La oscilación decenal del Pacífico ( DOP ) es un patrón robusto y recurrente de variabilidad climática océano-atmósfera centrado en la cuenca del Pacífico de latitud media. La DOP se detecta como aguas superficiales cálidas o frías en el Océano Pacífico, al norte de 20 ° N. Durante el siglo pasado, la amplitudde este patrón climático ha variado irregularmente en escalas de tiempo interanual a interdecadal (es decir, períodos de tiempo de unos pocos años hasta períodos de tiempo de varias décadas). Hay evidencia de inversiones en la polaridad predominante (es decir, cambios en las aguas superficiales frías versus las aguas superficiales cálidas dentro de la región) de la oscilación que ocurrió alrededor de 1925, 1947 y 1977; los dos últimos cambios se correspondieron con 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 continental y del mar costero 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", ocurre el patrón opuesto. La oscilación decenal del Pacífico fue nombrada por Steven R. Hare, quien la notó mientras estudiaba los resultados del patrón de producción de salmón en 1997. [1]
El índice de oscilación decenal del Pacífico es la principal función ortogonal empírica (EOF) de las anomalías mensuales de la temperatura de la superficie del mar ( SST -A) sobre el Pacífico Norte (hacia el polo 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 estandarizados . [2] Se ha reconstruido una 'señal' DOP desde 1661 a través de cronologías de anillos de árboles en el área de Baja California . [3]
Mecanismos
Varios estudios han indicado que el índice DOP puede reconstruirse como la superposición de forzamiento tropical y procesos extratropicales. [4] [5] [6] [7] Así, a diferencia de El Niño – Oscilación del Sur (ENOS), la DOP no es un modo físico único de variabilidad oceánica, sino la suma de varios procesos con diferentes orígenes dinámicos.
En escalas de tiempo interanual, el índice PDO se reconstruye como la suma de la variabilidad aleatoria e inducida por ENSO en el Bajo Aleutiano , mientras que en escalas de tiempo decenales, las teleconexiones 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 de la superficie del mar tienen cierta persistencia de invierno a invierno debido al mecanismo de reemergencia.
- Teleconexiones ENSO, el puente atmosférico [8]
ENOS 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 aumentan sobre la temperatura de la superficie del mar anormalmente cálida , este forzamiento tropical relacionado con ENSO genera ondas de Rossby que se propagan hacia los polos y hacia el este y posteriormente se refractan desde el polo hasta los trópicos. Las ondas planetarias se forman en lugares preferidos tanto en el Océano Pacífico Norte como en el Sur, y el patrón de teleconexión se establece en 2 a 6 semanas. [9] Los patrones impulsados por ENSO modifican la temperatura de la superficie, la humedad, el viento y la distribución de las nubes sobre el Pacífico Norte que alteran el calor de la superficie, el impulso y los flujos de agua dulce y, por lo tanto, inducen anomalías en la temperatura de la superficie del mar, la salinidad y la profundidad de la capa mixta (MLD). .
El puente atmosférico es más efectivo durante el invierno boreal cuando la profundización de las Aleutianas bajas resulta en vientos del noroeste más fuertes y fríos sobre el Pacífico central y vientos del sur cálidos / húmedos a lo largo de la costa oeste de América del Norte, los cambios asociados en los flujos de calor de la superficie y en menor medida En qué medida el transporte de Ekman crea anomalías negativas en la temperatura de la superficie del mar y un MLD más profundo en el Pacífico central y calienta el océano desde Hawai hasta el mar de Bering .
- Reemergencia de SST [10]
Los patrones de anomalías de SST en latitudes medias tienden a repetirse de un invierno a otro, pero no durante el verano intermedio, este proceso ocurre debido al fuerte ciclo estacional de capas mixtas . La profundidad de la capa mixta sobre el Pacífico norte es más profunda, típicamente 100-200 m, en invierno que en verano y, por lo tanto, las anomalías de SST que se forman durante el invierno y se extienden hasta la base de la capa mixta son secuestradas debajo de la capa mixta poco profunda de verano cuando se reforman a finales de la primavera y están efectivamente aislados del flujo de calor aire-mar. Cuando la capa mixta vuelva a profundizarse en el otoño o principios del invierno siguientes, las anomalías pueden volver a influir en la superficie. Este proceso ha sido denominado "mecanismo de reemergencia" por Alexander y Deser [11] 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 mayor.
- Forzamiento atmosférico estocástico [12]
La variación a largo plazo de la temperatura de la superficie del mar puede ser inducida por forzamientos atmosféricos aleatorios que se integran y enrojecen en la capa de mezcla del océano. El paradigma del modelo climático estocástico fue propuesto por Frankignoul y Hasselmann, [13] en este modelo, un forzamiento estocástico representado por el paso de tormentas altera la temperatura de la capa mixta del océano a través de los flujos de energía superficial y las corrientes de Ekman y el sistema se amortigua debido a la mejora ( reducción) pérdida de calor a la atmósfera sobre la SST anormalmente cálida (fría) a través de energía turbulenta y flujos radiativos de onda larga , en el caso simple de una retroalimentación lineal negativa , el modelo se puede escribir como la ecuación diferencial ordinaria separable :
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:
donde F es la varianza del forzamiento de ruido blanco yw 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 SST en escalas de tiempo mucho más largas pero sin picos espectrales. Los estudios de modelado sugieren que este proceso contribuye a hasta 1/3 de la variabilidad de la DOP en escalas de tiempo 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 la SST es más fuerte en la región de extensión de Kuroshio Oyashio (KOE) y está asociada con cambios en el eje y la fuerza de KOE, [7] que genera una varianza de la SST en escalas de tiempo decenales y más largas, pero sin la magnitud observada del pico espectral a los ~ 10 años y retroalimentación SST-aire. El resurgimiento remoto ocurre en regiones de fuerte corriente como la extensión de Kuroshio y las anomalías creadas cerca del Japón pueden resurgir el próximo invierno en el Pacífico central.
- Resonancia advectiva
Saravanan y McWilliams [14] han demostrado que la interacción entre patrones de forzamiento atmosférico espacialmente coherentes y un océano advectivo muestra periodicidades en escalas de tiempo preferidas cuando los efectos advectivos no locales dominan el amortiguamiento local de la temperatura de la superficie del mar. Este mecanismo de "resonancia advectiva" puede generar una variabilidad decenal de la SST en el Pacífico Norte Oriental 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 giro son esenciales para generar picos de TSM decenales en el Pacífico Norte, el proceso ocurre a través de las olas de Rossby oceánicas que se propagan hacia el oeste y son forzadas por anomalías del viento en el Océano Pacífico central y oriental. La ecuación cuasi-geostrófica para las ondas de Rossby largas no dispersivas forzadas por el esfuerzo del viento a gran escala se puede escribir como la ecuación diferencial parcial lineal : [16]
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 se establece mediante la velocidad de las ondas de Rossby, la ubicación del forzamiento 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 ola de Rossby se inició en el Océano Pacífico (central) oriental.
Si el forzamiento del blanco del viento es zonalmente uniforme, debería generar un espectro rojo en el que la varianza h aumenta con el período y alcanza una amplitud constante a frecuencias más bajas sin picos decenales e interdecadales, sin embargo, la circulación atmosférica de bajas frecuencias tiende a estar dominada por patrones espaciales fijos, por lo que que el forzamiento del viento no es zonalmente uniforme, si el forzamiento del viento es zonalmente sinusoidal, 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 KOE y la fuerza [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 al KOE a través de cambios en el eje 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 KOE.
Impactos
Temperatura y precipitación
El patrón espacial y los impactos de la DOP son similares a los asociados con los eventos ENOS . Durante la fase positiva, la Baja Aleutiana invernal se profundiza y se desplaza hacia el sur, se advierte aire cálido / húmedo 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]
Las precipitaciones invernales son más altas de lo habitual en la Cordillera de la Costa de Alaska, México y el suroeste de los Estados Unidos, pero se reducen en Canadá, Siberia oriental y Australia [18] [19]
McCabe et al. [20] mostró que la DOP junto con la AMO influyen fuertemente en el patrón de sequías multidecadales en los Estados Unidos, la frecuencia de las sequías aumenta en gran parte del norte de los Estados Unidos durante la fase positiva de la DOP y en el suroeste de los Estados Unidos durante la fase negativa de la DOP en ambos casos si la DOP 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]
Indicadores PDO | Fase positiva PDO | Fase negativa de PDO |
---|---|---|
Temperatura | ||
Noroeste del Pacífico, Columbia Británica y Alaska | Por encima de la media | Por debajo del promedio |
México al sureste de EE. UU. | Por debajo del promedio | Por encima de la media |
Precipitación | ||
Cordillera costera de Alaska | Por encima de la media | Por debajo del promedio |
México al suroeste de EE. UU. | Por encima de la media | Por debajo del promedio |
Canadá, este de Siberia y Australia | Por debajo del promedio | Por encima de la media |
India monzón de verano | Por debajo del promedio | Por encima de la media |
Reconstrucciones y cambios de régimen
El índice de la ODP se ha reconstruido utilizando anillos de los árboles y otros hidrológicamente sensibles proxies de oeste de América del Norte y Asia. [3] [22] [23]
MacDonald y Case [24] reconstruyeron la DOP hasta 993 utilizando anillos de árboles de California y Alberta . El índice muestra una periodicidad de 50 a 70 años, pero es un modo fuerte de variabilidad solo después de 1800, 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 múltiples -sequías del siglo XX en el suroeste de los Estados Unidos. [26]
Varios cambios de régimen son evidentes tanto en las reconstrucciones como en los datos instrumentales, durante el siglo XX los cambios de régimen asociados con cambios concurrentes en la TSM , SLP , precipitación terrestre y cobertura de nubes oceánicas ocurrieron en 1924/1925, 1945/1946 y 1976/1977: [ 27]
- 1750: PDO muestra una oscilación inusualmente fuerte. [3]
- 1924/1925: DOP cambió a una fase "cálida". [27]
- 1945/1946: La DOP 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 mayor firma cerca de Japón, mientras que el cambio de la década de 1970 fue más fuerte cerca de la costa oeste de Estados Unidos. [27] [28]
- 1976/1977: DOP cambió a una fase "cálida". [29]
- 1988/1989: Se observó un debilitamiento del nivel bajo de las Aleutianas con cambios asociados de TSM, [30] en contraste con otros cambios de régimen, este cambio parece estar relacionado con la oscilación extratropical concurrente en el Pacífico norte y el Atlántico norte en lugar de procesos tropicales. [31]
- 1997/1998: Se produjeron varios cambios en la temperatura de la superficie del mar y el ecosistema marino en el Pacífico Norte después de 1997/1998, 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 DOP volvió a una fase fría de "anchoveta". [32] Sin embargo, el patrón espacial del cambio de SST fue diferente con un balancín meridional de SST en el Pacífico central y occidental que se asemejaba a un fuerte cambio en la Oscilación del Giro del Pacífico Norte en lugar de la estructura PDO. Este patrón dominó gran parte de la variabilidad de la TSM del Pacífico Norte después de 1989. [33]
- El cambio de 2014 de la fase fría de DOP a la fase cálida, que se asemeja vagamente a un evento prolongado y prolongado de El Niño, contribuyó a batir récords de temperatura en la superficie del planeta en 2014.
Previsibilidad
El Laboratorio de Investigación del Sistema Terrestre de la NOAA produce pronósticos ENSO oficiales y pronósticos estadísticos experimentales utilizando un método de modelado lineal inverso (LIM) [34] [35] para predecir el PDO, LIM asume que el PDO se puede separar en un componente determinista lineal y un componente no lineal representado por fluctuaciones aleatorias.
Gran parte de la previsibilidad de la DOP LIM surge de ENOS y de la tendencia global en lugar de procesos extratropicales y, por lo tanto, se limita a ~ 4 estaciones. La predicción es consistente con el mecanismo de huella estacional [36] en el que una estructura óptima de SST evoluciona hacia la fase madura ENSO 6-10 meses más tarde que posteriormente impacta la SST del Océano Pacífico Norte a través del puente atmosférico.
Las habilidades para predecir la variabilidad decenal de la DOP podrían surgir de tener en cuenta el impacto de la variabilidad del Pacífico forzada externamente [37] y generada internamente [38] .
Patrones relacionados
- La oscilación interdecadal del Pacífico (OPI) es un fenómeno similar pero menos localizado; también cubre el hemisferio sur (50 ° S a 50 ° N).
- ENSO tiende a liderar el ciclo de PDO.
- Los cambios en la OPI cambian la ubicación y la fuerza de la actividad de ENSO. La zona de convergencia del Pacífico Sur se mueve hacia el noreste durante El Niño y hacia el suroeste durante los eventos de La Niña. El mismo movimiento tiene lugar durante las fases de salida a bolsa positiva y negativa, respectivamente. (Folland et al., 2002)
- Las variaciones de temperatura entre décadas en China están estrechamente relacionadas con las de la NAO y la NPO.
- Las amplitudes de NAO y NPO aumentaron en la década de 1960 y los patrones de variación interanual cambiaron de 3 a 4 años a 8 a 15 años.
- El aumento del nivel del mar se ve afectado cuando grandes áreas de agua se calientan y expanden, o se enfrían y contraen.
Ver también
- Corriente de California
- Celda de hadley
- Contenido de calor del océano
- Patrón de teleconexión Pacífico-Norteamérica
- Oscilación del Atlántico Norte
- Oscilación atlántica multidecadal (AMO)
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enlaces externos
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