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El sistema climático es fundamentalmente acoplado: el océano, la atmósfera y la criosfera intercambian energía, momento y masa de manera continua entre sí, y ningún componente de este sistema climático acoplado puede entenderse por completo sin los otros dos. El prototipo más estudiado de este acoplamiento entre el océano y la atmósfera es El Niño-Oscilación del Sur, en el que una perturbación pequeña en la tensión del viento a lo largo del ecuador desencadena una reorganización masiva de todo el sistema acoplado a escala hemisférica.

Un modelo clásico de este acoplamiento entre el océano y la atmósfera, formulado en 1987, y las versiones simplificadas que se desarrollaron después, capturan la esencia de El Niño-Oscilación del Sur a través de dos relaciones que se retroalimentan mutuamente: el viento de superficie responde al gradiente de temperatura superficial del mar a lo largo del ecuador, y la temperatura superficial del mar responde, a su vez, a la circulación oceánica que ese mismo viento de superficie fuerza. Cuando el viento de superficie y la temperatura superficial del mar se refuerzan mutuamente en vez de estabilizarse, esta inestabilidad de retroalimentación mutua entre el viento de superficie y la temperatura superficial del mar puede producir un ciclo auto-sostenido, con un período de entre tres y siete años, que es precisamente el ciclo que caracteriza a El Niño-Oscilación del Sur.

La criosfera, el tercer componente del sistema climático acoplado planteado al comienzo, actúa como un amplificador de señal en las altas latitudes: el hielo marino refleja cerca del ochenta por ciento de la radiación solar que recibe, mientras que el océano abierto que queda al descubierto cuando el hielo marino desaparece refleja apenas cerca de un siete por ciento de esa misma radiación solar. Por esa enorme diferencia en la fracción de radiación solar reflejada entre el hielo marino y el océano abierto, la pérdida de hielo marino genera una retroalimentación positiva local de gran magnitud: cuanto más hielo marino se pierde, más océano abierto de baja reflectividad queda expuesto, y ese océano abierto de baja reflectividad absorbe mucha más radiación solar de la que el hielo marino absorbía, calentando aún más a la región y perdiendo todavía más hielo marino.

A escalas de tiempo mucho más largas que el ciclo de tres a siete años de El Niño-Oscilación del Sur o que la retroalimentación local del hielo marino, el océano profundo actúa como un retardador térmico del sistema climático acoplado, gracias a su enorme capacidad para almacenar calor: el océano profundo absorbe y libera calor mucho más lentamente que la atmósfera, la superficie del océano o la criosfera, de modo que retrasa, a lo largo de varias décadas, la respuesta completa del sistema climático acoplado frente a cualquier perturbación. De este modo, los tres componentes del sistema climático acoplado planteado al comienzo —el océano, la atmósfera y la criosfera— intercambian energía, momento y masa en tres escalas de tiempo bien distintas: el acoplamiento entre el océano y la atmósfera produce ciclos de pocos años como El Niño-Oscilación del Sur, la criosfera amplifica esa señal localmente casi de inmediato, y el océano profundo la retrasa y la suaviza a lo largo de décadas.

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