1. Introducción general sobre estuarios y mareas.

Transcripción

1 1. general sobre estuarios y mareas Definición Los estuarios son zonas de transición entre el medio fluvial y el marino, donde el flujo de agua dulce se mezcla con el flujo de agua salada. Se producen gradientes espacio-temporales, a diferentes escalas, de la mezcla de agua dulce y salada. Se diferencian de un río por sus intercambios de agua, sedimentos, nutrientes y energía con la atmósfera y el océano, que determinan la dinámica y los procesos del estuario, y el desarrollo de una compleja y rica diversidad biológica. Los estuarios se originan porque durante la entrada de aguas marinas en la pleamar se retiene las aguas del río, mientras que en la bajamar, todas las aguas comienzan a entrar a gran velocidad en el mar u océano, lo que contribuye a limpiar y profundizar su cauce, dejando a menudo, grandes zonas de marismas. La elevación y circulación de las masas de agua en cualquier punto del estuario, interior y exterior, dependen, principalmente, de los agentes: caudal del río, de la onda de la marea y de las condiciones atmosféricas en el exterior del estuario y de la velocidad y dirección del viento. Estos agentes se suceden con varias escalas temporales, interactuantes entre sí. Los estuarios, representan una de las zonas más interesantes desde el punto de vista hidráulico, ya que es el lugar donde confluyen dos sistemas distintos, el mar y el río. Poseen características combinadas de ambos sistemas, pero resultando muy distintos en consecuencia a ambos. Por lo tanto es de suma importancia estudiar el comportamiento de los estuarios, con su particular geografía, estableciendo especialmente su comportamiento hidrodinámico y fisicoquímico para poder interpretar los fenómenos que en ellos ocurren y alcanzar una mejor utilización de las posibilidades que tales zonas ofrecen. La simultaneidad y variabilidad temporal de los agentes naturales y la diversidad de las acciones humanas producen una amplia gama de regímenes hídricos del estuario, en un extremo aquellos relacionados con la escasez de recurso agua dulce y en el otro los provocados por las avenidas del río y los temporales en la desembocadura. Cuando el caudal de agua dulce del río es bajo, la dinámica del estuario está dominada por la acción mareal y se denomina régimen de caudales bajos. En el régimen de dominio fluvial (se corresponde con la presencia de grandes avenidas), la dinámica fluvial controla la circulación de agua y sustancias en el estuario, la erosión del cauce y los 1

2 procesos asociados a la marea, salinidad y turbidez, se subordinan a aquella. Entre ellos dos se reconoce el régimen mixto fluvial-mareal en el que la dinámica del estuario transita, sin discontinuidad, entre aquellos dos regímenes Clasificación Durante largo tiempo han tenido lugar varios intentos para clasificar los estuarios en diferentes tipos, ya sea basada en descripciones físicas y/o procesos biológicos o químicos que tienen lugar en ellos Clasificación por mareas Davies (1964) realizó una clasificación de los estuarios basada en sus rangos de mareas: Micromareales < 2 m Mesomareales < 4 m, > 2 m Macromareales < 6 m, > 4 m Hipermareales > 6 m Existe otra clasificación (Fig. 1.1) basada en la relación entre la convergencia y la fricción: a) Estuarios hipersíncronos: Donde la convergencia excede la fricción. Como consecuencia, el rango y las corrientes de marea, se incrementan hacia la cabeza del estuario, hasta que en la sección del río, la convergencia disminuye y la fricción tiene mayor efecto, disminuyendo la amplitud y la velocidad. Generalmente estos estuarios tienen forma de embudo. b) Estuarios síncronos: La fricción y la convergencia tienen efectos iguales y opuestos en la marea, y el rango es constante a lo largo del estuario hasta que se alcanza la sección fluvial. c) Estuarios hiposíncronos: En éstos, la fricción excede los efectos de la convergencia, y el rango de marea disminuye a lo largo del estuario. Estos estuarios tienden a tener bocas angostas, y las mayores velocidades se dan en la boca. 2

3 Fig Variación del rango de mareas y la amplitud de velocidad de la corriente en estuarios con diferentes geometrías (tomado de Dyer, 1997) Clasificación topográfica Pritchard (1952) realizó una clasificación topográfica de los estuarios, dividiéndolos en 3 grupos: Estuarios de planicies costeras, Fiordos y Estuarios con barreras (Fig. 1.2). a) Estuarios de planicies costeras: Fueron formados durante la época posglacial por la inundación de valles. No hubo sedimentación durante la inundación, por lo que la topografía del estuario es muy parecida a la original del valle. Consecuentemente, las profundidades máximas de estos estuarios raramente exceden los 30 m. Se hacen más profundos y anchos hacia la boca. Su forma y sección transversal son regularmente triangulares. Este es nuestro caso. b) Fiordos: Los fiordos fueron formados en áreas cubiertas por capas de hielo del Pleistoceno. La presión del hielo hizo más profundos y anchos los valles de los ríos preexistentes, dejando barras rocosas o elevaciones en su lugar, normalmente en las bocas o en las intersecciones de los fiordos. Debido a que se hicieron más profundos, los fiordos tienen una proporción anchuraprofundidad pequeña, y una sección transversal casi rectangular. Su forma es también rectangular, pero angosta. La proporción anchura-profundidad es normalmente de 10:1. Normalmente tienen fondos rocosos y la sedimentación generalmente queda restringida a la cabeza del fiordo. La descarga del río es relativamente pequeña comparada con el volumen total del fiordo. Se encuentran principalmente en latitudes altas en regiones montañosas. 3

4 Fig Diferentes geomorfologías de estuarios (tomado de Dyer, 1997) c) Estuarios de barrera: También han sido formados por inundación de valles durante la glaciación, aunque sin embargo ha habido sedimentación reciente y tienen una barra característica transversalmente a la boca. Estos estuarios están generalmente asociados con costas de sedimentación. Generalmente tienen poca profundidad y tienen grandes lagunas y canales de agua poco profundos muy cercanos a la boca. Debido a la restricción del área transversal, las corrientes pueden ser rápidas en la boca, pero en las partes más anchas y alejadas disminuyen rápidamente. El flujo del río es grande y estacionalmente variable, y acarrea grandes volúmenes de sedimento por el río durante las inundaciones. d) Otros tipos: Estos son los que no se pueden incluir dentro de las otras categorías. En estos se incluyen los estuarios originados tectónicamente, formados por fallas, deslizamientos de tierra o erupciones volcánicas. 4

5 Clasificación morfológica Dalrymple (1992) han considerado el desarrollo morfológico como parte de una secuencia evolutiva, que es determinada por la influencia de la intensidad del río, el oleaje y las mareas. a) Estuarios dominados por oleaje: En éstos, las olas tienen un efecto importante en la boca, donde el sedimento erosionado de la línea de costa es transportado a lo largo de la playa formando una barra. Ésta estrecha la boca, y se formará hasta que las corrientes de marea, que aumentan gradualmente con la disminución de la sección transversal, lleguen a un equilibrio de modo que la erosión del sedimento de la punta de la barra sea tan rápida como lo es su depósito allí debido a la deriva litoral (Fig. 1.3). b) Estuarios dominados por la marea (Fig. 1.4): Son los que corresponden a nuestro caso de estudio. Se forman como resultado de corrientes de marea importantes respecto al efecto del oleaje. La boca generalmente tiene bancos de arena que son alineados con el flujo de la corriente y alrededor de los cuales circula el sedimento. En la cabeza del estuario la influencia de la marea disminuye y el flujo de río se vuelve dominante. Fig Energía relativa (A), morfología (B) y facies sedimentarias (C) en una sección longitudinal idealizada de un estuario (micromareal) dominado por oleaje Darlymple, 1992 (tomado de Dyer, 1997). 5

6 Fig.1.4. Energía relativa (A), morfología (B) y facies sedimentarias (C) en una sección longitudinal idealizada de un estuario dominado por la marea, Darlymple, 1992 (tomado de Dyer, 1997) Clasificación por la salinidad La mayoría de los estuarios estudiados caen dentro de la categoría de los estuarios de planicie costera y es obvio que dentro de este grupo ocurren grandes diferencias en los patrones de circulación, densidad, estratificación y procesos de mezcla. Por todo ello, se hizo necesaria una mejor clasificación basada en las características de distribución de salinidad y de flujo en los estuarios. Pritchard (1955) y Cameron y Pritchard (1963) clasificaron los estuarios de acuerdo a su estratificación y las características de la distribución de la salinidad. Definen cuatro tipos principales de estuarios: altamente estratificados 6

7 o estuarios de cuña salina, fiordos, parcialmente mezclados y homogéneos o bien mezclados. a) Estuario altamente estratificado (del tipo de cuña salina): Si se considera un estuario que desemboca en un mar sin mareas, con una fuente de agua dulce en su parte superior, y que no existe fricción, se encuentra una situación en la que el agua dulce, al ser menos densa que el agua salda, fluye hacia el mar sobre la superficie de la capa de agua salada. La velocidad en la capa superior y su espesor disminuyen hacia la boca al ensancharse el estuario. La interfase entre el agua dulce y el agua salada (haloclina) debería ser horizontal y debería extenderse hacia la cabeza del estuario. No habría mezcla entre el agua dulce y salada y ningún movimiento en la cuña salina. Si se introduce la fricción en forma de viscosidad, existirá ahora una fuerza de corte en el fluido cerca de la interfase que creará una fricción tanto en la cuña salina como en la capa superficial de agua dulce. La cuña salina será empujada aguas abajo hasta que tenga un ángulo suficiente para resistir esta fuerza. El frente de la cuña salina se abultará y el agua superficial se inclinará más abruptamente hacia el mar. Debido a la velocidad de corte a través de la interfase, una capa delgada en la parte superior de la cuña salina se desplazará hacia el mar. Cuando la fuerza de corte es suficientemente intensa se formarán olas que romperán en la interfase y el agua salada se mezclará con la capa de agua dulce superior, dando lugar a un proceso llamado entrainment. Para preservar la continuidad, se necesita un ligero flujo aguas arriba para compensar el agua que va pasando a la capa superior de agua dulce. Así que el fondo va perdiendo sal gradualmente en la capa superior. El entrainment añade volumen en el agua que fluye en la capa superficial hacia la boca, lo que provoca un aumento en la descarga hacia la boca del río. La haloclina es muy angosta, pero está claro que la velocidad cae hasta cero debajo de la superficie de la cuña salina, definida como el gradiente máximo de salinidad (Fig. 1.5). La posición de la cuña salina variará de acuerdo con el flujo del río, y el rango de mareas es normalmente micromareal. Para este tipo de estuario, la relación entre el caudal del río y el flujo de mareas debe ser grande y generalmente la proporción entre el ancho y la profundidad es relativamente pequeña (Dyer, 1997). 7

8 Fig Forma característica y perfil de velocidades en un estuario con cuña salina (tomado de Lewis, 1997) b) Estuarios altamente estratificados: Fiordos. Similares a los de cuña salina, sin embargo, la capa inferior es muy profunda. Al dominar el flujo del río sobre la marea, el entrainment es de nuevo el proceso de mezcla dominante entre el agua dulce y la salada. Cuando la descarga del río es grande, la capa superficial es casi homogénea y el gradiente máximo de salinidad ocurre debajo de la superficie (Fig. 1.6). 8

9 Fig Salinidad y perfiles de velocidades en un Fiordo ( Dyer, 1997) c) Estuarios parcialmente mezclados. Si las mareas son importantes, el volumen del estuario oscilará de acuerdo con las pleamares y bajamares. La energía involucrada en estos movimientos es grande y es principalmente disipada en el estuario por la fricción con el fondo, provocando turbulencia, permitiendo la mezcla entre el agua dulce y la salada. Consecuentemente, la salinidad de la capa superficial se incrementa y para descargar un volumen de agua dulce igual al flujo del río, el flujo superficial hacia el mar aumenta. Esto causa un incremento de volumen en el flujo compensatorio aguas arriba. Como consecuencia, un sistema distinto del de dos capas se forma en los flujos medios. Existe una altura en la columna de agua donde el flujo medio es cero, el cual es llamado nivel de inmovilidad, y coincide con el gradiente de máxima salinidad vertical. Debido al eficiente intercambio entre agua dulce y salada, la estructura del estuario es diferente de la de un estuario con cuña salina. La salinidad superficial aumenta de forma constante hacia abajo del estuario, y el agua completamente dulce sólo ocurre en la cabeza del estuario. También se presenta un gradiente de salinidad longitudinal en el fondo. Como resultado, existe una gran sección en las mediaciones de este tipo de estuario en donde los 9

10 gradientes horizontales de salinidad son casi lineales. La forma del perfil vertical de salinidad no cambia mucho a lo largo del estuario (Fig. 1.7). En estuarios parcialmente mezclados, el rango de mareas puede cambiar significativamente entre mareas vivas y muertas. Las mareas vivas incrementan los intercambios turbulentos de agua y sal, y como consecuencia la circulación gravitacional vertical puede incrementarse y la estratificación disminuir. En momentos de alto caudal del río, el estuario puede volverse más altamente estratificado y la intensidad de la circulación debería disminuir. Dentro de un estuario parcialmente mezclado puede haber considerables cambios en la estructura a lo largo del estuario, con condiciones de alta estratificación cerca de la boca, donde la profundidad del agua y rango de mareas disminuyen, y el flujo del río se vuelve comparativamente más importante. Además, pueden ocurrir condiciones de mezcla completa en la boca cuando las corrientes son mayores. Fig Salinidad y perfiles de velocidad en un estuario parcialmente mezclado, (Dyer, 1997) 10

11 d) Estuarios bien mezclados o estuarios verticalmente homogéneos. Este tipo de estuarios es el que se da en nuestro caso. Cuando el rango de mareas es mayor en relación con la profundidad del agua, la turbulencia producida por la tensión en el fondo puede ser lo suficientemente importante para mezclar la columna de agua completamente y hacer el estuario verticalmente homogéneo (Fig. 1.8). En estos estuarios el flujo de las mareas debe ser mucho más grande que el flujo del río, por lo que se tienen que tener condiciones macromareales. Este tipo de estuarios se dividen a su vez en dos. Un tipo son los Estuarios lateralmente no-homogéneos, que se presentan cuando un estuario es lo suficientemente ancho, de modo que las fuerzas de Coriolis y la centrífuga pueden causar una separación horizontal del flujo. De acuerdo con esto, el flujo neto hacia el mar puede ocurrir en todas las profundidades del lado derecho del estuario (en el hemisferio norte) y el flujo compensatorio aguas arriba por el lado izquierdo. En estuarios anchos, esta circulación horizontal puede desarrollarse de modo que exista un flujo residual hacia abajo del estuario en un lado, y un flujo hacia dentro por el otro lado, y una separación en el canal dominado por la marea alta y el canal dominado por la bajada de la marea. El segundo tipo son los Estuarios Lateralmente homogéneos, que ocurren en donde la achura es menor, debido a que la tensión lateral puede ser lo suficientemente intensa para crear condiciones lateralmente homogéneas. La salinidad aumenta hacia la boca y el flujo medio es hacia el mar a través de las secciones transversales, con tendencia a llevar la sal hacia fuera del estuario. Este tipo de estuario puede mostrar variaciones de sección a sección. Cerca de la cabeza, donde la amplitud de la marea puede ser reducida, el flujo del río puede dominar, el entrainment puede ser activo y puede darse como resultado una estructura altamente estratificada. Corriente abajo, las velocidades de las mareas pueden aumentar, la mezcla turbulenta puede ser más activa y se puede presentar una estructura parcialmente mezclada, mientras que cerca de la boca, donde las corrientes de marea pueden ser lo suficientemente fuertes, se pueden presentar condiciones de estuario bien mezclado. 11

12 Fig Salinidad y perfiles de velocidades en un estuario bien mezclado, ( Dyer, 1997). Flood chan.= Flujo, Ebb cannel. = Reflujo Clasificaciones cuantitativas Basándose en la clasificación de salinidad de Pritchard (1955), se han obtenido varias técnicas de clasificación de los estuarios. Simmons (1955) introdujo el concepto de índice de flujo (ecuación. 1.1), siendo Q el flujo del río, T el periodo de la marea y Pr el prisma de marea (que consiste en la diferencia de volumen del estuario entre la pleamar y la bajamar). Para valores del índice mayores de 1.0, el estuario es altamente estratificado, para valores menores de 0.10 el estuario es totalmente mezclado y con valores alrededor de 0.25 el estuario es parcialmente mezclado. Tasa de flujo = Q T P r (1.1) 1.00 Altamente estratificado 0.25 Parcialmente mezclado 12

13 0.10 Completamente mezclado Uncles et al. (1983) readaptaron el criterio anterior y sugirieron la relación entre la velocidad media del flujo del río, uf, y la velocidad media cuadrática de la corriente de la marea, utrms, como un nuevo parámetro para clasificar los estuarios. De acuerdo a esta clasificación, para valores del cociente menores que 10-2 el estuario está bien mezclado y con valores mayores a 10-1 es altamente estratificado. u f u Trms > 10 1 altamente estratificado < 10 2 bien mezclado (1.2) 1.3. a las mareas Las mareas son ascensos y descensos periódicos de todas las aguas oceánicas, incluyendo las del mar abierto, los golfos y las bahías, resultado de la atracción gravitatoria de la Luna y del Sol sobre el agua y la propia Tierra. Otros fenómenos ocasionales, como los vientos, las lluvias, el desborde de ríos y los tsunamis provocan también variaciones del nivel del mar, pero no pueden ser calificados como mareas. Para poder explicar de manera simplificada el fenómeno de la marea se considerará que la Tierra es una esfera sin continentes rodeada por una hidrosfera y que gira alrededor del Sol en una trayectoria elíptica sin girar sobre su eje. Igualmente vamos a basar nuestras explicaciones en el caso solar, siendo análogo para el caso de la Luna. Cuando un astro está en órbita alrededor de otro, la fuerza de atracción gravitacional entre los dos viene dada por la ley de gravitación de Newton: F g = G M 1M 2 d 2 (1.3) Siendo G la constante de gravitación universal, M1 y M2 las masas de los dos cuerpos y d la distancia entre los centros de masas de los astros. Esta fuerza de atracción es la fuerza centrípeta que hace que el astro describa una circunferencia. F c = M 2 ω 2 R 1 = G M 1M 2 d 2 (1.4) Donde M2 es la masa del astro, ω=2π/to la velocidad angular del astro y T su período orbital; y R1 es la distancia entre el centro de masas del astro y el centro de rotación, que coincide con el centro de masas de los dos astros. Si el otro astro es mucho más masivo (M1<<M2), el centro de rotación está muy cerca del 13

14 centro de masas del astro masivo y R1 d. Es el caso que ocurre con la Tierra y el Sol. El valor de la aceleración de gravedad debida al Sol es exactamente el que corresponde a una órbita con la velocidad angular ω y con el centro de masas terrestre a una distancia d del Sol. Todas las partes de la Tierra tienen la misma velocidad angular alrededor del Sol, pero no están a la misma distancia. Las que están más lejos que el centro de masas sentirán una aceleración de gravedad menor que la necesaria y la que están a una distancia inferior sentirán una aceleración mayor que la necesaria. Si opta por utilizar un sistema de referencia inercial (inmóvil respecto a la estrellas), no se deben tener en cuenta las fuerzas centrífugas, que son fuerzas ficticias y que sólo aparecen en sistemas de referencia acelerados. Un observador en la Tierra ve fuerzas centrífugas porque la Tierra está en caída libre hacia el Sol. En cambio, para un observador exterior fijo, solo existen las fuerzas reales, como la fuerza de atracción que constituye la fuerza centrípeta. El resultado de este pequeño desequilibrio de fuerzas es que el agua de los océanos situada en el lado opuesto al Sol siente una fuerza que la empuja hacia el exterior de la órbita, mientras que el agua situada en el lado orientado hacia el Sol siente una fuerza que la empuja hacia dicho astro. La consecuencia es que la esfera de agua que recubre a la Tierra se alarga ligeramente y se transforma en un elipsoide de revolución cuyo eje mayor está dirigido hacia el Sol. Se verá que este alargamiento relativo es muy pequeño: del orden de uno entre diez millones Mareas lunares La Luna, al estar mucho más cerca de la Tierra que el Sol, es la causa principal de las mareas. Cuando la Luna está justo encima de un punto dado de la superficie terrestre, ejerce una fuerza de atracción del agua, que, por lo tanto, se eleva sobre su nivel normal. El agua que cubre la porción de Tierra más lejana de la Luna también está sometida a atracción; se forma así otra elevación que proporciona el fundamento de una segunda onda. La cresta de onda situada bajo la Luna se llama marea directa, y la del lado diametralmente opuesto de la Tierra se llama marea opuesta. En ambas crestas, prevalece la condición conocida como de marea alta, mientras que a lo largo de la circunferencia formada por las zonas perpendiculares al eje de mareas directa y opuesta se producen fases de marea baja. 14

15 Las mareas alta y baja se alternan en un ciclo continuo. Las variaciones producidas de forma natural entre los niveles de marea alta y baja se denominan amplitud de la marea. En la mayoría de las costas del mundo se producen dos mareas altas y dos bajas cada día lunar, siendo la duración media de un día lunar 24 h, 50 min y 28 s. Una de las mareas altas está provocada por la cresta de marea directa y la otra por la cresta de marea opuesta. En general, dos mareas altas o bajas sucesivas tienen casi la misma altura. Sin embargo, en algunos lugares fuera del océano Atlántico estas alturas varían de forma considerable; este fenómeno, conocido como desigualdad diurna, todavía no se comprende completamente en la actualidad. La diferencia de altura del océano provocada por diferencia de atracción debida a las distancias diferentes respecto a la Luna es: = G M l R 2 (1.5) d 3 l g Donde Ml es la masa lunar, dl la distancia entre la Tierra y la Luna. El cálculo numérico nos da una variación de 35,6 cm Mareas solares Asimismo, el Sol provoca el ascenso de dos crestas de onda opuestas, pero como el Sol está más alejado de la Tierra, su fuerza para crear mareas es un 46% menor que la Luna. El resultado de la suma de las fuerzas ejercidas por la Luna y el Sol es una onda compuesta por dos crestas, cuya posición depende de las posiciones relativas del Sol y de la Luna en un instante dado. La aceleración solar da un aumento de la altura del océano de 16,28 cm. Con la suma de los dos efectos, el semieje mayor del elipsoide es 24,4 cm mayor que el semieje menor. Como la Tierra gira, un punto situado en el Ecuador ve la altura del mar llegar a un máximo (pleamar) dos veces por día: cada vez que dicho punto pasa por el semieje mayor. De la misma manera, cada vez que el punto pasa por un semieje menor, la altura del mar pasa por un mínimo (bajamar). La diferencia entre la pleamar y la bajamar es de 24,4 cm. Pero no hay que olvidar que esto sólo es la parte debida al Sol, que no hay continentes y que no se ha tenido en cuenta la inclinación del eje de rotación de la Tierra. La variación de la altura del mar se puede aproximar por una sinusoide con un período de 12 horas. Durante los periodos de Luna nueva y llena, cuando el Sol, la Luna y la Tierra están alineados, las ondas solar y lunar coinciden. Resulta un estado conocido como mareas vivas; en ellas las mareas altas ascienden más y las mareas bajas 15

16 descienden más de lo habitual. Cuando la Luna está en el primer o tercer cuadrante, el Sol forma un ángulo recto con respecto a la Tierra y las ondas quedan sometidas a fuerzas opuestas del Sol y de la Luna. Este estado es el de marea muerta: la marea alta es más baja y la baja más alta de lo normal. Las mareas viva y muerta se producen 60 h después de las fases correspondientes de la Luna; este periodo se llama edad de la marea o de la fase de desigualdad. El intervalo entre el instante en que la Luna cruza un meridiano en un punto y cuando la siguiente marea alta llega a ese punto se llama intervalo Luna-marea, o de marea alta. El intervalo de marea baja es el periodo entre el instante en que la Luna cruza un meridiano y cuando llega la siguiente marea baja. Los valores medios entre los intervalos Luna-marea durante los periodos de Luna nueva y llena se conocen como establecimiento de puerto. Los valores de los intervalos durante otros periodos del mes se denominan, a veces, establecimientos corregidos Mareas vivas y mareas muertas El elipsoide debido a las mareas solares tiene el eje mayor dirigido hacia el Sol. El elipsoide debido a las mareas lunares tiene el eje mayor dirigido hacia la Luna. Como la Luna gira alrededor de la Tierra, los ejes mayores de los elipsoides no giran a la misma velocidad. Con respecto a la estrellas, el periodo de rotación del elipsoide solar es de un año. El elipsoide de la Luna es de 27,32 días. El resultado es que los ejes de los dos elipsoides se acercan cada 14,77 días. Cuando los ejes mayores de los dos elipsoides están alineados, la amplitud de las mareas es máxima y se llaman mareas vivas o mareas sizigias. Esto sucede en las lunas nuevas y en las lunas llenas. En cambio, cuando el eje mayor de cada elipsoide está alineado con el eje menor del otro, la amplitud de las mareas es mínima. Esto sucede en los cuartos menguantes y los cuartos crecientes. Estas mareas se llaman mareas muertas o mareas de cuadratura. 16

17 Fig Posición del Sol, la Luna y La Tierra en relación a sus mareas Tipos de marea De acuerdo a la cantidad de pleas y bajamares que se produzcan durante un día lunar, en un lugar específico, se distinguen tipos de mareas. Semidiurna: cuando se producen diariamente dos altas y dos bajas, con relativa igualdad de altura entre correspondientes altas y bajas. Este tipo de marea se produce en prácticamente toda la costa de los Océanos, que no tienen accidentes geográficos muy notables. La principal componente lunar semidiurna es la M2, que tiene un período de h. En cambio la principal componente solar semidiurna es la S2, que tiene un período de 12 h. Estas dos componentes semidiurnas son las más importantes y son las que nosotros vamos a considerar en nuestro estudio, así mismo, podemos decir que la componente K2 es la principal lunisolar semidiurna, con un período de 11.96h y N2 es la componente lunar elíptica mayor semidiurna, con un período de12.65h. Diurna: Cuando en un día se produce sólo una alta y una bajamar. Este tipo de mareas se produce generalmente en grandes golfos. Las componentes más importantes de este tipo son, la K1 y la O1, la primera es la lunisolar de declinación diurna y la segunda la de declinación diurna. Los períodos de ambas son h y h respectivamente. Mixta: Este tipo de mareas se caracteriza por grandes desigualdades de altura entre altas o bajas consecutivas. Es posible que se produzcan dos altas y dos bajas el mismo día, pero en determinadas épocas pasan a ser diurnas. Mareas 17

18 de este tipo, se producen en la boca oriental del Estrecho de Magallanes y en algunos otros lugares del mundo Las mareas en las costas. Resonancia La amplitud de las mareas en alta mar es menor que 1 metro. En cambio, cerca de las costas la amplitud es generalmente mayor y en algunos casos alcanza o sobrepasa los 10 metros. La razón es la resonancia de la capa de agua situada sobre la plataforma continental. Esta capa es poco profunda (menos de 200 m) y, en algunos casos, tiene una gran extensión hasta el talud continental. Para explicar el fenómeno de la resonancia presente de las mareas en las costas recurrimos al ejemplo del Canal de la Mancha, que es una capa de agua de 500 km de largo (desde la entrada hasta el Paso de Calais), 150 km de ancho y solo 100 m de profundidad. A escala, eso se corresponde con una masa de agua de 50 metros de largo y de 1 cm de profundidad. Cuando el nivel del mar aumenta en la entrada, el agua entra en el Canal de la Mancha. Como la extensión es grande y la profundidad pequeña, la velocidad del agua aumenta hasta unos 4 a 5 nudos (2 a 2.5 m/s). Alcanzar esa velocidad toma su tiempo (unas tres horas en el caso del Canal de la Mancha), pero detenerse también requiere un período similar. Una vez lanzada, el agua continúa avanzando, transcurriendo otras tres horas hasta que se para e invierte su dirección. El comportamiento oscilatorio se debe a la inercia y al retardo que tiene la capa de agua para responder a la excitación: la variación de altura del océano más allá del talud continental. La marea será más grande en función de que el período de oscilación propio de la zona sea más próximo al periodo de la excitación externa Mareas atmosféricas Al ser el aire atmosférico un fluido, como sucede con las aguas oceánicas, también las dimensiones de la atmósfera sufren la acción de las mareas, afectando su espesor y altura y, por consiguiente, la presión atmosférica. Así, la presión atmosférica disminuye ligeramente durante las fases de luna llena y luna nueva, al ser atraída la columna de aire por el paso, combinado o no, de la luna y el sol por el cenit y/o el nadir. Como hemos visto con las mareas oceánicas, el nivel del mar puede ascender o bajar varios metros cada día en los lugares más propicios (estuarios o bahías). Pero en el caso de la atmósfera su nivel puede ser modificado por la atracción de la luna y el sol en varios km. Hay que tener en cuenta, sin embargo, que la atmósfera tiene un mayor espesor 18

19 en la zona ecuatorial en especial y en la zona intertropical en general, por la fuerza centrífuga del movimiento de rotación terrestre, por lo que la intensidad de las mareas vendría a superponerse a dicha fuerza centrífuga. Lo mismo que sucede con las mareas oceánicas en la zona intertropical, sus efectos no son tan notorios ya que quedan enmascarados por dicha fuerza centrífuga. La presión atmosférica varía normalmente entre 990 y 1040 hectopascales y aún más en otras ocasiones. Una variación de la presión de 1 hectopascal provoca una variación de un 1 cm del nivel del océano, así que la variación del nivel del mar debido a la presión atmosférica es del orden de 50 cm. Algunos llaman a estas variaciones mareas barométricas Corrientes y ondas de marea Junto al ascenso y descenso vertical de agua, hay varios movimientos horizontales o laterales llamados comúnmente corrientes de marea, muy diferentes de las corrientes oceánicas normales. En zonas cerradas, una corriente de marea fluye durante unas 6 h aguas arriba, o hacia la costa, en correspondencia con la marea alta; después se invierte y fluye, durante casi el mismo tiempo, en dirección contraria, y se corresponde con la marea baja. Durante el periodo de inversión, el agua se caracteriza por un estado de inmovilidad, o calma, llamado repunte de la marea. Una corriente que fluye hacia la costa se califica como de flujo; y la que se aleja de la misma, reflujo. 19