Temperatura da pele da superfície do mar
Content
Sensoriamento remoto
As medições de temperatura da pele da superfície do mar em larga escala começaram com o uso de satélites em sensoriamento remoto. O princípio subjacente desse tipo de medição é determinar a temperatura da superfície através de seu espectro corporal preto. Diferentes dispositivos de medição são instalados onde cada dispositivo mede um comprimento de onda diferente. Cada comprimento de onda corresponde a diferentes subcamadas nas 500 μm superiores da coluna de água do oceano. Como essa camada mostra um forte gradiente de temperatura, a temperatura observada depende do comprimento de onda usado. Portanto, as medições são frequentemente indicadas com sua faixa de comprimento de onda em vez de suas profundezas.
História
As primeiras medições de satélite da superfície do mar foram realizadas já em 1964 por Nimbus-I. Outros satélites foram implantados em 1966 e no início dos anos 1970. As medidas iniciais sofriam de contaminação por distúrbios atmosféricos. O primeiro satélite a transportar um sensor operando em várias bandas de infravermelho foi lançado no final de 1978, o que permitiu a correção atmosférica. Essa classe de sensores é chamada de radiômetros avançados de alta resolução (AVHRR) e fornece informações que também são relevantes para o rastreamento de nuvens. A atual, terceira geração, apresenta seis canais em variações de comprimento de onda importantes para observação em nuvem, diferenciação de nuvens/neve, observação da temperatura da superfície e correção atmosférica. A matriz de satélite moderna é capaz de fornecer uma cobertura global com uma resolução de 10 km a cada ~ 6 h.
Conversão para SST
As medições da temperatura da pele da superfície do mar são concluídas com medições de sstsubskin no regime de microondas para estimar a temperatura da superfície do mar. Essas medidas têm a vantagem de serem independentes da cobertura de nuvens e subjacentes a menos variações. A conversão para SST é feita por meio de algoritmos elaborados de recuperação. Esses algoritmos levam informações adicionais, como o vento atual, a cobertura de nuvens, a precipitação e o conteúdo de vapor de água em consideração e modelam a transferência de calor entre as camadas. O SST determinado é validado por medições in situ a partir de navios, bóias e perfis. Em média, a temperatura da pele é estimada sistematicamente mais fria em 0,15 ± 0,1 K em comparação com a temperatura a 5m de profundidade.
Perfil de temperatura vertical da superfície do mar
O perfil de temperatura vertical da camada de superfície do oceano é determinado por diferentes processos de transporte térmico. Na própria interface, o oceano está em equilíbrio térmico com a atmosfera que é dominada por transferência de calor condutora e difusiva. Além disso, a evaporação ocorre na interface e, portanto, esfria a camada da pele. Abaixo da camada da pele, está a camada de subsídios, essa camada é definida como a camada onde domina a transferência de calor molecular e viscosa. Em escalas maiores, como a camada de fundação muito maior, o transporte de calor turbulento através de redemoinhos contribui mais para a transferência de calor vertical.
Durante o dia, há aquecimento adicional ao sol. A radiação solar que entra no oceano obtém aqueça a superfície após a lei de cerveja-Lambert. Aqui, aproximadamente cinco por cento da radiação de entrada é absorvida nos 1 mm superior do oceano. Como o aquecimento de cima leva a uma estratificação estável, outros processos dominam o transporte de calor, dependendo da escala considerada.
Layer Depth Dominating heat transport Measurement Sea surface interface (SSTint)-Conductive, diffusive heat transfer-Sea surface skin layer (SSTskin)~10-20 μmInfrared radiometrySea surface subskin layer (SSTsubskin)~1-1.5 mmMolecular& viscous heat transferMicrowave radiometrySea surface foundation temperature (SSTfnd)~1-5 mTurbulent heat transportDirect measurements (buoys, ships, profilers)Em relação à camada de pele com espessura δ {\ displayStyle \ delta}, o termo de difusão turbulento k w {\ displaystyle k_ {w}} é insignificante. Para o caso estacionário sem aquecimento externo, o perfil de temperatura vertical obedece ao seguinte orçamento de energia:
ρ w c w k w ∂ t ∂ z = q = l h + s h + l w, {\ displaystyle \ rho _ {w} c_ {w} k_ {w} {\ frac {\ parcial t} {\ parcial z}} = q = lh +Sh+lw,}
Aqui, ρ w {\ displayStyle \ rho _ {w}} e c w {\ displayStyle c_ {w}} denotam a densidade e a capacidade de calor da água, k w {∂ t DisplayStyle k_ {w}} a condutividade térmica molecular e ∂ t ∂ t ∂ ∂ {w}} z. {\ displayStyle {\ tfrac {\ parcial t} {\ parcial z}}.} A derivada parcial vertical da temperatura. A diferença de calor vertical q {\ DisplayStyle Q} consiste em liberação de calor latente, fluxos de calor sensíveis e radiação térmica de ondas longas líquidas. O Q {\ DisplayStyle Q} observado na camada da pele é positivo, o que corresponde a uma temperatura que aumenta com a profundidade (observe que o eixo z aponta para baixo no oceano). Isso leva a uma camada fria da pele, como pode ser visto na Fig. 2. Uma descrição empírica comum do perfil de temperatura vertical dentro da camada de pele de profundidade Δ {\ displayStyle \ delta} é:
T ¯ (z) = t b + (t s-t b) ∗ e-z / δ {\ displayStyle {\ overline {t}} (z) = t_ {b} + (t_ {s} -t_ {b {b })*e^{-z/\ delta}}
Aqui, t s {\ displayStyle t_ {s}} e t b {\ displayStyle t_ {b}} denotam a temperatura da superfície e o limite inferior. Ao incluir o aquecimento diurno, precisamos incluir um termo de aquecimento adicional, dependendo da radiação de onda curta absorvida. Integrando sobre z {\ displayStyle z}, podemos expressar a temperatura em profundidade Δ {\ displaystyle \ delta} como:
T z = Δ = t s-Δ ρ w c w k W (q + r s f } k_ {w}}} (q+r_ {s} f_ {s})}
onde r s {\ displayStyle r_ {s}} é a radiação solar de ondas curtas líquidas na interface oceânica e f s {\ displayStyle f_ {s}} é sua fração absorvida até profundidade δ {\ displaystyle \ delta}. Como pode ser visto na Fig. 2, o aquecimento diurno reduz o efeito frio da pele. A temperatura máxima pode ser encontrada na camada de subsídios, onde o aquecimento externo por profundidade é menor do que na camada da pele, mas onde o resfriamento da superfície tem um efeito menor. Com uma profundidade mais crescente, a temperatura diminui, pois o aquecimento proporcional é menor e a camada é misturada através de processos turbulentos.
Variação da temperatura da pele
Ciclo diário
A temperatura da pele do oceano é definida como a temperatura da água a 20 μm de profundidade. Isso significa que a pele de ssts é muito dependente do fluxo de calor do oceano para a atmosfera. Isso resulta no aquecimento diurno da superfície do mar, as altas temperaturas ocorrem durante o dia e baixas temperaturas durante a noite (especialmente com céu claro e condições de baixa velocidade do vento).
Como a pele ssts pode ser medida pelos satélites e é a temperatura quase na interface do oceano e da atmosfera, é uma medida muito útil encontrar o fluxo de calor do oceano. O aumento do fluxo de calor devido ao aquecimento diurno pode atingir até 50-60 W/m2 e tem uma média temporal de 10 W/m2. Essas quantidades de fluxo de calor não podem ser negligenciadas nos processos atmosféricos.
Vento e interação com a atmosfera
A temperatura da superfície do mar também é altamente dependente do vento e das ondas. Ambos os processos causam mistura e, portanto, resfriamento/aquecimento da pele ssts. Por exemplo, quando ocorrem mares ásperos durante o dia, a água mais fria de camadas mais baixas é misturada com a pele do oceano. Quando as ondas de gravidade estão presentes na superfície do mar, há uma modulação da temperatura da pele do oceano. Nesta modulação, o vento desempenha um papel importante. A magnitude dessa modulação depende da velocidade do vento, a fase é determinada pela direção do vento em relação às ondas. Quando a direção do vento e da onda são semelhantes, as temperaturas máximas ocorrem no lado para a frente da onda e quando o vento sopra do lado oposto em comparação com as ondas, as temperaturas máximas são encontradas na face traseira da onda.
Interação com formas de vida marinhas
Em escala global, a temperatura da pele é um indicador das concentrações de plâncton. Em áreas onde uma pele de ssts, relativamente fria, é medida, a abundância de fitoplâncton é alta. Esse efeito é causado pela ascensão da água fria e rica em nutrientes do fundo do mar nessas regiões. Esse aumento de nutrientes faz com que o fitoplâncton prospere. Por outro lado, SSTSkin relativamente alto é uma indicação de maiores concentrações de zooplâncton. Esses plâncton dependem da matéria orgânica para prosperar e as temperaturas mais altas aumentam a produção.
Em mais escalas locais, as acumulações superficiais de cianobactérias podem causar aumentos locais na pele de ssts em até 1,5 graus Celsius. As cianobactérias são bactérias que fotossintetizam e, portanto, a clorofila está presente nessas bactérias. Esse aumento da concentração de clorofila causa mais absorção da radiação recebida. Esse aumento da absorção faz com que a temperatura da superfície do mar aumente. Provavelmente, esse aumento da temperatura é aparente apenas no primeiro metro e definitivamente apenas nos primeiros cinco metros, após o que não são medidas temperaturas aumentadas.