LAS OLAS DEL MAR

Causa de las ondas en el mar Las causas que perturban el equilibrio de la superficie del mar haciendo que sobre ella se produzcan ondas son las fuerzas de atraccin del Sol y la Luna las variaciones rpidas de la presin atmosfrica, los sismos y las erupciones volcnicas en el fondo del ocano, la accin del viento y, en ciertos casos, tambin los diversos fenmenos asociados a los movimientos oscilatorios propios de las ondas as generadas. Segn sea la causa que las ha originado, las ondas exhiben propiedades que dependen principalmente del carcter de esa causa, siendo una de tales propiedades el perodo de sus oscilaciones, por lo que y aunque puede procederse atendiendo otros conceptos, se clasifican aqu de acuerdo con su perodo. Clasificacin de las ondas En virtud de la diversidad de las causas generadoras de las ondas del mar, las hay de todos los periodos, desde varios milsimos de segundo hasta algunos aos, por lo cual pueden dividirse en ondas "capilares" con perodo de menos de 0,1 segundo; ondas "de ultragravedad" con perodos de 0,1 a 1 segundo; ondas " de gravedad" con perodo de 1 a 30 segundos; ondas "de infragravedad" con perodo de 0,5 a 5 minutos; ondas " de marca" con perodo de 5 minutos a 12 horas; ondas "de marea" con perodo de 12 a 24 horas; y ondas "transtidales" con perodo mayor de 24 horas (fig. 27).

Fig. 27. Clasificacin de las ondas del mar atendiendo a su periodo ( Munk 1951)

Caractersticas de las ondas Las ondas capilares se llaman "rizos" y resultan afectadas principalmente por la tensin superficial del agua que acta como fuerza restitutiva del estado de equilibrio de la superficie. Tienen un perodo inferior a 0,1 segundo, una longitud inferior a los 2,00 centmetros y una muy pequea altura; su velocidad de propagacin es mayor cuanto menor es su perodo, pero siendo siempre superior a los 23 centmetros por segundo. En el mar son formadas por el viento de una manera que se desconoce. Las ondas de ultragravedad y de gravedad son afectadas por la tensin superficial y la gravedad terrestre las primeras, y por la gravedad principalmente las segundas, que actan como fuerza restitutivas y se deben a la accin del viento que sopla sobre la superficie del mar. Se denomina "olas", "mar de fondo", "mar de leva", "rompientes" o "precursoras de la mar de fondo", segn se encuentren, respectivamente, en la regin donde son generadas por el viento, fuera de a regin donde se generaron trasladndose en zonas de calma o vientos flojos donde la profundidad del mar es poca, en la zona de la resaca donde se rompen volcndose sobre la playa de manera turbulenta, o adelantadas respecto de la mar de fondo debido a su mayor velocidad de propagacin. Tienen un perodo de 0,1 a 30 segundos longitud y velocidad de propagacin variable, que pueden ser de

hasta 1 000 metros y 45 metros por segundo, y altura que va de los pocos centmetros hasta los 20 metros aproximadamente y generalmente. Las precursoras de la mar de fondo tienen una altura muy pequea pero gran longitud y, por lo tanto, slo perceptibles para ciertos instrumentos especiales. Las olas, la mar de fondo, la mar de leva y las rompientes no son en verdad sino cuatro etapas en la vida de un mismo fenmeno, que se presenta progresiva y continuamente cambiante durante su propagacin desde la regin en que se gener hasta la costa. Las ondas de infragravedad han sido llamadas "pulsaciones de la resaca", se originan en la zona de la rompientes debido a la variabilidad que es propia de la altura de las olas y se propagan hacia la alta mar con perodo de 30 segundos a 4 minutos, gran longitud y una altura que es aproximadamente el 10% de la altura media de la rompientes que las generaron. Las ondas de largo perodo que lo tienen de 15 a 20 minutos con una altura no mayor de unos 5 centmetros, han sido correlacionadas en cierto modo con la situacin meteorolgica, pero sin que por ahora se conozca con seguridad cul es su origen. Las que tiene un perodo de hasta 60 minutos y reciben el nombre de "seiches", resultan de la accin de las ondas anteriores y de las pulsaciones de la resaca y se observan frecuentemente en los puertos o bahas semicerradas como ondas estacionarias, particularmente aumentada cuando el perodo de la oscilacin que las causa coinciden con el perodo de oscilacin natural del espejo de agua donde se verifican, o con una armnica de este perodo, por producirse resonancia. Las seiches pueden establecerse tambin por actividad ssmica o como resultado de variaciones bruscas del viento o de la presin atmosfrica de perodos coincidentes o prximos al perodo de oscilacin natural de la baha o puerto del caso. En relacin con los fenmenos ssmicos o volcnicos submarinos existen ondas con perodo de los 10 a los 60 minutos que se denominan "olas ssmicas". Tienen una gran longitud y alta velocidad de propagacin del orden de los 200 kilmetros y los 150 metros por segundo, respectivamente, y cuando llegan a una costa se levantan de unos 10 a 20 metros, produciendo inundaciones de consecuencias desastrosas como "maremotos". Su velocidad de traslado es independiente del perodo, por ser pequea la profundidad del mar en comparacin con su longitud (fig. 28). Las "mareas" son ondas de perodos superiores a la 24 horas y se deben a fenmenos meteorolgicos o climticos que se reflejan como elevaciones y depresiones del nivel del mar. Cuando se propagan hacia la orilla se levantan hasta unos 5,0 metros o ms, causando grandes daos, como los provocan la "ondas de tormenta" producidas por los vientos fuertes de los ciclones que se encuentran sobre el mar. Fig. 28. Carta de los tiempos de traslado desde Honolul (Islas Hawaii) de las olas ssmicas originadas en el ocano

Pacfico.

Otros motivos de clasificacin Las ondas del mar pueden ser clasificadas segn otros conceptos pero se citan a continuacin solamente algunos casos entre los de mayor inters. De acuerdo con el lugar donde se las observa, las ondas son "de superficie" cuando amplitud mxima se manifiesta en la superficie del mar, e "internas" cuando ella se verifica por debajo de la superficie donde hay una discontinuidad de la densidad. Las ondas internas tienen perodos cortos en algunos casos y tidales en otros. Se llaman "progresivas" cuando sus fases, tales como cresta, por ejemplo, se trasladan con el transcurrir del tiempo avanzando en la direccin de su propagacin y "estacionarias" cuando se mantienen en el mismo lugar (fig. 47 y 48) Por la profundidad del fondo en el sitio donde se verifican, se clasifican como "ondas cortas" si la relacin entre la profundidad y la longitud de onda es mayor de 0,5; "ondas intermedias" si esa relacin est entre 0,5 y 0,05 y "ondas largas" si ella vale menos de 0,05. Cuando la relacin entre la altura y su longitud es menor de 0,01 se denominan "de altura pequea"; cuando esa relacin est entre 0,01 y 0,04 "de altura moderada" y si es mayor de 0.04, "de gran altura". Elementos de las olas En la figura 29 se muestra los elementos de las olas que se definen a continuacin. "Cresta" es la parte ms elevada de la superficie del agua que se identifica por la lnea que corre por los puntos ms altos, y "seno" es la parte ms baja que se identifica por la lnea que corre por los puntos ms deprimidos, atravesadas ambas lneas en la direccin de propagacin de la ola; se denomina "ortogonal" toda lnea horizontal paralela a la direccin de propagacin. "altura " (H) es la distancia vertical entre la cresta, o el seno; "amplitud" (A) es la distancia vertical entre la cresta, o el seno, y el nivel de aguas tranquilas; "longitud" (L) es la distancia horizontal entre dos crestas, o

dos senos, prximos; "pendiente" () es la relacin entre la altura y la longitud, y "nmero" (k) es la relacin

2 / L. Se llama "periodo (T) el intervalo de tiempo que transcurre entre dos apariciones sucesivas por un punto fijo respecto del agua, de dos crestas o dos senos; "velocidad (C) aquella a la que se traslada sobre la superficie

del mar una fase de la ola, cresta o seno; (*) "frecuencia" ( ) la relacin 2 / T, y "edad" ( ) a la relacin entre la velocidad de la ola y la del viento que se genera.*

Fig. 29. Los elementos de las olas

( * ) En algunos casos la frecuencia se define como f = 1 / T. La "velocidad orbital" (v) es la que tiene las partculas del agua en virtud de la existencia del movimiento ondulatorio de la ola igual a la suma vectorial de la "velocidad orbital horizontal" (u) y la "velocidad orbital

vertical" (w) ; la "direccin" () es la orientacin de las ortogonales en la direccin de propagacin de la ola, y la "profundidad relativa" (d / L) es la relacin que existe entre la profundidad del fondo en el lugar considerado y la longitud de la ola.

Cuando la profundidad relativa es mayor de 0,5 se dice que las olas estn en "agua profunda" y cuando es menor de 0,5 que se hallan en agua poco profunda. En particular, suele decirse tambin que cuando la profundidad relativa es menor de 0,05 ellas se encuentran en "agua muy poca profunda". Efectos de las corrientes Cuando la olas se propagan a una regin en la que hay corriente sufren modificaciones de su altura y su longitud que dependen de la velocidades de la corriente y de las olas, siendo mayores cuanto mayor es la velocidad de aquella y cuanto menor es la de stas. Cuando la corriente es contraria a la direccin de avance de las olas, aumenta su altura y disminuye su longitud, y cuando ella es en la misma direccin, disminuye su altura y aumenta su longitud, mantenindose siempre inalterado el perodo. En los casos en que la corriente es fuerte, como suele acontecer donde hay corrientes de marea, el efecto es tal como para dar lugar a olas de mucha pendiente por lo muy altas y poco largas, que rompen con el nombre de "escarceos de marea". Las olas que se trasladan hacia una corriente que les es opuesta rompen completamente cuando la velocidad de la corriente es igual o superior a 1/ 4 de la velocidad de las olas, pero slo parcialmente cuando est entre 1/ 7 y 1/ 4 de sta.

Estado del mar El viento da lugar, como fuerza generadora, ala formacin sobre la superficie del mar de olas que se distinguen principalmente por su perodo y altura, hallndose presentes simultneamente debido a que la accin del viento no es uniforme, olas de diversos perodos cubriendo probablemente todo el espectro correspondiente a este tipo de oscilacin natural, y haciendo por lo tanto que el mar aparezca teniendo su conocido aspecto irregular y confuso con olas de diferentes caractersticas, de las cuales las pequeas estn superpuestas a las ms grandes, habiendo algunas que tambin rompen. Estando as presente al mismo tiempo alas de diferentes alturas, longitudes y perodos su interferencia puede hacer que en algunas partes se anulen y en otras se refuercen entre ellas, complicndose an ms la topografa de la superficie del mar, que cuando tambin son diferentes las direcciones de propagacin de las olas, exhibe depresiones y elevaciones aisladas que dan motivo a la existencia de las "olas de cresta corta ", as llamadas porque se extienden poco normalmente a su direccin de avance (fig. 30). En la naturaleza, las olas varan mucho en altura y perodo en intervalos de tiempo relativamente cortos y en cualquier lugar de observacin, hacindolo especialmente y de la mayor manera en el rea de generacin Fig. 30. Interferencia de olas dando lugar a que estas se propaguen en grupos : A: interferencia de olas de igual

altura y casi igual longitud. B: Interferencia entre olas del viento cortas y una mar de fondo larga.

. Sin embargo, algunas de ellas sobresalen impartiendo a la superficie del agua una carcter lo suficientemente significativo como para que pueda establecerse una clasificacin del "estado del mar" basada principalmente en la altura de las olas que se observan en el momento considerado, como lo indica la tabla IX.

Olas producidas por el viento Desarrollo Las olas comienzan a formarse cuando el viento alcanza a soplar con una velocidad de aproximadamente 110 centmetros por segundo y crecen debido a una doble accin transmisora de energa del viento al agua en la forma de presin normal y esfuerzo tangencial. Con la duracin y la intensidad del viento las olas as formadas aumentan en altura y acrecientan su periodo, longitud y velocidad hasta adquirir lmites determinantes de un estado de equilibrio que depende tambin de la extensin de mar sobre el cual sopla el viento y que se llama el "alcance del viento". La magnitud de los elementos de las olas presentes en un determinado lugar y en cierto instante depende entonces de la velocidad del viento, su alcance, y del tiempo durante el cual ha soplado el viento denominado la "duracin del viento", as como de las olas existentes en el momento en que ste empez a soplar.

Tabla IX Estado del mar

Nmero de la escala

Altura de las olas (pies)

Descripcin de la superficie del mar

0 0 "Mar calmo". El mar parece un espejo

1 Menor de 1 "Mar llano" Hay olas pequeas o rizos que parecen escamas y no tienen crestas.

2 1 a 3 "Mar rizada" Las olas son pequeas y cortas pero ms pronunciadas, cuando hacen espuma, sta no es blanca, sino de aspecto vidrioso.

3 3 a 5 "Mar moderada" Las olas son ms grandes y largas mostrando ocasionalmente "cabrillas" y el mar produce sonidos cortos como el crujir de la seda o de hojas al viento.

4 5 a 8 "Marejadilla" Las olas son de tamao mediano y adquieren una forma larga ms pronunciada siendo muchas las "cabrillas" y las crestas con espuma blanca, produciendo un sonido como murmullo sordo

5 8 a 12 "Marejada" Las olas han aumentado de tamao y empiezan a levantarse, las cabrillas son continuas y las olas rompen ocasionalmente, la espuma de las crestas en las olas que rompen empieza a ser arrastrada en la direccin del viento y el mar produce un murmullo continuo.

6 12 a 20 "Mar arbolada",. Las olas son grandes u con "cabrillas", rompen mucho y muestran un crecimiento de su altura que es visible; la espuma es arrastrada en venas densas en la direccin del viento; el mar comienza a agitarse y el ruido de las olas que rompen es como un rugido sordo que se oye desde gran distancia.

7 20 a 40 "Mar muy arbolada". Las olas son altas y tienen cresta extensas que se echan hacia delante y rompen continuamente con un ruido que asemeja a un rugido continuo; toda la superficie del mar se torna blanca debido a la gran cantidad de espuma arrastrada por el viento y la agitacin del mar se hace pesada y con sacudidas.

8 Igual o mayor de 40

"Mar montaosa". Las olas se hacen tan altas que los buques prximos caen tanto en los senos que dejan de verse a ratos; la agitacin del mar se hace tumultuosa; el viento transforma a las crestas que se rompen en espuma; todo el mar sta cubierto de densas lneas de espuma arrastrada por el viento, el aire est saturado de espuma y agua pulverizada que impide ver los objetos relativamente prximos.

9 Calificacin aplicable a los estados del mar descrito cuando el mar es muy picado y confuso.

La energa que acumulan las olas es directamente proporcional al cuadrado de su altura y el efecto de la viscosidad del agua en amortiguarlas durante su traslado es mayor en las olas ms cortas; de ah que las olas pequeas decaen pronto cuando se alejan del rea en que se conservan y se propagan mejor para subsistir y transformarse en mar de fondo.

Propagacin de las olas El estado de la superficie del mar en una localidad determinada es, en general, el resultado de la combinacin de varios trenes de olas de diferentes perodos y alturas, formados en distintas zonas por la accin irregular del viento que determina una gran variabilidad en su velocidad, duracin y direccin y, por lo tanto, las olas que se observan forman parte de grupos de olas cada uno de los cuales est compuesto por olas de distinta altura. La energa que contiene las olas de un grupo producido por una cierta perturbacin, se propaga en el mar a una velocidad que se llama la " velocidad de grupo", que es igual, en agua profunda, a la mitad de la velocidad de las olas individuales y que aumentan relativamente con el disminuir de la profundidad del fondo hasta ser, en agua poco profunda, igual a la velocidad de las olas, ocurre entonces que la regin de mxima altura de las olas de un grupo se traslada en agua profunda a la mitad de la velocidad de las olas. Esta particularidad da lugar a que al observar la primera ola de un grupo se la vea desaparecer en seguida para ser reemplazada por la que le sigue, y as sucesivamente; de modo que el fenmeno consiste en que las olas individuales atraviesan el grupo entrando por detrs y saliendo por delante de l, y en que al ir dejando atrs la mitad de su energa durante su avance, las olas comprenden a la ola del centro en la que hay un rpido aumento de su altura que establece un "frente de la perturbacin" que se traslada a la velocidad de grupo.

La mar de fondo Cuando las olas abandonan el rea en que fueron generadas y se trasladan en regiones de calma como mar de fondo, en la que se transforman de manera progresiva y continua, la resistencia que el aire oponen a su movimiento hace que vayan perdiendo altura y aumentando de perodo y, por lo tanto, incrementando su velocidad y su longitud. Su atraviesa zonas donde hay vientos, ste tiende a aumentarle la altura y disminuirle el perodo si es favorable, y a disminuirle la altura y aumentarle el perodo si es contrario a su direccin de avance. El estado de la superficie del mar, respecto de la mar de fondo se clasifica de acuerdo con lo que ndica la tabla X. La mar de leva Al aproximarse a la costa, debido a la disminucin de la profundidad del fondo y cuando sta es menor aproximadamente, de la mitad de su longitud, las olas y la mar de fondo van perdiendo velocidad y longitud, aumentando su altura y conservando empero su periodo, por lo que se dice que "sienten el fondo".

Tabla X Estado de la mar de fondo

Nmero de la

escala

Altura de la mar de fondo

(pies)

Descripcin de la superficie del mar

Longitud de la mar de fondo (pies)

0 0 No hay mar de fondo 0

1 2

1 a 6

Baja

Corta o Media Larga

0 a 600

3 4 5

6 a 12

Moderada

Corta Media Larga

0 a 300 300 a 600

mayor de 600

6 7 8

Mayor de

12

Alta

Corta Media Larga

1 a 300 300 a 600

mayor de 600

9 -- Confusa --

La mar de fondo que al acercarse a la orilla sufre estas modificaciones recibe el nombre particular de "mar de leva". Si las olas que se acercan a la costa no avanzan normalmente a las isbatas, resultan tambin sometidas al fenmeno de la "refraccin de las olas", que se manifiesta como una tendencia de sus crestas a ponerse paralelas a la orilla convergiendo donde las isobaras muestran su convenida hacia el mar y divergiendo donde la muestran hacia la tierra, hacindose ms altas sobre los bajos - fondos y en las regiones salientes de la costa y ms bajas sobre las depresiones y en las entradas de la orilla (fig. 32). Cuando, por otra parte, las olas llegan a una obstruccin que interrumpe parte de su cresta, giran hacia la zona que est al abrigo de esa obstruccin propagndose en ella debido a un fenmeno que se conoce como la "difraccin de las olas". Las rompientes y la resaca Cuando en su progreso hacia la orilla la mar de leva o las olas llegan a una profundidad tal que el crecimiento de su altura y la disminucin de su longitud las lleva a hacerse inestables, se transforman en rompientes que se vuelcan hacia delante de manera turbulenta, dando lugar A la formacin de la resaca que dependen de la naturaleza de las orilla y con caractersticas que dependen de la naturaleza de las condiciones generales del lugar y del momento. Las olas rompen donde la profundidad es igual al 1,3 veces su altura aproximadamente. Debido al transporte de agua hacia la playa asociado a las rompientes, ellas producen una corriente dirigida a lo largo de la orilla y hacia el lado abierto del ngulo de forman sta y en ciertos lugares otras dirigidas hacia el mar como "corrientes de resaca". Fig. 32. Refraccin de las olas causada por una depresin ( izq.) y por una elevacin (der.).

Teora de las olas Las fuerzas que intervienen en el movimiento ondoso del mar son las de la presin, la gravedad, la rotacin terrestre, la tensin superficial y la friccin interna del agua, pero para estudiarlo tericamente es aceptable, por su despreciable influencia, no considerar las tres ltimas cuando se trata de las olas producidas por el viento. Los estudios tericos fundamentales que han permitido describir satisfactoriamente al fenmeno son los del Airy (1845) Stokes (1847) y Boussinesq (1871) principalmente, de los cuales se ha arribado a los resultados que siguen. Las olas de altura pequea (Airy; 1845) tienen un perfil sinusoidal y su velocidad de propagacin depende de la longitud y la profundidad del fondo. Las Partculas de agua describen rbitas elpticas que se van haciendo menores hacia el fondo en el cual el dimetro vertical es nulo, pero no el horizontal, de modo que all el movimiento de las partculas es rectilneo y peridico. En el agua profunda, donde la profundidad relativa es mayor de 0,5 la velocidad de propagacin depende

slo de la longitud de la ola, que a su vez depende nicamente del perodo, segn la siguiente relacin.

20

0

gLC (5)

donde son C0 la velocidad de propagacin en el agua profunda, g la aceleracin de la gravedad y L0 la longitud de la ola en agua profunda. De esa frmula resultan, donde T es el periodo :

2

0

0

156

156

TL

TC

(6)

Que en las unidades prcticas, nudos para la velocidad, pies para la longitud y segundos para el periodo son:

2

0

0

12,5

03,3

TL

TC

(7)

Las rbitas de las partculas son ahora circulares y van decreciendo hacia el fondo, de modo que a una distancia de la superficie igual a la mitad de la longitud de la ola no hay casi movimiento porque su dimetro es 23 veces menor (figura 33). En el agua poco profunda donde la profundidad relativa es menor a 0,05, la velocidad de las olas de las olas depende solamente de la profundidad del fondo y es :

gdC (8)

Donde C es la velocidad de propagacin, g la aceleracin de la gravedad y d la profundidad. Las partculas describen rbitas elpticas cuyo dimetro vertical disminuye hacia el fondo mantenindose inalterable el dimetro horizontal. Estas caractersticas se ajustan satisfactoriamente a las que tiene en la naturaleza la mar de fondo. Fig. 33. Movimiento de las partculas en una ola de altura pequea (H/L) < 0,01) que se propaga en agua profunda (d/L > 0,5) segn la teora de Aury (1845).

En las olas donde la altura no es pequea (Stokes, 1847) el perfil corresponde, aproximadamente, a una trocoide y la velocidad es una funcin complicada de la longitud y la profundidad del fondo. Las rbitas de las partculas son casi elipses abiertas, de modo que al cabo de un ciclo stas han avanzado una pequea distancia en la direccin de propagacin de las olas. En el agua profunda la velocidad de propagacin depende de la longitud y la altura de las olas, segn las siguientes expresiones suficientemente aproximadas:

(9) (10)

en las que son C0 la velocidad de propagacin, C0 la velocidad de propagacin para las olas de igual longitud pero de altura pequea, L0 la longitud y H la altura de las olas. De este modo la altura influye en aumentar la velocidad, pero en un 10% como mximo. Las partculas describen rbitas abiertas casi circulares (figura 34) de modo de significar un avance en la direccin de traslado de las olas y por lo tanto, la existencia de un flujo que en la superficie es:

30632.0

2 2

3

23

0T

H

gT

Huo

(11)

que en el sistema prctico de unidades se hace :

3

2

0 14.1T

Huo (12)

Definiendo una corriente superficial de muy poco espesor que puede tener una velocidad del 1% de la velocidad del viento, a pesar de lo cual es digna de ser tenida en cuenta junto con la corriente producida por el viento cuando se trata de determinar, por ejemplo, la deriva de una balsa salvavidas. La mxima pendiente que pueden tener la olas sin romper es segn ste estudio. Igual a 0,1418, o sea, aproximadamente 1/ 7 en cuyo caso adoptan la forma que muestra la figura 35. En la naturaleza la mayor pendiente observada ha sido de 1/ 10. Estas conclusiones concuerdan bien con las caractersticas que tienen las olas en el rea donde son generadas por el viento. Fig. 34. Movimiento orbital de una partcula durante dos periodos en una ola de altura moderada o grande que se

propaga en agua profunda.

2

0

0

{

0

2

0

0{

0

1

.12

L

HCC

L

HgLC

Boussinesq (1871) estudi tericamente el caso de las olas que por tener las crestas separadas por senos muy largos pueden considerarse como teniendo una sola cresta y que se llaman por lo tanto "olas solitarias" (figura 36).

Fig. 35. Perfil de las olas de altura moderada y grande cuando tienen la mxima pendiente tericamente posible de1/7

La velocidad de propagacin de estas olas depende de su altura y de la profundidad del fondo segn la frmula :

HdgC (13)

Donde C es la velocidad, g la aceleracin de la gravedad, d la profundidad del fondo y H la altura de la ola. Las partculas del agua avanzan una cierta distancia en la direccin de traslado de la ola con el pasaje de sta para permanecer luego en reposo.

Fig. 36. Perfil de una ola solitaria segn la teora de Boussinesq (1871), donde son z las elevaciones de la superficie del agua, medidas desde el fondo del mar, h la profundidad desde el nivel de aguas tranquilas y x la distancia horizontal a partir de la cresta.

La ola solitaria rompe cuando entre la profundidad del fondo y su altura existe la relacin

Hd 28,1 (14)

Los resultados as obtenidos estn en acuerdo satisfactorio con las propiedades de la mar de leva en el momento prximo al de transformarse en rompientes, como lo ha demostrado Munk (1949), son de aplicacin al caso de las rompientes. Generacin y decadencia de las olas Una vez formadas las primeras olas, el viento las provee de la energa necesaria para su crecimiento mediante una transferencia de ella, ejerciendo una presin normal a la superficie del mar sobre el lado de barlovento de la cresta y un esfuerzo tangencial por friccin sobre las partculas de la superficie del agua. Esta transferencia de energa hace que las olas crezcan en altura y aumenten su velocidad de propagacin y mientras sta sea menor que la del viento, tanto la presin normal como el esfuerzo tangencial contribuirn a su desarrollo. Cuando la velocidad de las olas se hace igual a la del viento dejar de haber aporte por el efecto de presin normal y cuando ella la haya superado, este efecto se transformar en una resistencia tendiente a hacer

decaer las olas. La transferencia de energa por esfuerzo tangencial ser, sin embargo, efectiva aun cuando la velocidad de las olas sea mayor que la del viento, porque es aplicada a las partculas cuya velocidad orbital es muy pequea comparada con la de propagacin. Cuando la resistencia debida a al presin normal y la disipacin de energa por friccin interna del agua se hacen iguales a la energa que las olas reciben del viento por esfuerzo tangencial, estas dejan de crecer en altura y de aumentar su velocidad. Se dice entonces que han alcanzado su "desarrollo pleno" y que se encuentran en "estado estacionario", mientras que cuando crecan estaban en el "estado transitorio". La altura y la velocidad que han alcanzado las olas dependen de la velocidad del viento, de su duracin y de su alcance, de manera tal que a mayores valores de estos tres factores corresponden mayores valores de aquellos dos elementos. Los factores que limitan el desarrollo de las olas son la duracin del viento, o su alcance, porque existe una duracin del viento despus de la cual las olas no se desarrollan ms por mucho que ste siga soplando, porque existe un valor del alcance del viento que impide que la duracin pueda continuar hacindolas desarrollar. Tal duracin y alcance se denominan "duracin mnima" y "alcance mnimo". Estos hechos han sido descritos en trminos matemticos por Sverdrup y Munk (1947), que han logrado obtener ecuaciones graficables con las que puede saberse cul es la altura y la velocidad que han adquirido las olas en un cierto momento, a partir del conocimiento de la velocidad del viento, su duracin y su alcance. Al propagarse fuera del rea donde fueron formadas por el viento y trasladarse a regiones de calma, las olas se transforman en mar de fondo y van perdiendo altura pero ganando velocidad, por lo que se dice que se hallan "en decadencia" durante la cual pierden 1/ 3 de su altura cada vez que avanzan una distancia en millas marinas igual a su longitud expresada en pies, aproximadamente. Este fenmeno ha sido descrito tambin matemticamente por Sverdrup y Munk (1947), que han proporcionado grficos con los cuales puede deducirse la altura, la velocidad, el periodo y la longitud de la mar de fondo que ha recorrido una cierta distancia desde su rea de generacin, as como el tiempo que ha empleado para cubrirla. Las olas en agua poco profunda Cuando la mar de fondo llega donde la profundidad relativa es menor de 0,5 se dice que "siente el fondo" y sufre ciertas transformaciones en razn de las cuales pasa a ser conocida como mar de leva. En tal caso se observa que las olas, conservando constante el periodo, aumentan su altura despus de haberla perdido algo en un principio, acortan la distancia que hay entre sus crestas, incrementan su pendiente, disminuyen su velocidad de traslado y cambian de forma, modificando adems su direccin de avance si se propagan formando un ngulo diferente de 90 con las isbatas del fondo. Al avanzar hacia profundidades cada vez menores, las crestas de las olas crecen y la longitud se achica tanto como para que se tornen inestables, cayendo entonces hacia delante para transformarse en rompientes. Los cambios descritos son ms notables para la mar de fondo que proviene de un rea de generacin distante que para las olas que proceden de una prxima. El cambio de direccin en el traslado de las olas que llegan al agua poco profunda se llama la "refraccin de olas" e influye ms a las olas largas que a las cortas y menos a las ms altas que a las ms bajas de la igual longitud. Cuando la profundidad del fondo disminuye constantemente, las ortogonales son curvas que se separan cada vez ms, hay "divergencia de olas" y su energa por unidad de frente disminuye, con lo cul se hace menor la altura de las olas. Si las isbatas son curvadas con la concavidad hacia el mar, la divergencia es ms sealada, pero si tienen su concavidad hacia el lado de tierra, la distancia entre ortogonales disminuye, hay "convergencia de olas" y su altura aumenta. De ello resulta que las olas ms bajas suelen estar frente a las bahas y sobre las depresiones del fondo y las ms altas, frente a las salientes de la costa y sobre las elevaciones del fondo. (figura 32). La altura de las olas de la mar de leva depende as de la combinacin del aumento que resulta de la disminucin de la profundidad del fondo y del crecimiento o disminucin debidos al fenmeno de refraccin. Cuando la mar de leva ha llegado donde la profundidad del fondo es igual a1,28 veces aproximadamente su altura, las olas rompen avanzando hacia la playa como "olas de traslacin" en las que el agua es transportada toda con la forma de la ola. Donde el fondo es regular o de pendiente pronunciada se produce en general una sola lnea de rompientes, pero donde no lo es suele haber varias lneas al rehacerse las olas despus de haber roto, para romper nuevamente ms cerca de la orilla. La parte en la que se producen rompientes se llama la "zona de la resaca" el conjunto de fenmenos

asociados, siendo la "resaca" el conjunto de fenmenos asociados al romper de las olas que ocurren en ella. Las caractersticas de las rompientes dependen de las condiciones generales de la zona de resaca tales como la topografa del fondo, la forma de la orilla, el estado de la marea, la fuerza y direccin del viento, la velocidad y direccin de la corriente, la existencia de islas frente a la costa y la altura longitud as como la direccin de traslado de la mar de fondo que las produce, por lo que a veces tienen lugar donde la profundidad es de 0,7 a 2,0 veces su altura. Se presentan dos tipos fundamentales de rompientes, las llamadas "arrastradas" y las "de volteo" , producidas en general las primeras por la mar de fondo con pendiente mayor de1/ 100 y las segundas por la que tiene menor de 1/ 200. El viento que sopla hacia tierra acenta las rompientes arrastradas y el que lo hace hacia el mar a las de volteo. El pronstico de las olas El pronstico de las olas en el mar presenta cuatro problemas particulares en correspondencia con las cuatro etapas de la vida de las olas, por lo que ellos consisten en determinar el estado del mar en el rea de generacin, la mar de fondo en la regin de decadencia y la mar de leva, la resaca y las rompientes en el agua poco profunda (figura 40). El pronstico del estado del mar procura dar por anticipado el carcter de las olas en un rea de generacin, el de la mar de fondo, el de las olas que existen en el mar abierto en una regin de calma como resultado de las producidas por el viento en un rea de generacin, el de la mar de fondo, el de las olas que existen en el mar abierto en una regin de calma como resultado de las producidas por el viento en un rea de generacin, el de la mar de leva, el de las olas que hay en la zona que se halla entre el lmite del agua profunda y la resaca y el de la resaca y las rompientes, el de las olas que rompen junto a la orilla en virtud de la llegada frente a ella de una mar de fondo. Los datos de la velocidad del viento, su duracin y su alcance a los efectos de pronosticar el estado del mar, se obtienen cartas del tiempo consecutivas sobre el ocano y de las correspondientes cartas predichas. Con ellos se computan la altura, el periodo, la longitud

Fig. 40. Las cuatro etapas de vida de las olas.

y la velocidad de las olas al final del alcance del viento, es decir al final de esta rea de generacin. A partir de estos ltimos resultados se calculan la altura, el periodo, la longitud y la velocidad de la mar de fondo al final de la regin de decadencia, as como el tiempo empleado por la perturbacin ondosa para recorrer la distancia de decadencia. Conocidos la altura y el periodo de la mar de fondo al final de la regin de decadencia que coincide con el principio del agua poco profunda, se pueden obtener la altura, la longitud, la velocidad y la direccin de la mar de leva para las diferentes profundidades de la zona de agua poco profunda. Para esto es necesario disponer de una carta de la topografa del fondo. Con los datos de la mar de fondo se determinan la altura, la longitud y la velocidad de las olas que rompen, la profundidad a que lo hacen y el carcter general del fenmeno de la resaca incluyendo las corrientes que en ella se producen. El mtodo para pronosticar olas ha dado resultado satisfactorio y puede emplearse tambin para conocer el estado del mar, la mar de fondo, la mar de leva y las rompientes en situaciones pasadas, proveyendo as con el nombre de "postnstico" la informacin estadstica respecto del rgimen de olas propio de una

localidad, de la cual faltan observaciones directas, a partir de las cartas del tiempo pasadas existentes. Fuente: Margaleff R.

Los Ocanos Biblioteca Salvat Salvat Ediciones 1974 pp. 36 - 42

Panzarini Rodolfo N. Introduccin a la Oceanografa EUDEBA 1984 pp. 87 - 111

Batt J.J.

Oceanography Omega 1986 pp. 123 134

MAREAS

Generalidades El ascenso y descenso rtmico del nivel del mar, que se verifica con un periodo prximo a las 12 las 24 horas, junto con una corriente de anloga alternancia, constituye el fenmeno de la "marea". Las atracciones que sobre las aguas del mar ejercen la Luna y el Sol son la causa de este hecho, que se manifiesta como un efecto complicado debido a las influencias modificadoras de la geografa, la topografa del fondo del mar, la friccin y la rotacin de la Tierra, a las que se suman eventualmente la del viento y la de las corrientes de otro carcter. Siendo la fuerza de atraccin de un astro" sobre otro directamente proporcional a su masa e inversamente al cuadrado de la distancia que lo separa de ste, la proximidad en que la Luna se halla de la Tierra hace que, a pesar de su menor tamao, ejerza sobre ella una fuerza generadora de la marea que es unas 2,2 veces mayor que la que produce el Sol. En efecto debe tenerse presente que la marea no resulta de la magnitud de la atraccin sino de la diferencia que existe entre la atraccin que se verifica en el centro de la Tierra y en su superficie del lado que mira a la Luna o el Sol y del lado opuesto, que est en razn inversa con el cubo de la distancia. Las alturas mximas del nivel de las aguas se llaman "pleamares" y la mnimas "bajamares" denominndose "nivel medio" al promedio de las de todas las pleamares y bajamares. Amplitud a la diferencia entre las alturas de la pleamar y la bajamar. El nivel de las aguas sube durante el "Flujo" o "creciente" y baja durante el "reflujo" o "bajante" para mantenerse estacionario un cierto tiempo en la pleamar y la bajamar, en cuya circunstancia se dice que la marea "est parada". Entre dos pleamares y dos bajamares transcurren en general y aproximadamente 12 horas y 24 minutos cuando la marea es "semidiurna" pero existen casos de marea "diurna" en los cuales ese tiempo es de unas 24 horas 48 minutos. En determinadas circunstancias, el fenmeno se verifica de modo que las pleamares y bajamares sucesivas difieren mucho en cuanto al nivel que alcanzan las aguas, calificndose entonces a la marea de "mixta" (figura 41). Una vez cada quince das, al tiempo de aproximadamente el novilunio y el plenilunio, las pleamares y las bajamares son ms sealadas y unos 7 das despus, estando la Luna en cuarto creciente o cuarto menguante, lo son menos que las otras que se observan durante el mes, por lo que se reconocen como "mareas vivas" o "zizigias" a las primeras y a las segundas "mareas muertas" o "cuadraturas". Es usual que se publiquen "Tablas de Mareas" en las que se dan las horas y las alturas de las pleamares y bajamares de los llamados "puertos principales" para todos los das del ao, as como las correcciones a serles aplicadas para obtener los mismos datos en los denominados "puertos secundarios" que estn agrupados en correspondencia son distintos puertos principales.

Fig. 41. Marea semidiurna, diurna y mixta. Obsrvese la desigualdad diurna de la altura de la marea en la ltima. La marea lunar Si la Tierra se hallase totalmente cubierta por un ocano de gran profundidad uniforme y al Luna se mantuviese estacionaria en el plano del Ecuador, las diferencias de su fuerza de atraccin aplicada al centro de nuestro planeta y a los diferentes puntos de la superficie lquida, haran que ste adquiriese la forma de un elipsoide de revolucin con su eje mayor dirigido hacia la Luna como lo ilustra la figura 42. Fig. 42. La marea lunar con la Luna estacionaria en el plano del Ecuador.

A lo largo del meridiano superior MM y del meridiano inferior NN se experimentar una pleamar, mientras que en los meridianos OP que difieren de aquellos 90 en longitud, habr una bajamar, segn se ve en la figura 43.

Fig. 43. La marea lunar con la Luna en el plano del Ecuador girando alrededor de la Tierra sobre una trayectoria circular.

Dado que la Tierra gira alrededor de su eje en el sentido que seala la flecha, completando una vuelta cada 24 horas, los puntos M y N experimentara una bajamar 6 horas despus y luego una pleamar transcurrido el mismo intervalo, y los puntos O y P sentirn una pleamar seguida de una bajamar en iguales perodos de tiempo, como si la marea fuese una onda que se traslada alrededor del globo de Este a Oeste. La luna gira, sin embargo, alrededor de la Tierra en el sentido de la flecha de modo de pasar en un da de la posicin L a la posicin L , haciendo que el punto M necesite unas 24 horas 48 minutos para dar una vuelta y llegar al punto M ubicado sobre el eje mayor del elipsoide de revolucin dirigido hacia la nueva posicin de la Luna. Los puntos M, N, O, y P observarn entonces que entre pleamar y bajamar transcurren aproximadamente 6 horas 12 minutos, y que la pleamar se produce a la hora en que la Luna pasa por el meridiano superior o por el meridiano inferior, aunque cabe tener presente que en los estuarios ros y aguas poco profundas la creciente suele durar frecuentemente menos que la bajante. La rbita lunar se encuentra, no obstante, inclinada respecto del plano del Ecuador de manera que, no encontrndose siempre la Luna en l el eje mayor del elipsoide de revolucin estar dirigido generalmente como lo indica la figura 44, dando lugar a que el punto M, por ejemplo, tenga dos pleamares sucesivas, y tambin dos bajamares, de distinta altura. Con esto se pone de manifiesto la existencia de una "desigualdad diurna" de la altura de la marea (fig. 41).

Fig. 44. La marea lunar, con la Luna describiendo una rbita sobre un plano inclinado respecto del Ecuador que origina

la desigualdad diurna

Como, adems esta rbita no es circular, la distancia de la Luna a la Tierra vara en un mes lunar entre un mximo y un mnimo cuando el satlite se halla en "apogeo" y "perigeo", respectivamente, con lo que el al variar la fuerza de atraccin se observarn mareas menos o ms manifiestas en correspondencia con esas posiciones. La marea solar Si se analiza de manera anloga la accin del Sol se concluye que ste generar, por su parte, una marea semidiurna menos intensa donde las pleamares y las bajamares se suceden cada 6 horas, habr

desigualdad diurna de la marea en virtud de la variacin anual de la declinacin solar, y existir una mayor o menor atraccin segn se encuentre la Tierra ms o menos cerca del Sol al describir su rbita elptica a lo largo de un ao. La marea lunisolar La combinacin de la marea producida por la Luna con la que origina el Sol en las condiciones mencionadas da lugar a la marea lunisolar, que pone de manifiesto, a travs de sus variaciones mensuales y anuales, la influencia conjunta de las variaciones en los elementos que definen el movimiento de estos dos astros respecto de la Tierra. Es as como, cuando se est en novilunio con el Sol y la Luna es conjuncin, las mareas de uno y otra se refuerzan en el plenilunio con ambos astros en oposicin (fig. 45), dando lugar a las mareas de zizigias, cuya pleamar se produce al estar la Luna en el meridiano superior o el meridiano inferior.

Fig. 45. La marea lunisolar y la diferencia por desigualdad de fase. PL plenilunio, NL novilunio,

CC cuarto creciente, CM cuarto menguante.

Cuando se est en cuarto creciente una semana despus, o en cuarto menguante tres semanas despus, aproximadamente, las mareas solar y lunar se restan para producir las mareas de cuadratura cuyas pleamares se verifican tambin al pasar la Luna por el meridiano superior o el meridiano inferior (fig. 46)

Fig. 46. Las mareas lunar y solar en cuadratura se restan para dar lugar a las mareas muertas o de cuadratura.

Sin embargo, cuando la Luna se halla en el primer cuarto de una lunacin, la combinacin de ambas mareas, solar y lunar, hace que la pleamar se anticipe al paso de la Luna por el meridiano superior o inferior; cuando est en el segundo cuarto, que ella se atrase; cuando se encuentra en el tercer cuarto, que se adelante nuevamente, y cuando ha entrado en el ltimo cuarto que vuelva a atrasarse (fig. 45).

El atraso o el adelanto que experimenta la pleamar respecto del pasaje de la Luna por el meridiano superior o el meridiano inferior se denomina la "diferencia por desigualdad de fase", y tiene un valor que vara entre 0 y 45 minutos aproximadamente, segn lo indica la Tabla XI, en la cual se ve que la suma algebraica de sus valores en una media lunacin es nula. La marea lunisolar alterada La marea, al propagarse como una onda, no puede hacerlo libremente por la interposicin de los continentes, quedando sometida a los efectos de la geografa, la topografa del fondo y la friccin que alteran su desarrollo, como lo alteran adems la rotacin terrestre, los vientos y las corrientes. La onda de marea "progresiva" puede reflejarse en la plataforma continental o la costa y dar lugar con ello a ondas "estacionarias", entendindose por tales a las que no se propagan horizontalmente (fig. 47 y 48), que hacen que la marea de una cierta localidad muestra particularidades propias. En la naturaleza se observa tambin que en ciertas regin las mareas de zizigias se producen en cierto nmero de das despus el novilunio o plenilunio, y en algunos casos antes, que es aproximadamente igual al lapso que existe como diferencia entre los cuartos crecientes o menguantes y las correspondientes mareas de cuadratura.

Tal atraso o adelanto se denomina la "edad de la marea", es en promedio de 1 a 1!/2 das, pero puede ser de hasta 6 das, y para las costas de Argentina vale 3 das al Norte del paralelo 41 Sur y 2 al Sur de esa latitud.

Fig. 47. Onda progresiva en tres instantes sucesivos t1, t2 , t3 .

Por otra parte en cada localidad se verifica un atraso de la pleamar, respecto de la hora del paso de la Luna por el meridiano, independientemente de la diferencia por desigualdad de fase, que se llama el "establecimiento de puerto" y viene expresado en horas y minutos.

Fig.48. Onda estacionaria en cuatro instantes sucesivos t1 , t2 , t3 y t4 donde los nodos son puntos en los que no hay

oscilacin.

La diferencia en tiempo que hay en cada da entre la hora del paso de la Luna por el meridiano y la pleamar es el "intervalo lunitidal", que es igual a la suma del establecimiento de puerto y la diferencia por desigualdad de fase, pero como la suma de las desigualdades de fase es nula a lo largo de media lunacin resulta que el promedio de los intervalos lunitales de un mltiplo de medias lunaciones es igual al llamado "establecimiento de puerto medio". De otro modo, se denomina "establecimiento de puerto vulgar" al intervalo lunitidal correspondiente a una fecha de novilunio o plenilunio. En la prctica, es de uso frecuente la denominada "regla de los duodcimos" para determinar la altura de la marea hora por hora, la que establece que la marea crece o baja durante el primer sexto del intervalo entre la pleamar y la bajamar en duodcimo de la amplitud, en el segundo sexto dos duodcimos, en el tercero tres duodcimos, en el cuarto tambin tres duodcimos, en el quinto dos duodcimos y en el ltimo un duodcimo. Constituyentes armnicos de la marea La altura de la marea h para un momento cualquiera t, puede expresarse matemticamente como la suma de varias mareas parciales sinusoidales, llamadas "constituyentes armnicos", segn la frmula

..........)cos()cos()cos( ctCbtBatAHh o (15)

En ella son H o la altura del nivel medio; A, B, C, las semiamplitudes de los constituyentes armnicos;

(at + ), (bt + ), (ct + ), las "fases; a, b, c, las "velocidades de variacin de las fases"; y , , las "fases iniciales". Excepto el nivel medio, todos estos valores se denominan las "constantes armnicas" de la marea.

El nivel medio Ho las semiamplitudes A, B, C, y las fases iniciales , , se deducen de las observaciones de la marea y, por lo tanto, tienen valores propios de cada localidad, mientras que la velocidades de variacin de las fases a, b, c, se obtienen de los datos astronmicos siendo, por ello, iguales para todos los lugares del mundo. Cada constituyente armnico representa la marea que producira un "astro ficticio" representativo de un determinado efecto, existiendo tambin ciertos constituyentes armnicos que representan los efectos que sobre el desarrollo de la marea tiene el agua poco profunda y que, en muchos estuarios, son de gran significacin. Para representar la marea con suficientes precisin bastan unos 20 30 constituyentes, pero sus caractersticas sobresalientes pueden deducirse del valor de cinco constituyentes principales para los que se usan los smbolos M2, S2, N2, K2, y O1 y que se definen a continuacin. El constituyente M2 se llama "lunar principal semidiurno" y representa la marea que produce la Luna

movindose a su velocidad media en el plano del Ecuador, en una rbita circular de radio igual a la de su distancia media a la Tierra. El constituyente S2 se denomina "solar principal semidiurno" y representa la marea que genera el Sol movindose a su velocidad media en el plano del Ecuador, en una rbita circular de radio igual a la de su distancia media a la Tierra. El constituyente N2 se reconoce como "lunar elptico mayor semidiurno" y representa la alteracin que introduce el hecho de ser variable la distancia entre la Luna y la Tierra por ser elptica la rbita de aqulla. Los constituyentes K1 y O1 son "lunares declinacionales diurnos", y representan la alteracin que resulta de estar inclinado respecto del Ecuador el plano de la rbita de la Luna alrededor de la Tierra, dando lugar a que su declinacin vare, y se neutralizan cuando la Luna est en el plano del Ecuador. Conociendo estos constituyentes se pueden determinar los siguientes valores principales de la mera en forma aproximada:

Amplitud media 0 2 M2 Amplitud de zizigias = 2 (M2 + S2)

Amplitud de cuadraturas = 2 (M2 S2) Amplitud de periegeo = 2 (M2 + N2) Amplitud de apogeo = 2 (M2 N2) Desigualdad diurna = 2 (K1 + O1)

22

11

SM

OK

es menor de 0,25

Adems la marea es semidiurna cuando es diurna cuando ese cociente es mayor de 1,25 y es mixta cuando est entre 0,25 y 1,25. Como el Sol vara su declinacin en el transcurso de un ao, corresponde que se considere tambin la introduccin de dos constituyentes de los cuales es ms importante es el "solar declinacional diurno P1 y dado que la rbita de la Luna tiene tambin una revolucin de sus nodos que completa en un perodo de 18,61 aos habra que introducir otro constituyente, pero se prefiere aplicar en cambio correcciones apropiadas. Prediccin de la marea La marea puede predecirse a partir de la determinacin de sus constituyentes armnicos y el clculo de las alturas correspondientes a los diversos instantes futuros, para lo cual se emplearon las llamadas "maquinas predictivas de marea (Fig. 73), ahora remplazadas por las computadoras electrnicas, que proveen los datos para la confeccin de las Tablas de Mareas. La marea puede predecirse tambin con mucha menor precisin haciendo uso de las "constantes no - armnicas" denominadas establecimiento de puerto, diferencia por desigualdad de fase, edad de la marea nivel medio, nivel medio de zizigias, nivel medio de cuadraturas y otras. Lneas cotidales y de coamplitud Se llaman "lneas cotidales a las que unen los puntos del mar en los que se producen simultneamente la pleamar, y "lneas de coamplitud a las que pasan por los lugares que tienen la misma amplitud de la marea. Las lneas cotidales suelen converger hacia determinados lugares donde no habra nunca pleamar y donde, por lo tanto, el nivel de las aguas se mantiene estacionario. Se dice que en tales casos hay un "sistema anfidrmico", denominndose "punto anfidrmico" al sitio de concurrencia de dichas lneas. En algunas circunstancias la convergencia de las lneas cotidales hacia una costa parece indicar que el punto anfidrmico se hallara sobre la tierra, por lo que se hace referencia al hecho expresado que se est en presencia de un sistema anfidrmico "degenerado". Las lneas cotidales se marcan usualmente indicando cuntas horas lunares (*); despus del pasaje de la Luna por un cierto meridiano se produce sobre ellas la pleamar, y la lneas de coamplitud sealando el valor en pies que sobre ellas tiene la amplitud de la marea (fig. 49).

Fig, 49. Lneas cotidales ( en horas lunares despus del pasaje de la Luna por el meridiano de Greenwwich ) y lneas de coamplitud ( en pies ) del mar del Norte ( segn Proudman y Doodson, 1924)

(*)En 24 horas lunares hay 24,84 horas solares. Para construir una carta de lneas cotidales y de coamplitud se parte del conocimiento de la altura de la marea observada en dos costas opuestas, por ejemplo, y de la velocidad de la corriente de marea medida entre dos puntos. Con la velocidad de la corriente se puede calcular la pendiente de la superficie del mar y obtener, por lo tanto, la altura de la marea en los puntos del mar que se encuentran entre las dos costas, as como las horas de la pleamar, para poder hacer el trazado de las lneas cotidales y de las lneas de coamplitud que corren normalmente a ellas. La confeccin de las cartas cotidales de los ocanos presenta, como cabe suponer, grandes dificultades.

Las corrientes de marea Las corrientes que se hacen presentes en el fenmeno de la marea no fluyen siempre alternadamente en direcciones opuestas, sino que rotan dando una vuelta completa en un perodo tidal, con lo que en general, especialmente en el mar abierto, su velocidad de direccin cambian continuamente, aunque se sabe de casos en los que vara la direccin sin que la haga la velocidad. Si a intervalos iguales, de hora en hora por ejemplo, se trazan vectores que representan la velocidad y direccin de la corriente de marea y se unen sus extremos por una curva, se obtendr una elipse imperfecta en general, con un bucle a veces, o una circunferencia en particular y excepcionalmente. A lo largo de una costa abierta la pleamar suele ser precedida por una corriente de marea, y es seguida de una corriente de sentido contrario, producindose el cambio aproximadamente a la hora de pleamar y el cambio subsiguiente a la de la bajamar. En el canal estrecho de entrada a una cuenca o golfo cerrado y cuando la onda de la marea pasa por la boca, se produce una corriente hacia el interior, pero cuando en la boca hay bajamar la corriente tira hacia fuera, de modo que es nula en media marea. En la mayora de los casos el fenmeno se presentar como una combinacin de los citados, por lo que la corriente puede estar "parada" a cualquier hora, aunque, en general se observar que el comportamiento del fenmeno sigue respondiendo aproximadamente, segn se ha dicho, al carcter dominante del lugar. En un canal que conecta dos cuencas sometidas a la accin de la marea, la direccin e intensidad de la corriente dependen de la altura del nivel de las aguas en una y otra cuenca; en los ros, el rgimen de la corriente de marea est influenciado por la corriente fluvial, y el contorno de la costa, los bajofondos y las islas tambin afectan las corrientes de marea, as como las afectan los vientos. En la prctica es de utilidad la llamada "regla de los tercios" para conocer aproximadamente la velocidad de la corriente de marea hora por hora, la que establece que ella es, durante el primer sexto del intervalo entre parada y pareada, igual a un tercio de la velocidad mxima, en el segundo sexto dos tercios, en el tercero tres tercios, en el cuarto tres tercios, en el quinto dos tercios y en el ltimo un tercio. El fenmeno del bore En algunos estuarios, ros o canales la marea puede presentarse creciendo pronto y muy rpido, avanzando aguas arriba a modo de un peldao que tiene un frente vertical de unos 3 a 4 pies de alto, seguido

de una marcada pendiente con grandes olas ms o menos permanentes, que se traslada a una velocidad de 15 a 25 kilmetros por hora. El fenmeno se llama "bore", su caracterstica principal es el relativamente rpido aumento del nivel del agua y su causa est en la pendiente del lecho y las restricciones del estuario, ro o canal en relacin con las velocidades de la corriente y la onda de marea que penetran en l.

Fuente :

Margaleff R. Los Ocanos Biblioteca Salvat Salvat Ediciones 1974 pp. 42 46

Panzarini Rodolfo N. Introduccin a la Oceanografa EUDEBA 1984 pp. 113 - 127

Batt J.J.

Oceanography Omega 1986 pp. 134 139

Interaccin ocano Atmsfera

Influencia del ocano sobre la atmsfera La importancia que para el desarrollo de los fenmenos meteorolgicos tiene la naturaleza de la superficie con la que se halla en contacto la atmsfera, que de ella recibe y a ella entrega ciertas propiedades que influyen en determinar el carcter de esos fenmenos, se hace manifiesta a travs de la manera diferente en que se transfiere calor del mar al aire respecto del modo en que se lleva a cabo desde la tierra. La radiacin que proviene del Sol e incide sobre el mar es poco reflejada por su superficie, queda absorbida en una capa relativamente espesa no solo debido a su penetrabilidad, sino tambin a la accin de mezcla que causan el viento y las olas, es transportada a regiones distantes por las corrientes y acumulada como calor en grandes cantidades en virtud de la capacidad trmica del agua, que es provisto a la atmsfera en lugares diferentes y pocas distintas de aquellas en que fue almacenado. La entrega de energa del mar a la atmsfera, que representa la mayor parte de toda la que esta recibe, se hace en la forma de calor sensible por irradiacin y por conduccin desde la superficie y como calor latente contenido en el vapor de agua producido por la evaporacin del mar, procediendo tambin de sta la mayor cantidad de vapor de agua que contiene el aire, esta entrega de energa se verifica donde y cuando es necesaria al desarrollo de los procesos que tienden a establecer las condiciones de equilibrio en la atmsfera. La cantidad de radiacin solar absorbida por el mar, la irradiacin de la superficie, la conduccin de calor al aire y la evaporacin dependen todas del estado de la atmsfera y por lo tanto tambin depende de l, el desarrollo de estos procesos. Las corrientes, que transportan el calor absorbido, estn por su parte relacionadas a los vientos predominantes que proveen de la energa necesaria para mantenerlas y alteran la distribucin de la masa en el mar, que es a su vez alterada por los fenmenos del enfriamiento, el calentamiento, la evaporacin, la condensacin, la precipitacin, el escurrimiento, la fusin del hielo, el congelamiento y la mezcla, llegndose a un estado estacionario que representa la existencia de un equilibrio dinmico en el cual los cambios producidos por el viento son contrarrestados por las variaciones debidas a los otros procesos, que dependen tambin ellos de las condiciones atmosfricas. La provisin de calor al aire por el mar se lleva a cabo de manera localizada principalmente en determinadas zonas y en relacin con la circulacin ocenica y la circulacin atmosfrica, el mar recibe del aire calor por conduccin, irradiacin del vapor de agua y agua como precipitacin, adems el viento genera olas, corrientes y procesos de mezcla y da lugar tambin a variaciones del nivel del mar. De todo ello resulta una interaccin entre el ocano y la atmsfera que es de carcter recproco por la mutua proyeccin de los procesos que tienen lugar en el uno y la otra, de consideracin por la magnitud de las cantidades de energa y masa que se transfieren y complicada por la influencia que ejercen entre s los diversos factores que intervienen en el desarrollo de los distintos fenmenos, de modo de no haber permitido que haya sido posible separar en ella las causas y los efectos, constituyendo el ocano un medio flexible de transferencia de energa a la atmsfera porque responde a su circulacin, permitiendo que sean precisadas las pocas y las regiones para la provisin de calor y vapor de agua al aire segn las condiciones que reinan

en el tiempo y en el espacio y un elemento que ejerce un gobierno termosttico favorable del clima, que resulta sin embargo alterado si la superficie del mar se congela. Los ocanos y el clima

Contrastando con el mar, la tierra no absorbe mucho calor y esta diferencia da lugar como causa primera a las diferencias que se manifiestan entre los tipos de clima denominados martimo y continental, habiendo demostrado la observacin, segn lo sealado por Mc Ewen (1925), la existencia de una relacin entre las temperaturas de la superficie del mar y la precipitacin en las costas vecinas. Como en las latitudes medias la circulacin general de la atmsfera es del Oeste, las costas occidentales de los continentes gozan de clima martimo debido al transporte por el aire de las propiedades adquiridas del ocano durante su contacto con la superficie del mar y las costas orientales presentan clima continental a causa del influjo de la tierra. En las latitudes ecuatoriales la circulacin general atmosfrica es del Este y por lo tanto, el clima martimo corresponde en ellas a las costas orientales y el continental a las occidentales, aunque aqu las diferencias no son tan marcadas debido a las particularidades climticas de las bajas latitudes. Entre los vientos predominantes y la circulacin ocenica existe una concordancia general con ciertas modificaciones impuestas por la geografa, la influencia de la rotacin terrestre, la distribucin de masa en el mar y las condiciones dinmicas del flujo. Al transportar con las corrientes las grandes cantidades de calor almacenadas en las latitudes tropicales hacia las regiones fras para entregarlas all al aire, y al llevar con ellas aguas fras hacia las regiones calurosas, el ocano influye sobre el clima de la Tierra en toda la extensin marina, as como sobre las costas de los continentes, que muestran tenerlo relacionado con las corrientes del mar. Los ocanos y el tiempo La influencia del mar sobre el tiempo no es tan patente como la que ste ejerce sobre el clima, pero existen evidencias que en la formacin y la regeneracin de los ciclones tienen importancia las corrientes marinas, porque sus frentes se crean e intensifican donde la temperatura de la superficie del mar exhibe diferencias sealadas y conducen a ciertas conclusiones al respecto las diferencias regionales de evaporacin e intercambios de calor con la atmsfera sobre los ocanos. En las latitudes medias las aguas frente a las costas orientales son ms calientes que el aire, mientras que frente a las costas orientales son ms calientes que el aire, mientras que frente a las costas occidentales pueden ser ms fras, de manera que durante el invierno la evaporacin y la conduccin de calor a la atmsfera se llevan a cabo principalmente en las aguas que se encuentran frente a las costas orientales de los continentes. Estando as localizada la evaporacin, por lo que el mar transfiere al aire el 53% aproximadamente del calor que le entrega, es de presumir que en otros lugares lo est la condensacin que liberara entonces y tambin de modo localizado, la energa recibida del ocano- Jacobs (1942) comput la cantidad de calor entregado a la atmsfera por conduccin y como evaporacin para el Atlntico Norte y el Pacfico Norte, extrayendo de ello principalmente las conclusiones que en los trpicos el mar entrega al aire casi la misma cantidad de calor en verano que en invierno, en las latitudes medias y altas el aire recibe en verano menos calor que en los trpicos, pero mucho ms en invierno y en las partes occidentales de los ocanos, las principales zonas frontales ocenicas estn aproximadamente ubicadas en correspondencia con las reas de mxima entrega de calor al aire, estas se ubican donde el agua es llevada de menores a mayores latitudes y es posible que para cada cambio meteorolgico importante sobre el ocano haya un correspondiente cambio en las relaciones de energa entre el mar y la atmsfera. De las conclusiones citadas cabra deducir una influencia sealada de los procesos que tienen lugar sobre la superficie del mar en el desarrollo y la evolucin de los que caracterizan el tiempo, significando que la interaccin entre el ocano y la atmsfera es completa, ya que todo cambio en la circulacin del aire afecta la del mar y viceversa. Balance trmico del mar

El balance trmico del mar est gobernado principalmente por los procesos de : radiacin, evaporacin, condensacin e intercambio de calor por conduccin con la atmsfera.

El ocano se provee principalmente de calor de la absorcin de radiacin proveniente del Sol y del cielo, de la entrega que le viene del aire prximo por conduccin y condensacin y pierde calor por irradiacin de su superficie, por conduccin al aire prximo por evaporacin. La transferencia de calor al mar desde el interior de la Tierra es del orden de las 6 x 10- 5 caloras por centmetro cuadrado y por minuto, segn Hill (1953), el calor provisto por friccin tidal en aguas prximas a la costa es del orden de las 2 x 10- 3 caloras por centmetro cuadrado y por minuto, de acuerdo con Taylor (1919), el calor entregado por friccin de las corrientes producidas por el viento ha sido estimada por Sverdrup (1942) en unas 2 x 10- 4 caloras por centmetro cuadrado y por minuto. Estas cantidades de calor representan unas 18,8 x 10- 4 caloras por centmetro cuadrado y por minuto que recibe el mar y son despreciables frente a las 2 200 x 10- 4 caloras por centmetro cuadrado que corresponden aproximadamente a la radiacin media del Sol y del cielo que penetra la superficie del mar entre las latitudes de los 70 Norte y 70 Sur. Cuando se consideran reas particulares del ocano en cortos lapsos, es necesario tener tambin en cuenta el aporte o la prdida de calor por adveccin y mezcla, la merma o la ganancia por energa empleada en hacer variar la temperatura del agua. El equilibrio trmico del mar puede expresarse entonces por la ecuacin:

0 QQvQeQaQrQs (16) En donde :

Qs = Calor absorbido de la radiacin proveniente del Sol Qr = Calor efectivamente irradiado por la superficie del mar

Qa = Calor entregado al aire o recibido del aire por conduccin

Qe = Calor perdido por evaporacin o recibido por condensacin

Qv = Calor recibido o perdido por adveccin y mezcla

Q = Calor perdido o ganado en variar la temperatura del agua Y cuyos rdenes de magnitud son, segn Mosby (1936), de 0,221 para Qs , de 0,090 para Qr de 0,013 para Qa y de 0,118 para Qe , estando las cifras expresadas en caloras por centmetro cuadrado y por minuto. De estas cantidades, el calor absorbido Qs depende principalmente de la altura del Sol, la absorcin en la atmsfera, la nubosidad y el estado del mar. La irradiacin en la superficie Qr depende de la temperatura del agua , la humedad del aire y la nubosidad. El calor Qa entregado a la atmsfera por conduccin es, generalmente pequeo y del orden del 10% del correspondiente al proceso de evaporacin y muchsimo menor cuando es recibido del aire ms caliente que el mar, debido al aumento de estabilidad que sufre aqul al ser enfriado desde abajo, con lo que disminuye la convexin que es, en realidad, el fenmeno caracterstico de esta transferencia de calor entre el mar y la atmsfera. Por su parte, el calor Qe empleado en la evaporacin o recibido por condensacin depende de las temperaturas del mar y del aire, del contenido de vapor de agua en la atmsfera y de la velocidad del viento, principalmente. El valor Qv est ligado al carcter de las corrientes en la regin considerada y cerca de la costa puede representar el transporte de calor al mar por las aguas fluviales.

El valor Q es el excedente o el defecto entre Qs y Qv y las dems cantidades de calor que es usado para

hacer variar la temperatura del agua o empleado en procesos tales como la fusin del hielo en el mar. La dependencia de todos estos procesos tales como la fusin del hielo en el mar. La dependencia de todos estos procesos y elementos de las condiciones climticas y meteorolgicas as como de la posicin geogrfica sugiere la existencia de variaciones estacionales, diurnas y regionales en el mecanismo termodinmico de las aguas del mar. Intercambio de calor entre el mar y la atmsfera La radiacin que incide en la superficie del mar es poco reflejada y la mayor cantidad es absorbida para transformarse en calor, que se distribuye en una capa relativamente espesa y es transportado por corrientes para ser entregado al aire donde este es ms fro que el mar.

Si sobre el mar se forma hielo, la radiacin incidente resulta entonces muy reflejada con lo que la irradiacin de la superficie del mar (representada por la superficie del hielo) al aire emite ms calor del que absorbe, por lo que el proceso de congelamiento trae aparejado un descenso general de la temperatura del hielo y del aire que est en contacto con el que, al derramarse, favorece la extensin del congelamiento. De la radiacin absorbida por el mar, el 41% es devuelto al espacio como irradiacin de su superficie, el 6% es entregado al aire por conduccin y el 53% es transferido a la atmsfera mediante el proceso de evaporacin, de modo que ms de la mitad es acumulada por el ocano para se cedida al aire posteriormente por conduccin y al condensarse vapor de agua por l recibido. La radiacin incide en la superficie del mar provienen del Sol y del cielo, dependiendo su cantidad principalmente de la altura del Sol, la turbidez de la atmsfera y la nubosidad, y de la atmsfera en relacin con el contenido de vapor de agua del aire. Parte de la radiacin incidente es reflejada, pero en proporcin diferente la que viene directamente del Sol y la que produce del cielo, siendo, en general, la reflexin del 40% para alturas del Sol de 5, del 12 % para 20 y del 3 % para ms de 50. Sobre el mar helado la reflexin puede ser del 40% al 80%. La radiacin que el mar absorbe es igual a la diferencia que existe entre la que incide sobre su superficie y la que es por ella reflejada, siendo transformada en calor en el primer metro aproximadamente el 65% y en los primeros diez metros aproximadamente el 90%. La temperatura en la superficie no adquiere, sin embargo, valores grandes debido a los procesos de mezcla y conduccin que distribuyen el calor hacia abajo en una capa relativamente gruesa. La radiacin absorbida por el mar, es virtud de los factores de los que depende, variaciones diurna, anual y regional. La superficie del mar irradia casi como si fuera un "cuerpo negro" (*) recibiendo, adems de la viene del Sol y el Cielo, radiacin procedente del aire y principalmente del vapor de agua en l contenido. Esta ltima es siempre inferior a la que emite el mar y la diferencia entre ambas es la energa que ste pierde mediante el proceso de la "irradiacin que depende de la temperatura de la superficie del mar, de la humedad del aire y de la nubosidad, y se denomina "irradiacin efectiva". Como la irradiacin afectiva es menor que la radiacin absorbida, la diferencia, que se llama "radiacin neta", representa el calor acumulado por el mar, que debe ser luego devuelto a la atmsfera por conduccin y evaporacin. Si en el ocano no hubiese corrientes, la radiacin neta sera igual a la suma del calor entregado al aire por el mar por los procesos de conduccin y evaporacin, pero como tal cosa no sucede, en dada lugar del mar existe una diferencia que se denomina el "exceso local de radiacin", que cuando es positivo deber ser transportado fuera de la zona donde se manifiesta hacia aquellas donde es negativo, para se cedido all a la atmsfera por conduccin y evaporacin.

Fuente: Margaleff R. Los Ocanos Biblioteca Salvat Salvat Ediciones 1974 pp. 31 - 35

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