Tema 8 - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

UNIVERSIDAD DE LA REPUBLICA
FACULTAD DE CIENCIAS
Licenciatura en Geografía
Materia: Climatología
8. Circulación general de los océanos
Los océanos influyen el clima terrestre a través de su intercambio con la
atmósfera de grandes cantidades de calor, humedad y gases como el dióxido
de carbono. Fluctuaciones en la magnitud de estos intercambios juegan un rol
importante en determinar si el próximo invierno será excepcionalmente frío, el
verano siguiente inusualmente cálido, o si se dará un evento El Niño.
El océano es una capa muy fina de agua salada tiene 4 Km. de profundidad en
promedio sobre la superficie de nuestro planeta de mas de 12.000 Km. de
diámetro. Una de las características mas importantes del océano es el gran
contraste entre la capa superficial calida de unos 100 m de profundidad donde
la luz es abundante y donde existe la mayoría de la vida marina, con el frió y
oscuro océano profundo. La zona de transición entre la capa calida y la fría se
denomina termoclina. La figura 8.1 muestra el contraste térmico y también que
mientras el océano profundo contiene muchos nutrientes (y carbono) la capa
superficial no. Puesto que cambios en estos perfiles afectan el clima es
necesario entender su origen.
Figura 8.1 – Perfiles oceánicos de temperatura (izquierda) y nitrato (derecha)
La principal causa de la existencia entre la superficie y el océano profunda es la
absorción de la luz. Como la luz solo penetra unas decenas de metros en el
océano las aguas superficiales son calidas y las mas profundas frías. La luz
define la zona eufotica en la superficie donde viven las plantas oceánicas que
requieren luz para la fotosíntesis. Axial, las plantas oceánicas deben poder
flotar, y por ello la mayoría son organismos microscópicos, fitoplancton. No

obstante, la cantidad de plantas en la superficie oceánica no es mucha y la
mayor parte de los océanos son efectivamente un desierto. Esto es debido a la
poca concentración de nutrientes cerca de la superficie. Las plantas, y el
zooplancton que las consume, así como otros organismos en la cadena
alimentaria absorben la mayoría de los nutrientes y el dióxido de carbono
disponible en la superficie. Cuando estos organismos mueren, muchos
descienden al océano profundo y se descomponen en sus constituyentes
químicos. De esta forma la biota bombea dióxido de carbono y nutrientes de las
capas superficiales a las capas profundas, generando perfiles de nutrientes y
carbono como el mostrado en la figura 8.1.
La figura 8.2 muestra como varia la temperatura con la profundidad a lo largo
de un meridiano en el océano Pacifico.
Figura 8.2 – Isotermas bajo la superficie oceánica en un plano vertical de norte a sur en
el océano Pacífico. La termoclina es la región de grandes gradientes de temperatura que
separa las aguas cálidas superficiales de las frías en profundidad. Las circulaciones
oceánicas que mantienen la termoclina se muestran esquemáticamente con flechas
negras para la circulación generada por los vientos, y con flechas blancas para la
circulación termohalina.
Se observa que aun en el ecuador la capa superficial calida es tan poco
profunda que el promedio de la temperatura de la columna de agua (de la
superficie al fondo) es cercana a la temperatura de congelamiento.
Contrariamente a la atmósfera, la cual es calentada por debajo y la convección
redistribuye el calor hacia arriba eficientemente, el océano es calentado por
arriba provocando que la capa mas calida permanezca en superficie y la
estratificación vertical inhiba los movimientos verticales de las parcelas de
agua. No obstante, esto no explica el por que no existe una temperatura mas
uniforme en el océano, ya que el calor podría haber sido transportado por
difusión desde la superficie al fondo durante miles de anos, calentando las

capas mas profundas. (Si esto ocurriera el clima terrestre seria muy diferente
pues la concentración de dióxido de carbono atmosférico aumentaría
considerablemente.) La capacidad de absorber CO 2 del agua oceánica
aumenta cuando la temperatura del agua decrece, la cual es una de las
razones por las cuales la concentración de carbono en el fondo del océano es
mayor. Si la temperatura del fondo oceánico aumentara, el dióxido de carbono
escaparía a la atmósfera. Esto no ha ocurrido – la termoclina ha permanecido
somera y el océano profundo frío debido a la circulación oceánica.
Las corrientes oceánicas son generadas primariamente por fuerzas en la
superficie asociadas al intercambio de calor y humedad con la atmósfera, y por
los vientos. Así, las corrientes mas intensas ocurren en las capas superficiales,
arriba y en la termoclina. Los vientos predominantes, que dependen de la
latitud como vimos anteriormente, tienden a conducir el flujo superficial hacia el
oeste en los trópicos y hacia el este en los subtropicos. La fuerza de Coriolis
tuerce las parcelas de agua hacia la izquierda (en el H.S.), causando que el
flujo tenga una componente hacia el polo en los trópicos y hacia el ecuador en
los subtropicos (ver las flechas en la figura 8.2). Estas corrientes superficiales,
de sentidos contrarios, se encuentran cerca de los 30° de latitud donde el agua
se hunde. Parte de estas aguas fluye hacia el ecuador en capas por debajo de
la superficie con la misma temperatura que se hundieron (cerca de 18 °C). En
el ecuador el agua aflora en la capa superficial, donde es calentada por la
atmósfera antes de retornar a los subtropicos. El resto del agua que se hundió
en los 30° participa en giros subtropicales que viajan hacia el polo en corrientes
como la corriente del Golfo o del Brasil, antes de retornar a la región de
hundimiento.
Estas circulaciones generadas por el viento que intercambian aguas entre los
trópicos y los extratropicos son relativamente someras. La manutención de la
termoclina depende no solo de ellas sino de otra circulación de mucha mayor
escala latitudinal y vertical. Se la denomina circulación termohalina y es debida
no solo a los vientos, sino que depende críticamente de la existencia de sal en
los océanos.
8.1 Circulación termohalina
A pesar de que la sal representa únicamente el 3% de la masa de los océanos,
es de gran importancia pues afecta la densidad. En la ausencia de sal, aguas
cálidas flotarían siempre sobre aguas frías. No obstante, si la densidad de las
aguas cálidas aumenta por la adición de sal, estas se hundirían aún siendo
mas cálidas que las capas inferiores. Esto ocurre principalmente en latitudes
altas donde la diferencia de temperaturas entre las aguas superficiales y las
profundas es chica, de tal forma que una pequeña adición de sal causa que las
aguas superficiales se hundan. Dos procesos pueden provocar este proceso de
convección oceánica. Uno es la evaporación, que saca moléculas de agua
pura, sin sal, dejando aguas oceánicas mas saladas. Esto ocurre durante el
invierno cuando masas de aire muy frías y secas se mueven del continente
hacia un océano mas cálido, lo cual calienta el aire y absorbe humedad,
provocando que las aguas superficiales se enfríen, se hagan más salinas y se
hundan. El otro proceso que aumenta la salinidad de las aguas es la formación
de hielo: el hielo se forma únicamente con moléculas de agua, dejando las
sales en el agua líquida, aumentando así la salinidad de los océanos.

El hundimiento de las aguas frías y salinas en latitudes altas necesita de un
flujo hacia los polos cerca de la superficie, de un flujo hacia el ecuador en
aguas profundas, y de movimientos ascendentes para cerrar la circulación
termohalina. Esta circulación mostrada en forma esquemática en la figura 8.2
es asimétrica relativo al ecuador pues la distribución de los continentes es
asimétrica. En el hemisferio norte, la formación de aguas profundas ocurre
únicamente en el Atlántico norte, en los mares de Labrador y de Groenlandia.
En el hemisferio sur, la creación de iceberg cerca de la Antártica en los mares
de Ross y de Weddell, crea aguas muy salinas y por lo tanto se hunden. Ver
figura 8.3.
Figura 8.3 – Distribución de densidad superficial durante el invierno del
hemisferio norte (arriba), y el invierno del hemisferio sur (abajo).
Los círculos marcan la posición de los mares de Labrador y de Groenlandia en
el Atlántico norte, y los mares de Ross y de Weddell cerca de la Antártica. Una
descripción esquemática de la circulación termohalina sería la siguiente. Luego
de hundirse en el Atlántico norte, las aguas profundas fluyen hacia el sur,

atraviesan el ecuador, y se unen a la corriente circumpolar Antártica. Parte de
esa corriente, a su vez, se bifurca hacia el océano Índico y luego hacia el
océano Pacífico, donde ascienden y vuelven como aguas superficiales hacia el
Atlántico norte (figura 8.4). Notar que el agua densa y fría que se hunde en
latitudes altas se expande sobre el fondo oceánico y mantiene el océano
profundo a temperaturas muy frías.
Figura 8.4 – Esquema de la circulación termohalina.
La velocidad de las corrientes que forman la circulación termohalina es muy
pequeña y difícil de medir, en particular las que ocurren en aguas profundas.
Por ello, una parcela de agua tardaría al menos 1000 años en completar toda la
circulación. Entonces cómo sabemos que existe esta circulación. La prueba
mas clara viene de medir el contenido de carbono 14 en aguas profundas. El
14C es creado en la atmósfera alta por los rayos cósmicos y entra al océano
cuando éste absorbe CO 2 . Una vez en el océano el 14C queda aislado y
comienza a decaer. Conociendo su vida media podemos saber cuando fue la
última vez que una parcela de agua estuvo en contacto con la superficie y
asignarle una edad en el océano. Las parcelas ubicadas en los lugares de
formación de aguas profundas serán las más jóvenes. El oceanógrafo
W. Broeker sintetizó todas las medidas de 14C disponibles de aguas a 3000
metros de profundidad y construyo la siguiente figura 8.5 que muestra las
edades de las parcelas de agua. Claramente, las aguas más jóvenes se
encuentran en el Atlántico norte y la Antártica, y las aguas más viejas en el
Pacífico norte, llegando a estar aisladas de la atmósfera 1750 años.

Figura 8.5 – Edades del agua a 3 Km. de profundidad basadas en 14C.
Mas evidencia en favor de la existencia de esta circulación viene de la
distribución de nutrientes. La concentración de nutrientes es mínima en el
Atlántico norte ya que ahí el agua recién llegó de la superficie donde los
nutrientes son consumidos por el fitoplancton. Contrariamente la concentración
de nutrientes es máxima en el Pacífico norte pues a lo largo de su camino las
corrientes profundas son enriquecidas de nutrientes de la descomposición de
materia orgánica que se muere y hunde. El agua que se hunde es densa por su
alta salinidad y su baja temperatura. Si la salinidad es suficientemente alta, el
agua se hundirá aún si su temperatura aumenta un poco. Por lo tanto, la
manifestación atmosférica del calentamiento global podría ser enlentecida si los
océanos absorben el calor y lo guardan en capas profundas. La capacidad
calorífica del agua es tan grande que aún un pequeño aumento de temperatura
en el océano profundo puede representar un gran sumidero de calor. No
obstante, para que este sumidero funcione, el calentamiento de las aguas
superficiales deben ser gradual, pues sino, las aguas superficiales se volverían
tan poco densas que aún siendo salinas no podrían hundirse.
La sensibilidad de la circulación termohalina a perturbaciones – qué se requiere
para que la circulación se detenga o comience a funcionar en forma diferente –
no se conoce. Este es un tema de gran actividad de investigación mundial
actual. Para determinar esto los científicos se basan en modelos climáticos
numéricos y en el estudio de climas pasados – paleoclimas. Existen muchas
conjeturas sobre el papel de la circulación termohalina en la historia climática
terrestre, y ha captado la imaginación de la gente de tal manera que Holywood
le hizo su propia película (“El día después de mañana”).
8.2 Corrientes superficiales generadas por los vientos
Las corrientes generadas por los vientos que llevan el agua a las zonas de
descenso están confinadas a las capas superficiales, excepto la Corriente
Circumpolar Antártica (CCA) que se extiende hasta casi el fondo oceánico. La

excepción de la CCA se debe a dos razones: la poca estratificación vertical
oceánica en altas latitudes permite que el forzamiento del viento penetre hasta
mayores profundidades, y la posibilidad de las parcelas de circunvalar el
océano.
Lejos de la CCA, las parcelas de agua tienden a moverse en gigantescos giros
inducidos por el torque de los vientos. Estos giros son asimétricos debido a la
rotación y esfericidad de la Tierra. En lugar de un movimiento más o menos
uniforme con corrientes en direcciones opuestas en cada mitad de la cuenca,
las corrientes hacia los polos son muy rápidas y están concentradas contra las
costas oestes de las cuencas oceánicas. Por el contrario, las corrientes hacia el
ecuador son muy lentas y tienden a ocupar una gran parte longitudinal de las
cuencas (figura 8.6).
Figura 8.6 – El diagrama muestra algunas de las corrientes marinas más
importantes. Las que fluyen hacia los polos transportan aguas cálidas, y las que
lo hacen hacia el ecuador generalmente transportan aguas frías, resultando en
un transporte neto de calor hacia los polos. Los puntos marcan las zonas de
afloramiento intenso de aguas de subsuperficie.
¿Cómo medimos las corrientes? Si bien existen correntómetros, la forma mas
usual de inferir las corrientes es a través de mediciones de temperatura y
salinidad y considerando que las corrientes están en equilibrio geostrófico (una
excelente aproximación). Teniendo la temperatura y la salinidad es posible
calcular la elevación de la superficie del mar. El agua se expande cuando está
caliente, por lo que un incremento en la temperatura de una columna de agua
causa un aumento del nivel del mar. Recientemente, los satélites han
comenzado a proveer mediciones directas de las variaciones en la altura del
nivel del mar. La altura del nivel del mar, a su vez es una indicación de la
presión. Usando geostrofismo es posible así calcular las corrientes, de la
misma forma que calculamos los vientos. Por ejemplo, el nivel del mar es más
alto en la porción oeste de las cuencas oceánicas, marcando la existencia de
los giros. A su vez se ve que el gradiente de altura es mayor cerca de las
costas oestes. Asociando un mayor nivel del mar a una alta presión, podemos

deducir la existencia de las intensas corrientes en las costas oestes
subtropicales que viajan hacia los polos y las débiles corrientes que viajan
hacia el ecuador en el lado este de las cuencas.
Figura 8.7 – Altura del nivel del mar media anual. Las corrientes son paralelas a
las líneas de igual altura.
La altura del nivel del mar es 50 cm. mayor en el Pacífico oeste que en el este.
Lejos del ecuador la fuerza de Coriolis impide que el agua fluya de mayor a
menor altura (presión). No obstante, sobre el ecuador, donde la fuerza de
Coriolis se vuelve despreciable es posible para el agua desplazarse de mayor a
menor presión. No obstante, los vientos que prevalecen en el ecuador, los
alisios, van de este a oeste y conducen el agua en esta dirección. Por lo tanto,
la corriente ecuatorial que fluye de oeste a este ocurre por debajo de la
superficie. Esta corriente, llamada “Ecuatorial Undercurrent” es comparable en
intensidad a la corriente del Golfo. Fluye justo por debajo de la superficie,
teniendo su máximo a una profundidad de 100 m. Su ancho es de sólo 200
Km., pero se extiende a lo largo de los 15.000 Km. de extensión del Pacífico.
El ecuador está caracterizado por la existencia de una lengua fría de aguas
superficiales en el lado este de los océanos (figura 8.8). Esta lengua aparece
pues los alisios causan una divergencia en superficie: parcelas de agua que
son llevadas hacia el oeste por los vientos experimentan una fuerza hacia la
derecha al norte y hacia la izquierda al sur del ecuador. Esta divergencia causa
el afloramiento de aguas frías y con nutrientes proveniente de las capas mas
profundas. Así, estas lenguas frías son zonas de gran productividad biológica.

Figura 8.8 – Temperatura de superficie del mar media anual.
El afloramiento de aguas profundas también ocurre a lo largo ciertas costas,
como las costas de Ecuador y Perú causando que esas aguas superficiales
sean frías y muy ricas en nutrientes. Esto ocurre pues los alisios tienen una
componente hacia el ecuador que conduce primero las corrientes hacia el norte
que luego son torcidas hacia la izquierda por la fuerza de Coriolis, alejándolas
de la costa (figura 8.9). La figura 8.6 muestra las regiones de afloramiento
globales.
Figura 8.9 – Esquema de afloramiento de aguas costeras para el hemisferio sur.

8.3 El Niño, La Niña y la Oscilación Sur
El Niño afecta a todo el mundo, ya sea directamente debido a su influencia
sobre el clima y el tiempo en las regiones que muestra la figura 8.10, o
indirectamente a través de su efecto en la economía mundial.
Figura 8.10 – Efectos de El Niño en el clima global para junio-agosto
(arriba) y diciembre-febrero (abajo).
Los fenómenos de El Niño mas intensos generan usualmente grandes
inundaciones en Ecuador y Perú donde el calentamiento de las aguas de
superficie en el Pacífico este está asociado con la desaparición de los peces
costeros. También generan sequías desastrosas en el continente marítimo del
sudeste de Asia y norte de Australia, así como patrones de circulación
atmosférica anómala en América del Norte y del Sur, monzones débiles, y
precipitaciones por debajo de o normal en el sudeste africano. Estos cambios
climáticos pueden reducir significativamente la cosecha de coco en las Filipinas
y de anchovetas en Perú causando así un aumento en los precios de los
jabones y detergentes que usan aceite de coco como ingrediente, en la comida
hecha con proteína de pescado para los pollos y de la soja que puede usarse

como sustituto de ración para pollos. La gran cobertura noticiosa de los eventos
Niño de las últimas décadas deja clara su importancia.
En un principio el nombre de El Niño le fue dado a una corriente cálida
estacional que ocurre todos los años en las costas del Perú cerca de Navidad,
moderando así las bajas temperaturas del Pacífico tropical este. Cada tantos
años esta corriente es más intensa que lo normal, penetrando más hacia el sur,
y trayendo abundantes lluvias a las áridas zonas costeras de Perú y Ecuador.
Estas ocurrencias, se denominaban “años de abundancia”. Hoy el término El
Niño describe estos “años de abundancia”, y no a la corriente veraniega
estacional. Hasta la década del '50 se pensaba que la ocurrencia de una
corriente mas intensa que lo normal en las costas del Perú era un fenómeno
local. No fue sino hasta el año 1957, Año Internacional de la Geofísica, cuando
se organizaron mediciones del océano global que se determinó que el
fenómeno de las costas del Perú tenía una escala que incluía todo el Pacífico
tropical (por azar un evento Niño ocurrió en 1957).
Los datos obtenidos mostraron que al mismo tiempo los vientos alisios estaban
debilitados. Jacob Bjerknes, de la Universidad de California, propuso que el
cambio en los vientos causó el cambio en las temperaturas de superficie del
mar. ¿Pero, por qué estaban debilitados los vientos? A comienzos del siglo XX,
Sir Gilbert Walker, trabajando en el problema de los monzones de la India,
descubrió la existencia de la Oscilación Sur, una fluctuación interanual,
coherente, en las condiciones atmosféricas que corresponde a un dipolo de
presiones en el Pacífico: cuando la presión es alta en Tahití (Pacífico sur
oriental), la presión es baja en Darwin (norte de Australia) como se muestra en
la figura 8.11.
Figura 8.11 – Series temporales de anomalías de presión de superficie en Tahití y
Darwin.
La figura 8.12 muestra un mapa de correlación de la presión en superficie de
Darwin con la presión de superficie global. El mapa muestra claramente la
existencia de un dipolo en las variaciones de presión con un centro en Darwin y
el otro centro de signo opuesto cerca de Tahití.

Figura 8.12 – Correlación de la presión en superficie en Darwin con la presión en
superficie global.
Walker documentó también que la Oscilación Sur tiene un período de alrededor
de 34 años en promedio, y que una baja presión en Tahití y alta presión en
Darwin coincidían con vientos alisios más débiles. Sus resultados fueron
criticados pues Walker no pudo explicar la existencia de las oscilaciones
coherentes globales, y quedaron en el olvido por varias décadas.
El interés en el trabajo de Walker revivió cuando Bjerknes usando los datos
recabados en el 1957 propuso que los vientos alisios débiles en 1957 no sólo
causaron la aparición de aguas cálidas en el Pacífico ecuatorial, sino que a su
vez fueron inducidos por el incremento de temperatura de superficie del mar en
el año. Este argumento circular implicó que el fenómeno no es estrictamente
océanico ni atmosférico, sino que es un producto de la interacción entre los dos
medios.
Bjerknes luego generalizó y propuso que la Oscilación Sur encontrada por
Walker, y no sólo el evento de 1957, era la causa y la consecuencia de
patrones de temperatura de superficie del mar que cambian continuamente.
Esto significa que el Niño no es un evento aislado, sino una fase de un ciclo. La
fase opuesta de El Niño ha sido llamada La Niña. Comparado con el ciclo
estacional que está forzado por la variación en la intensidad de la radiación
solar, la Oscilación Sur corresponde a un modo natural de oscilación del
sistema acoplado océano atmósfera, y es literalmente la música de las esferas
(la atmósfera y la hidrosfera).
La Oscilación Sur es sólo un ejemplo de fluctuación climática; resulta de la
interacción entre la atmósfera y el océano Pacífico. Otros ejemplos de
fluctuaciones climáticas como sequías prolongadas en el Nordeste brasilero,
probablemente resulten de la interacción de la atmósfera, el océano, la tierra y
los hielos. Las mismas herramientas que se han desarrollado para entender y
predecir El Niño (modelos climáticos y una red de instrumentos que describen
continuamente el estado de los componentes del sistema climático) son
utilizadas para predecir la variabilidad climática en general. Anticipar El Niño es
por lo tanto el primer paso hacia una predicción climática operacional que
complemente la predicción del tiempo.

8.3.1 La Oscilación Sur
Los trópicos tienen tres regiones convectivas de gran precipitación que
mantienen selvas propias: las cuencas del Amazonas y del Congo y el
continente marítimo. El calor latente liberado por la actividad convectiva sobre
esas enormes regiones gobierna la circulación atmosférica tropical: el calor
hace al aire más liviano, causando su ascenso. Para mantener este movimiento
ascendente los vientos en superficie convergen en esas regiones mientras que
el aire en altura, seco, diverge. En el Pacífico tropical el aire en altura se mueve
hacia el este, desciende sobre las frías aguas de la costa de Ecuador y retorna
hacia el oeste en los alisios, adquiriendo humedad por evaporación de la
superficie. Esta es la celda de Walker y se muestra en la figura 8.13.
Figura 8.13 – Celda de Walker
La ubicación de las zonas convectivas, que se pueden distinguir en superficie
por una predominante baja presión, están a su vez determinadas por los
patrones de temperatura en la superficie terrestre. El aire asciende donde la
temperatura en superficie es máxima. En el Pacífico, la zona convectiva incluye
el continente marítimo y la piscina cálida en el oeste del océano Pacífico
tropical. Si las aguas cálidas se expandieran, la región convectiva también lo
haría, lo cual es exactamente lo que ocurre durante El Niño. Durante El Niño en
el Pacífico este ecuatorial aumenta la temperatura de superficie, aumentan las
lluvias, decrece la presión de superficie y disminuyen los alisios. Debido a este
corrimiento hacia el este, el norte de Australia e India experimental disminución
de lluvias. Durante La Niña ocurre lo opuesto: la piscina de aguas cálidas en el
oeste se achica, y sobre el Pacífico este ecuatorial los alisios se intensifican y
las lluvias decrecen (figura 8.14).

Figura 8.14 – Esquema de condiciones durante El Niño (izquierda) y La Niña
(derecha).
De lo de arriba se deduce que es posible realizar predicciones del
comportamiento de la Oscilación sur si se conoce a priori la evolución a futuro
de la temperatura de superficie del mar.
8.3.2 Ajuste oceánico
Los vientos alisios acumulan aguas cálidas en el Pacífico tropical oeste y
exponen aguas frías en el este. Así, el nivel del mar en el oeste es 50 cm.
mayor que en el este. Durante El Niño los alisios se debilitan y las aguas
cálidas se mueven hacia el este; durante La Niña los alisios se intensifican y
apilan mas aguas cálidas en el oeste. De esta forma, las variaciones
interanuales en la temperatura de superficie del mar están asociadas con una
redistribución horizontal de las aguas cálidas en las capas superficiales del
océano en respuesta a los vientos. Esta redistribución es evidente en la figura
8.14, donde la pendiente de la termoclina, la capa con grandes gradientes de
temperatura que separa las aguas cálidas superficiales de las aguas frías
profundas, cambia significativamente entre El Niño y La Niña. Debido al
transporte inusual de aguas cálidas del oeste al este durante El Niño, las aguas
frías ricas en nutrientes ya no logran llegar a la superficie en el este. Este
cambio en las condiciones oceánicas es la razón para la desaparición de
especies de peces de aguas frías a lo largo de las costas de Ecuador y Perú.
Los peces tienden a moverse al sur, de tal forma que Chile se beneficia de los
eventos Niño.
8.3.3 Interacción océano-atmósfera
Desde un punto de vista atmosférico, los cambios en los patrones de lluvias
vientos y presiones en superficie asociados a la Oscilación Sur son causados
por cambios en las temperaturas de superficie. Desde un punto de vista
oceánico, esos cambios en la temperatura de superficie son consecuencia de
cambios en los vientos. Este argumento circular implica una interacción entre el
océano y la atmósfera, que son ilustrados en la figura 8.15 para el evento Niño
del 8283. Inicialmente, vientos alisios inusualmente débiles aparecen en el
Pacífico oeste, los cuales causan una expansión al este de la piscina cálida, la
cual a su vez mueve la convección hacia el este. La respuesta oceánica, a su
vez, acelera el proceso pues causa un debilitamiento mayor de los alisios, lo
cual permite que las aguas cálidas se muevan un poco más hacia el este y así

sucesivamente. Al final, a través de este intercambio las aguas cálidas llegan
hasta las costas del Perú, y se establece el evento Niño.
Figura 8.15 – Evolución de anomalías climáticas durante El Niño de 198283.
Las flechas indican las anomalías de vientos de superficie; precipitación
inusualmente alta es marcada por los contornos llenos, e inusualmente baja por
contornos punteados. La letra D significa “seco”; la letra W significa “húmedo”.
Una vez que El niño se desarrolló, existe la posibilidad de que ocurra una Niña
como consecuencia de un ligero aumento de los alisios. El proceso involucra la
misma interacción océano-atmósfera, pero induce anomalías contrarias a un El
Niño en los dos medios.
La danza entre el océano y la atmósfera genera una alternancia (irregular)
entre Niños y Niñas. ¿Pero quien guía? ¿Quien inicia el desplazamiento hacia
el este de las aguas cálidas que termina un evento Niña y da lugar a un Niño?
A pesar de que están íntimamente acoplados, el océano y la atmósfera no son
una pareja simétrica. Mientras que la atmósfera es ágil y responde rápidamente
a cambios en el océano, este último es lento y se toma el tiempo para

esponder a cambios en los vientos. La atmósfera responde a cambios en los
patrones de temperatura de superficie del mar en cuestión de días o semanas;
el océano tiene mucha más inercia y le lleva tiempo lograr un nuevo equilibrio.
El estado del océano para un tiempo en particular no está simplemente
determinado por los vientos en ese momento pues el océano está todavía
ajustándose y tiene memoria de vientos anteriores, una memoria en forma de
ondas que se propagan por debajo de la superficie. Estas ondas se propagan
en la termoclina, elevándola en algunos lugares y profundizándola en otros.
Estos movimientos verticales de la termoclina tienen poco efecto en las
temperaturas de superficie del Pacífico oeste donde la termoclina es profunda.
En el este la cosa es diferente, donde la llegada de una depresión o elevación
puede tener un gran efecto sobre la temperatura. Durante una fase de la
Oscilación Sur, por ejemplo La Niña, los vientos generan sendas depresiones
en la termoclina fuera del ecuador en el Pacífico oeste. De esta forma los
vientos están generando las condiciones que en unos meses darán lugar a un
evento Niño: estas depresiones viajan muy despacio a través del Pacífico en
forma de ondas de Rossby primero hacia el oeste, y luego son reflejadas en el
continente marítimo en forma de ondas de Kelvin que viajan hacia el este.
Cuando estas ondas llegan a las costas de Ecuador aumentan la temperatura
de superficie dando lugar a la terminación de La Niña y el comienzo de un
evento Niño. Durante El Niño las anomalías de vientos generan elevaciones en
la termoclina que dará lugar a la próxima Niña (ver figura 8.16).
Estos argumentos implican que el período de la Oscilación Sur, el tiempo entre
un evento Niño y el siguiente (34 años) depende del tiempo que les tome a las
ondas atravesar el océano Pacífico.

Figura 8.16 Ajuste oceánico ante una perturbación en los vientos mostrada en el
panel superior.
La oscilación descrita más arriba entre eventos Niño y Niña es perfectamente
regular y podría ocurrir en un planeta idealizado sin perturbaciones aleatorias.
En ese mundo los eventos El Niño serían perfectamente predecibles. En
realidad, la Oscilación Sur es irregular debido a la presencia de factores
externos que incluyen las perturbaciones atmosféricas debidas al tiempo. Esas
perturbaciones introducen una componente caótica, pero la oscilación igual
retiene gran parte de su periodicidad (figura 8.17).

Figura 8.17 – Series temporales de temperatura de superficie del mar
promediado en la región Niño3.4 (arriba) y de la diferencia de presiones Tahití-
Darwin normalizada.
La evolución del Niño no ha sido siempre la misma. A veces El Niño empieza
como un calentamiento modesto en la costa de Perú y se amplifica y propaga
en un lapso de varios meses hacia el oeste. Este fue el caso del Niño de 1972.
En otras ocasiones, como en 1982, El Niño comenzó en el Pacífico oeste y se
propagó hacia el este. Esto muestra la dificultad en pronosticar los eventos.
Como todos los Niños son diferentes, un pronóstico que se limite a decir que va
a ocurrir un Niño tiene un valor limitado a menos que describa su evolución y
amplitud.
El interés en el fenómeno de El Niño menguó durante muchas décadas
después del trabajo de Walter sobre la Oscilación Sur alrededor de 1930. No
fue sino hasta finales de 1950 que los científicos comenzaron a prestar más
atención a este fenómeno, y parte de la razón radica en la modulación decadal
del Niño. Esta modulación causa períodos prolongados e irregulares en los
cuales El Niño está ausente o, al revés, es particularmente energético: de 1930
a 1950 El Niño estuvo casi ausente, mientras que a partir de 1980 a la fecha
los eventos han sido muy frecuentes y energéticos. Parte de esta modulación
decadal es debido a cambios en las propiedades de la termoclina. Cambios en
el intercambio de agua entre los trópicos y los subtrópicos a través de la
circulación generada por los vientos puede afectar la ocurrencia de Niños. Por
ejemplo, si el intercambio aumentara la profundidad de la termoclina a 200 m,
entonces la termoclina sería muy profunda para que variaciones en su
profundidad afectaran a la temperatura de superficie. Este tipo de cambio daría
lugar a condiciones tipo El Niño prolongadas. Por último es de hacer notar que
el calentamiento global, inducido por los gases de invernadero, podría afectar
la ocurrencia de El Niño a través de cambios en la estratificación vertical de
temperatura oceánica.

Referencias
● “Is the temperature rising? The uncertain sience of global warming.” G.
Philander
● El sitio web http://www.cdc.noaa.gov/ENSO/enso.education.html ofrece una
serie de links con información sobre el fenómeno de El Niño en varios niveles
de complejidad.