Técnicas de pronóstico de oleaje para las costas de Costa Rica

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1 Técnicas de pronóstico de oleaje para las costas de Costa Rica Centro de Investigaciones Geofísicas (CIGEFI) Universidad de Costa Rica Instructor: Dr. Omar G. Lizano R. Tel: , Cel Fax: CIGEFI: o CIMAR: INSTITUTO METEOROLÓGICO NACIONAL Febrero del

2 INDICE ONDAS SUPERFICIALES 1. CONCEPTOS BÁSICOS Características de las olas Energía y dispersión de olas Formación de olas Espectro de olas y un océano en completo desarrollo (ocd) Propagación de olas Refracción y rompimiento METODOS DE PRONOSTICO Y DIAGNOSTICO DE OLEAJE Métodos empíricos de pronóstico de oleaje Los modelos espectrales de olas Formación de oleaje para las costas de Costa Rica FENÓMENOS EXTRAODIRNARIOS DE OLEAJE EN LA COSTA PACIFICA DE COSTA RICA El fenómeno de oleaje del de mayo del El fenómeno de oleaje del 11 y 12 de agosto del Otros eventos El evento del 31 de agosto del El evento del 09 de setiembre del ADAPTACIÓN DE MODELOS NUMERICOS PARA EL PRONOSTICO OPERACIONAL COSTERO EN COSTA RICA Modelos de refracción costeros Asimilación de la información de los modelos globales Graficación de los resultados costeros Resumen del procedimiento REFERENCIAS 43 APENDICE A 2

3 ONDAS SUPERFICIALES 1. CONCEPTOS BÁSICOS Características de las olas: Todo tipo de oscilaciones en la superficie de agua que sean periódicas, son llamadas olas. Hay olas desde 1 seg (garras de gato o "Cat's paws", como se llaman en inglés), hasta de horas (mareas). Fig Clasificación de las olas según su período. Esta figura muestra la energía de la ola (la cual como veremos, es proporcional a su altura al cuadrado) en función de la frecuencia (o período: que es el inverso de la frecuencia). En la primera fila se indica la fuerza generadora principal de este disturbio, y en la segunda fila (derecha) se indica la fuerza restauradora principal que disipa o modifica el movimiento ondulatorio. 3

4 El pico de máxima energía está entre los 4 y 12 seg, que corresponden a las olas generadas por el viento. Esto quiere decir que la mayoría de las olas en el océano tienen energía alrededor de esos períodos, son las olas más frecuentes formadas en el océano. Nótese los picos de ondas de marea de 12 y 24 horas generadas por la Luna y el Sol. Las características más simples de una onda son: su período (T), altura (H) (o amplitud a ) y su longitud de onda (λ). Fig Características de una onda. En una cuerda la generación de una onda hace que el movimiento de las partículas en el medio material en la cual se propaga, sea hacia abajo y hacia arriba, en tanto que la onda se traslada hacia la izquierda solamente, como muestra la Fig. 1.3: Fig Propagación de una onda en una cuerda. En el océano, cuando se genera una ola, las partículas hacen un movimiento circular en agua profunda, y un movimiento elipsoidal en aguas costeras, como muestra la siguiente figura: 4

5 Fig Movimiento de las partículas en el agua al paso de una onda. En el océano la altura (H) de la ola es generalmente mucho menor que su longitud (L). En virtud de esto, la teoría que describe el movimiento de una ola se hace más sencilla (teoría lineal de onda o de pequeña amplitud), donde la velocidad de fase o velocidad de propagación de la onda "c" es dada por: c 2 = g/k tanh(kh) donde: k= 2π/L, es el número de onda h: profundidad del agua L: la longitud de onda g: la aceleración gravitacional tanh: tangente hiperbólica Entonces, si "kh" es muy grande, es porque la profundidad (h) es grande (zona llamada de "agua profunda" en el lenguaje oceanográfico). Esto se cumple cuando la razón entre la profundidad (h) y la longitud de onda (L) es mayor que 0.5. De esta manera, la tanh(kh) es aproximadamente 1, por lo que: c 2 = g/k y entonces: c = gt/2π En esta ecuación anterior observamos que viajan mas rápido aquellas olas que tienen mayor período. Por esto las olas de agua profunda se llaman dispersivas. Esto quiere decir, que cuando se genera una tormenta, siempre se van al frente aquellas olas con los períodos mas largos. Son los primeras en alcanzar las costas, aunque no necesariamente las de mayor energía. 5

6 Ahora, si "kh" es muy pequeña, es porque la profundidad (h) es pequeña, entonces: c = gh donde se nota que la velocidad de las olas depende de la profundidad (h) por la cual viajan. A mayor profundidad mayor velocidad. Esto tiene una gran importancia en las transformaciones que las olas sufren conforme se aproximan a la costa, llamado REFRACCION DE OLAS, que veremos mas adelante. A estas olas, dominadas por la profundidad, se llaman olas de "aguas someras o poco profundas". Esto se cumple cuando la razón entre la profundidad (h) y la longitud de onda (L) es menor que En esa zona donde el agua no es profunda ni tampoco somera, la ecuación que describe la velocidad de fase de la onda no se puede simplificar, por lo que se aplica tal y como está. A esta zona se le llama de "aguas intermedias" (Fig. 1.5). Estos límites de aplicabilidad son importantes para el oceanógrafo, pues con ello se puede saber si las olas "sienten" o no en fondo, de manera que su comportamiento y los efectos que produce, puedan ser descrito apropiadamente según la teoría. Fig Límites de aplicabilidad para ondas de aguas profundas y someras. 1.2 Energía y dispersión de olas: La energía de una ola se divide en dos partes iguales: 1.-energía potencial: desplazamiento de las partículas de su posición de equilibrio. Resulta de esa parte de masa de fluido de la cresta sobre el valle de la onda. 6

7 2.- energía cinética: movimiento de las partículas. Resulta de las velocidades de las partículas asociada con el movimiento de la onda. De esta manera, la energía total en una onda es dada por: E= 1/8 αg H 2 joules/m 2 donde: "α" es la densidad del agua de mar y "g" la aceleración gravitacional. Nótese que la energía es proporcional a la altura de la onda al cuadrado. Como las ondas viajan con diferente velocidad, lo que nosotros vemos en el océano, en un instante dado, es realmente la envolvente de esas ondas (Fig. 1.6), que en un momento dado se superponen y forman esa ola que vemos, pero que si la seguimos por un tiempo, se nos desaparece. Fig Superposición de dos ondas en el océano. Ahora, esta envolvente viaja a otra velocidad respecto a la de las ondas individuales, llamada velocidad de grupo (cg). Realmente la velocidad de grupo en agua profunda, es menor que la velocidad de las componentes que la forman. Es decir, la envolvente siempre va rezagada con respecto de las ondas individuales. Por eso se dice que las ondas en el agua profunda viajan por paquetes de energía. En agua somera o poco profunda la velocidad de grupo se hace igual a la velocidad de fase de la onda (cg = c). 1.3 Formación de las olas: L. Cavaleri escribió que las ondas son probablemente, con la marea, los efectos más espectaculares del océano. Ellas crecen, se desarrollan, rompen, se mezclan, nunca son las mismas, excitan la fantasía y la imaginación del observador. Antes los únicos que tenían que ver con ellas eran los navegantes y los pescadores. Su estudio es muy reciente (después de la II Guerra Mundial). La ignorancia era tal durante el Siglo 7

8 XVIII, que en un libro italiano, el autor escribió que él matemáticamente probó que ninguna ola podría alcanzar mas de 3.72 m. Después de 50 años de investigación Ursell escribió en 1956: "viento soplando sobre la superficie del agua generará olas por procesos físicos, los cuales no pueden ser consideradas conocidos". Jeffreys (1925, 1926) fue uno de los primeros que escribió acerca de la formación de las ola. El propuso la hipótesis de abrigo (en inglés "sheltering") que ofrece la ola al flujo de aire sobre su espalda, y que genera una diferencia de presión a lo largo de la ola. Pero esta teoría parte de la existencia de una ola. Como él, algunos otros propusieron otras teorías de formación que permanecieron en el argot científico por algún tiempo, hasta que Phillips (l957) y Miles (1957) propusieron la teoría que actualmente prevalece. La teoría de Phillips dice que: "las fluctuaciones de presión del viento sobre la superficie del agua produce fluctuaciones en la superficie del agua y es lo que le da la rugosidad". Pero lo que dice la teoría no estaba de acuerdo con lo que se observaba. Miles entonces complementó diciendo: "que las fluctuaciones del agua produce fluctuaciones en el aire y que estas fluctuaciones se ponen en fase, haciendo crecer más las olas". Sin embargo, aún así, no se podía explicar hasta 1967 con Hasselmann, como crecían tanto las olas al comenzar a soplar el viento, y que no explicaban las teorías de Phillips y Miles. Hasselmann propuso que las olas interactuaban entre sí y compartían la energía. Por ello era posible el transporte de energía dentro del espectro entre algunas frecuencia determinadas, que explicaba el crecimiento al principio de la formación de las olas.... Y esto es lo que hay hasta hoy. 1.4 Espectro de olas y un océano en completo desarrollo (ocd) Un espectro de energía muestra la energía de onda como función de la frecuencia de la onda. Una onda armónica simple tiene un espectro 'monocromático': En realidad el océano no se compone de ondas sinusoidales puras, sino más bien son una superposición de muchas de ellas, cuya superficie puede ser reconstruida como suma de ondas sinusoidales de amplitud variable, llamada análisis espectral (o series de Fourier). En un punto dado en el océano se puede tener una serie de ondas viajando con diferente velocidad, diferentes direcciones, diferentes alturas y períodos, cuya superficie la veríamos como indica la Fig Fig Superficie real del océano. 8

9 Lo que tenemos es un espectro de olas, que se representan como se muestra en la Fig El conocimiento de este espectro es muy importante en el diseño de estructuras costeras y de agua profunda, como barcos, plataformas petroleras, marinas, rompeolas, etc., cuya respuesta a las distintas condiciones de oleaje deben ser bien estudiados. Fig Espectro de energía de ola en el océano. La energía que una ola adquiere depende de 3 cosas básicamente: 1.- la magnitud del viento que sopla sobre la superficie del océano 2.- el tiempo que sopla el viento 3.- el alcance o superficie sobre la cual sopla el viento. Como se nota en esta figura, el tamaño y posición del pico del espectro varía conforme varía la velocidad del viento. A menor velocidad menor altura de ola y frecuencia mas alta (o período mas bajo). Fig Espectro de energía para un océano en completo desarrollo a diferentes velocidades del viento Fig Mínimo alcance y duración para un océano en completo desarrollo según la velocidad del viento. 9

10 Dada una magnitud del viento, es posible que la energía de la ola esté limitada por el alcance o por el tiempo. Por ejemplo: el alcance no fue suficiente para alcanzar mayor energía, o el viento no soplo suficiente tiempo. Hay un alcance, para una velocidad, que soplando cierto tiempo, la energía que adquiere el océano se equilibra con la energía que se pierde (esto se hace básicamente por rompimiento de la cresta de la ola), y se obtiene un océano en completo desarrollo (OCD) (en inglés Fully Development Sea o FDS) (Fig. 1.10). Es decir, la altura de las olas alcanza un equilibrio, no crecen indefinidamente por mas alcance o tiempo que sople el viento. A este oleaje bajo la acción del viento es lo que se llama mar de viento (Fig.1.11). Los oceanógrafos hablamos de una altura (H) promedio, una altura significativa de ola (H 1/3 ), (en ingles: "significant wave height"), o H 1/10. H 1/3 se define como la altura promedio de la tercera parte de las olas más altas en un registro, y es aproximadamente lo que vería un observador desde la plataforma de un barco. H 1/10 se define como la altura promedio de la décima parte de las olas más altas en un registro. Básicamente con relaciones graficas sencillas como las que se muestran en las Figuras 1.9 y 1.10 es posible conocer las características del oleaje según condiciones conocidas de velocidad, alcance y tiempo que el viento sopla sobre el océano. Distintas combinaciones han sido elaboradas en forma gráfica, conocidas como nomogramas, que son muy utilizadas para el pronóstico de oleaje. 1.5 Propagación de olas: La rugosidad del océano aumenta conforme el viento sopla sobre la superficie(fig A). Este oleaje bajo la acción directa del viento es caótico, de crestas cortas y alturas variables, según las variaciones en la intensidad del viento. A este oleaje caótico se le llama mar de viento (Fig B). Fig A: Rugosidad del la superficie del agua al soplar el viento. B: Mar de viento. C: Marejada de fondo. 10

11 Una vez que las olas parten del área de generación, sus crestas son mas lisa y menos caóticas. A este oleaje se le llama marejada de fondo (Fig C). Estas olas se dispersan sobre la superficie oceánica sin perder mucha energía (no significa que no pierden altura). Se puede medir el pico del espectro de máxima energía en cualquier parte del océano, sin que cambie. Sin embargo, las olas decrecen su altura por dispersión angular. Fig Generación de mar de viento y marejada de fondo. En un campo de oleaje generado por el viento, con distribución al azar de la energía de onda sobre todas las frecuencias de onda, la forma teórica del espectro de energía es el de una curva Gausiana o distribución 'normal' (Fig1.12, izq.). Cuando sólo existen ondas generadas en un punto remoto, la energía está concentrada cerca de la frecuencia de la marejada de fondo ( o mar de leva), y el espectro es mucho más angosto (Fig. 1.12, der.). Fig Espectros de energía de ola. En realidad las olas pierden energía por interacción entre ondas, fricción con corrientes marinas y el viento en superficie. Es posible que el oleaje (marejada de fondo y mar de viento) sea modificado, tanto en magnitud, como en dirección, o incluso, disipado totalmente. 1.6 Refracción y rompimiento: Las olas cuando sienten fondo sufren procesos físicos que disipa y/o redistribuye su energía. Además de procesos no lineales entre las ondas, que como veremos adelante, redistribuyen la energía entre ondas con ciertas longitudes características, también sufren somerización (cambio de altura al sentir fondo), percolación (entre las partículas de sedimento en el fondo), fricción con el fondo marino y rompimiento. Esto procesos modifican básicamente su altura. Pero hay procesos que cambian su dirección. Dado que la velocidad de las olas en agua poco profunda depende de la profundidad (c= gh), aquella parte de la ola que esta viajando por la parte mas profunda, viaja más rápido, haciendo que la ola se curve o cambie de dirección. A este cambio de dirección que experimentan las olas conforme se aproximan a la costa es lo que se 11

12 Fig Diagrama de refracción. llama REFRACCION DE OLAS. Este cambio de dirección se puede estudiar trazando los rayos perpendiculares a la cresta de una ola como muestran las Figs y Fig Fotografía aérea del oleaje sobre una costa en California. Los rayos que muestra la Figura 1.13 son perpendiculares a la cresta de la ola, de manera que cuando ellos se tienden a juntar nos daría una indicación de convergencia de energía de la ola (aumento de altura). Es como si estuviéramos comprimiendo la olas a los largo de la cresta, lo 12

13 cual implicaría aumentar su altura. Mientras que una separación indica divergencia de energía (menor altura), y sería equivalente a que estiráramos la cresta de la ola. Conforme estas olas se siguen aproximando a la playa, su velocidad disminuye, como también su longitud de onda, y su altura aumenta hasta que la velocidad de las partículas del fluido exceden la velocidad de avance de la ola (velocidad de fase), y la ola se hace inestable y rompe (Fig. 1.15). Esto se cumple cuando la relación H/h es aproximadamente igual a Fig 1.15 Zona de rompimiento de la ola. La ola al romper sube la pendiente de la playa, regresa luego el fluido hacia el mar, algunas veces con gran velocidad, formando las conocidas corrientes de resaca. 13

14 Fig Dinámica costera por el rompimiento de las olas. Según la dirección de aproximación de las olas a la playa, y según el alcance que estas puedan tener sobre la playa (por ejemplo durante tormentas), estas pueden transportar grandes cantidades de sedimentos, erosionando las costas, o acumulando sobre ella. El rompimiento de las olas sobre la costa puede ser distinto, lo cual está en relación con la pendiente de la playa sobre la cual estas viajan. Es conocido al menos 3 tipos de rompimiento: 1- tubo 2- surcado 3- dispersivo Un par de ejemplos se muestran en las siguientes figuras adyacentes. Fig Tipos de rompimiento de las olas sobre la playa. 14

15 2. METODOS DE PRONOSTICO Y DIAGNOSTICO DE OLEAJE. La teoría de generación de olas ha tenido una historia larga y rica. Comenzando con los trabajos clásicos de Kelvin (1887) y Helmholtz (1888), muchos científicos, ingenieros y matemáticos han postulado las diferentes formas de movimientos de las olas sobre el océano y sus interacciones con el viento. Desde la postulación de efecto de abrigo sobre la ola de Jeffreys (1924, 1925), no fue hasta la Segunda Guerra Mundial que se organizó el pronóstico de oleaje mas formalmente. Sverdrup y Munk (1947, 1951) fueron los primeros en presentar relaciones de parámetros para la generación de oleaje y las condiciones resultantes basados en observaciones de oleaje. Bretschneider (1952) revisó estas relaciones con evidencia adicional y sus métodos aún hoy en día se utilizan Métodos empíricos de pronóstico de oleaje: El principio básico del método empírico de predicción es que las relaciones entre los parámetros de las olas son gobernadas por leyes universales. Y quizá, la más fundamental es la ley de alcance-crecimiento: Dado una velocidad y dirección de viento constante sobre un alcance, se esperaría que las olas alcancen un estado de desarrollo estacionario limitado por el alcance. Con esta premisa, las alturas de las olas permanecerían constantes (en el sentido estadístico) a través del tiempo, pero varían a lo largo del alcance. Las relaciciones postuladas son de la forma: donde: ˆ gh H = ; ˆ gx m1 X = ; Hˆ = λ ˆ 2 1X (2.1) u u 2 * * H= la altura de ola, originalmente dada como la altura significativa de ola, pero más recientemente dada en base al espectro de energía (H m0 ). u * = velocidad friccional del viento (=U C d ). X= distancia en línea recta sobre la cual el viento sopla λ 1 = coeficiente adimensional, m 1 un exponente adimensional. u* f Relaciones similares se dan para frecuencia (o período) de ola ( fˆ p = g gt tiempo durante el cual el viento sopla ( t ˆ = ). 2 u * p m2 fˆ = λ Xˆ )) y el, p 2 Relaciones adicionales: 15

16 m ˆ 3 = 3ˆ, p H λ t m4 fˆ = λ4ˆ t (2.2) Las relaciones anteriores indicarían que la ola crece tanto como crezca el alcance o el tiempo. Sin embargo, observaciones indicaron que la ola alcanza un máximo desarrollo y que sería representado por: 2 λu H 5 = (2.3) g donde H = altura de ola en completo desarrollo, λ 5 coeficiente adimensional ( 0.27), y u la velocidad del viento. Fórmulas simples desarrolladas empíricamente desde observaciones de viento y olas fueron postuladas desde 1947 (Sverdrup y Munk, 1947), el cual fue el primer método de pronóstico ampliamente usado. Este método fue revisado for Bretschneider (1952, 1958) y se conoció como el Método SMB. Datos más recientes permitieron revisar este método para que Hasselman et al. (1973) generara los nomogramas que fueron, y son, usados para el pronóstico de oleaje en casos de alcance y tiempo limitado. Las relaciones resultantes, por ejemplo, para la altura de la ola son: 1 / 2 1 / 2 H mo = g U10X (alcance limitado) (2.4) 5 2/ 7 9/ 7 5 / 7 = 8.29x10 g U10 t (duración limitada) donde U 10 es la velocidad del viento a 10 metros de altura (U(m/s), X(m) y t(s)). El tiempo es dada por t 68.8( gu ) 1/ 3 X 2 / 3 = 10 (2.5) figura: Ejemplos de nomogramas aún usados por este método se muestran en la siguiente 16

17 Fig Nomograma para el cálculo de la altura de ola en agua profunda según Hasselman et al. (1973) Los modelos espectrales de olas: En realidad, las olas en el océano no son regulares (monocromáticas), sino que en general, la superficie es irregular, con olas de diferente altura, y/o dirección, y/o período. Es por esto que los modelos espectrales sustituyeron en mucho las técnicas empíricas y gráficas anteriores. Después de aceptado el espectro de energía de ola para describir el océano, la mayoría de modelos espectrales contemporáneos resuelven la ecuación de balance de energía, que en agua profunda, sin considerar refracción, fricción, difracción y somerización, es dado por (Gelci et al. 1957): F t + c F = x g S tot (2.6) donde: F = F (ω,θ,x,t) es el espectro de energía de ola, c g = c g (ω,θ); velocidad de propagación del grupo de olas, S tot = S tot (ω,θ, x,t) la función neta de todos los procesos que agrupan, remueven o distribuyen energía en el espectro de olas, ω (=2πf) es la frecuencia angular de ola, θ es la dirección de la ola, x es el vector posición de la ola y t es el tiempo. 17

18 En aguas someras, el efecto de profundidad, refracción, fricción con corrientes y fondo, se deben tomar en cuenta en la evolución del espectro de ola, por lo que la ecuación de transporte de energía más general es dada por: F t + ( cg E ) + (( cg. θ ) F ) = S θ tot (2.7) donde: S = S + S + S tot in ds nl Los términos de la izquierda en la ecuación 2.7 representan la evolución de la energía de ola en función del tiempo (primer término), la propagación de la energía de ola espacialmente (segundo término) y los efectos de refracción de oleaje (tercer término). Mientras que los términos de la derecha son los llamados términos fuente que representan el crecimiento y decaimiento de la energía de ola e interacciones no lineales entre ellas. El término S in especifica la energía de entrada al campo de formación de olas desde la atmósfera por el viento. S ds es la disipación de energía de ola por rompimiento de las crestas en agua profunda, fricción con el fondo en aguas someras, fricción con corrientes marinas, somerización, percolación y rompimiento de ola al llegar a la costa. S nl es el término de interacciones no lineal entre ondas que cumplen una condición resonante dada (Hasselmann 1962). Los modelos numéricos que resuelven estas ecuaciones han sido clasificados como de Primera Generación, Segunda Generación y Tercera Generación (Lizano et al., 2001). Siendo los primeros estructurados con paremetrizaciones distintas para el mar de viento y la marejada de fondo y con familias de espectros definidos con parámetros ajustados empíricamente. Esto dado a que las ecuaciones no se podían resolver numéricamente con la capacidad computacional que se tenía hasta antes de los 90 s. Los modelos más recientes, llamados de Tercera Generación: WAM, WAVEWATHC III, SWAN, etc., no imponen una forma definida del espectro, como lo hacían los anteriores, y la ecuación de transporte de energía se calcula completamente, como también los términos no lineales. Estos modelos realizan pronóstico operacional hasta 5 días utilizando la información de viento de modelos numéricos que asimilan información de boyas oceánicas y de los satélites. Un ejemplo de estas resultados se presentan en la siguiente figura: 18

19 Fig Pronóstico de oleaje para las 00z del 26 de octubre del WAVEWATCH III. 19

20 Como información regional se pueden usar los productos del modelo global para México y Centroamérica. Se pueden usar los valores numéricos de estos modelos, que se obtienen por Internet, como condiciones de frontera para obtener información costera en sitios de interés. Un ejemplo de estas aplicaciones se muestran en las siguientes figuras: Fig Pronóstico del Modelo WAVEWATHC III (superior). Propagación de oleaje sobre el Golfo de Nicoya y Puerto Limón (inferior) FORMACION DE OLEAJE PARA LAS COSTAS DE COSTA RICA Como hemos indicado anteriormente, el oleaje que alcanza a nuestras costas puede ser del tipo marejada de fondo ( swell ), formado en grandes tormentas lejos de nuestras costas, o del tipo mar de viento ( sea ) formado por el viento local. Para diseño de estructuras costeras ambos tienen importancia, sin embargo la marejada de fondo es de más energía y es el utilizado diseño de estructuras. Los típicos centros de formación de marejada de fondo para 20

21 nuestra costa Pacífica son El Pacífico Norte y Pacífico Sur, de acuerdo a los respectivos inviernos en cada uno de los hemisferios. Fig Datos climatológicos de viento, altura significativa y dirección promedio de ola (m) de ERA-40 para julio febrero y julio de El oleaje durante el invierno en el Hemisferio Norte (noviembre, diciembre, enero, febrero y marzo) nos llegan en promedio del el noroeste. Mientras que durante invierno del 21

22 Hemisferio Sur (mayo, junio, julio, agosto y setiembre) las olas nos llegan desde el suroeste, como muestran las figuras anteriores. Datos del NCAR, con la mejor resolución disponible públicamente (1x1.25), están recopilados desde enero de 1997 a la fecha ( Estos datos se muestran en las siguientes: Fig Climatología mensual de altura significativa de ola (m). Datos NCAR, Fig Climatología mensual de período (seg) de oleaje. Febrero (izq.). Agosto (der.). Datos de NCAR, Se nota en figuras anteriores la mayor energía de las olas formándose durante el invierno (por ejemplo: febrero) en el Pacífico Norte, cuyas direcciones muestran olas que se dirigen hacia nuestras costas desde el noroeste. Mientras que durante el invierno en el Hemisferio Sur (por ejemplo: agosto) las olas llegan a nuestras costas desde el suroeste. Las 22

23 Figs. 2.6 de período de ola muestran que para febrero hay influencia de los vientos alisios a través de los pasos de Tehuantepec, Papagayo y Golfo de Panamá. Períodos de 7-8 seg en el Pacífico Norte (evidenciando su carácter de mar de viento), 12 seg sobre el Pacífico Central y Sur. En el Caribe para este mes, los períodos promedios son de 6-7 seg. En agosto por ejemplo, los períodos son mas regulares (11 seg) a lo largo de toda las costa Pacífica y mayores que para el Caribe (5 seg). Altura de ola (m) Altura significativa de ola Pac Nor Pac Cen Pac Sur Caribe Número de valores Fig Variación temporal de la altura significativa de ola (m) para 1998 de los 4 sitios estudiados. 23

24 Período de ola Pac Nor Pac Cen Pac Sur Caribe Período de ola (seg) Número de valores Fig Variación temporal del período de ola para 1998 en los 4 sitios estudiados. Las figuras anteriores muestran que por ejemplo, la altura de ola para el Caribe es la de mayor magnitud para ese año (que lo es en general para cualquier período), y que, además, los mínimos y máximos son contrarios entre la serie del Caribe y las del Pacífico. Esto significa que cuando hay oleaje alto en el Caribe, hay oleaje bajo en el Pacífico. Esto será así porque cuando hay oleaje fuerte en el Caribe es porque los alisios soplan fuerte hacia el sureste, y esto significa poca formación de oleaje, dirigido hacia las costas, en el Pacífico. También se nota que en cuanto a períodos, como es lógico, las series del Pacífico están completamente correlacionadas, mientras que en general, los períodos de las olas del Caribe son menores. 24

25 3. FENÓMENOS EXTRAORDINARIOS DE OLEAJE EN LA COSTA PACIFICA DE COSTA RICA El fenómeno de oleaje del de mayo del El 27 de mayo un fenómeno extraordinario de oleaje se presentó en la costa Pacífica de Costa Rica que produjo impacto en varías estructuras costeras, siendo significativo, el rompimiento del recién ampliado rompeolas de Caldera en Puntarenas (Fig-3.1). Una vez que el fenómeno fue evidente fuimos alertados para tratar de explicar este evento. La información que se obtuvo de Internet indicó que desde el 26 de mayo del 2002 comenzó a llegar a la costa Pacífica de Costa Rica un tren de olas con períodos altos (14-16 seg) evidenciando el arribo (después) de olas de gran altura que se aproximarían desde mar afuera (Fig. 3.2). Fig Fotografías del evento del de mayo del 2002 en la costa Pacífica de Costa Rica. 25

26 Fig Diagnóstico a las 00 horas de períodos de olas del WAVEWATCH III para 12 z (6:00 am) del 27 de mayo del Información adicional rescatada de Internet evidenció un área de generación de oleaje de alta energía (3-4 m, Fig. 3.3) al frente de Perú para ese 27 de mayo; oleaje que se propagaba hacia las costas de Centroamérica (Fig. 3.4 y 3.5). Fig Pronóstico global de altura de oleaje a las 00 horas del WAVEWATCH III para las 00z del 28 de mayo del

27 Fig Diagnóstico regional de altura (superior) y períodos (inferior) a las 00 horas del WAVEWATCH III para las 00z del 28 de mayo del

28 El pronóstico a las 18 horas del 28 de mayo (00z) (28 de mayo a las 12 m, hora loca) el evento mostraba oleaje de alta energía (3-4 m, Fig. 3.6) en agua profunda propagándose hacia Costa Rica. Esta fue la condición más severa generada en este evento frente a nuestras costas. Fig Pronóstico de oleaje a las 18 horas del 28 de mayo (00z) (28 de mayo a las 12 m, hora local) del WAVEWATHC III. En realidad, en general, el origen de estos fenómenos se gestan en el Pacífico Sur. Grandes tormentas, producidas por los ciclones extratropicales sobre este océano, son notables y frecuentes en el Océano del Sur. Estos centros de baja presión son empujados hacia América del Sur, primero por los oestes permanentes, y luego mantenidos y/o aumentados por los alisios del Hemisferio Sur. Cruzan el Ecuador terrestre, donde la Fuerza de Coriolis, transforma estos alisios en oestes, que de nuevo mantienen y/o proveen más energía al campo de oleaje que se enrumba hacia nuestra costa Pacífica según las condiciones meteorológicas particulares de la región. Nuestro caso particular del de mayo se gestó como una de estas tantas tormentas en el Pacífico Sur. Los registros históricos de la NOAA del WAVEWATCH III permitieron rastrear la intensificación de esta tormenta el 25 de mayo a las 00z al frente de Chile con olas que alcanzaron los 12 m como muestra la Fig Este centro de oleaje de gran energía derivó hacia el norte y fue realimentado por los vientos alisios frente a Perú, como mostró la Fig

29 Fig Diagnóstico histórico de la NOAA sobre los resultados de WAVEWATHC III para el 25 de mayo a las 00z. Una condición meteorológica de baja presión en la región del Pacífico de Centroamericana intensificó los oestes hacia nuestra región (Fig. 3.7), por lo que mantuvo y/o intensificó el oleaje que se propagaba hacia las costas de esta región. Procesos de erosión fueron reportados en varios lugares, inundaciones en Jacó y Tárcoles, daños sobre estructuras de gran cuantía (Muelle de Caldera), casas inundadas en Caldera y Playa Garza, hundimientos de embarcaciones pequeñas en Playa Garza (La Nación, miércoles 29 y jueves 30 de mayo del 2002), fueron algunos de los sucesos reportados asociados a este evento. 29

30 Fig Pronóstico a las 48 horas de la distribución de la velocidad y dirección del viento en superficie para el 28 de mayo (00z). Es necesario mencionar que eventos como este se han generado en el pasado en nuestras costas con alguna frecuencia. Lo que no es frecuente es que se generen justamente cuando se tiene una condición de marea astronómica extraordinaria (Lizano, 1997). Precisamente el 26 de mayo se dio la luna llena, y aunque no fue la marea más alta (3.08 m) de la primera mitad del año (que ocurrió el sábado 30 de marzo con 3.20 m), este nivel significó una plataforma más alta (promedio = 2.80 m) para el ataque del oleaje y contribuyó 30

31 enormemente en la magnitud del impacto generado por el fenómeno sobre las estructuras costeras. Evidencia de que ha ocurrido anteriormente se tiene desde los registros de oleaje que se hicieran para la construcción del muelle de Caldera. El 21 de mayo de 1981 el olímetro (instrumento que mide altura de las olas) instalado frente a Puerto Caldera (aproximadamente a 16 m de profundidad) registró olas con altura máxima de 5.44 m y períodos de 17 segundos El fenómeno de oleaje del 11 y 12 de agosto del Un evento similar al del 27 de mayo pasado se gestó en el Pacífico sur, que generó oleaje de considerable altura sobre las costas de Sudamérica (Fig. 3.8) y que, aunque con menor energía (como se hizo saber en el comunicado entregado a la Comisión Nacional de Emergencias (CNE)) llegó a nuestras costas Pacíficas entre el 11 y 12 de agosto (Fig. 3.8). Como en la madrugada del lunes 12, a las 5:14 am, se presentaba en la costa Pacífica una de las mareas más altas del año (3.11 m), se dio una alerta ante la posibilidad de impacto de este evento. Fig Pronóstico de oleaje global (izq) a las 24 horas del 08 de agosto y pronóstico regional (der) a las 84 horas del 09 de agosto (00z) del WAVEWATHC III. El realidad el fenómeno no fue más allá de lo que se había pronosticado. Sin embargo, el despliegue dado por algunos medios de prensa, magnificó el evento, forzando la información a que ocurriría algo similar al evento de mayo. En realidad, no es fácil con la resolución de la rejilla del formato pictórico del Modelo WAVEWATCH III (Figs. 3.5, 3.6 y 3.8, der) hacer una diferencia entre el impacto que puedan sufrir regiones en el Pacífico de Costa Rica (Pacífico Sur, Central y Norte). Sin embargo, un análisis cuidadoso de estos pronósticos indicó una mayor energía de ola concentrada sobre el Pacífico Norte, más bien que sobre el resto del país. Hay evidencia de inundación e impacto leve de este oleaje sobre esa región durante estos días, según comunicación personal de los lugareños. 31

32 Revisando características del viento en superficie, aunque hay un oeste definido, parece identificable de la información de Internet (Fig. 3.9), que este no era tan intenso como el del evento de mayo. Fig Diagnóstico del viento en superficie válido para las 00z del 08 de agosto del El evento del 31 de agosto del 2002: 3.3. Otros eventos. Los pronósticos de WAVEWATHC III recopilados por Internet indicaban que el 28 de agosto del 2002 (Fig. 3.10) un oleaje con alta energía, de nuevo al frente de Perú, se propagaría hacia nuestras costas. La aparición de una tormenta tropical en el Pacífico frente a 32

33 Centroamérica, propiciaba la posibilidad de que el oleaje proveniente del sur aumentara su energía. Esto en efecto ocurrió, como lo muestra la Fig. 3.10, con un lente de mayor energía, primero sobre el Pacífico Sur, se propagó luego hacia el norte, generando oleaje fuerte en algunas playas de Guanacaste. Aunque el oleaje era de gran energía en agua profunda (2-3 m) no coincidió con una marea grande, por lo que no causó mayor impacto. Fig Pronóstico global (izq) para el 28 de agosto a las 24 horas y pronóstico regional (der) para el 28 de agosto a las 66 horas del WAVEWATHC III El evento del 09 de setiembre del 2002: El pronóstico de oleaje del WAVEWATCH III indicaba la formación de una gran tormenta en el Pacífico Sur el 04 de setiembre que propagaría oleaje de alta energía hacia nuestras costas (Figs. 3.11). Curiosamente esta tormenta generó frentes de olas con períodos muy largos (>18 seg), como se muestran en las figuras siguientes, lo cual produjo refracción de este oleaje sobre las Islas Galápagos. Esta refracción generó una sombra, o poca altura de ola, detrás de las islas (no así de período, porque este no sufre básicamente ningún cambio), lo cual disipó la gran energía y no alcanzaron nuestras playas con valores significativos. 33

34 Figs

35 Figs

36 Sin embargo, este mismo fenómeno causó 1720 damnificados y 240 viviendas dañadas en Honduras, según pudimos rescatar por medios de prensa nacionales (Agencia EFE, La Nación Digital). La Comisión Permanente de Contingencias (COPECO) de Honduras señaló como una de las posibles causas del fenómeno originalmente a una serie de sismos registrados en el Golfo de Honduras. El 18 de setiembre un comunicado de la Oficina de Relaciones Públicas de COPECO de Honduras menciona que el análisis de un experto Norteamericano determinó lo siguiente: un disturbio pobremente organizado transitó por la zona del Golfo de Fonseca y parte del Océano Pacífico en las vecindades de Honduras y El Salvador. Los vientos y aportaciones de lluvia de este fenómeno produjeron una marejada de tormenta y marejada ciclónica. Debe señalarse que el 10 de setiembre del 2002 se produjo una de las mareas astronómicas más altas del año (3.23 m, la segunda más alta en el año; valores referidos al Puerto de Puntarenas). Pareciera claro que la sobreposición de esta marea y el oleaje de gran energía (Fig. 3.12, izq), fueron los causantes de este impacto sobre las costas Hondureñas. El hecho de que el oleaje fuese de gran período, hace suponer que procesos de refracción hallan podido generar procesos costeros de convergencia de energía de ola, y ayudado esto, a producir mayor impacto sobre zonas específicas de la costa. Figs Pronóstico regional de altura de oleaje (izq) a las 84 horas del 06 de setiembre (00z) y pronóstico regional de período de ola (der) a las 48 horas del 06 de setiembre (00z) del WAVEWATCH III. 1

37 4. ADAPTACIÓN DE MODELOS NUMERICOS PARA PRONOSTICO OPERACIONAL COSTERO EN COSTA RICA 4.1. Modelos de refracción costeros: Para pronóstico operacional costero se puede utilizar la información suministrada diariamente por el modelo a escala global (WAVEWATCH III) y usarla como condiciones de frontera para simular el oleaje alrededor de algunos sitios de interés con modelos numéricos. Modelos de este tipo (SWAN) han sido ya adaptados para Puntarenas y Limón (Lizano et al., 2001). Información batimétrica fue digitalizada para propagar oleaje desde agua profunda sobre estas regiones costeras (Figs. 4.1). Figs Batimetría de la parte externa del Golfo de Nicoya (izq) y del Puerto de Caldera (der). Batimetrías más complejas y de mayor resolución (Fig. 4.2) pueden usarse para correr anidados del modelo y obtener características de oleaje mas precisas en sitios específicos. Pero cada una de estas aplicaciones significan costo computacional significativo. Fig Batimetría de Puerto Caldera, Puntarenas. 2

38 Una simulación de oleaje sobre el Golfo de Nicoya de un pronóstico de oleaje del WAVEWATCH III tarda aproximadamente 1.25 horas en una PC Pentium III con 750 Mhz de velocidad con el modelo SWAN para propagar oleaje hacia la costa. El tiempo computacional limita entonces, el número de pronósticos costeros que puedan simularse y lugares donde se quiera dar información. El modelo numérico de simulación costera SWAN (Simulation WAve in Nearshore; Risk, 1997), puede suministrar una serie de salidas (gráficas inclusive) con información en puntos, tablas y/o distribuciones espaciales, de altura, período y dirección de ola, espectros de energía, etc. Una típica salida del modelo que se puede usar para dar información costera es la distribución de altura significativa, como muestra la Figs. 4.3: Fig Distribución de altura significativa de ola en el Golfo de Nicoya (izq) y Puerto de Limón (der) con el modelo SWAN. Auque las batimetrías fueron preparadas para simular oleaje desde agua profunda (ejem. Fig. 4.1 der), los resultados del modelo pueden suministrarse solo en una región de interés (recuadro de Fig. 4.1 der) como muestra la Fig. 4.3 (der). 3

39 4.2. Asimilación de la información de los modelos globales: El modelo global WAVEWATCH III tiene productos gráficos: mapas y espectros, y productos de texto y en formato binario: archivos GRIB, datos de espectro, boletines de espectros (APENDICE A). Por ahora, se podrían manejar como datos de frontera para el modelo SWAN la información del formato GRIB del modelo WAVEWATHC III que incluye: Tabla 4.1. Parámetros como productos de WAVEWATCH III kpds number GRIB identifier Description 31 WDIR Wind direction (degr., oceanographical convention). 32 WIND Wind speed (m/s). 33 UGRD Wind U component (m/s). 34 VGRD Wind V component (m/s). 100 HTSGW Significant wave height (m). 101 WVDIR Mean wave direction (degr., oceanographical convention). 103 WVPER Mean wave period (s) 107 DIRPW Peak wave direction (degr., oceanographical convention). 108 PERPW Peak wave period (s) 109 DIRSW Wind sea direction (degr., oceanographical convention). Undefined if wind too weak to generate wave in spectral model domain. 110 PERSW Corresponding wind sea period (s). For a more detailed description of the definition of the parameters see section 2.4 of the manual of WAVE 4

40 Estos datos se pueden bajar de la red Internet usando un web browser anónimo (ftp://polar.wwb.noaa.gov/pub/waves/date.cycle). El número de fechas y ciclos disponibles dependen de los recursos disponibles, así por ejemplo en un día se pueden encontrar la última corrida, con los pronósticos respectivos para 120 horas (5 días), y las 7 corridas anteriores (con los pronósticos de las 120 horas respectivamente). Espectros de olas solo se dan para lugares específicos a nivel global, por eso esta información ahora no puede usarse como condición de frontera para SWAN. El punto que tiene esta información en el Pacífico frente a Costa Rica está muy alejado (Figs. 4.3) y se encuentran variaciones con respecto a los valores que se pueden rescatar, por ejemplo, frente al Golfo de Nicoya. Figs Posición de la boya TPC4 con datos de espectro de energía de olas en el Pacífico (izq) y Mar Caribe (der). Los datos GRIB de WAVEWATHC III de la red (Tabla 4.1) están disponibles para varias regiones (y resoluciones) a nivel mundial, lo cual esta identificado como model_id.grib_id.grb, donde model_id es un identificador de modelo (nww3, akw, wna, nah or enp for global, Alaskan Waters Western North Atlantic, North Atlantic Hurricane and Eastern North Pacific model, respectivamente), y donde grib_id representa un identificador GRIB (parámetro de ola) según indica la tabla anterior. El archivo model_id.all.grb contiene todo el campo de archivos GRIB. Ejemplos: enp.htsgw.grb= región Este del Pacífico Norte. Altura significativa de ola. GRIB enp.tpc4.spec.gz= región del Este del Pacífico Norte. Boya TPC4. espectro de energía de ola.gz Cada archivo de parámetros productos de WAVEWATHC III incluidos en la Tabla 4.1 anterior ocupan un espacio de entre 3 a 5 Mb, por lo que el tránsito de esta información no es simple sin una red ágil en este sentido. El programa: extrapara.bat (comandos en Unix) se ha preparado para bajar esta información durante la noche y se tengan los archivos necesarios para el modelo SWAN: WDIR, WIND, HTSWG, WVDIR y WVPER, para iniciar la simulación costera a primeras horas de la mañana. 5

41 Un programa en Fortran (readpara.for), bajo ambiente Unix, lee estos archivos y extrae el bloque de pronósticos de cada parámetro para las horas que se quiera hacer la simulación, criterio que depende de la capacidad computacional con la que se cuenta. Ejemplo de esta salida de readpara.for: Tabla 4.2 Pronóstico de oleaje NWW3: 27 agosto (00z), 2002 Extraído de matriz ENP para el Golfo de Nicoya (9.5N, W) Fecha Hora k Hs(m) Ts(s) Az(ºE) Win(m/s) Dir(º) 27/08/02 12 m /08/02 12 m /08/02 12 m /08/02 12 m /08/02 12 m Parámetros de entrada para el modelo SWAN: El modelo SWAN utiliza el archivo de entrada siguiente: Archivo INPUT (INPUT1, INPUT2, INPUT3,.., INPUT5, para 5 días de pronóstico a las 12 m): PROJ 'Gofonico' '1' $model input $ CGRID CIRCLE $ INPGRID BOTTOM $ READINP BOTTOM 1 'golnico.res' 1 6 FORMAT '(170F7.2)' $ BOU STAT SIDE LO Y JON CON 1.25 PEAK BOU STAT SIDE LO X JON CON 1.25 PEAK WIND

42 $ GEN3 BREA FRIC TRIAD OFF QUAD $ FRAME 'goext' BLOCK 'goext' HEAD 'g ref' LAY 1 HS DIR DEPTH $ NUMERIC ACCUR NUMERIC ACCUR DIRIMPL 1 $ COMPUTE STOP $ Los valores en rojo corresponden a datos extraídos por readpara.for para el primer día (Tabla 4.2). Cada uno de los renglones de esta Tabla 4.2 deben incluirse en sus respectivos INPUT: INPUT1, INPUT2,.., INPUT5, para preparar los (al menos) 5 archivos, para 5 días de pronósticos costeros con el modelo SWAN. Esto tanto para Puntarenas como para Limón. El código que aparece como: corresponde a la fecha y hora del pronóstico que se muestra en la Tabla 4.2, y que por supuesto, debe modificarse en cada INPUT (INPUT1, INPUT2,., INPUT5) respectivamente. Una vez preparados los 5 INPUT (INPUT1, INPUT2.., INPUT5), se corre el programa SWANGN.bat (Golfo de Nicoya) y SWANLIM.bat (Limón) para obtener los pronósticos costeros. Las estructura de SWANGN.BAT es la siguiente: SWANGN.BAT: copy INPUT1.txt INPUT swan4001 INPUT copy INPUT2.txt INPUT swan4001 INPUT copy INPUT3.txt INPUT swan4001 INPUT copy INPUT4.txt INPUT swan4001 INPUT copy INPUT5.txt INPUT swan4001 INPUT 7

43 4.2.2 Graficación de los resultados costeros: La macros grafpuntar.m y graflimon.m recogen la información generada en los archivos.ref del SWAN (Ejem: 'g ref' ) y genera la salida gráfica de cada uno de los pronósticos. Estas imágenes (Figs. 4.4) pueden ser exportadas para suministrar la información en los medios respectivos. Figs Resultados gráficos de altura y dirección de ola del modelo SWAN para el pronóstico de Puntarenas del 27/08/02 a las 12 m (Tabla 4.2) Resumen de procedimiento: 1- Ejecutar extrapara.bat: extrae archivos de parámetros GRIB de la red. 2- Ejecutar readpara.for: extrae características de olas y viento en agua profunda de los archivos GRIB. 3- Modificar los (5) INPUT? del Golfo de Nicoya y de Limón. 4- Ejecutar SWANGN.bat: realiza la propagación de oleaje con SWAN sobre Puntarenas 5- Ejecutar SWANLIM.bat: realiza la propagación de oleaje con SWAN sobre Limón. 6- Ejecutar grafpunt.m: grafica resultados de SWAN en Puntarenas. Exportar imágenes. 7- Ejecutar graflimon.m: grafica resultados de SWAN en Puntarenas. Exportar imágenes. 8

44 APÉNDICE A NWS web disclaimer contact interactive data interface tabular data interface text data interface MMAB page operational or experimental wave model page distribution Point of Graphical products : Maps Spectra and source terms Binary and text products : GRIB files Spectral data Spectral bulletins CAUTION : The animations of maps are large files of up to 2 Mb. On a 14.4 modem it may take more than 30 minutes to download such files. CAUTION : On the web server results of several model runs are available. The interactive interface gives access to all data. The other two interfaces access the latest model run only. Maps For the entire domain of the regional models and for several views of the global model maps of the significant wave heights (H s ) peak wave periods (T p ), and wind speeds (U 10 ) are available. The peak wave period is estimated as the period corresponding to the highest peak in the one dimensional frequency spectrum of the wave field. Some of the maps also depict wind barbs and peak wave directions. The peak direction is defined as the mean direction in the frequency bin corresponding to T p. The run date and cycle are shown at the top of each map. The originating model (global, regional) is identified at the top left corner of the plot, the valid time at the top right corner. 00z equals midnight GMT, 12z equals noon GMT, etc. The maps are presented as gif files. The output locations are marked with yellow squares with red borders wherever the map resolution allows for identification of individual points. Dark green identifies land, grey identifies ice. 9

45 The significant wave height is a commonly used statistical measure for the wave height, and closely corresponds to what a trained observer would consider to be the mean wave height. Note that the highest wave height of an individual wave will be significantly larger. The peak period is not commonly presented. The wave field generally consists of a set of individual wave fields. The peak period identifies either the locally generated `wind sea' (in cases with strong local winds) or the dominant wave system (`swell') that is generated elsewhere. Note that the peak period field shows discontinuities. These discontinuities can loosely be interpreted as swell fronts, although in reality many swell systems overlap at most locations and times (see spectra below). MMAB page Main wave model page top of page Spectra and source terms Spectra and source term are presented for selected output locations in the form of polar plots. The radial lines in the polar plots depict the directional resolution of the model. The concentric circles are plotted at 0.05 Hz intervals, where the innermost circle corresponds to 0.05 Hz and the outermost circle corresponds to 0.25 Hz. Wave energy plotted in the lower left quadrant travels in SW directions etc. The blue arrow in the center of the plots depicts wind speed and direction. Colors represent wave energy density for spectra and rates of change of energy density for source terms and are plotted at a logarithmic scale where the contours separating the colors increase by a factor of 2. For spectra, the color sequence is identical to that of the maps. For source terms a similar scaling is used where white indicates little or no change, blue indicates a decrease of spectral energy density and red an increase. Per page, all six spectra use the same contour levels, with the maximum contour level scaled to the maximum energy density in the six plots. The four source term plots per page are scaled similarly. The spectra and source term plots are presented as gif files. Numerical information corresponding to these figures can be found in the bulletins. MMAB page Main wave model page Top of page GRIB files Fields of mean wave parameters are available in the WMO GRIB format (e.g., NCEP 1998 or MMAB tools page). The table below gives the so-called kpds number, a GRIB identifier and a description of all fields packed in GRIB. The GRIB files contain data at 3 hour intervals, starting at the 0 hour forecast (i.e., no hindcast data available). kpds number GRIB identifier Description 31 WDIR Wind direction (degr., oceanographical convention). 10