La temperatura de la superficie del mar ( SST ), o temperatura de la superficie del océano , es la temperatura del océano cerca de la superficie. El significado exacto de superficie varía en la literatura y en la práctica. Suele estar 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 de la atmósfera terrestre a poca distancia de la costa. Se pueden formar áreas locales de fuertes nevadas en bandas a favor del viento de masas de agua cálidas dentro de una masa de aire que de otro modo sería fría. Las temperaturas cálidas de la superficie del mar pueden desarrollarse y fortalecer los ciclones sobre el océano. Los expertos llaman a este proceso ciclogénesis tropical . Los ciclones tropicales también pueden provocar 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. Es como el aire que está encima, pero en menor grado. Hay menos variación en la temperatura de la superficie del mar en los días ventosos que en los días tranquilos. Las corrientes oceánicas , como la Oscilación Multidecadal del Atlántico , pueden afectar las temperaturas de la superficie del mar durante varias décadas. [1] La circulación termohalina tiene un impacto importante en la temperatura promedio de la superficie del mar en la mayoría de los océanos del mundo.
Las TSM costeras pueden provocar que los vientos marinos generen surgencias , que pueden enfriar o calentar significativamente las masas terrestres cercanas, pero las aguas menos profundas sobre una plataforma continental suelen ser más cálidas. Los vientos terrestres pueden provocar un calentamiento considerable incluso en zonas 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 TSM influye en la atmósfera superior, como en la formación de brisas marinas y niebla marina . También se utiliza para calibrar mediciones de satélites meteorológicos .
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. [2] : 1228 Tierra Las temperaturas de la superficie han aumentado más rápido que las temperaturas del océano , ya que el océano absorbe alrededor del 92% del exceso de calor generado por el cambio climático . [3]
La temperatura de la superficie del mar (SST), o temperatura de la superficie 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) debajo de la superficie del mar .
La definición propuesta por el IPCC para la temperatura de la superficie del mar no especifica el número de metros, sino que se centra más en las técnicas de medición: la temperatura de la superficie del mar es "la temperatura total del subsuelo en los primeros metros superiores del océano, medida por barcos, boyas y derivadores". ...] También se utilizan mediciones satelitales de la temperatura de la piel (capa superior; una fracción de milímetro de espesor) en el infrarrojo o el centímetro superior aproximadamente en el microondas, pero deben ajustarse para que sean compatibles con la temperatura general." [4] : 2248
La temperatura más por debajo se llama temperatura del océano o temperatura del océano más profunda . Las temperaturas del océano (a más de 20 metros bajo la superficie) también varían según la región y el tiempo, y contribuyen a las variaciones en el contenido de calor y la estratificación de los océanos . [2] El aumento tanto de la temperatura de la superficie del océano como de la temperatura del océano más profundo es un efecto importante del cambio climático en los océanos . [2]
La extensión de la superficie del océano hacia el océano está influenciada por la cantidad de mezcla que tiene lugar 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 aguas más profundas, mientras que cerca de los polos el enfriamiento invernal y las tormentas hacen que la capa superficial se vuelva más densa y se mezcle a gran profundidad y luego se estratifica nuevamente en verano. Esta es la razón por la que no existe una única profundidad para la superficie del océano . La profundidad fótica del océano suele ser de unos 100 m y está relacionada con esta capa superficial calentada. Puede alcanzar hasta unos 200 m de profundidad en mar abierto . [5] [6]
La TSM tiene un rango diurno , al igual que la atmósfera terrestre superior, aunque en menor grado debido a su mayor inercia térmica . [7] En días tranquilos, la temperatura puede variar hasta 6 °C (10 °F). [8] La temperatura del océano en profundidad está retrasada con respecto a la temperatura de la atmósfera de la Tierra en 15 días por 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. [9] 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. [10] En alta mar de los deltas de los ríos , el agua dulce fluye sobre la superficie del agua de mar más densa, lo que le permite calentarse más rápido debido a la mezcla vertical limitada. [11] La TSM detectada remotamente se puede utilizar para detectar la firma de temperatura de la superficie debida a 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 en la superficie. [12] A raíz de varios días de brotes de polvo sahariano en el adyacente Océano Atlántico norte, las temperaturas de la superficie del mar se reducen de 0,2 C a 0,4 C (0,3 a 0,7 F). [13] Otras fuentes de fluctuación de la TSM a corto plazo incluyen ciclones extratropicales , afluencias rápidas de agua dulce glacial [14] y floraciones concentradas de fitoplancton [15] debido a ciclos estacionales o escorrentías agrícolas. [16] [ se necesita aclaración ]
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 fronterizas occidentales de los giros subtropicales . [2] Sin embargo, el Océano Pacífico oriental, el Océano Atlántico Norte subtropical y el Océano Austral se han calentado más lentamente que el promedio mundial o han experimentado un enfriamiento desde la década de 1950. [2]
La Oscilación Multidecadal del Atlántico (AMO) es un importante impulsor de la TSM del Atlántico Norte y del clima del Hemisferio Norte, pero los mecanismos que controlan la variabilidad de la AMO siguen siendo poco conocidos. [17] La variabilidad interna atmosférica, los cambios en la circulación oceánica o los factores antropogénicos pueden controlar la variabilidad de temperatura multidecenal asociada con la AMO. [18] 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. [19]
El Niño se define por diferencias prolongadas en las temperaturas de la superficie del Océano Pacífico en comparación con el valor promedio. La definición aceptada es un calentamiento o enfriamiento de al menos 0,5 °C (0,9 °F) en promedio sobre el Océano Pacífico tropical centro-oriental. Normalmente, esta anomalía ocurre a intervalos irregulares de 2 a 7 años y dura de nueve meses a dos años. [21] La duración media del período es de cinco años. Cuando este calentamiento o enfriamiento ocurre sólo durante siete a nueve meses, se clasifica como "condiciones" de El Niño/La Niña; cuando ocurre durante más de ese período, se clasifica como "episodios" de El Niño/La Niña. [22]
La señal de El Niño en el patrón de temperatura de la superficie del mar es cuando el agua cálida se extiende desde el Pacífico occidental y el Océano Índico hacia el Pacífico oriental. Se lleva consigo la lluvia, lo que provoca una extensa sequía en el Pacífico occidental y precipitaciones en el Pacífico oriental, normalmente seco. La cálida ráfaga 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 generalizado 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. [23]
Entre los científicos, existe una confianza media en que el Pacífico tropical hará una transición 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 TSM del Pacífico tropical porque es difícil capturar la variabilidad de El Niño en los modelos climáticos. . [2]
En general, los científicos proyectan que todas las regiones de los océanos se calentarán para 2050, pero los modelos no están de acuerdo con los cambios de TSM esperados en el Atlántico Norte subpolar, el Pacífico ecuatorial y el Océano Austral. [2] El futuro aumento medio global de la TSM 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. [2]
Existe una variedad de técnicas para medir este parámetro que potencialmente pueden producir resultados diferentes porque en realidad se miden cosas diferentes. Lejos de la superficie del mar inmediata, las mediciones generales de temperatura van acompañadas de una referencia a la profundidad específica de medición. Esto se debe a las diferencias significativas encontradas entre las mediciones realizadas a diferentes profundidades, especialmente durante el día, cuando la baja velocidad del viento y las condiciones de mucha luz solar pueden provocar la formación de una capa cálida en la superficie del océano y fuertes gradientes verticales de temperatura (una termoclina diurna ). [8] Las mediciones de la temperatura de la superficie del mar se limitan a la parte superior del océano, conocida como capa cercana a la superficie. [25]
La TSM fue una de las primeras variables oceanográficas en medirse. Benjamin Franklin suspendió 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. Posteriormente se midió la SST sumergiendo un termómetro en un balde de agua extraído manualmente de la superficie del mar. La primera técnica automatizada para determinar la TSM se logró midiendo la temperatura del agua en el puerto de entrada de grandes barcos, lo cual ya estaba en marcha en 1963. Estas observaciones tienen un sesgo cálido de alrededor de 0,6 °C (1 °F) debido al calor de la sala de máquinas. [26]
Las boyas meteorológicas fijas miden la temperatura del agua a una profundidad de 3 metros (9,8 pies). Las mediciones de TSM han tenido inconsistencias durante los últimos 130 años debido a la forma en que fueron tomadas. En el siglo XIX, las medidas se tomaban en un cubo situado fuera de un barco. Sin embargo, hubo una ligera variación en la temperatura debido a las diferencias en los cubos. Las muestras se recogieron en un cubo de madera o de lona sin aislamiento, pero el cubo 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 de procedimiento no documentado. Las muestras se tomaron cerca de la entrada del motor porque era demasiado peligroso usar luces para tomar medidas sobre el costado del barco por la noche. [27]
Existen muchas boyas a la deriva diferentes en todo el mundo que varían en diseño y la ubicación de sensores de temperatura confiables varía. Estas mediciones se transmiten a satélites para una distribución de datos automática e inmediata. [28] El Centro Nacional de Boyas de Datos (NDBC) mantiene una gran red de boyas costeras en aguas estadounidenses . [29] Entre 1985 y 1994, se desplegó una amplia gama de boyas amarradas y a la deriva en todo el Océano Pacífico ecuatorial diseñadas para ayudar a monitorear y predecir el fenómeno de El Niño . [30]
Los satélites meteorológicos han estado disponibles para determinar la información sobre la temperatura de la superficie del mar desde 1967, y los primeros compuestos globales se crearon durante 1970. [31] Desde 1982, [32] los satélites se han utilizado cada vez más para medir la TSM y han permitido medir su variación espacial y temporal . visto más plenamente. Las mediciones satelitales de TSM concuerdan razonablemente con las mediciones de temperatura in situ . [33] La medición por satélite se realiza detectando la radiación del océano en dos o más longitudes de onda dentro de la parte infrarroja del espectro electromagnético u otras partes del espectro que luego pueden relacionarse empíricamente con la TSM. [34] Estas longitudes de onda se eligen porque son:
La TSM medida por satélite proporciona una vista sinóptica del océano y una alta frecuencia de vistas repetidas, [37] permitiendo el examen de la dinámica superior del océano en toda la cuenca 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 TSM desde el año 2000, disponibles con un retraso de un día. Los satélites GOES (satélites terrestres en órbita geoestacionaria) de NOAA son geoestacionarios sobre el hemisferio occidental, lo que les permite entregar datos SST cada hora con solo unas pocas horas de retraso.
Existen varias dificultades con las mediciones absolutas de TSM basadas en satélites. 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, lo que puede no representar la temperatura global del metro superior del océano debido principalmente a los efectos del calentamiento de la superficie solar durante durante el día, la radiación reflejada, así como la pérdida de calor sensible y la evaporación superficial. Todos estos factores hacen que sea algo difícil comparar los datos satelitales con las mediciones de boyas o métodos a bordo de barcos, lo que complica los esfuerzos de verificación en tierra. [38] 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 áreas nubladas. [8] Sin embargo, las técnicas pasivas de microondas pueden medir con precisión la TSM y penetrar la capa de nubes. [34] 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. [8]
La temperatura de la superficie del mar afecta el comportamiento de la atmósfera terrestre , 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 lo es para determinar la formación de niebla marina y brisa marina. [8] El calor de las aguas subyacentes más cálidas puede modificar significativamente una masa de aire en distancias tan cortas como 35 kilómetros (22 millas) a 40 kilómetros (25 millas). [39] Por ejemplo, en el suroeste de los ciclones extratropicales del hemisferio norte , el flujo ciclónico curvo que transporta aire frío a través de masas de agua relativamente cálidas puede provocar bandas estrechas de nieve con efecto de lago (o efecto de mar). Esas bandas traen fuertes precipitaciones localizadas , a menudo en forma de nieve , ya que los grandes cuerpos de agua, como los lagos, almacenan calor de manera eficiente, lo que resulta en diferencias de temperatura significativas, superiores a 13 °C (23 °F), entre la superficie del agua y el aire de arriba. . [40] Debido a esta diferencia de temperatura, el calor y la humedad se transportan hacia arriba, condensándose en nubes orientadas verticalmente que producen lluvias de nieve. La disminución de la temperatura con la altura y la profundidad de las nubes se ve directamente afectada 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 se vuelven las nubes y mayor es la tasa de precipitación. [41]
La temperatura del océano de al menos 26,5 °C (79,7 °F ) que abarca al menos una profundidad de 50 metros es uno de los precursores necesarios para mantener un ciclón tropical (un tipo de mesociclón ). [42] [43] Estas aguas cálidas son necesarias para mantener el núcleo cálido que alimenta los sistemas tropicales. Este valor está muy por encima de 16,1 °C (60,9 °F), la temperatura media global de la superficie de los océanos a largo plazo. [44] Sin embargo, este requisito puede considerarse sólo una línea de base general porque supone que el entorno atmosférico que rodea un área de tiempo 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 mayor altitud (p. ej., a un nivel de 500 hPa o 5,9 km) pueden provocar una ciclogénesis tropical a temperaturas del agua más bajas, ya que se requiere una cierta tasa de caída para forzar a la atmósfera a ser lo suficientemente inestable para la convección. . En una atmósfera húmeda, esta tasa de caída es de 6,5 °C/km, mientras que en una atmósfera con menos del 100% de humedad relativa , la tasa de caída requerida es de 9,8 °C/km. [45]
En el nivel de 500 hPa, la temperatura del aire promedia -7 °C (18 °F) dentro de los trópicos, pero el aire en los trópicos normalmente es seco a esta altura, lo que le da al aire espacio para tener un bulbo húmedo , o enfriarse a medida que se humedece. a una temperatura más favorable que luego pueda 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 descender 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 aún más frías, ya que las atmósferas secas requieren una mayor tasa de caída de inestabilidad que las atmósferas húmedas. [46] [47] En alturas cercanas a la tropopausa , la temperatura promedio de 30 años (medida en el período que abarca de 1961 a 1990) fue de -77 °C (-132 °F). [48] Un ejemplo de un ciclón tropical que se mantiene sobre aguas más frías fue Epsilon a finales de la temporada de huracanes del Atlántico de 2005 . [49]
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