E1 Núcleo Dinámico

Tópico

El núcleo dinámico del océano es el conjunto de ecuaciones de movimiento que gobiernan cómo se comporta el fluido marino sobre un planeta que gira. Esas ecuaciones parten de las ecuaciones de Navier-Stokes para un fluido en rotación, simplificadas con dos aproximaciones propias del océano: la aproximación de Boussinesq, según la cual las variaciones de densidad del agua solo importan cuando se trata de la boyantez y no cuando se trata de la inercia del propio fluido, y la aproximación hidrostática, según la cual la presión en cualquier punto del océano iguala el peso de toda la columna de agua que tiene encima. Con estas dos simplificaciones, las ecuaciones de Navier-Stokes se convierten en las ecuaciones primitivas oceanográficas, la base de todo el núcleo dinámico del océano, y es precisamente esta base matemática la que hace que el mismo tipo de ecuaciones describa tanto al océano como a la atmósfera, aunque con aproximaciones distintas.

Dentro de estas ecuaciones primitivas oceanográficas, la fuerza de Coriolis es la que desvía cualquier movimiento horizontal del agua: hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Es precisamente esa desviación sistemática la que hace que la circulación general del océano no fluya en línea recta, sino que se organice en grandes giros oceánicos, tanto en el hemisferio norte como en el hemisferio sur.

Fuera de la delgada capa que el viento agita directamente en la superficie, el equilibrio dominante en el océano de gran escala es el flujo geostrófico: el gradiente de presión horizontal se equilibra exactamente con la fuerza de Coriolis, y es ese equilibrio el que hace que, en vez de fluir desde donde la presión es alta hacia donde es baja, el agua termine fluyendo paralela a las líneas de presión constante, tal como ocurre con el viento geostrófico en la atmósfera.

La vorticidad potencial es, dentro de este mismo océano de gran escala, la cantidad fundamental que se conserva mientras no haya fricción ni fuentes de boyantez que la alteren, y es esa conservación la que hace que aparezcan dos de los rasgos más característicos de la circulación oceánica: las corrientes de borde oeste, intensas y estrechas, como la Corriente del Golfo o la Corriente de Kuroshio, y los grandes giros ciclónicos y anticiclónicos que dominan cada cuenca oceánica.

Qué tan bien se cumple todo este equilibrio geostrófico depende de tres números adimensionales que resumen, cada uno, una relación de fuerzas distinta: el número de Rossby, el número de Ekman y el número de Reynolds. En el océano de gran escala, tanto el número de Rossby como el número de Ekman son mucho menores que uno, y es precisamente esa pequeñez la que hace que el balance geostrófico termine dominando sobre cualquier otro efecto en esa escala.

El comportamiento esperado de todo este núcleo dinámico del océano incluye, entonces, corrientes que siguen el balance geostrófico en la mayor parte del océano de gran escala, una capa de Ekman de apenas unos cien metros de espesor en la que el viento impulsa un transporte perpendicular a su propia dirección, y una capa límite de fondo igualmente delgada cerca del lecho oceánico. Sin embargo, ese mismo balance geostrófico deja de dominar en dos lugares muy concretos: en las corrientes de borde oeste y en la mesoescala de los remolinos oceánicos, donde el número de Rossby sube hasta valores de entre una décima y uno, lo que hace que la no linealidad del propio término de inercia se vuelva importante y que el núcleo dinámico del océano empiece a comportarse de un modo mucho menos predecible.

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