Niño y hacia el suroeste durante los episodios de La Niña. El mismo movimiento se produce durante las fases de IPO positiva y negativa respectivamente (Folland et al., 2002).
• Las variaciones de temperatura interdecadales en China están estrechamente relacionadas con las de la NAO y la NPO.
• Las amplitudes de la NAO y la NPO aumentaron en la década de 1960 y los patrones de variación interanual cambiaron de 3-4 años a 8-15 años.
• El aumento del nivel del mar se ve afectado cuando grandes áreas de agua se calientan y se expanden, o se enfrían y contraen.

Véase también

• Corriente de California
• Célula de Hadley
• Contenido de calor del océano
• Patrón de teleconexión Pacífico-Norteamérica
• Oscilación del Pacífico Norte
• Oscilación del Atlántico Norte
• Oscilación multidecadal atlántica (AMO)
• El Niño Oscilación del Sur (ENSO)
• Modo Meridional del Pacífico (PMM)

Referencias

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Lectura adicional

• M. Newman; M. Alexander; TR Ault; KM Cobb; C. Deser; E. Di Lorenzo; NJ Mantua; AJ Miller; S. Minobe; H. Nakamura; N. Schneider; DJ Vimont; AS Phillips; JD Scott; CA Smith (2016). "La oscilación decenal del Pacífico, revisitada". Revista del clima . 29 (12): 4399–4427. Código Bibliográfico :2004AdAtS..21..425L. doi :10.1175/JCLI-D-15-0508.1. S2CID  4824093.
• LI Chongyin; HE Jinhai; ZHU Jinhong (2004). "Una revisión de los estudios de variación climática decenal/interdecenal en China". Avances en las ciencias atmosféricas . 21 (3): 425–436. Bibcode :2004AdAtS..21..425L. doi :10.1007/BF02915569. S2CID  119872932.
• CK Folland; JA Renwick; MJ Salinger; AB Mullan (2002). "Influencias relativas de la oscilación interdecadal del Pacífico y el fenómeno ENSO en la zona de convergencia del Pacífico Sur". Geophysical Research Letters . 29 (13): 21–1–4. Bibcode :2002GeoRL..29.1643F. doi : 10.1029/2001GL014201 .
• Hare, Steven R.; Mantua, Nathan J. (2001). "Una narrativa histórica sobre la oscilación decenal del Pacífico, la variabilidad climática interdecenal y los impactos en los ecosistemas" (PDF) . Informe de una charla presentada en el 20.º taller sobre la especie rosa y chum del noreste del Pacífico, Seattle, Washington, 22 de marzo de 2001. Archivado desde el original (PDF) el 6 de abril de 2005.
• Mantua, Nathan J.; Hare, Steven R. (2002). "La oscilación decenal del Pacífico" (PDF) . Revista de Oceanografía . 58 : 35–44. doi :10.1023/A:1015820616384. S2CID  5307916.^{[ enlace muerto permanente ]}
• Ho, Kevin (2005). "Salmonómica: efecto de la oscilación decenal del Pacífico en las cosechas de salmón real de Alaska y el precio de mercado" (PDF) . Universidad de Columbia. Archivado desde el original (PDF) el 26 de marzo de 2009.

Enlaces externos

• "La Oscilación Decadal del Pacífico (PDO)". JISAO . Archivado desde el original el 9 de enero de 2010 . Consultado el 13 de febrero de 2005 .
• "Oscilación Decadal del Pacífico (PDO)". JPL SCIENCE - PDO . Consultado el 7 de febrero de 2014 .