D1 Teledetección Satelital

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La teledetección satelital oceánica mide, desde plataformas orbitales, las propiedades de la superficie del océano y de la columna de agua que tiene debajo, y lo hace mediante dos tipos de sensores: los sensores pasivos, que miden la radiación que el propio océano emite o refleja, y los sensores activos, que emiten su propia señal y miden cómo esa señal regresa después de interactuar con el agua. Es el único método capaz de dar una cobertura verdaderamente global con una actualización de días a semanas, y por eso resulta imprescindible para seguir fenómenos de gran escala como El Niño, la circulación de los giros oceánicos, las floraciones de fitoplancton y el aumento del nivel del mar, lo que hace que sea, hoy, la herramienta más completa para vigilar el océano en su conjunto.

La temperatura superficial del mar se mide mediante radiometría infrarroja termal: el océano emite radiación infrarroja en una proporción que crece con la cuarta potencia de su propia temperatura, tal como establece la ley de Stefan-Boltzmann, y el sensor mide esa radiación como una «temperatura de brillo» en varios canales infrarrojos distintos, lo que hace que sea posible corregir, comparando esos canales entre sí, la absorción que la propia atmósfera introduce entre el océano y el satélite. Para aguas despejadas, esta técnica alcanza una precisión de entre una décima y cinco décimas de grado.

La altimetría satelital, en cambio, no mide la temperatura sino la distancia entre el satélite y la superficie del océano, y lo hace con una precisión de entre uno y dos centímetros mediante un radar que opera en la banda Ku. Esa distancia tan precisa es lo que hace que sea posible calcular la altura del nivel del mar en cada punto, y a partir de cómo varía esa altura de un punto a otro, la relación geostrófica —la misma que equilibra el gradiente de presión con la fuerza de Coriolis en la atmósfera— permite calcular también los campos de corrientes superficiales del océano.

El color del océano, es decir, la reflectancia de su superficie en la luz visible, se usa para estimar la concentración de clorofila y de otros constituyentes ópticos activos que hay disueltos o suspendidos en el agua, y es precisamente ese cambio de color el que hace que un satélite pueda distinguir, desde el espacio, dónde hay más o menos fitoplancton sin necesidad de tocar el agua.

La salinidad superficial, a su vez, se mide mediante radiometría de microondas, en una frecuencia cercana a un gigahercio y cuatro décimas dentro de la llamada banda L: la emisión de microondas del océano depende de la temperatura dieléctrica del agua, una propiedad eléctrica del agua que, a su vez, depende de cuánta sal contiene, y es esa dependencia en cadena la que hace que sea posible inferir la salinidad superficial a partir de la emisión de microondas que capta el satélite.

El viento superficial sobre el océano, por último, se mide con escaterómetros: instrumentos que envían pulsos de microondas, en banda Ku o en banda C, hacia la superficie del mar y miden cuánta energía les devuelven las pequeñas olas capilares que el propio viento induce sobre el agua; cuanto más fuerte es el viento, más rugosa se vuelve esa superficie y más energía se retrodispersa hacia el satélite, lo que hace que la intensidad de esa señal devuelta permita estimar la velocidad del viento. Así, entre la temperatura infrarroja, la altura medida por radar, el color visible, la emisión de microondas y la retrodispersión de esas mismas microondas, la teledetección satelital oceánica reconstruye, canal por canal, un océano que ningún barco ni ninguna boya podría vigilar con la misma cobertura ni la misma frecuencia.

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