CORRIENTES DE MAREA INICIO Según las causas que las producen, así como las que las condicionan, las corrientes que se observan en el mar pueden ser permanentes o circunstanciales, persistentes o alternadas, veloces o lentas, y superficiales o profundas. Los diversos procesos que afectan la densidad del agua alteran la distribución de la masa en el mar; el viento comunica a la superficie un cierto esfuerzo, y la atracción del Sol y la Luna hacen variar el nivel del mar. Los efectos de estos fenómenos son la generación del movimiento de las aguas en la forma de un flujo que es modificado por la rotación terrestre que lo desvía, la fricción interna del líquido que lo amortigua, y los accidentes geográficos que restringen su desarrollo. Según las causas que las provocan pueden distinguirse las corrientes, que son debidas a la distribución de la masa, al viento, a las olas de superficie, a las ondas internas que tienen lugar en el seno del mar y a las mareas. Las corrientes debidas a la distribución de la masa son las grandes corrientes oceánicas permanentes que transportan enormes volúmenes de agua en virtud de las diferencias de la densidad en superficie mantenidas por la acción de los procesos de calentamiento y enfriamiento, precipitación, aporte de agua fluvial, condensación de vapor de agua en la superficie y fusión del hielo. El viento transmite a la superficie del mar por fricción un esfuerzo que ésta comunica a su vez a las capas inferiores generando una corriente poco profunda que, donde éste sopla con persistencia continuada, toma el nombre de "corriente de deriva". En las olas, las partículas del agua describen trayectorias que no son rigurosamente circulares, ya que después de cada vuelta han experimentado un leve avance en la dirección de propagación del movimiento ondulatorio, en cuya presencia tiene entonces lugar una corriente de superficie de muy poco espesor cuya velocidad es del orden de los 20 centímetros por segundo. Así como se producen ondas en la superficie, pueden generarse también ondas en el seno del mar a lo largo de las superficies de discontinuidad de la densidad. Estas "ondas internas" originan corrientes con velocidades del orden del par de nudos. En los mares polares, donde suele haber una señalada discontinuidad de la densidad cerca de la superficie debido a la capa de agua superficial poco salada por la fusión del hielo, las corrientes provocadas por las ondas internas que se generan a lo largo de esa discontinuidad son la causa del fenómeno de las "aguas muertas" que impide el avance de los buques de poca velocidad. De acuerdo con las hipótesis de la teoría de equilibrio a causa de la componente horizontal de la fuerza de marea una parcela de agua se desplazará con velocidad y dirección variables en el tiempo, describiendo un camino más o menos complejo a causa de los fenómenos meteorológicos y otros tipos de corrientes. Luego cuando se desea medir corrientes de marea se descompone a las observaciones en dos partes, la corriente de marea propiamente dicha y una corriente residual. Las corrientes de marea se pueden clasificar en reversibles o rotatorias según sea el movimiento de la parcela de agua, es decir que puede ir y regresar por el mismo camino (reversibles) o describir una trayectoria elíptica (rotatorias). Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 1
De acuerdo con el carácter de la marea, la profundidad y la configuración de la costa, las corrientes de marea varían de una localidad a otra, pero en cada lugar se muestran tan regulares como el fenómeno de la atracción gravitatoria lunisolar que las produce. Cerca de la costa o en los canales y estrechos pueden alcanzar velocidades del orden de los 4 o 5 nudos y es casi despreciable en el océano a profundidades mayores a los 500 o 1000 m. El nudo es una unidad de velocidad igual a una milla marina (1852 metros) por hora (1nudo=0,515 m/s). Las corrientes de marea generalmente tienen la misma periodicidad que la marea que las origina, semidiurnas, mixtas y diurnas. Pero esto no siempre es así, por ejemplo en el Estrecho de Singapur la marea es semidiurna y la corriente de marea es con frecuencia diurna. Debido a la aceleración desviatríz de Coriolis las corrientes sufren un desvío hacia la derecha del movimiento en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur. El sentido de giro de las corrientes de marea rotatorias puede ser horario o antihorario. La Figura 1 muestra una representación vectorial de la corriente de marea medida en el Mar del Norte (Pugh, 1987). Figura 1 (Pugh, 1987) Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 2
Cada línea representa la velocidad y dirección de la corriente a una determinada hora tomando como origen a la pleamar (6 horas antes y 6 horas después de la pleamar) Las corrientes de marea no significan un transporte de las aguas sobre grandes distancias, pues invierten su dirección cada 6 ó 12 horas, según sean semidiurnas o diurnas las mareas a las que están asociadas. Las ondas componentes de la corriente de marea son las mismas que las deducidas de la Teoría de Equilibrio de la marea. Cada una de ellas genera una elipse, pudiendo tener distinto sentido de giro. La Figura 2 (Pugh, 1987) muestra las elipses para las principales componentes de la corriente de marea en una estación del Mar del Norte. En ella se observa un movimiento en el sentido horario del semieje mayor de las elipses, comenzando en las componentes diurnas y terminando en las sextodiurnas. Otro característica que se observa es que todas las elipses giran en el sentido antihorario, con excepción de las correspondientes a las componentes de aguas someras que giran en sentido horario. Se llama corriente de flujo a la que alcanza la mayor velocidad en el tiempo transcurrido entre una bajamar y una pleamar. Se llama corriente de reflujo a la que alcanza la mayor velocidad en el tiempo transcurrido entre una pleamar y una bajamar. Estas se representan en las cartas náuticas con una flecha con plumas en un solo lado del eje (que indican la velocidad en nudos) y con una flecha sin plumas respectivamente. Medición de la corriente Los métodos de medición de corrientes se basan en dos maneras diferentes de describir los movimientos del agua. El método Euleriano mide la intensidad y dirección de la corriente en un punto geográficamente fijo, representándose las corrientes de una región por los vectores correspondientes a los nodos de una grilla. El método Lagrangiano mide el movimiento del agua siguiendo el camino recorrido por una parcela de agua, durante un intervalo de tiempo suficientemente largo. Permite fijar una curva dentro del campo de corriente que se llama trayectoria. Si bien ambos métodos son complementarios, en algunas ocasiones conviene utilizar uno más que el otro. Los métodos Lagrangianos más conocidos para medir corriente son los flotadores (el más común), las tarjetas derivantes, las manchas y los trazadores radioactivos. Las técnicas de flotadores consisten en medir las posiciones a tiempo conocido de una boya u otro objeto que flote y que sea llevado por la corriente en deriva a una profundidad determinada. El posicionamiento del flotador puede hacerse de distintas maneras: utilizando dos o tres teodolitos sobre la costa (el método más común), con un radar o con sistemas de posicionamiento electrónicos. En cada caso el flotador llevará al tope del mástil una bandera o luz, una pantalla de radar o un dispositivo electrónico. La Figura 3 muestra dos diseños de flotador, uno para aguas profundas y otro para aguas someras. Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 3
Figura 2 (Pugh, 1897) Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 4
Las paletas y el paracaídas de los flotadores de la Figura 3 tienen por objeto hacer que el flotador responda a las velocidades a una cierta profundidad; sin embargo debe tenerse presente que la propia boya es empujada por la corriente superficial y el mástil y el banderín o pantalla de radar reciben la acción del viento. Luego el diseño del sistema debe ser muy cuidadoso de modo tal que el empuje sobre las partes que no interesan sea pequeño comparado con el de las paletas o paracaídas. Figura 3 La serie de datos obtenida al seguir un flotador es de difícil análisis porque combina las variaciones espaciales con las temporales. Dicho de otro modo, los distintos estados de la marea influyen sobre la velocidad del flotador así como la variación de las condiciones topográficas y batimetría de la zona. Las observaciones se extienden durante un ciclo de marea y se repiten en distintas fechas y condiciones meteorológicas. Se obtienen valores medios de corriente, el orden de velocidades de la zona y su comportamiento con respecto a la batimetría. El método de tarjetas derivantes consiste en arrojar distintos grupos de tarjetas en zonas preseleccionadas del área de estudio, por ejemplo desde un helicóptero. Las corrientes llevarán a las tarjetas flotando en superficie hasta distintos puntos finales. Para identificar el punto de partida las tarjetas llevan una codificación (Figura 4). Para evitar su deterioro están envueltas en polietileno. La identificación del punto final de su trayectoria es escrita por la persona que la encuentre, tras rasgar el envoltorio que la envuelve. La devolución de las tarjetas queda supeditada a la buena voluntad de la gente que las encuentra. El análisis de los resultados se basa exclusivamente en el porcentaje de tarjetas recobradas. La información que proporciona es exclusivamente cualitativa. Se obtienen tendencias de la corriente y velocidades mínimas medias, ya que el hallazgo de la tarjeta puede haber ocurrido varios días después de su arribo. Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 5
También aporta datos sobre el transporte de materiales en suspensión. En el análisis debe tenerse en cuenta que la capa superficial por donde se trasladan está muy afectada por el viento. Figura 4 Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 6
El método Euleriano de medición de corrientes consiste en la utilización de correntógrafos (son equipos fondeables) y correntómetros (se arrían desde una embarcación ). Estos equipos miden en un punto de coordenadas (x, y, z) conocidas la velocidad y dirección de la corriente en función del tiempo. Existen varias maneras para para medir la velocidad. Su módulo se comenzó a medir contando las revoluciones de hélices o rotores de características conocidas, en intervalos de tiempo prefijados. El error en la medición de la intensidad se expresa generalmente por un porcentaje de la escala de velocidades que se emplee. Para medir la dirección se utiliza un timón vinculado a un compás magnético. El error en la medición de la dirección puede alcanzar un máximo de ±5. La Figura 5 muestra un correntógrafo a rotor. Figura 5 Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 7
Otro sistema de medición de corriente utiliza el efecto Doppler. El equipo emite una señal acústica que se propaga en el agua y es reflejada por pequeñas partículas en suspensión. La señal reflejada es recibida por el equipo, que detecta cualquier cambio de frecuencia que se produzca. El efecto Doppler permite determinar la velocidad de las partículas en suspensión, que se supone igal a la de la corriente. La dirección se determina midiendo la velocidad a lo largo de dos ejes ortogonales, los que están vinculados con el Norte a través de un compás magnético (Figura 6). Figura 6 Existen correntógrafos Doppler, con los transductores dispuestos en forma vertical. lo que permite medir la corriente simultáneamente a distintas profundidades (Figura 7). Figura 7 (Aanderaa) Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 8
Otro método de medición consiste en medir la fuerza electromotriz inducida cuando el agua conductora se mueve en un campo magnético. El sensor de corriente consiste en un par de electrodos dispuestos ortogonalmente, vinculados al Norte, que registran las conponentes X e Y de la corriente. Los correntógrafos se pueden fondear (Figura 8), ubicar en el cuerpo de boyas (Figura 9) o disponer en estructuras sobre el fondo. Estas últimas pueden ser como la de la Figura 7 o torres o trípodes. Figura 8 El procesamiento primario más común de las mediciones de corrientes es: Rosas de corriente. Consiste en graficar a partir del origen de dos ejes ortogonales, el vector corriente, adoptándose generalmente 1 día como tiempo de registro. Los ejes son coincidentes con los rumbos N-S y E-W. Los ángulos aumentan en sentido horario fijándose el origen (0 ) en el Norte. Este tipo de análisis permite deducir si la corriente es rotatoria o reversible. Utilizando los mismos ejes y convenciones que en las rosas de corrientes, se grafica solamente la punta del vector velocidad, pero para la totalidad de las mediciones (Figura 10). Las conclusiones que se obtienen son similares a la del gráfico anterior. Se pueden encontrar errores groseros de medición. Se realizan histogramas unidimensionales de intensidad y de dirección de la corriente. También se realizan histogramas bidimensionales de intensidad y dirección de la corriente. Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 9
Figura 9 Figura 10 (Pugh, 1987) Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 10
También se suele graficar la altura de marea, la intensidad de la corriente y la dirección de la misma, todos en función del tiempo. Predicción de corriente de marea Antes de aplicar cualquier método de predicción de la corriente de marea se debe eliminar la corriente residual. Para ello existen dos métodos. Uno de ellos sería utilizar un filtro numérico (el más efectivo). Para las corrientes rotatorias se hace necesario descomponer el vector velocidad en dos componentes, Norte-Sur y Este-Oeste (sentido positivo al N y E), para luego filtrar por separado ambas series temporales. La composición de ambas series es una nueva serie que representa la corriente residual. Otra técnica consiste en promediar los valores horario de la corriente en cada uno de los ejes mencionados, tomando un múltiplo de 25 horas. Luego se componen las dos resultantes obteniéndose un vector que representa a la corriente residual. Una vez obtenida la corriente residual se resta de los valores observados. Para predecir marea se describirá un método no armónico y el método armónico. El método no armónico requiere que se mida marea en forma simultánea con la corriente (a veces se utiliza una predicción de marea). Con las observaciones de marea se determinan períodos de 24 o 25 horas que contengan dos pleamares y que estén presentes las alturas correspondientes a 6 horas antes y 6 horas después de cada una de las mismas. Se calcula para cada uno de los períodos o grupos establecidos, los siguientes coeficientes: amplitud de sicigias medias C 1 = amplitud media del día amplitud de cuadraturas medias C 2 = amplitud media del día C1 + C = 2 2 C3 Si la corriente es rotatoria se determinan las componentes según el eje Norte-Sur y el Este- Oeste (si la corriente es reversible no es necesario). Luego para ambas series se establecen los valores de la intensidad de la corriente que corresponden a los instantes de pleamares y a cada una de las 6 horas antes y 6 horas después. Para cada grupo se promedian los valores de la intensidad correspondiente a las pleamares y a cada una de las 6 horas antes y después. de esta manera se atenúa la influencia de la desigualdad Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 11
diurna, que de todas maneras no puede ser grande pues invalida el método. Luego para cada grupo se tendrán los siguientes valores de la intensidad de la corriente de marea: 6 5 4 3 2 1 Pm 1 2 3 4 5 6 horas A cada una de las intensidades de cada grupo se las multiplica por C 1 y luego se promedian los valores correspondientes, obteniéndose de esta forma valores de la intensidad de la corriente para época de sicigias. Las direcciones se obtienen calculando el arco tangente del cociente de las componentes N-S y E-W. Siguiendo el mismo procedimiento y multiplicando por C2 y por C3 se obtienen tablas para cuadraturas y valores medios. El análisis armónico de la corriente de marea es similar al de la marea. Se realizan dos análisis armónicos, uno para cada eje (como si fueran series de alturas de marea), obteniéndose dos conjuntos de constantes armónicas de marea. Para predecir a la corriente de marea se realizan dos predicciones, una para el eje N-S y otra para el eje E-W. Luego se componen los resultados. La corriente residual juega en la predicción de corrientes el mis,o valor que el nivel medio en la predicción de marea. Referencias Bibliográficas PUGH D.T., 1987 Tides, Surges and Mean Sea - Level. N. John Wiley & Sons. 472pp. Cátedra de Hidrografía y Oceanografía (FIUBA) 12