V. LAS GRANDES MASAS

Podemos considerarnos afortunados de vivir en una sociedad y en una �poca en que en realidad nos pagan por explorar el Universo. .....H. STOMMEL

EN VENECIA hay un instituto de oceanolog�a —u oceanograf�a, como prefieren algunos— con un nombre muy simp�tico: Istituto per lo Studio della Dinamica delle Grandi Masse; nombre donde la propiedad distintiva de los oc�anos es su gran masa, hecho indudable, por cierto. Sin embargo, pienso que es m�s importante destacar al efecto de Coriolis, ya que su presencia es lo que distingue fundamentalmente la din�mica de los oc�anos y las atm�sferas planetarias de la mec�nica de fluidos en escalas menores de la f�sica de albercas y alambiques.

Poetas y f�sicos nos complacemos con situaciones como las de las figuras del cap�tulo anterior, que son estrictamente irrealizables; no s�lo ayudan a entender un fen�meno, aisl�ndolo, sino que tambi�n son bellas. Pero si el lector es un economista o un comerciante puede inquietarse y preguntar �para qu� sirve todo esto? Para satisfacer un poco esta curiosidad voy a platicar un poco sobre la importancia del efecto de Coriolis en el oc�ano (en la atm�sfera de la Tierra o de otros planetas, se dan fen�menos similares).

No es com�n que se observen oscilaciones inerciales "puras" como las de la segunda figura del cap�tulo anterior, sin embargo, uno de los fen�menos m�s habituales en el oc�ano es que el agua ejecute una oscilaci�n en un c�rculo inercial superpuesta a la deriva producida por las grandes corrientes oce�nicas. Es decir, una trayectoria similar a la de aquella figura, pero en escala mucho m�s peque�a y adem�s donde la deriva no se da necesariamente hacia el occidente, sino hacia donde se dirige la corriente en ese lugar del oc�ano. Este fen�meno se observa, sobre todo, luego de un cambio en el viento, en flotadores que siguen al agua superficial o subsuperficial o en los registros de corriente en un punto fijo. En este �ltimo caso, lo que se ve es una marcada acumulaci�n de energ�a en la frecuencia inercial (correspondiente a un periodo de doce horas dividido por el seno de la latitud local). Estas oscilaciones horizontales de grandes masas de agua son lo m�s cercano que hay a la acci�n sola de la fuerza de Coriolis, pero m�s interesante es la situaci�n donde esta fuerza act�a junto con la fuerza de presi�n, como paso a descubrir.

Los ciclones no s�lo se producen en la atm�sfera terrestre y la de otros planetas, sino que tambi�n son muy comunes en el oc�ano. Un cicl�n corresponde a una depresi�n de la superficie del mar aparentemente insignificante pero de dimensi�n horizontal considerable para lo que constituye nuestra experiencia diaria. Por ejemplo, un hundimiento m�ximo de diez cent�metros en el centro, pero con un radio de cientos de kil�metros. La pendiente de la superficie del mar es peque��sima, del orden de una diezmil�sima de grado, pero por su gran extensi�n horizontal resulta fundamental para la din�mica oce�nica. Tal hundimiento implica una fuerza de presi�n dirigida hacia el centro del cicl�n; si el agua estuviera en reposo, este hueco ser�a r�pidamente llenado en unos cuantos d�as. No es eso lo que se observa, por lo que hay que agregar m�s elementos.

Una posibilidad es que la fuerza de presi�n produzca una aceleraci�n centr�peta que haga girar al agua alrededor de ese centro, tal y como gira la piedra de una honda gracias a la tensi�n de las correas. Esta hip�tesis lleva a dos conclusiones que no corresponden en absoluto a lo observado: primera, el agua podr�a rotar en uno u otro sentido, al igual que la misma tensi�n en las cuerdas sirve para que la piedra de la honda gire en cualquier direcci�n. Segundo, la rapidez del agua ser�a del orden de un metro por segundo,¹⁶ lo que es mucho mayor que las velocidades observadas.

Falta un elemento fundamental, la fuerza de Coriolis. Est� equilibrada en gran parte a la de presi�n (lo que se llama balance geostr�fico); la peque�a diferencia entre las fuerzas de Coriolis y la de presi�n es la que provoca la aceleraci�n centr�peta del movimiento circular. Recu�rdese que la direcci�n de la fuerza de Coriolis depende de la direcci�n de la velocidad: de hecho es tal que tiende a hacer girar un cuerpo hacia la derecha de la direcci�n de su movimiento en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Luego, para que (casi) exista un equilibrio entre las fuerzas de presi�n y de Coriolis, se necesita que el fluido en un cicl�n gire en sentido antihorario u horario en los hemisferios norte y sur, respectivamente (v�ase las figuras siguientes).

Estructura vertical y horizontal de un cicl�n (centro de baja presi�n).

Estructura vertical y horizontal de un anticicl�n (centro de presi�n alta)

Un caso a�n m�s interesante es el de un anticicl�n, es decir, un remolino con la estructura de una colina —en vez de una depresi�n— en la superficie del mar, es decir, un centro de alta presi�n. En este caso, tambi�n muy frecuente en el oc�ano, la fuerza de presi�n que apunta hacia afuera del centro, tender�a a aplastar r�pidamente la colina desparram�ndola en todas direcciones. No ocurre eso, sino que el remolino gira de manera tal que la fuerza de Coriolis casi equilibra a la de presi�n. (M�s precisamente, aquella es un poquito m�s fuerte que �sta, mientras que para los ciclones debe ser un poquito m�s d�bil.) Para que se pueda producir este balance (parcial), el agua debe girar en el sentido horario si el remolino est� en el hemisferio septentrional y, en el antihorario si est� en el austral.

Si miran una carta meteorol�gica de esas que aparecen en los peri�dicos o la televisi�n, ver�n que la direcci�n del viento es alrededor de los centros de baja (B) y alta (A) presi�n y en el sentido que se muestra en las dos figuras anteriores. Que el sentido de giro est� determinado por la direcci�n de la fuerza de Coriolis indica la importancia fundamental de la rotaci�n terrestre para estos fen�menos oce�nicos y atmosf�ricos.

Es tal nuestra confianza en el balance geostr�fico, que es m�s com�n medir la fuerza de presi�n, de ella inferir la de Coriolis —suponiendo, con toda justeza, que est�n pr�cticamente en equilibrio— y, finalmente, de esta �ltima, calcular la velocidad que es proporcional en magnitud y perpendicular en direcci�n a la fuerza de Coriolis. Medir presi�n es m�s f�cil que medir velocidades. Dados dos puntos a la misma profundidad, la presi�n en cada uno de ellos es esencialmente el peso de la columna de agua (y aire) que est� por encima; por eso es que una elevaci�n de la superficie del mar (con dimensiones horizontales lo suficientemente grandes) es un centro de alta presi�n y una depresi�n lo es de baja presi�n, es decir, los anticiclones y ciclones que he mencionado.

A lo largo de las costas de los mares del mundo existen estaciones mareogr�ficas que miden la variaci�n, con el paso del tiempo, del nivel del mar. El objetivo original de estas mediciones es determinar la marea, es decir, las oscilaciones peri�dicas de la superficie con periodos de aproximadamente medio d�a y un d�a. (Como est� compuesta de partes realmente peri�dicas, que se repiten exactamente cada cierto tiempo fijo, s� es posible predecirla, del mismo modo que es posible predecir dentro de cu�ntas horas va a amanecer o va a haber un eclipse.) Si se promedian los datos de nivel del mar de todo un mes se eliminan las oscilaciones de la marea, del mismo modo que si se promedia un mes de datos de temperatura de alg�n lugar desaparece la oscilaci�n correspondiente al d�a y la noche.

El promedio mensual del nivel del mar no es igual de un mes al otro, como tampoco lo son las temperaturas medias mensuales que reflejan la variaci�n estacional de invierno, primavera, verano y oto�o. Si se analizan los promedios mensuales de los datos de las estaciones mareogr�ficas en el Golfo de California, se ver� que, a fin de a�o, el nivel del mar es unos cinco cent�metros m�s bajo en la costa continental que en la pen�nsula de Baja California; lo opuesto ocurre seis meses m�s tarde (v�ase figura). Esto significa que hay una fuerza de presi�n que empuja el agua de la superficie hacia el continente hacia fin de a�o, para ir cambiando suavemente hacia la situaci�n contraria seis meses m�s tarde y luego regresar a la original en seis meses m�s.

Variaci�n anual del nivel del mar y corriente superficial

Si la Tierra no rotara, este desnivel mandar�a el agua de una costa a la otra. No es eso lo que ocurre, el agua superficial se mueve fundamentalmente a lo largo del Golfo, saliendo entre octubre y marzo (cuando la fuerza de presi�n la empuja hacia el continente) y entrando el resto del a�o (cuando esa fuerza presiona hacia la pen�nsula); de esta forma la fuerza de Coriolis est� en equilibrio con la de presi�n, al igual que ocurre en los ciclones y anticiclones anteriormente descritos. Ambas fases est�n sombreadas con puntos y rayas inclinadas en la figura. N�tese que el nivel promedio entre ambas costas (no el desnivel) aumenta cuando entra agua el Golfo y disminuye cuando sale, lo que tiene sentido.

La m�xima velocidad de entrada y salida, calculada a partir del m�ximo desnivel, es de unos cinco cent�metros por segundo. Puede parecer un poco absurdo preocuparse de velocidades tan peque�as y de elevaciones del nivel del mar de tan s�lo dec�metros; despu�s de todo el oleaje y la marea son responsables de cambios mucho m�s grandes en la superficie del mar. Sin embargo, esta comparaci�n no es v�lida porque los cambios del nivel del mar a que me refiero ocurren en una escala temporal, la anual, mucho m�s grande que la del oleaje, y la din�mica asociada a este fen�meno es bien diferente, como paso a explicar.

Mencionaba que la presi�n en un punto se puede calcular, con cierta facilidad, midiendo el peso de toda el agua que hay por encima de �l. Lo que importa es esta diferencia de presi�n entre dos puntos a la misma profundidad; esta diferencia representa la fuerza horizontal en esa parte del oc�ano. Hasta el momento me he referido a las diferencias de presi�n en dos puntos cercanos a la superficie debidas a la inclinaci�n de �sta. Para calcular diferencias de presi�n a mayor profundidad, se debe tomar en cuenta los cambios de peso del agua de mar con la temperatura: cuanto m�s caliente es menor la densidad, o sea el peso por unidad de volumen.¹⁷ Lo que se encuentra es sorprendente: bajo el lugar donde la superficie del mar se halla elevada, el agua est� m�s caliente, y m�s fr�a debajo de donde se hunde la superficie. En otras palabras, el agua es, en promedio, m�s liviana donde se eleva la superficie del mar, o m�s pesada donde est� hundida.

Consecuencia de lo anterior es que la diferencia de presi�n entre dos puntos disminuye con la profundidad, llegando incluso a cambiar de signo; esto significa —de acuerdo al balance geostr�fico— que a fin de a�o, cuando el agua cercana a la superficie est� saliendo del Golfo de California, el agua m�s profunda est� de hecho entrando a �l y viceversa seis meses despu�s. La cantidad de agua que entra y sale pr�cticamente se compensan, por eso es que el nivel del mar no var�a tanto, pero en lo que no hay compensaci�n sino un flujo neto muy importante es con el calor: en oto�o e invierno el agua que sale es la superficial, la cual est� m�s caliente que la que entra, la profunda; por lo tanto se produce una p�rdida neta de calor del Golfo, el cual se enfr�a.¹⁸ Lo contrario ocurre en primavera y verano, cuando el sentido de la corriente superficial y profunda se revierte. �Qu� tan grandes son la ganancia y la p�rdida de calor en el Golfo de California? Los valores m�ximos son del orden de decenas de billones de watts, lo que es unas mil veces mayor que el consumo de electricidad en todo M�xico. La se�al escondida en esos cent�metros de variaci�n de nivel del mar es por cierto muy importante; he aqu� una "punta de t�mpano", s�lo que de calor y no de hielo. Dada la dificultad de medir corrientes durante intervalos de tiempo tan grandes, no podr�amos haber llegado a estas conclusiones con s�lo los datos de elevaci�n de la superficie y los cambios de temperatura, si no fuera por nuestra confianza en el balance geostr�fico, donde la fuerza de Coriolis desempe�a papel fundamental.

A diferencia de las oscilaciones inerciales, en los ejemplos de los remolinos y de la circulaci�n anual en el Golfo de California la fuerza de Coriolis no act�a sola sino que est� en equilibrio con la fuerza de presi�n. Un �ltimo ejemplo importante en el campo de la din�mica oce�nica es el de la acci�n simult�nea entre la fuerza de Coriolis y el esfuerzo del viento. No es dif�cil entender que el viento empuja el agua en la direcci�n en que sopla. �C�mo responde �sta? En principio, aparecen oscilaciones inerciales, pero luego de cierto tiempo lo que queda es una circulaci�n donde el esfuerzo del viento est� pr�cticamente en equilibrio con la fuerza de Coriolis. Esto significa que el agua se mueve en direcci�n diferente a la del viento: casi perpendicular a �ste y hacia la derecha en el hemisferio norte, o hacia la izquierda en el austral.

Por ejemplo, los vientos preponderantes en el Atl�ntico norte o el Pac�fico norte soplan desde el Oeste, por lo que el agua fluye lentamente hacia el Sur, para regresar mucho m�s r�pidamente en la costa occidental en la forma de una corriente angosta: la del Golfo, en el caso del Atl�ntico, y la de Kuroshio, en el caso del Pac�fico. Por otra parte, en la zona tropical los vientos preponderantes —los alisios— soplan desde el Este, jalando agua a cada lado del ecuador hacia el polo correspondiente; como este agua debe venir de alguna parte, en una franja angosta centrada en el ecuador hay un afloramiento de aguas profundas (parte del agua que se desparrama hacia las latitudes superiores, sin embargo, viene del Este).

El mismo fen�meno de afloramiento es experimentado cuando el viento sopla a lo largo de la costa oce�nica, en la direcci�n adecuada. Efectivamente, si mirando hacia donde sopla el viento, la costa queda a la izquierda, en el hemisferio septentrional (o a la derecha en el austral), entonces el efecto combinado del viento y la fuerza de Coriolis forma un flujo de agua superficial mar adentro, que, cerca de la costa, produce un afloramiento de aguas profundas. En cambio, si el viento sopla en la direcci�n contraria, entonces se produce el hundimiento del agua superficial. En el primer caso, cuando hay un afloramiento de aguas profundas, ocurre no s�lo un cambio f�sico importante, pues estas aguas est�n fr�as, sino tambi�n qu�mico y biol�gico, pues las aguas profundas son ricas en nutrientes. A este fen�meno de afloramiento, el cual es parcialmente causado por el efecto de Coriolis, se debe, por ejemplo, la notable riqueza pesquera de lugares como, por ejemplo, Per�.

Ya que el efecto horizontal de Coriolis es real —no aparente— y adem�s importante para la f�sica y biolog�a de los oc�anos, �cu�l es su causa? En las siguientes secciones veremos que la existencia de este curioso fen�meno est� ligada a �la forma de la Tierra!