Source: http://www.ujaen.es/huesped/pidoceps/telap/perremoc.htm
Timestamp: 2017-08-23 17:46:57+00:00

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La percepción remota del océano.
Pablo Castillo Olmo
1. INTRODUCCIÓN A LA PERCEPCIÓN REMOTA SATELITAL APLICADA AL OCÉANO.
2. PROPIEDADES DE LOS SENSORES.
3. TEMPERATURA SUPERFICIAL DEL MAR.
4. COLOR DEL OCÉANO.
5. ALTIMETRÍA.
Hace 30 años, en Estados Unidos se tomaron los primeros pasos para desarrollar la capacidad de observación de los océanos desde el espacio. Ante las informaciones recogidas por los vuelos de avión, los vuelos espaciales y los primeros satélites meteorológicos, la NASA inició un programa que resumía los hallazgos y marcaba las pautas a seguir. En los inicios, hubo grandes problemas con las limitaciones tecnológicas de la época, que paulatinamente se fueron superando, por lo que a muchas de las misiones espaciales se las equipó con instrumental dedicado a la observación oceánica, desembocando así en los satélites meteorológicos aplicados a la oceanografía.
La combinación de estos primeros datos y el conocimiento científico que aportó su estudio, sirvió como rampa de lanzamiento para el desarrollo de sensores específicos para la observación del océano. En junio de 1978 se inició el primero de los tres lanzamientos en Estados Unidos de satélites que cambiarían la manera de ver el océano a los científicos: TIROS-N, Seasat y el Nimbus-7. Colectivamente transportaban sensores que abarcaban toda la gama de posibles aplicaciones de la observación del océano desde el espacio.
Siguiendo a esta exitosa generación de satélites, aparecieron máquinas más modernas que mejoraban las prestaciones de la generación anterior. Satélites como ERS1 y ERS2, el Geosat, el Almaz-1 o el TOPEX/Poseidon apoyados por los satélites climáticas de las distintas naciones demostraron la validez de los datos recopilados y permitieron su manejo diario a científicos e ingenieros sin necesidad de que éstos estuviesen entrenados en tecnología aerospacial.
En el futuro, la continuidad de los datos de satélites de investigación y operacionales permitirá el uso rutinario de datos derivados de plataformas espaciales en investigaciones y operaciones marinas, que junto con los datos de terreno permitirán un gran desarrollo de dichos satélites.
2.1. ¿Qué puede ser medido?
2.2. ¿Cuáles son las limitaciones?
Penetración de las nubes: A una latitud de 50ºN en Europa, la probabilidad de tener 2 pasadas con menos de 30% de nubes es sólo del 5%. Los sensores de microondas son capaces de penetrar las nubes.
Precisión del sensor: el SEASAT, no sólo cumplía con las especificaciones que se habían planteado hasta la fecha en función de los avances tecnológicos, sino que en sus tres meses de existencia obtuvo más y mejor información que en todo el periodo anterior.
Satélites y la superficie: Las ondas de radio no se propagan dentro del medio acuoso, la penetración de la luz es limitada. Pero los datos de mayor interés pueden obtenerse en superficie: Mareas, tormentas, hielo flotante, polución, patrones climáticos…
2.3. ¿Qué tipos de sensores existen?
Según la región del espectro en el que trabajen, se clasifican en: Microondas, visibles e infrarrojos. Y según el tipo de energía usado en Activos y Pasivos.
2.3.1. Sensores de microondas.
La siguiente tabla muestra cómo extraen los dispositivos la información útil de la superficie del mar:
Rugosidad superficial causada por:
Parámetro más importante de la radiación electromagnética
Manchas, derrames
Ángulo de visión, Polarización
Dispersómetro: Está diseñado para medir la velocidad y dirección del viento en la superficie del mar. Emite un impulso de pulsos cortos y mide el poder del eco reflejado desde la superficie a una variedad de ángulos de incidencia, respondiendo a la rugosidad superficial.
Altímetro: Es un radar que apunta al nadir y mide la altura con precisión sobre la superficie mediante el intervalo de tiempo transcurrido entre una serie de cortos pulsos emitidos y su recepción.
Radar de Apertura Sintética (SAR): Es un instrumento que produce imágenes de microondas de la tierra, desde el espacio con una resolución comparable a los sistemas ópticos (de 20 a 5m aprox).
Radiómetros de Microondas Pasivos: observan radiaciones emitidas desde el mar en un rango de 1 a 300ghz, aunque la mayoría de los parámetros relacionados con el océano están bajo los 40ghz. Miden principalmente temperatura superficial, viento y otros parámetros atmosféricos.
2.3.2. Sensores de Color.
La relación entre el color del océano y la concentración de material se aproximó de manera empírica y apoyándose en las características espectrales de las sustancias. La radiancia total detectada por el sensor se puede dividir en dos partes: a) “water leaving radiance” que penetra la superficie del océano y es reflejada, multiplicado por el coeficiente de transmisión difusa entre la superficie y el sensor. b) radiancia reflejada desde otras fuentes hacia el sensor.
Para un estudio eficiente de los datos obtenidos, debemos eliminar la segunda fuente de radiancia (debida a efectos atmosféricos) y generar así a partir del “water leaving radiance” un estimador de la concentración de pigmentos fitoplanctónicos.
2.3.3. Sensores Infrarrojos.
El primer conjunto de observaciones repetitivas de la superficie del mar tomadas desde satélites fue el de la temperatura. Los sensores han alternado entre 4 y 5 canales, uno centrado en los 12 µm, en adición a los de 3.7 y 11 µm.
2.3.4. Sensores Activos y Pasivos.
Los sensores Pasivos son aquellos que se limitan a recibir energía proveniente de un foco exterior a ellos y los Activos cuando son capaces de emitir su propio haz de energía, siendo más flexibles por no depender tanto de las condiciones exteriores al sistema sensor-tierra.
Dentro de las pasivos, encontramos los fotográficos, óptico electrónicos y de antena. Entre los activos, el más utilizado es el radar, que trabaja en la región de las microondas, y el LIDAR (Light Detection and Ranging) que opera en la región del visible y del IR cercano.
2.4. Resolución de un sistema sensor.
Puede ser definida como la habilidad de registrar información de detalle, discriminándola . Se refiere a un sistema sensor completo, por lo que la resolución se refiere al conjunto del equipo y no a cada una de sus partes. Por otro lado, también hay que tener presente que un dispositivo que analiza un parámetro en una zona de 500m de lado no tiene porqué tener una resolución mayor que otro sensor que analice el mismo parámetro para una zona de 1000m de lado, esto se debe a que el detalle se refiere a la precisión con la que se hacen las medidas, al número y anchura de las bandas que alberga, a su cadencia temporal y las variaciones de energía detectadas. En resumen, cuatro manifestaciones: espacial, espectral, radiométrica y temporal.
2.4.1. Resolución espacial.
Designa al objeto más pequeño que puede ser distinguido sobre una imagen. Se mide en unidades de longitud sobre el terreno y depende de la apertura focal de la cámara (resolución angular) y de su altura sobre la superficie. En los sensores óptico-electrónicos se corresponde al tamaño de la mínima información incluida en la imagen, que se denomina píxel.
2.4.2. Resolución espectral.
Indica el número y anchura de las bandas espectrales que puede detectar un sensor. Un sensor será mejor mientras más bandas proporcionen y mientras más estrechas sean éstas.
2.4.3. Resolución radiométrica.
Hace mención a la sensibilidad del sensor, es decir, a la capacidad de detectar variaciones de la radiancia espectral que recibe. El número máximo de niveles digitales que puede detectar un sensor óptico-electrónico es lo que recibe el nombre de resolución radiométrica. Los primeros sensores ofrecían 64 0 128 niveles digitales, actualmente ofrecen más de 1024.
2.4.4. Resolución temporal.
Se refiere a la frecuencia de cobertura que proporciona el sensor, a la periodicidad con que éste adquiere datos de la misma porción de la superficie terrestre. El ciclo de cobertura es función de la órbita del satélite (altura, velocidad, inclinación), así como del diseño del sensor, principalmente al ángulo de observación y de abertura.
2.5. Plataformas de los sensores.
La percepción remota del océano puede ser llevada a cabo desde una variedad de plataformas. Dependiendo de la distancia entre el sensor y el objeto, se pueden identificar cuatro categorías: Buques, boyas y submarinos han sido usados como plataformas de percepción remota por más de 50 años, principalmente con ecosondas y sónares. Globos, ya sea de vuelo libre o anclados, usados para fotografía aérea de cuerpos acuáticos tales como bahías o lagos, para trazar circulación, sedimentación, etc. Aviones, usados como plataformas de percepción remota, para mapeo de costa y estudios oceanográficos como el avistamiento de cardúmenes de peces. Pueden ser equipados con una gran gama de sensores y permiten programar los distintos parámetros de la observación (altura, velocidad, periodicidad, etc.), aunque también cuenta con inconvenientes como la inestabilidad de la plataforma, la limitada cobertura geográfica, el alto coste o la dependencia de condiciones de clima favorable. En definitiva, son usados en casos donde el tiempo es muy importante, ya que cuando se trata de una observación repetitiva o se dispone de más tiempo se prefiere el uso de los satélites con un costo menor. Satélites , cuyo uso como plataformas de percepción remota, ha permitido superar algunos de los problemas de la percepción remota por medio de aviones. Los satélites pueden monitorear la superficie completa del planeta de forma periódica, cubriendo una superficie considerable en cada revolución.
El registro de la temperatura superficial del mar (TSM o SST en inglés) mediante sensores IR es la técnica de percepción remota marina que más impacto ha tenido en la oceanografía. Las razones para ello son:
La existencia de una correlación muy buena entre las sombras claras y oscuras en una imagen IR, con la temperatura caliente y fría del mar; produciendo una visión cualitativa de la estructura térmica de la superficie del mar, esto sin la necesidad de complejas correcciones o algoritmos.
La naturaleza operacional de los satélites meteorológicos de órbita polar, la cual asegura un suministro regular y continuo de datos de los radiómetros IR.
La amplia diseminación de los datos IR, debido al bajo costo de instalación de estaciones para la recepción de los datos de los satélites y la relativa facilidad de recibir datos a través de antenas diseminadas por todo el mundo.
Los radiómetros IR empleados deben ser extraordinariamente precisos, bien calibrados y estables, ya que un pequeño error en la radiancia lleva a grandes errores en la estimación de la temperatura. Además, el ruido es función de la temperatura del sensor y del tiempo de digitalización. A mayor intervalo de digitalización, más fácil eliminar el ruido y mientras más frío esté el sensor menor será el movimiento browniano (ruido interno). Hay sensores que a una temperatura de 105K (enfriado) puede alcanzar unos errores totales de 0.31K.
3.1. La estructura térmica cercana a la superficie del océano.
Una vez que el radiómetro está calibrado y los datos han sido atmosféricamente corregidos, no existe duda del parámetro visualizado: la verdadera SST subyacente al primer metro. La validez que tenga el comparar las SST obtenidas desde satélites y las obtenidas desde buques dependerá de las condiciones físicas que controlan la estructura térmica en los primeros metros del océano.
La estructura usual de un perfil de temperatura es la disminución gradual de ésta con la profundidad, excepto en los polos donde agua más cálida puede ubicarse bajo agua fría (50-100m). En otras áreas del océano, ésta se caracteriza por una termoclina permanente a una profundidad aproximada de 1000m. Bajo esta termoclina la temperatura disminuye muy lentamente. Sobre ésta el agua existe relativamente uniforme, típicamente hasta los 50 o 200m, llamada la capa de mezcla, extendiéndose de esas profundidades hasta casi la superficie, por lo que las mediciones de satélite, si son representativas del primer metro de agua, lo serán de la capa de mezcla.
Como es lógico, las condiciones tanto en superficie como internas del océano varían a lo largo de las distintas estacones del año, del día a la noche y de una localización geográfica a otra, provocando variaciones en la estructura y en la temperatura observadas en el océano. Por lo que en invierno debería alcanzar la termoclina permanente y en verano no puede ser especificada a priori.
3.2. Uso potencial de la SST obtenida por satélites.
3.2.1 Climatología.
Para el estudio de la interacción océano-atmósfera es vital conocer la temperatura de la superficie a través de la cual la energía es intercambiada. Un pequeño incremento de temperatura puede significar un enorme cambio en el almacenamiento energético dentro del océano pudiendo tener un fuerte impacto en los flujos de energía entre océano y atmósfera y en los patrones climáticos. Los satélites proveen de una mejor cobertura y mejor resolución temporal y espacial que los buques. Se debe tener cuidado con las desviaciones puntuales por efecto de erupciones volcánicas, grandes incendios forestales en la cercanía de costas a cualquier fenómeno que implique un cambio significativo en la composición atmosférica.
La SST influye también enormemente sobre la tasa de evaporación y por lo tanto, en el desarrollo de sistema de clima; principalmente en el desarrollo de ciclones tropicales puede afectar el posterior seguimiento del ciclón. Para este objetivo una precisión de 0,5K y una resolución de 50 a 100Km serían suficientes.
3.2.2 Cambio Global.
Si se desea detectar cambios en el balance global del calor se debe ser capaz de detectar cambios en una escala temporal larga. Por ejemplo el seguimiento del efecto del CO 2 sobre la temperatura requiere una alta precisión, del orden de 2K en periodos de 50 a 100 años (en caso de que se doble el CO 2 ), por lo que se necesitaría detectar cambios del orden de 0,2 a 0,4 K en una década.
3.2.3 Respuestas atmosféricas a las anomalías de SST.
Observaciones y modelos señalan que anomalías de gran escala (20º de longitud x 10º de latitud) pueden producir variaciones significativas en la circulación de la atmósfera. El seguimiento de dichas anomalías requiere una precisión de la menos 0.5K sobre un área de 500 x 500 km . Debido a la sensibilidad de la atmósfera ecuatorial a las anomalías de SST, se requiere una mayor precisión en esas áreas, con una resolución espacial de 200 x 200 km , una tasa de revisita de una vez cada 10 días, para un seguimiento adecuado.
3.2.4 Flujo de calor y como afecta al balance energético oceánico.
Se calcula a partir de las fórmulas aerodinámicas, las que requieren el conocimiento de la SST. Necesitan una precisión 0.25K a intervalos de 1 a 2 días en escalas de 200km.
3.2.5 Convección profunda y formación de masas de agua.
La convección profunda es el proceso que produce agua de fondo en el océano. Éste esta asociado con el intenso enfriamiento de la superficie en períodos de pocos días durante el invierno tardío. Se ha observado en el Mediterraneo, Noratlantico (Groenlandia) y en el mar de Weddel. Los cambios de temperatura son relativamente pequeños ( 0.1 a 0.3K). Debido a que el enfriamiento esta diseminado en 1 a 4 km de agua, se requerirá escalas de 10km, con una precisión de 0.05K para delinear estas zonas de convección.
3.2.6 Oceanografía dinámica.
En regiones donde la termoclina es débil, la distribución de la SST provee información acerca de los procesos dinámicos que ocurren en la parte superior del océano, tales como:
Características dinámicas de gran escala (Niño, océano ecuatorial).
Eddies de meso-escala (Meandros de corriente del Golfo).
Procesos de pequeña escala (frentes,surgencia).
En todos estos procesos el énfasis debe ser puesto en las variaciones espaciales de la SST sobre la escala temporal del proceso o característica, mas que en una precisión absoluta.
3.2.7 Estudios de polución.
La polución termal producida por grandes plantas eléctricas puede ser detectada por satélite. Aquí los requerimientos son similares a los usados por los estudios de pequeña escala, con énfasis en resolución espacial de menos de 1km, temporal de 1 hora a 1día y precisión de 0.1k.
De todas las técnicas usadas en percepción remota del océano, las observaciones de color desde satélites son las más fácilmente entendibles en concepto. Vale la pena recordar que ésta es la única técnica que penetra bajo la capa submilimétrica (surface skin) y obtiene información directamente de las capas superficiales del mar, hasta una profundidad de varios metros.
4.1. Interpretación oceanográfica del color del océano.
Si las propiedades de absorción y “backscattering” de las aguas de mar y sus constituyentes suspendidas y disueltas son conocidos, será en principio posible relacionar las observaciones de reflectancia espectral y la cantidad de esos constituyentes presentes en el agua.
Esta es la base teórica de los algoritmos de detección de la calidad del agua usando mediciones de color desde el espacio. Aún no ha sido posible invertir el problema para generar un algoritmo de calibración a partir de estos principios. Sin embargo, se han desarrollado algoritmos de calibración empíricos basados en esta aproximación.
Como es lógico, si las observaciones del océano se interpretaran en términos de parámetros de calidad del agua, es necesario saber cómo esos parámetros afectan a las propiedades ópticas del agua.
4.1.1. Firma espectral del agua.
A medida que x aumenta la absorción aumenta también y la dispersión disminuye (figura lateral), lo que explica el típico color azul del agua pura.
La presencia de fitoplancton hace el cuadro más complejo, ya que la clorofila absorbe fuertemente en algunas zonas del espectro. Además el fitoplancton tiene una estructura óptica que lo hace similar al material particulado, actuando como un difusor de la luz (scatterer). El fitoplancton también está rodeado de material orgánico disuelto, el cual contiene feofitina con otras características de absorción en el espectro. Dentro de la población de fitoplancton, el detritus de organismos muertos puede contener tanto esqueletos que contribuyan a la difusión de la luz, como material orgánico que contribuye a la absorción, aunque ya no exista clorofila en las células muertas. En consecuencia las aguas que contienen fitoplancton tienen diferentes proporciones de material absorbiendo y difundiendo la luz, dependiendo de las especies y edad de la población. Como se puede observar en el cuadro contiguo, hay un máximo de absorción en las 440 nm y uno otro menor alrededor de los 675 nm, mientras que en el resto la absorción disminuye con la x. La retrodispersión es en su mayoría uniforme, salvo los mínimos ubicados en las mismas longitudes de onda que corresponden a los máximos de absorción.
El material asociado con vegetación en proceso de putrefacción se conoce como “sustancia amarilla” (Yellow substance o gelbsoft). Ésta influye sobre el color del agua a través de sus propiedades de absorción (dibujo adyacente), tiene un marcado máximo de absorción en el azul y muestra una disminución monotónica con la longitud de onda, de ahí su nombre, ya que la menor absorción está en la zona amarilla del espectro. La sustancia amarilla no está relacionada con la productividad local del fitoplancton y se cree que es derivada del drenaje continental, encontrándose altas concentraciones en mares encerrados, como el Báltico. Esta sustancia puede servir como indicadora, desde el espacio, de la localización de plumas de ríos y de la dispersión de agua dulce en mares someros.
La otra contribución (y la más diversa) es el material particulado suspendido, no relacionado con el fitoplancton. Puede ser sedimentos de fondo resuspendidos, sedimentos arrastrados por ríos, material costero erosionado o sedimentos arrojados por procesos de dragado. Sus propiedades espectrales son tan diversas como sus posibles orígenes, composición y tamaños que aún no existe un consenso en cuanto a un perfil espectral estandar.
Debido a la complejidad óptica de las aguas donde existe fitoplancton, sustancia amarilla y sedimentos en suspensión, se tiene poca esperanza de encontrar un modelo matemático que interprete el color del océano, por lo que se debe recurrir a observaciones empíricas de los espectros de reflectancia para diferentes tipos de agua.
Para esto se dividen las aguas en dos categorías. Las aguas caso I, cuyas propiedades ópticas están dominadas sólo por el fitoplancton y sus productos de degradación. Las aguas caso II, que tienen sedimentos no relacionados con la clorofila o sustancia amarilla en vez de fitoplancton.
Podríamos entrar en detalle en sus distintos espectros de reflectancia, su comparación con el agua pura, el efecto de la clorofila o incluso los algoritmos que mejor interpretarían las distintas situaciones de los dos casos. Pero no tiene una gran aplicación a día de hoy puesto que sólo parece haber suficiente evidencia para correlacionar el color del agua con la concentración de clorofila, sedimentos o sustancia amarilla si existe un solo constituyente presente en el agua. No existe justificación para que un algoritmo desarrollado a partir de datos tomados en terreno en un lugar y tiempo determinados sea válido en otro lugar o tiempo, sin necesidad de observaciones adicionales en terreno. En caso de que los datos de satélite sean de archivo o no se pueda acceder a la zona, por lo que los datos de terreno no existan, las conclusiones obtenidas deben ser tratadas con extremo cuidado.
En el océano abierto las condiciones de aguas caso I se cumplen casi globalmente, por lo que podrían utilizarse algoritmos globales. Sin embargo, en las zonas costeras la experiencia obtenida de datos de terreno es imprescindible para la correcta calibración de los datos. Este es uno de los desafíos de la percepción remota del color del océano, obtener cuanta información sea posible de los set de datos de imagen, pero al mismo tiempo conocer las limitaciones del método y no extender la interpretación a los dominios de la especulación sin fundamentos.
El primer altímetro útil para la oceanografía voló en el SEASAT en 1978, su principal logro fue la capacidad de medir la distancia entre el satélite y la superficie del mar con una exactitud de 10cm a una distancia de 800km, es decir, una precisión de uno en 8.000.000, permitiendo a los oceanógrafos realizar un sueño esperado por más de un siglo: Medir la pendiente absoluta de la superficie del mar. A parte de esto hay que incluir la posibilidad de medir la altura significante de ola y estimar el viento superficial al mismo tiempo. Por todo esto es comprensible que todas las grandes agencias espaciales estén volando altímetros en la actualidad.
5.1. Principios de la altimetría por satélite.
Los altímetros satelitales son radares que transmiten cortos pulsos hacia la tierra bajo ellos. El tiempo de retorno de la señal después de la reflexión del pulso en la superficie terrestre indica la altura del satélite, si es conocida la velocidad de propagación de la onda. SE pueden producir errores cuando se calcula la distancia a partir del tiempo medido, debido a la variabilidad de la velocidad de la onda de la ionosfera y atmósfera. También aparecen errores debido a la degradación del pulso al reflejarse en una superficie rugosa, pero se pueden aplicar correcciones.
La distancia medida sólo relaciona la altura con la órbita del satélite. Entonces ésta última debe ser determinada con relación al elipsoide de referencia en el mismo grado de exactitud que las medidas de distancia que se quieren obtener. Esto es llevado a cabo mediante equipos LASER, PRARE ( Precise Range and Range Rate Equipment) y Doris (Doppler Orbitography and Radiopositioning Integrated by Satellite). La red de seguimiento DORIS (en la imagen) se compone en la actualidad de 51 estaciones terrenas, distribuidas en más de treinta países. La homogénea distribución de las estaciones alrededor del mundo permite una cobertura de la órbita superior al 80%.
5.2. Estableciendo un dato.
El primer paso es establecer la altura del océano con respecto al centro de la tierra o elipsoide de referencia. El determinar la posición y la altura exacta del satélite en el momento en que se realizó una medición de altura se conoce como ephemeris de la órbita.
Las principales fuerzas que causan desviación de la órbita nominal son: variaciones en la atracción de gravedad entre tierra – luna – sol, roce de la atmósfera y presión de la radiación solar directa y reflejada.
Todos estos factores contribuyen a desviaciones del orden de 10km de la órbita nominal. Debido a la falta de conocimiento de todos los factores que actúan sobre la órbita, no es posible modelarlos, por lo que se requiere de la mayor cantidad de estaciones de seguimiento posible. Además la altura exacta, y otras coordenadas posicionales de la estación seguidora deben ser conocidas.
5.3. Empleo de los datos.
5.2.1. Topografía del océano.
La topografía del océano es la altura del nivel del mar relativa al geoide de la tierra una vez que las variaciones debido a las mareas se han substraído. TOPEX/Poseidon es la primera misión espacial que les permite a los científicos usar topografía del océano para calcular la velocidad y dirección de corrientes del océano casi en todo el océano, de forma similar a la que usan los meteorólogos con mapas de presión atmosférica para calcular la velocidad y dirección de vientos.
Con mapas de topografía del océano, se puede observar el movimiento de agua en detalle a través de los océanos del mundo. En el hemisferio norte, las corrientes del océano fluyen en el sentido de las agujas del reloj alrededor de las altas de topografía y en sentido contrario a las agujas del reloj alrededor de los valles; este proceso se invierte en le hemisferio sur. Estos altos y valles son los similares a los sistemas de circulación en la atmósfera.
5.2.2. Variabilidad de la superficie del mar.
La variabilidad de superficie de mar se refiere a cualquier cambio del nivel del mar en relación a algún nivel del mar promedio, normalmente un promedio multianual. Comparando el nivel del mar actual con los promedios establecidos, se puede observar la variabilidad de los océanos del mundo de un ciclo de 10 días al siguiente, de una temporada a otra, y de año a año.
De los trópicos a los polos, los cambios del nivel del mar estacionales son dominados por el calentamiento y enfriamiento de la capa superior de los océanos.
Las masas oceánicas más grandes tienden a tener cambios estacionales más moderados. El hemisferio sur tiene menos masa de tierra, y más masa oceánica que el hemisferio norte. Como resultado, el cambio de nivel del mar estacional en el sur es la mitad del cambio en el norte.
Alrededor del ecuador, puede observarse el cambio del nivel del mar en una de sus formas más dramáticas (figura de arriba), durante “el Niño”. La altura de la superficie más alta (rojo y amarillo) refleja una cantidad excesiva de agua caliente en el océano superior.
5.2.3. Altura significante de ola.
La altura significante de ola es determinada a partir de la forma del pulso de redar de retorno de altímetro. Un mar tranquilo con olas bajas produce como retorno un pulso afilado, mientras que un mar áspero con olas altas produce como retorno un pulso estirado.
Hay un grado alto de correlación en general, entre la velocidad del viento y altura de la ola. Los vientos más fuertes se encuentran en los océanos del sur (como se puede observar en la figura). De acuerdo con esto también se encuentran las olas más altas representadas en rojo, en los océanos del sur y pueden tener más de seis metros de altura. En los océanos tropicales y subtropicales donde las velocidades del viento son menores, se encuentran las olas más bajas, indicadas en azul.
Las observaciones simultáneas del viento y altura de la ola por TOPEX/Poseidon ayudarán a mejorar la habilidad de prever las olas del océano.
5.2.4. Viento.
Como ya se mencionó existe un grado alto de correlación entre la velocidad del viento y altura de la ola. La velocidad del viento es determinada mediante la fuerza del pulso del retorno del altímetro. Un mar tranquilo es un reflector bueno y produce un retorno fuerte, mientras que un mar rugoso tiende a esparcir la señal y devolver un pulso débil.
Las velocidades de viento altas, en la figura son representadas en rojo. Los vientos más altos generalmente ocurren en océanos del sur, donde pueden encontrarse vientos de más de 15 metros por segundo. Las olas más fuertes también se encuentran generalmente en esta región. Los vientos más débiles (en azul) se encuentran en áreas tropicales y subtropicales del Pacífico, Océanos Atlánticos e Índico.
6.1. LA MISIÓN TOPEX /POSEIDON.
El satélite Topex/Poseidón fue lanzado el 10 de Agosto de 1992, con la misión de "observar y comprender la circulación oceánica" Nacido de una cooperación entre la NASA, agencia espacial americana, y el CNES, agencia espacial francesa, lleva a bordo dos radares altimétricos y diferentes sistemas de localización precisa, entre ellos el sistema DORIS.
La misión Topex/Poseidón pone los fundamentos para una vigilancia de los océanos a largo plazo ("laboratorio espacial"). Cada diez días, el satélite nos proporcina la topografía mundial de los océanos, nivel del mar medido con una precisión inigualable: la precisión media instantánea de la estimación local del nivel del océano es mejor que 5 cm , y la precisión media en un mes mejor que 2 cm .
Desde el 15 de setiembre de 2002, Topex/Poseidón está sobre una nueva órbita, a medio camino entre sus antiguas trazas (ahora las de Jason-1). Esta fase tandem ilustra las posibilidades científicas de una constelación de satélites altimétricos optimizados.
7. RESEÑA DE LOS PRINCIPALES SATÉLITES Y SENSORES USADOS EN OCEANOGRAFÍA.
En esta sección se mencionarán algunos satélites que por su uso pasado o actual han significado un aporte significativo para la oceanografía. Si bien no todos los satélites de esta recopilación se encuentran activos; los que no están produciendo datos han dejado una base de datos histórica que aún se encuentra siendo analizada.
7.1. La serie NOAA.
Con la experiencia ganada a partir de las series NIMBUS, TIROS Y TOS (TIROS Operacional satellite) se comenzó la serie operacional de los satélites NOAA, proviniendo su nombre de los fondos aportados por la “Nacional Oceanic and ATmospheric Administration”·.
Los satélites NOAA-6 en la actualidad tienen un ángulo de inclinación de 102º, con un periodo de 99 minutos, con 14 a 15 revoluciones por día, con distancia inter-track de 2760 km .
TIROS-N (Televisión and Infrared Observational satellite) también pertenece a la serie NOAA y finalizó sus funciones en 1981. El principal propósito de la serie TIROS fue el pronóstico del tiempo atmosférico y la observación de nubes; además de la experimentación de sensores para la serie NOAA.
El sensor usado en la segunda generación de satélites (NOAA- 6 a 14) para aplicaciones oceanográficas es el AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer) y rl AVHRR-2.
Este sensor es un radiómetro escrutador (scanning radiometer) de 4 o cinco canales (dependiendo de la versión) que opera en la región del visible e infrarrojo cercano y térmico.
7.1. La serie NIMBUS.
La serie NIMBUS fue iniciada por la NASA en 1960 para estudiar la atmósfera y la superficie terrestre. El último de esta serie, el NIMBUS-7, fue lanzado en noviembre de 1978. Éste fue dedicado a los estudios oceanográficos. La órbita era heliosincrónica, semipolar, con una inclinación de 99º, un periodo de 104 minutos con 13 a 14 revoluciones por día, con una distancia intertrack de 2904 km . Revisitaba el mismo lugar cada 6 días y llevaba una carga de 9 sensores. Siendo uno de los más importantes para la oceanografía el CZCS (Coastal Zone Color Scanner).
El CZCS (figura 6) es un radiómetro de 6 canales diseñado específicamente para la observación del color del océano. Cinco de esas bandas pueden detectar la energía solar en el visible, y por lo tanto, el color del agua al ser afectado por absorción y scattering debidos a la clorofila, sedimentos y gelbstoffe. Las razones (ratios) entre las bandas 1,2 y 3 han mostrado tener relación con la concentración de clorofila superficial.
7.3. IRS.
Lleva dos sensores de empuje (como los del LANDSAT), el LISS 1 y 2 (Linar Imaging Sensor), los cuales son comparables al MSS (Multi Spectral Scanner).
7.4. ERS 1 y 2.
ERS (ESA remote sensing satellite) fue el primer satélite de la agencia espacial europea (ESA). Sus objetivos se comparan a los del difunto SEASAT, es decir, medición del viento superficial y olas sobre el océano, además del monitoreo de áreas costeras, movimientos del hielo marino y estudios de clima glabal.
7.5. TOPEX.
TOPEX (Topographic Experiment) es un satélite diseñado exclusivamente para el estudio científico del océano. Fue diseñado en el JPL (Jet Propulsión Laboratory). Su objetivo, junto con POSEIDON, es el mapeo de la altura dinámica del océano y a través de ésta, también de las corrientes marinas.
7.6. RADARSAT.
Radarsat es un satélite canadiense, su principal sensor es un Radar de Apertura Sintética (SAR) para el monitoreo de hielo, olas y viento; además de la detección de buques y derrames de petróleo, entre otros.
7.7. SeaWiFS.
El SeaWiFS fue esperado por la comunidad científica por muchos años, finalmente entró en operaciones en septiembre del año 1997. su principal misión es la medición de color del océano y por lo tanto los pigmentos fitoplanctónicos.

References: resolución 
 Resolución 
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