7.5: Movimiento Geostrófico

Hasta el momento he discutido algunas consecuencias oceánicas del efecto Coriolis. Aunque importantes, estos se encuentran en escalas bastante locales. Pero el efecto Coriolis también juega un papel llamativo y fundamentalmente importante en la dinámica de las corrientes y circulaciones a gran escala tanto en los océanos como en la atmósfera.

Aquí te dejamos los antecedentes que debes conocer. Todos los movimientos a gran escala de los océanos y la atmósfera, del tipo que verías en un mapa meteorológico de América del Norte o una carta de corrientes del Atlántico Norte, deben su existencia a gradientes de presión horizontales: cambios en la presión de un lugar a otro cuando se ven a la misma altitud (en atmósfera) o la misma profundidad (en los océanos).

Este no es el lugar para describir con mucho detalle cómo surgen estos gradientes de presión horizontales; ojalá sea suficiente decir que en la atmósfera surgen del calentamiento y enfriamiento diferenciales y la consiguiente expansión y contracción de la atmósfera, y en los océanos surgen de una serie de , incluyendo diferencias a gran escala en temperatura y salinidad y también el movimiento horizontal y “amontonamiento” de las aguas superficiales en respuesta a los vientos.

Sólo para darle alguna sensación sobre el origen de las diferencias de presión horizontal en la atmósfera, piense en una hipotética celda de convección, una que esté muy sobresimplificada pero fundamentalmente representativa de lo que realmente sucede en la atmósfera a gran escala. Desafortunadamente esto no es algo que pueda esperar que construya en su patio trasero, aunque esencialmente sucede lo mismo en un gran tanque de agua diferencialmente calentada y enfriada. La figura\(\PageIndex{1}\) muestra un gigantesco corte norte-sur a través de una atmósfera hipotética. Supongamos que, antes de que comience la convección, la atmósfera está a la misma temperatura en todas partes a cualquier altitud dada. Debido a que la densidad del aire es una función de la temperatura, y la presión del aire es una función de cómo varía la densidad del aire con la altitud por encima del nivel de altitud dado, la presión es la misma en todas partes a la altitud dada, como lo muestran las líneas horizontales en la Figura \(\PageIndex{1}\), que representan las intersecciones de planos horizontales con superficies de igual presión (llamadas superficies isobáricas).

Figura\(\PageIndex{1}\): Corte norte-sur a través de una atmósfera hipotética, antes de la acción. NP, Polo Norte; EQ, Ecuador.

Para poner en marcha la celda de convección, supongamos que la atmósfera se calienta a latitudes bajas, cerca del Ecuador, y se enfría en latitudes altas, cerca del Polo Norte. A latitudes bajas toda la columna de la atmósfera se expande hacia arriba, y en latitudes altas toda la columna de la atmósfera se contrae hacia abajo, en respuesta al cambio en la temperatura y por lo tanto en la densidad. En respuesta a esta expansión y contracción, las superficies isobáricas en todas partes sobre la superficie del suelo toman una pendiente hacia los polos, como se muestra en la Figura\(\PageIndex{2}\). El efecto es un movimiento del aire desde latitudes bajas a latitudes altas, como se puede observar considerando cómo varía la presión a través de alguna superficie horizontal arbitraria en la atmósfera, mostrada por la línea discontinua en la Figura\(\PageIndex{2}\). Debido a la forma en que las superficies isobáricas cortan la superficie horizontal, hay una disminución de la presión de sur a norte a lo largo de la superficie horizontal, y este gradiente de presión provoca el movimiento de aire de sur a norte.

Figura\(\PageIndex{2}\): Corte norte-sur a través de la atmósfera hipotética, después de comenzar el calentamiento y enfriamiento.

El movimiento de aire de sur a norte resulta en una mayor masa total de aire en una columna atmosférica cerca del Polo Norte que en una columna atmosférica cerca del Ecuador. En y cerca de la superficie de la Tierra, por lo tanto, la presión atmosférica es mayor cerca del Polo Norte que cerca del Ecuador, por lo que a lo largo de alguna superficie horizontal baja en la atmósfera el gradiente de presión horizontal es de norte a sur en lugar de sur a norte. El patrón de equilibrio del movimiento convectivo luego muestra (Figura\(\PageIndex{3}\)) el flujo hacia el norte en la atmósfera superior, donde el gradiente de presión horizontal es hacia el norte, y el flujo hacia el sur en la atmósfera inferior, donde el gradiente de presión es hacia el sur. En algún nivel intermedio, las superficies isobáricas son horizontales, y no hay movimiento horizontal.

Figura\(\PageIndex{3}\): Circulación producida en la atmósfera hipotética por calentamiento y enfriamiento.

El ejercicio anterior pretende mostrar cómo los movimientos reales en celdas de convección térmica familiares son respuestas cualitativamente comprensibles a los gradientes de presión horizontales establecidos por calentamiento y enfriamiento diferenciales y la consiguiente expansión y contracción. Lo que quiero que se lleven de este ejemplo es la idea de que siempre van a haber gradientes de presión horizontales en la atmósfera, que tienden a generar vientos. (Las corrientes en las profundidades oceánicas también son generadas por tales gradientes de presión). Ahora tenemos que ver cómo la aceleración de Coriolis afecta a estos vientos generados por gradiente de presión.

Dije en una sección anterior que los movimientos de la atmósfera y los océanos en la superficie de la Tierra son dominantemente horizontales a gran escala (ten en cuenta que las laderas de las superficies isobáricas en Figura\(\PageIndex{3}\) son muy exageradas) y que solo la componente horizontal de la aceleración de Coriolis tiene para ser considerados en estos movimientos horizontales. Piense en el equilibrio fundamental de fuerzas que gobiernan estos movimientos. Para hacer un trabajo completo de esto tendríamos que separar las ecuaciones gobernantes del movimiento con cierto detalle, pero los efectos importantes deberían tener sentido para ti sin eso.

En primer lugar, al igual que ocurre con el flujo en tuberías y canales (Capítulo 4), podemos pensar en el equilibrio de fuerzas en el plano paralelo al límite sólido, al que los movimientos son paralelos, y contentarnos con el conocimiento de que en la dirección normal a límite la ecuación del movimiento se reduce a equilibrio entre el peso descendente del fluido y el gradiente de presión ascendente, como manifestación de lo que llamé el equilibrio hidrostático en el Capítulo 1.

¿Qué fuerzas horizontales necesitamos tomar en cuenta? Los candidatos son cinco: presión, fricción, gravedad, Coriolis, y (si el viento sopla en una trayectoria curvada horizontalmente) fuerza centrífuga. Por lo dicho en el último párrafo, no es necesario incluir la gravedad. Y la fuerza centrífuga es realmente importante sólo en vientos fuertemente curvados, como en tornados; incluso alrededor del ojo de un huracán no es el efecto dominante, aunque tampoco es despreciable. Eso deja presión, fricción y Coriolis.

Espero que tenga sentido para ustedes cuando afirmo que, muy por encima de la capa de la atmósfera que se encuentra en las inmediaciones de la superficie, los efectos de fricción deberían ser muy pequeños en comparación con las otras fuerzas. Este es efectivamente el caso, como verá a partir del resultado de la presente línea argumental más adelante, pero no es fácil de justificar. Entonces el equilibrio dominante de fuerzas es justo entre el gradiente de presión y la fuerza de Coriolis. Es este equilibrio de fuerzas el que tiene consecuencias de tan largo alcance para la naturaleza de los movimientos atmosféricos y oceánicos.

Piense en la dirección del viento, en relación con el gradiente de presión, cuando el aire se mueve bajo la influencia de un equilibrio entre la fuerza de gradiente de presión y la fuerza de Coriolis. Use la Figura\(\PageIndex{4}\), que es una vista en planta de alguna área grande sobre la cual actúa un gradiente de presión horizontal en la atmósfera, como guía. En\(\PageIndex{4}\) la Figura las líneas de luz representan las intersecciones de las superficies isobáricas con un plano horizontal a cierta altitud fija a la que estamos considerando el movimiento atmosférico; estas líneas, llamadas isóbaras, son exactamente las mismas que las que usaron para mostrar en los mapas meteorológicos en el periódicos y televisión.

Figura\(\PageIndex{4}\): Vista en planta de una gran área de la atmósfera en la que existe un gradiente de presión horizontal.

La fuerza del gradiente de presión actúa en ángulo recto con las isobarras, en la dirección de la presión decreciente. Entonces (Figura\(\PageIndex{5}\)) en ausencia de efectos Coriolis el viento debe soplar recto a través de las isobarras. Pero en nuestra Tierra giratoria (Figura\(\PageIndex{6}\)), debido a que la fuerza Coriolis siempre actúa en ángulo recto con la dirección del movimiento, la única manera de que pueda haber un equilibrio entre el gradiente de presión y los Coriolis es que el viento sople a lo largo de las isobarras, ¡no a través de ellas!

Figura\(\PageIndex{5}\): En ausencia de efectos de Coriolis, el viento debe soplar a través de las isobarras hacia una presión más baja.

Figura\(\PageIndex{6}\): En presencia de efectos de Coriolis, el viento sopla paralelo a las isobarras.

Si la sorprendente conclusión del último párrafo te parece sospechoso, o no entiendes completamente lo que está pasando, intenta dibujar el equilibrio de las dos fuerzas cuando una parcela de aire se mueve horizontalmente en alguna dirección arbitraria que no sea paralela a las isobarras (Figura\(\PageIndex{7}\)). Se vería que el resultante de las dos fuerzas siempre tiene un componente apagado a un lado de la dirección asumida del movimiento, y la dirección de ese componente es tal que balancea la trayectoria del bulto de aire más cerca de estar a lo largo de las isobarras. No puede haber equilibrio hasta que esos dos vectores de fuerza actúen en direcciones exactamente opuestas entre sí, y esa dirección sea paralela a las isobarras.

Figura\(\PageIndex{7}\): La fuerza neta sobre una parcela de aire que no se mueve paralela a las isobarras es tal que hace que su movimiento se vuelva más cercano a las isobarras.

El movimiento fluido planetario del tipo analizado anteriormente, para el cual el equilibrio entre la fuerza de gradiente de presión y la fuerza de Coriolis dicta una dirección de movimiento a lo largo de las isobarras, se denomina movimiento geastrófico, y el equilibrio de fuerzas en sí se denomina equilibrio geotrófico. Es de fundamental importancia tanto en la atmósfera como en los océanos. De hecho, parece seguro decir que el movimiento geostrófico es, con mucho, el aspecto más llamativo de los movimientos de fluidos planetarios a gran escala.

La realidad del movimiento geostrófico es evidente incluso a partir de una mirada superficial a un mapa meteorológico “real” (uno que muestra isóbares): los vientos son casi paralelos a las isobarras, y en tal sentido que en el hemisferio norte si miras a través de las isobarras hacia abajo del gradiente de presión, hacia la región de baja presión, el viento sopla de tu izquierda a tu derecha. Otra forma de decirlo es que (en el hemisferio norte) los vientos se mueven en sentido antihorario alrededor de áreas de baja presión y en sentido horario alrededor de regiones de alta presión (Figura\(\PageIndex{8}\)).

Figura\(\PageIndex{8}\): En el hemisferio norte, los vientos se mueven en sentido antihorario alrededor del área de baja presión y en el sentido de las agujas del reloj