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Temperatura de la superficie del mar

Temperatura superficial del mar desde 1979 en la región extrapolar (entre 60 grados de latitud sur y 60 grados de latitud norte). [1]

La temperatura superficial del mar (o temperatura superficial del océano ) es la temperatura del agua del océano cerca de la superficie. El significado exacto de superficie varía en la literatura y en la práctica. Por lo general, se encuentra entre 1 milímetro (0,04 pulgadas) y 20 metros (70 pies) por debajo de la superficie del mar . Las temperaturas de la superficie del mar modifican en gran medida las masas de aire en la atmósfera de la Tierra a poca distancia de la costa. La circulación termohalina tiene un gran impacto en la temperatura media de la superficie del mar en la mayoría de los océanos del mundo. [2]

Las temperaturas cálidas de la superficie del mar pueden generar y fortalecer ciclones sobre el océano . Los ciclones tropicales también pueden causar una estela fría. Esto se debe a la mezcla turbulenta de los 30 metros superiores (100 pies) del océano. La temperatura de la superficie del mar cambia durante el día. Esto es como el aire que está sobre ella, pero en menor grado. Hay menos variación en la temperatura de la superficie del mar en días ventosos que en días tranquilos.

Las temperaturas de la superficie del mar costero pueden hacer que los vientos marinos generen surgencias , que pueden enfriar o calentar significativamente las masas de tierra cercanas, pero las aguas menos profundas sobre una plataforma continental suelen ser más cálidas. Los vientos terrestres pueden causar un calentamiento considerable incluso en áreas donde las surgencias son bastante constantes, como la costa noroeste de América del Sur . Sus valores son importantes dentro de la predicción numérica del tiempo ya que la temperatura de la superficie del mar influye en la atmósfera superior, como en la formación de brisas marinas y niebla marina .

Es muy probable que la temperatura media global de la superficie del mar haya aumentado 0,88 °C entre 1850-1900 y 2011-2020 debido al calentamiento global , y que la mayor parte de ese calentamiento (0,60 °C) se haya producido entre 1980 y 2020. [3] : 1228  Las temperaturas sobre la tierra están aumentando más rápido que las temperaturas del océano . Esto se debe a que el océano absorbe alrededor del 90% del exceso de calor generado por el cambio climático . [4]

Definiciones

Mapa global de la temperatura de la superficie del mar, que muestra las zonas más cálidas alrededor del ecuador y las zonas más frías alrededor de los polos (20 de diciembre de 2013 con una resolución de 1 km).

La temperatura superficial del mar (TSM), o temperatura superficial del océano, es la temperatura del agua cerca de la superficie del océano . El significado exacto de superficie varía según el método de medición utilizado, pero se encuentra entre 1 milímetro (0,04 pulgadas) y 20 metros (70 pies) por debajo de la superficie del mar .

A modo de comparación, la temperatura de la superficie del mar se relaciona con los 20 micrones superiores aproximadamente de la superficie del océano.

La definición propuesta por el IPCC para la temperatura superficial del mar no especifica el número de metros, sino que se centra más en las técnicas de medición: la temperatura superficial del mar es "la temperatura global del subsuelo en los primeros metros del océano, medida por barcos, boyas y derivadores. [...] También se utilizan mediciones satelitales de la temperatura superficial (capa superior; una fracción de milímetro de espesor) en el infrarrojo o del centímetro superior o algo así en el microondas, pero deben ajustarse para que sean compatibles con la temperatura global". [5] : 2248 

La temperatura que se encuentra más abajo se denomina temperatura oceánica o temperatura oceánica más profunda . Las temperaturas oceánicas (más de 20 metros por debajo de la superficie) también varían según la región y el tiempo, y contribuyen a las variaciones en el contenido de calor oceánico y la estratificación oceánica . [3] El aumento tanto de la temperatura superficial como de la temperatura oceánica más profunda es un efecto importante del cambio climático en los océanos . [3]

Extensión de la "superficie"

La extensión de la superficie del océano hacia el interior del mismo está influenciada por la cantidad de mezcla que se produce entre el agua superficial y el agua más profunda. Esto depende de la temperatura: en los trópicos, la capa superficial cálida de unos 100 m es bastante estable y no se mezcla mucho con el agua más profunda, mientras que cerca de los polos, el enfriamiento invernal y las tormentas hacen que la capa superficial sea más densa y se mezcle a gran profundidad para luego estratificarse nuevamente en verano. Es por eso que no existe una única profundidad simple para la superficie del océano . La profundidad fótica del océano es típicamente de unos 100 m y está relacionada con esta capa superficial calentada. Puede tener hasta unos 200 m de profundidad en el océano abierto . [6] [7]

Variaciones y cambios

Temperatura de la superficie del mar y flujos

Variaciones locales

La temperatura de la superficie del mar (TSM) tiene un rango diurno , al igual que la atmósfera de la Tierra, aunque en menor grado debido a su mayor inercia térmica . [8] En días tranquilos, la temperatura puede variar en 6 °C (10 °F). [9] La temperatura del océano en profundidad se retrasa con respecto a la temperatura de la atmósfera de la Tierra en 15 días por cada 10 metros (33 pies), lo que significa que para lugares como el mar de Aral , las temperaturas cerca de su fondo alcanzan un máximo en diciembre y un mínimo en mayo y junio. [10] Cerca de la costa, algunos vientos marinos y costeros mueven las aguas cálidas cerca de la superficie mar adentro y las reemplazan con agua más fría desde abajo en el proceso conocido como transporte de Ekman . Este patrón generalmente aumenta los nutrientes para la vida marina en la región y puede tener un efecto profundo en algunas regiones donde las aguas del fondo son particularmente ricas en nutrientes. [11] En la costa de los deltas de los ríos , el agua dulce fluye sobre la parte superior del agua de mar más densa, lo que le permite calentarse más rápido debido a la mezcla vertical limitada. [12] La temperatura superficial del mar (TSM) detectada de forma remota se puede utilizar para detectar la firma de la temperatura superficial debido a los ciclones tropicales . En general, se observa un enfriamiento de la TSM después del paso de un huracán, principalmente como resultado de la profundización de la capa mixta y las pérdidas de calor de la superficie. [13] A raíz de varios brotes de polvo sahariano de un día de duración en el océano Atlántico norte adyacente, las temperaturas de la superficie del mar se reducen de 0,2 °C a 0,4 °C (0,3 a 0,7 °F). [14] Otras fuentes de fluctuación de la TSM a corto plazo incluyen ciclones extratropicales , flujos rápidos de agua dulce glacial [15] y floraciones concentradas de fitoplancton [16] debido a ciclos estacionales o escorrentías agrícolas. [17] [ aclaración necesaria ]

El océano tropical se ha estado calentando más rápido que otras regiones desde 1950, con las mayores tasas de calentamiento en el océano Índico tropical, el océano Pacífico occidental y las corrientes limítrofes occidentales de los giros subtropicales . [3] Sin embargo, el océano Pacífico oriental, el océano Atlántico norte subtropical y el océano Austral se han calentado más lentamente que el promedio global o han experimentado un enfriamiento desde la década de 1950. [3]

Oscilación Multidecadal Atlántica

Las corrientes oceánicas , como la Oscilación Multidecadal Atlántica , pueden afectar las temperaturas de la superficie del mar durante varias décadas. [18] La Oscilación Multidecadal Atlántica (OMA) es un impulsor importante de la TSM del Atlántico Norte y el clima del hemisferio norte, pero los mecanismos que controlan la variabilidad de la OMA siguen siendo poco conocidos. [19] La variabilidad interna atmosférica, los cambios en la circulación oceánica o los impulsores antropogénicos pueden controlar la variabilidad de la temperatura multidecadal asociada con la OMA. [20] Estos cambios en la TSM del Atlántico Norte pueden influir en los vientos en el Pacífico Norte subtropical y producir TSM más cálidas en el Océano Pacífico occidental. [21]

Temperatura media semanal de la superficie del mar en el océano durante la primera semana de febrero de 2011, durante un período de La Niña .

Variaciones regionales

El Niño de 1997 observado por TOPEX/Poseidon . Las áreas blancas frente a las costas tropicales de América del Sur y del Norte indican la presencia de aguas cálidas. [22]

El Niño se define como una variación prolongada de las temperaturas superficiales del océano Pacífico en comparación con el valor medio. La definición aceptada es un calentamiento o enfriamiento de al menos 0,5 °C (0,9 °F) en promedio en el océano Pacífico tropical del centro-este. Normalmente, esta anomalía se produce a intervalos irregulares de entre 2 y 7 años y dura entre nueve meses y dos años. [23] La duración media del período es de cinco años. Cuando este calentamiento o enfriamiento se produce durante sólo siete a nueve meses, se clasifica como "condiciones" de El Niño/La Niña; cuando se produce durante más de ese período, se clasifica como "episodios" de El Niño/La Niña. [24]

La señal de un El Niño en el patrón de temperatura de la superficie del mar es cuando el agua caliente se extiende desde el Pacífico occidental y el océano Índico hasta el Pacífico oriental. Se lleva consigo la lluvia, causando una extensa sequía en el Pacífico occidental y precipitaciones en el Pacífico oriental normalmente seco. La cálida avalancha de agua tropical pobre en nutrientes de El Niño, calentada por su paso hacia el este en la Corriente Ecuatorial, reemplaza el agua superficial fría y rica en nutrientes de la Corriente de Humboldt . Cuando las condiciones de El Niño duran muchos meses, el calentamiento extenso del océano y la reducción de los vientos alisios del este limitan el afloramiento de aguas profundas frías y ricas en nutrientes y su impacto económico en la pesca local para un mercado internacional puede ser grave. [25]

Entre los científicos, existe un nivel de confianza medio en que el Pacífico tropical pasará a un patrón medio similar al de El Niño en una escala de tiempo centenaria, pero todavía hay una gran incertidumbre en las proyecciones de la temperatura de la superficie del mar del Pacífico tropical porque es difícil capturar la variabilidad de El Niño en los modelos climáticos. [3]

Las temperaturas del aire en la superficie de las masas terrestres han aumentado más rápido que la temperatura de la superficie del mar. [26]

Aumento reciente debido al cambio climático

La temperatura media mundial de la superficie del mar ha ido aumentando desde aproximadamente 1900 (gráfico que muestra el promedio anual y el promedio suavizado de cinco años, en relación con el valor promedio de los años 1951-1980).

En general, los científicos proyectan que todas las regiones de los océanos se calentarán para el año 2050, pero los modelos no coinciden en cuanto a los cambios esperados en la temperatura de la superficie del mar en el Atlántico Norte subpolar, el Pacífico ecuatorial y el Océano Austral. [3] El aumento futuro de la temperatura de la superficie del mar media global para el período 1995-2014 a 2081-2100 es de 0,86 °C en los escenarios de emisiones de gases de efecto invernadero más modestos, y de hasta 2,89 °C en los escenarios de emisiones más severos. [3]

Medición

Perfil de temperatura de la capa superficial del océano (a) durante la noche y (b) durante el día

Existen diversas técnicas para medir este parámetro que pueden producir resultados diferentes, ya que en realidad se miden cosas diferentes. Lejos de la superficie inmediata del mar, las mediciones de temperatura general se acompañan de una referencia a la profundidad específica de la medición. Esto se debe a las diferencias significativas que se encuentran entre las mediciones realizadas a diferentes profundidades, especialmente durante el día, cuando la baja velocidad del viento y las condiciones de alta insolación pueden conducir a la formación de una capa cálida en la superficie del océano y fuertes gradientes verticales de temperatura (una termoclina diurna ). [9] Las mediciones de temperatura de la superficie del mar se limitan a la parte superior del océano, conocida como la capa cercana a la superficie. [27]

Termómetros

La temperatura superficial del mar fue una de las primeras variables oceanográficas que se midieron. Benjamin Franklin colgó un termómetro de mercurio de un barco mientras viajaba entre Estados Unidos y Europa en su estudio de la Corriente del Golfo a finales del siglo XVIII. La temperatura superficial del mar se midió posteriormente sumergiendo un termómetro en un cubo de agua extraída manualmente de la superficie del mar. La primera técnica automatizada para determinar la temperatura superficial del mar se logró midiendo la temperatura del agua en el puerto de entrada de grandes barcos, lo que ya se estaba realizando en 1963. Estas observaciones tienen un sesgo cálido de alrededor de 0,6 °C (1 °F) debido al calor de la sala de máquinas. [28]

Las boyas meteorológicas fijas miden la temperatura del agua a una profundidad de 3 metros (9,8 pies). Las mediciones de la temperatura superficial del mar han tenido inconsistencias durante los últimos 130 años debido a la forma en que se tomaron. En el siglo XIX, las mediciones se tomaban en un balde desde un barco. Sin embargo, había una ligera variación en la temperatura debido a las diferencias en los baldes. Las muestras se recogieron en un balde de madera o en un balde de lona sin aislamiento, pero el balde de lona se enfrió más rápido que el de madera. El cambio repentino de temperatura entre 1940 y 1941 fue el resultado de un cambio no documentado en el procedimiento. Las muestras se tomaron cerca de la entrada del motor porque era demasiado peligroso usar luces para tomar mediciones sobre el costado del barco por la noche. [29]

Existen en todo el mundo numerosas boyas a la deriva de distintos diseños y la ubicación de sensores de temperatura fiables varía. Estas mediciones se transmiten a satélites para su distribución automática e inmediata. [30] El Centro Nacional de Datos de Boyas (NDBC) mantiene una gran red de boyas costeras en aguas estadounidenses . [31] Entre 1985 y 1994, se desplegó una amplia gama de boyas ancladas y a la deriva en el océano Pacífico ecuatorial diseñadas para ayudar a monitorear y predecir el fenómeno de El Niño . [32]

Satélites meteorológicos

Temperatura de la superficie del mar (TSM) de 2003 a 2011 según datos de MODIS Aqua

Los satélites meteorológicos han estado disponibles para determinar la información de la temperatura de la superficie del mar desde 1967, y los primeros compuestos globales se crearon durante 1970. [33] Desde 1982, [34] los satélites se han utilizado cada vez más para medir la temperatura de la superficie del mar y han permitido observar su variación espacial y temporal de manera más completa. Las mediciones satelitales de la temperatura de la superficie del mar concuerdan razonablemente con las mediciones de temperatura in situ . [35] La medición satelital se realiza detectando la radiación oceánica en dos o más longitudes de onda dentro de la parte infrarroja del espectro electromagnético u otras partes del espectro que luego se pueden relacionar empíricamente con la temperatura de la superficie del mar. [36] Estas longitudes de onda se eligen porque son:

  1. dentro del pico de la radiación del cuerpo negro esperada desde la Tierra, [37] y
  2. Capaz de transmitirse adecuadamente a través de la atmósfera [38]

La SST medida por satélite proporciona una visión sinóptica del océano y una alta frecuencia de vistas repetidas, [39] lo que permite el examen de la dinámica de la superficie del océano en toda la cuenca, lo que no es posible con barcos o boyas. Los satélites SST del Espectrorradiómetro de Imágenes de Resolución Moderada (MODIS) de la NASA (Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio) han estado proporcionando datos globales de SST desde el año 2000, disponibles con un desfase de un día. Los satélites GOES (satélites terrestres en órbita geoestacionaria) de la NOAA son geoestacionarios sobre el hemisferio occidental, lo que les permite entregar datos de SST cada hora con solo unas pocas horas de desfase.

Las mediciones de la temperatura superficial del mar (TSM) absolutas basadas en satélites presentan varias dificultades. En primer lugar, en la metodología de teledetección infrarroja, la radiación emana de la "piel" superior del océano , aproximadamente los 0,01 mm superiores o menos, que pueden no representar la temperatura total del metro superior del océano debido principalmente a los efectos del calentamiento solar de la superficie durante el día, la radiación reflejada, así como la pérdida de calor sensible y la evaporación de la superficie. Todos estos factores dificultan un poco la comparación de los datos satelitales con las mediciones de boyas o métodos a bordo de barcos, lo que complica los esfuerzos de verificación de la verdad sobre el terreno. [40] En segundo lugar, el satélite no puede mirar a través de las nubes, lo que crea un sesgo frío en las TSM derivadas del satélite dentro de las áreas nubladas. [9] Sin embargo, las técnicas de microondas pasivas pueden medir con precisión la TSM y penetrar la cubierta de nubes. [36] Dentro de los canales de sonda atmosférica de los satélites meteorológicos , que alcanzan su punto máximo justo por encima de la superficie del océano, el conocimiento de la temperatura de la superficie del mar es importante para su calibración. [9]

Importancia para la atmósfera terrestre

Bandas de nieve con efecto mar cerca de la península de Corea

La temperatura de la superficie del mar afecta el comportamiento de la atmósfera de la Tierra por encima, por lo que su inicialización en modelos atmosféricos es importante. Si bien la temperatura de la superficie del mar es importante para la ciclogénesis tropical , también es importante para determinar la formación de niebla marina y brisas marinas. [9] El calor de las aguas más cálidas subyacentes puede modificar significativamente una masa de aire en distancias tan cortas como 35 kilómetros (22 mi) a 40 kilómetros (25 mi). [41] Por ejemplo, al suroeste de los ciclones extratropicales del hemisferio norte , el flujo ciclónico curvo que lleva aire frío a través de cuerpos de agua relativamente cálidos puede generar bandas estrechas de nieve por efecto lago (o efecto mar). Esas bandas traen fuertes precipitaciones localizadas , a menudo en forma de nieve , ya que los grandes cuerpos de agua como los lagos almacenan eficientemente el calor que resulta en diferencias de temperatura significativas (mayores de 13 °C (23 °F)) entre la superficie del agua y el aire de arriba. [42] Debido a esta diferencia de temperatura, el calor y la humedad se transportan hacia arriba, condensándose en nubes orientadas verticalmente que producen chubascos de nieve. La disminución de la temperatura con la altura y la profundidad de las nubes se ven directamente afectadas tanto por la temperatura del agua como por el entorno a gran escala. Cuanto más fuerte es la disminución de la temperatura con la altura, más altas son las nubes y mayor es la tasa de precipitaciones. [43]

Ciclones tropicales

Picos estacionales de actividad de ciclones tropicales en todo el mundo
Temperaturas medias del Pacífico ecuatorial

Una temperatura oceánica de al menos 26,5 °C (79,7 °F ) que se extienda a una profundidad mínima de 50 metros es uno de los precursores necesarios para mantener un ciclón tropical (un tipo de mesociclón ). [44] [45] Estas aguas cálidas son necesarias para mantener el núcleo cálido que alimenta los sistemas tropicales. Este valor está muy por encima de los 16,1 °C (60,9 °F), la temperatura superficial media global a largo plazo de los océanos. [46] Sin embargo, este requisito puede considerarse solo una línea de base general porque supone que el entorno atmosférico ambiental que rodea un área de clima perturbado presenta condiciones promedio. Los ciclones tropicales se han intensificado cuando las TSM estaban ligeramente por debajo de esta temperatura estándar.

Se sabe que los ciclones tropicales se forman incluso cuando no se cumplen las condiciones normales. Por ejemplo, las temperaturas del aire más frías a una altitud mayor (por ejemplo, a un nivel de 500  hPa , o 5,9 km) pueden provocar ciclogénesis tropical a temperaturas del agua más bajas, ya que se requiere una cierta tasa de gradiente para obligar a la atmósfera a ser lo suficientemente inestable para la convección. En una atmósfera húmeda, esta tasa de gradiente es de 6,5 °C/km, mientras que en una atmósfera con una humedad relativa inferior al 100% , la tasa de gradiente requerida es de 9,8 °C/km. [47]

En el nivel de 500 hPa, la temperatura media del aire es de -7 °C (18 °F) en los trópicos, pero el aire en los trópicos normalmente es seco a esta altura, lo que le da espacio para que se convierta en un bulbo húmedo , o se enfríe a medida que se humedece, a una temperatura más favorable que luego puede soportar la convección. Se requiere una temperatura de bulbo húmedo a 500 hPa en una atmósfera tropical de -13,2 °C (8,2 °F) para iniciar la convección si la temperatura del agua es de 26,5 °C (79,7 °F), y este requisito de temperatura aumenta o disminuye proporcionalmente en 1 °C en la temperatura de la superficie del mar por cada cambio de 1 °C a 500 hpa. Dentro de un ciclón frío , las temperaturas de 500 hPa pueden caer hasta -30 °C (-22 °F), lo que puede iniciar la convección incluso en las atmósferas más secas. Esto también explica por qué la humedad en los niveles medios de la troposfera , aproximadamente en el nivel de 500 hPa, es normalmente un requisito para el desarrollo. Sin embargo, cuando se encuentra aire seco a la misma altura, las temperaturas a 500 hPa deben ser incluso más frías, ya que las atmósferas secas requieren una mayor tasa de disminución de la inestabilidad que las atmósferas húmedas. [48] [49] En alturas cercanas a la tropopausa , la temperatura promedio de 30 años (medida en el período que abarca desde 1961 hasta 1990) fue de −77 °C (−132 °F). [50] Un ejemplo de un ciclón tropical que se mantuvo sobre aguas más frías fue Epsilon a fines de la temporada de huracanes del Atlántico de 2005. [ 51]

Véase también

Referencias

  1. ^ "Copernicus: marzo de 2024 es el décimo mes consecutivo más caluroso registrado | Copernicus". climate.copernicus.eu . Consultado el 15 de agosto de 2024 .
  2. ^ Rahmstorf, S (2003). "El concepto de circulación termohalina" (PDF) . Nature . 421 (6924): 699. Bibcode :2003Natur.421..699R. doi : 10.1038/421699a . PMID  12610602. S2CID  4414604.
  3. ^ abcdefgh Fox-Kemper, B., HT Hewitt, C. Xiao, G. Aðalgeirsdóttir, SS Drijfhout, TL Edwards, NR Golledge, M. Hemer, RE Kopp, G. Krinner, A. Mix, D. Notz, S. Nowicki, IS Nurhati, L. Ruiz, J.-B. Sallée, ABA Slangen e Y. Yu, 2021: Capítulo 9: Cambio del océano, la criósfera y el nivel del mar. En Cambio climático 2021: la base de la ciencia física. Contribución del Grupo de Trabajo I al Sexto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu y B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido y Nueva York, Nueva York, EE.UU., páginas 1211–1362, doi:10.1017/9781009157896.011.
  4. ^ "Los océanos se están calentando más rápido de lo esperado". scientific american . Consultado el 3 de marzo de 2020 .
  5. ^ IPCC, 2021: Anexo VII: Glosario [Matthews, JBR, V. Möller, R. van Diemen, JS Fuglestvedt, V. Masson-Delmotte, C. Méndez, S. Semenov, A. Reisinger (eds.)]. En Cambio climático 2021: la base científica física. Contribución del Grupo de trabajo I al sexto informe de evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu y B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido y Nueva York, NY, EE. UU., págs. 2215–2256, doi:10.1017/9781009157896.022.
  6. ^ Emerson, Steven; Hedges, John (24 de abril de 2008). "Capítulo 4: Química de los carbonatos". Oceanografía química y el ciclo del carbono marino (1.ª ed.). Cambridge University Press. doi :10.1017/cbo9780511793202. ISBN 978-0-521-83313-4.
  7. ^ Chester, R.; Jickells, Tim (2012). "Capítulo 9: Nutrientes, oxígeno, carbono orgánico y el ciclo del carbono en el agua de mar". Marine geochemistry (3.ª ed.). Chichester, West Sussex, Reino Unido: Wiley/Blackwell. ISBN 978-1-118-34909-0.OCLC 781078031  .
  8. ^ John Siegenthaler (2003). Calefacción hidrónica moderna para edificios residenciales y comerciales ligeros. Cengage Learning. pág. 84. ISBN 978-0-7668-1637-4.
  9. ^ abcde Vittorio Barale (2010). Oceanografía desde el espacio: una nueva perspectiva. Springer. pág. 263. ISBN 978-90-481-8680-8.
  10. ^ Peter O. Zavialov (2005). Oceanografía física del moribundo Mar de Aral. シュプリンガー・ジャパン株式会社. pag. 27.ISBN 978-3-540-22891-2.
  11. ^ "Envisat vigila a La Niña". BNSC vía Internet Wayback Machine. 2008-04-24. Archivado desde el original el 2008-04-24 . Consultado el 2011-01-09 .
  12. ^ Rainer Feistel; Günther Nausch; Norbert Wasmund (2008). Estado y evolución del mar Báltico, 1952-2005: un estudio detallado de 50 años sobre meteorología y clima, física, química, biología y medio ambiente marino. John Wiley and Sons. pág. 258. ISBN 978-0-471-97968-5.
  13. ^ Observatorio de la Tierra (2005). «El paso de huracanes enfría todo el Golfo». Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio . Archivado desde el original el 30 de septiembre de 2006. Consultado el 26 de abril de 2006 .
  14. Nidia Martínez Avellaneda (2010). El impacto del polvo del Sahara en la circulación del Atlántico norte. GRIN Verlag. pag. 72.ISBN 978-3-640-55639-7.
  15. ^ Boyle, Edward A.; Lloyd Keigwin (5 de noviembre de 1987). «La circulación termohalina del Atlántico Norte durante los últimos 20.000 años está relacionada con la temperatura superficial en latitudes altas» (PDF) . Nature . 330 (6143): 35–40. Bibcode :1987Natur.330...35B. doi :10.1038/330035a0. S2CID  4359752. Consultado el 10 de febrero de 2011 .
  16. ^ Beaugrand, Grégory; Keith M. Brander; J. Alistair Lindley; Sami Souissi; Philip C. Reid (11 de diciembre de 2003). "Efecto del plancton en el reclutamiento de bacalao en el Mar del Norte". Nature . 426 (6967): 661–664. Bibcode :2003Natur.426..661B. doi :10.1038/nature02164. PMID  14668864. S2CID  4420759.
  17. ^ Beman, J. Michael; Kevin R. Arrigo; Pamela A. Matson (10 de marzo de 2005). "La escorrentía agrícola alimenta grandes floraciones de fitoplancton en áreas vulnerables del océano". Nature . 434 (7030): 211–214. Bibcode :2005Natur.434..211M. doi :10.1038/nature03370. PMID  15758999. S2CID  2299664.
  18. ^ McCarthy, Gerard D.; Haigh, Ivan D.; Hirschi, Joël J.-M.; Grist, Jeremy P.; Smeed, David A. (28 de mayo de 2015). "El impacto del océano en la variabilidad climática decenal del Atlántico revelada por las observaciones del nivel del mar" (PDF) . Nature . 521 (7553): 508–510. Bibcode :2015Natur.521..508M. doi :10.1038/nature14491. ISSN  1476-4687. PMID  26017453. S2CID  4399436.
  19. ^ Knudsen, Mads Faurschou; Jacobsen, Bo Holm; Seidenkrantz, Marit-Solveig; Olsen, Jesper (25 de febrero de 2014). "Evidencia de forzamiento externo de la Oscilación Multidecadal Atlántica desde la terminación de la Pequeña Edad de Hielo". Nature Communications . 5 : 3323. Bibcode :2014NatCo...5.3323K. doi :10.1038/ncomms4323. ISSN  2041-1723. PMC 3948066 . PMID  24567051. 
  20. ^ Wills, RC; Armour, KC; Battisti, DS; Hartmann, DL (2019). "Acoplamiento dinámico océano-atmósfera fundamental para la oscilación multidecadal del Atlántico". Journal of Climate . 32 (1): 251–272. Bibcode :2019JCli...32..251W. doi : 10.1175/JCLI-D-18-0269.1 . S2CID  85450306.
  21. ^ Wu, Baolan; Lin, Xiaopei; Yu, Lisan (17 de febrero de 2020). "El modo subtropical del agua del Pacífico Norte está controlado por la variabilidad multidecadal del Atlántico". Nature Climate Change . 10 (3): 238–243. Bibcode :2020NatCC..10..238W. doi :10.1038/s41558-020-0692-5. ISSN  1758-6798. S2CID  211138572.
  22. ^ "Las mediciones satelitales independientes de la NASA confirman que El Niño ha regresado y es fuerte". NASA/JPL.
  23. ^ Centro de Predicción Climática (19 de diciembre de 2005). "ENSO FAQ: How often do El Niño and La Niña typically happen?" [Preguntas frecuentes sobre ENSO: ¿Con qué frecuencia ocurren típicamente El Niño y La Niña?"]. Centros Nacionales de Predicción Ambiental . Archivado desde el original el 27 de agosto de 2009. Consultado el 26 de julio de 2009 .
  24. ^ Centro Nacional de Datos Climáticos (junio de 2009). «El Niño/Oscilación del Sur (ENSO) junio de 2009». Administración Nacional Oceánica y Atmosférica . Consultado el 26 de julio de 2009 .
  25. ^ WW2010 (28 de abril de 1998). "El Niño". Universidad de Illinois en Urbana-Champaign . Consultado el 17 de julio de 2009 .{{cite web}}: CS1 maint: nombres numéricos: lista de autores ( enlace )
  26. ^ Datos de NASA GISS.
  27. ^ Alejandro Soloviev; Roger Lucas (2006). La capa cercana a la superficie del océano: estructura, dinámica y aplicaciones. シュプリンガー・ジャパン株式会社. pag. xi. Código Bib : 2006nslo.book.....S. ISBN 978-1-4020-4052-8. {{cite book}}: |journal=ignorado ( ayuda )
  28. ^ William J. Emery; Richard E. Thomson (2001). Métodos de análisis de datos en oceanografía física (2.ª edición revisada). Elsevier. pp. 24-25. ISBN 978-0-444-50757-0.
  29. ^ Burroughs, William James (2007). Cambio climático: un enfoque multidisciplinario (2. ed.). Cambridge [ua]: Cambridge University Press. ISBN 9780521690331.
  30. ^ Vittorio Barale (2010). Oceanografía desde el espacio: una nueva perspectiva. Springer. pp. 237-238. ISBN. 978-90-481-8680-8.
  31. ^ Lance F. Bosart, William A. Sprigg, Consejo Nacional de Investigaciones (1998). La red automatizada de boyas meteorológicas y marinas costeras de los Estados Unidos. National Academies Press. pág. 11. ISBN 978-0-309-06088-2.{{cite book}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  32. ^ KA Browning; Robert J. Gurney (1999). Ciclos globales de energía y agua. Cambridge University Press . pág. 62. ISBN 978-0-521-56057-3.
  33. ^ P. Krishna Rao, WL Smith y R. Koffler (enero de 1972). "Distribución global de la temperatura superficial del mar determinada a partir de un satélite medioambiental" (PDF) . Monthly Weather Review . 100 (1): 10–14. Bibcode :1972MWRv..100...10K. doi :10.1175/1520-0493(1972)100<0010:GSTDDF>2.3.CO;2 . Consultado el 9 de enero de 2011 .{{cite journal}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  34. ^ Consejo Nacional de Investigación (EE.UU.). Comité Directivo del NII 2000 (1997). La certeza impredecible: infraestructura de la información hasta el año 2000; libros blancos. Academias Nacionales. p. 2. ISBN 9780309060363.{{cite book}}: CS1 maint: nombres numéricos: lista de autores ( enlace )
  35. ^ WJ Emery; DJ Baldwin; Peter Schlüssel y RW Reynolds (15 de febrero de 2001). "Exactitud de las temperaturas de la superficie del mar in situ utilizadas para calibrar las mediciones satelitales infrarrojas". Journal of Geophysical Research . 106 (C2): 2387. Bibcode :2001JGR...106.2387E. doi : 10.1029/2000JC000246 .
  36. ^ por John Maurer (octubre de 2002). "Detección remota por infrarrojos y microondas de la temperatura de la superficie del mar (TSM)". Universidad de Hawái . Consultado el 9 de enero de 2011 .
  37. ^ CM Kishtawal (6 de agosto de 2005). «Satélites meteorológicos» (PDF) . Teledetección por satélite y aplicaciones SIG en meteorología agrícola : 73. Archivado desde el original (PDF) el 15 de febrero de 2020. Consultado el 27 de enero de 2011 .
  38. ^ Robert Harwood (16 de septiembre de 1971). "Mapeo de la atmósfera desde el espacio". New Scientist . 51 (769): 623.
  39. ^ David E. Alexander; Rhodes Whitmore Fairbridge (1999). Enciclopedia de ciencias ambientales. Springer. pág. 510. ISBN 978-0-412-74050-3.
  40. ^ Ian Stuart Robinson (2004). Medición de los océanos desde el espacio: principios y métodos de la oceanografía satelital. Springer. pág. 279. ISBN 978-3-540-42647-9.
  41. ^ Jun Inoue, Masayuki Kawashima, Yasushi Fujiyoshi y Masaaki Wakatsuchi (octubre de 2005). "Observaciones aéreas de la modificación de la masa de aire sobre el mar de Ojotsk durante el crecimiento del hielo marino". Meteorología de la capa límite . 117 (1): 111–129. Código Bibliográfico :2005BoLMe.117..111I. doi :10.1007/s10546-004-3407-y. ISSN  0006-8314. S2CID  121768400.{{cite journal}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  42. ^ B. Geerts (1998). «Nieve con efecto lago». Universidad de Wyoming . Consultado el 24 de diciembre de 2008 .
  43. Greg Byrd (3 de junio de 1998). «Nieve con efecto lago». University Corporation for Atmospheric Research . Archivado desde el original el 17 de junio de 2009. Consultado el 12 de julio de 2009 .
  44. ^ Chris Landsea (2011). "Asunto: A15) ¿Cómo se forman los ciclones tropicales?". División de Investigación de Huracanes . Consultado el 27 de enero de 2011 .
  45. ^ Webster, PJ (2005). "Cambios en el número, duración e intensidad de los ciclones tropicales en un entorno en calentamiento". Science . 309 (5742). Gale Group: 1844–6. Bibcode :2005Sci...309.1844W. doi : 10.1126/science.1116448 . PMID  16166514.
  46. ^ Matt Menne (15 de marzo de 2000). «Temperaturas medias globales a largo plazo de la superficie terrestre y marina». Centro Nacional de Datos Climáticos . Consultado el 19 de octubre de 2006 .
  47. ^ Kushnir, Yochanan (2000). "El sistema climático". Universidad de Columbia . Archivado desde el original el 20 de mayo de 2020. Consultado el 24 de septiembre de 2010 .
  48. ^ John M. Wallace y Peter V. Hobbs (1977). Ciencia atmosférica: un estudio introductorio . Academic Press, Inc., págs. 76-77.
  49. ^ Chris Landsea (2000). "Variabilidad climática de los ciclones tropicales: pasado, presente y futuro". Tormentas . Laboratorio Oceanográfico y Meteorológico del Atlántico . págs. 220–41 . Consultado el 19 de octubre de 2006 .
  50. ^ Dian J. Gaffen-Seidel, Rebecca J. Ross y James K. Angell (noviembre de 2000). «Características climatológicas de la tropopausa tropical reveladas por radiosondas». Journal of Geophysical Research . 106 (D8): 7857–7878. Bibcode :2001JGR...106.7857S. doi : 10.1029/2000JD900837 . Archivado desde el original el 8 de mayo de 2006 . Consultado el 19 de octubre de 2006 .
  51. ^ Lixion Avila (3 de diciembre de 2005). "Discusión sobre el huracán Epsilon número dieciocho". Centro Nacional de Huracanes . Consultado el 14 de diciembre de 2010 .

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