D3 Medición de Corrientes

Tópico

La medición de corrientes oceánicas combina dos familias de métodos muy distintas entre sí: los métodos eulerianos, que miden la velocidad del agua en un punto fijo del espacio mientras el agua pasa por ahí, y los métodos lagrangianos, que en cambio siguen el movimiento de una misma partícula de agua allá donde esta viaje. Es precisamente esta combinación de dos perspectivas opuestas la que hace que, entre todos los instrumentos que se describen a continuación, se pueda reconstruir tanto la estructura fija de las corrientes como el camino real que recorre el agua.

El instrumento estándar para medir perfiles de corriente es el perfilador acústico Doppler de corrientes: emite pulsos de sonido en cuatro haces inclinados hacia el agua y mide el desplazamiento de frecuencia Doppler que sufre la señal al ser retrodispersada por las partículas en suspensión, y es ese desplazamiento Doppler el que hace que sea posible inferir las tres componentes de la velocidad del agua, con una resolución vertical de entre dos y diez metros y una precisión de entre uno y cinco centímetros por segundo.

El radar costero de alta frecuencia, en cambio, no mide la corriente en profundidad sino solo en los primeros tres metros bajo la superficie, aunque lo hace sobre áreas mucho más extensas, de entre cien y doscientos kilómetros, con una resolución de entre tres y seis kilómetros y una actualización cada hora. Este radar usa el desplazamiento Doppler que sufre la señal de radio al ser retrodispersada por las pequeñas olas capilares que el viento induce sobre el agua, un fenómeno conocido como resonancia de Bragg, y es esa misma resonancia la que hace que redes enteras de estos radares puedan cubrir costas completas en tiempo real, tanto en Europa como en Estados Unidos.

La inferencia geostrófica de corrientes, a partir de la altura del nivel del mar que miden los satélites, es el método con mayor cobertura de todos: proporciona las corrientes superficiales geostróficas de todo el océano global, la misma relación geostrófica que ya se usó para calcular esas corrientes a partir de la altimetría satelital. Sin embargo, esta cobertura global tiene un costo: su resolución apenas alcanza los cien kilómetros, y no incluye la componente ageostrófica de Ekman, la parte de la corriente que el viento arrastra directamente y que la relación geostrófica, por su propia naturaleza, no puede capturar, lo que hace que este método, por sí solo, nunca capture la corriente por completo.

Los flotadores lagrangianos neutralmente boyantes ofrecen, en cambio, una vista completamente distinta: derivan a una profundidad de presión preseleccionada, siguiendo el flujo lagrangiano en el interior mismo del océano en vez de quedarse cerca de la superficie. Para saber dónde están en cada momento, estos flotadores emiten o reciben señales acústicas desde fuentes fijas, aprovechando que existe, en las profundidades del océano, un canal natural donde la velocidad del sonido alcanza un mínimo y las ondas acústicas pueden viajar distancias enormes sin apenas perder energía; es ese canal de sonido el que hace que sea posible triangular la posición del flotador y construir, paso a paso, su trayectoria dentro del océano.

Cuando estos métodos tan distintos —el perfilador acústico Doppler, la inferencia geostrófica y los flotadores lagrangianos— se aplican a la misma región del océano, el comportamiento esperado es que todos coincidan en la estructura de gran escala de la corriente, y es precisamente donde no coinciden donde aparece la información más valiosa: esas diferencias son las que hacen que se revelen tanto las contribuciones ageostróficas que la inferencia geostrófica no puede ver como la variabilidad de la corriente que un solo método, por sí solo, nunca alcanzaría a capturar. Así, entre los métodos eulerianos que miden un punto fijo y los métodos lagrangianos que siguen al agua allá donde va, la medición de corrientes oceánicas termina necesitando de todos ellos a la vez para completar el mismo retrato del océano en movimiento.

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