Océano
Los océanos cubren dos tercios de la superficie de la Tierra y, al igual que la atmósfera, constituyen un componente importante del sistema climático debido a su capacidad para almacenar y distribuir la energía radiativa del sol. Sin embargo, el agua del océano tiene una capacidad de calor mucho mayor que el aire de la atmósfera. La capacidad de calor de un sistema es la cantidad de energía necesaria para elevar un grado de su temperatura. Por lo tanto, cuanto mayor es la capacidad de calor, más lento se calienta el cuerpo y, a su vez, más tiempo retiene esta energía. Por eso se dice que los océanos tienen inercia térmica. Cualquier cambio en la temperatura persiste mucho más en los océanos que en la atmósfera o en la superficie continental, ya que estos últimos tienen menor capacidad calorífica. Luego los océanos transmiten gradualmente este calor a la atmósfera. Es por eso por lo que los océanos son considerados como importantes conductores del clima global y la TSM es un potencial predictor (Rowell et al. 1998, Suarez-Moreno et al. 2015).
En la superficie, donde los océanos tienen la interacción más fuerte con la atmósfera, la circulación del océano está fuertemente influenciada por la atmosférica. Por ejemplo, las corrientes de superficie ecuatoriales siguen la dirección de los vientos alisios. Debido al efecto Coriolis, en el hemisferio norte las corrientes hacia el norte se desvían hacia el este y hacia el sur hacia el oeste, y viceversa en el hemisferio sur. Como consecuencia, dos giros oceánicos en sentido de las agujas del reloj prevalecen en el Atlántico norte y el Pacífico y tres de sentido opuesto en el Océano Índico y el Atlántico sur y el Pacífico. Esto coincide con la circulación anticiclónica de los vientos extratropicales de bajo nivel alrededor de los máximos de presión en la superficie inducidos por las ramas que se desploman de las células de Hadley y Ferrel. Por lo tanto, las cálidas aguas tropicales fluyen hacia el polo en los bordes occidentales de los océanos, mientras que las corrientes ecuatoriales transportan aguas frías desde altas latitudes a lo largo del lado este de las cuencas.
La circulación oceánica profunda es una consecuencia de la diferente flotabilidad de las masas de agua, que depende de su densidad. La relación entre temperatura y salinidad regula la densidad del agua. Cuanto más frío y salado, más densa es una masa de agua. Por esta razón, la circulación oceánica profunda se conoce como la circulación termohalina (THC). Por lo tanto, las masas de agua más densas tienden a hundirse en las capas más profundas de los océanos, recibiendo el nombre de agua profunda, y las menos densas permanecen en los niveles superiores.
La formación de aguas profundas es clave para la operación de THC. La principal fuente de formación de aguas profundas es el Atlántico Norte. Esta cuenca es particularmente salada debido principalmente al suministro continuo de agua del Mar Mediterráneo, que tiene una concentración elevada de sal debido a la alta tasa de evaporación (Bozec et al. 2011). Cuando esta agua salada llega al Atlántico norte subpolar, se enfría, lo que da lugar a masas de agua muy densas que se hunden en las profundidades del océano, debajo de las aguas superficiales más cálidas. Las aguas profundas luego fluyen hacia el sur en el hemisferio sur.
Parte de las aguas profundas en el Atlántico Sur se une a la Corriente Circumpolar Antártica. Es una corriente de agua densa en el sentido de las agujas del reloj en el fondo del Océano Austral que fluye alrededor de la Antártida. Al mismo tiempo, la Corriente Antártica Circumpolar distribuye aguas profundas a las cuencas de la India y el Pacífico desde el sur. En ambos océanos, el agua profunda se mezcla gradualmente con las masas superiores y se calienta a medida que pasa por el ecuador. Luego se eleva progresivamente hasta cerca de la superficie a lo largo de su camino hacia el norte de las cuencas. El Océano Índico es tan cálido y el Pacífico tiene una salinidad tan baja que se evita que las aguas superficiales se hundan (Broecker et al. 1997). En su lugar, las aguas cálidas de la superficie se devuelven al Atlántico desde el sur (Broecker et al. 1992, Rahmstorf et al. 2006).
Otra parte del Atlántico profundas aguas arriba al sur de la cuenca, cerca de la Antártida. Luego fluye hacia el norte cerca de la superficie para ocupar la brecha que queda en el subpolo del Atlántico Norte por las masas de agua profunda que se hunden. De esta manera, la rama atlántica del THC cierra su ciclo, que se conoce como la Circulación de retorno Meridional del Atlántico (Atlantic Meridional Overturning Circulation, AMOC). La AMOC constituye entonces un mecanismo de transporte de agua caliente desde el sur al norte del Océano Atlántico, donde transmite calor a la atmósfera. Este desequilibrio de calor interhemisférico y los cambios en el AMOC determinan el sistema climático global y su variabilidad (Srokosz et al. 2015).
