E7 Interacción Océano - Atmósfera

Tópico

La interacción océano-atmósfera es el acoplamiento térmico, mecánico y químico entre estos dos fluidos que comparten una misma interfaz. Los flujos de calor —latente, sensible y radiativo— transfieren energía entre el océano y la atmósfera a tasas que dependen de la diferencia de temperatura y de humedad que hay entre el aire y el mar. En promedio, el océano recibe cerca de ciento sesenta y ocho vatios por metro cuadrado de radiación solar neta, y pierde esa misma cantidad repartida entre tres vías: unos ochenta y ocho vatios por metro cuadrado como calor latente, unos diez vatios por metro cuadrado como calor sensible, y unos sesenta y seis vatios por metro cuadrado como radiación de onda larga neta, aunque este balance varía enormemente de una región a otra y de una estación a otra, lo que hace que ningún punto del océano experimente exactamente el mismo intercambio de calor con la atmósfera que tiene encima.

El flujo de momento que el viento le transfiere al océano, conocido como la tensión del viento, es el motor tanto de la circulación superficial como de las olas: esa tensión depende de la densidad del aire, de un coeficiente de arrastre propio de la superficie del mar, y del cuadrado de la velocidad del viento medida a diez metros de altura, de modo que duplicar la velocidad del viento hace que la tensión que ese viento ejerce sobre el agua se multiplique por cuatro.

La retroalimentación entre la temperatura superficial del mar y el viento es un mecanismo de acoplamiento en dos direcciones que se cierra sobre sí mismo: una temperatura superficial del mar más cálida induce una mayor convección atmosférica, esa convección atmosférica modifica el campo de viento, y ese campo de viento modificado vuelve a modificar tanto la circulación oceánica como la propia temperatura superficial del mar con la que empezó todo el lazo, lo que hace que este acoplamiento se perpetúe indefinidamente mientras las condiciones de fondo lo sigan alimentando. Esta retroalimentación es crítica tanto para El Niño-Oscilación del Sur como para la oscilación de Madden-Julian, y en escalas de tiempo mucho más lentas, de décadas a siglos, ese mismo acoplamiento involucra el calor que el océano profundo almacena como una memoria de largo plazo de todo el sistema acoplado.

La evaporación oceánica es, de lejos, la mayor fuente de vapor de agua que recibe la atmósfera, cerca del ochenta y cinco por ciento del total, y depende de la densidad del aire, de un coeficiente de transferencia, de la velocidad del viento a diez metros de altura, y de la diferencia entre la humedad de saturación a la temperatura superficial del mar y la humedad real que ya tiene el aire. Esta evaporación varía entre uno y tres milímetros al día sobre los trópicos y sobre las zonas donde pasan las corrientes cálidas, y es precisamente esa diferencia de humedad la que hace que el aire más seco, sobre un mar cálido, evapore mucha más agua que el aire ya casi saturado.

El comportamiento esperado de toda esta interacción océano-atmósfera cambia, además, según la latitud: sobre los trópicos, la temperatura superficial del mar y el viento superficial se correlacionan negativamente, de modo que hay menos viento justo donde el mar está más caliente, porque ahí la convección activa consume la propia energía cinética del viento, lo que hace que el trópico y las latitudes medias respondan de maneras opuestas a la misma temperatura superficial del mar; en las latitudes medias, en cambio, esa correlación se vuelve positiva. Así, desde los flujos de calor que abren este documento hasta la correlación entre temperatura superficial del mar y viento con la que termina, la interacción océano-atmósfera revela el mismo acoplamiento de fondo actuando a escalas que van de los vatios por metro cuadrado del balance energético diario hasta los siglos que dura la memoria del calor almacenado en las profundidades.

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