1. Introducción general sobre estuarios y mareas.

CAPÍTULO 1
Introducción
1. Introducción general sobre estuarios y mareas.
1.1. Definición
Los estuarios son zonas de transición entre el medio fluvial y el marino, donde
el flujo de agua dulce se mezcla con el flujo de agua salada. Se producen
gradientes espacio-temporales, a diferentes escalas, de la mezcla de agua dulce
y salada. Se diferencian de un río por sus intercambios de agua, sedimentos,
nutrientes y energía con la atmósfera y el océano, que determinan la dinámica y
los procesos del estuario, y el desarrollo de una compleja y rica diversidad
biológica.
Los estuarios se originan porque durante la entrada de aguas marinas en
la pleamar se retiene las aguas del río, mientras que en la bajamar, todas las
aguas comienzan a entrar a gran velocidad en el mar u océano, lo que
contribuye a limpiar y profundizar su cauce, dejando a menudo, grandes zonas
de marismas.
La elevación y circulación de las masas de agua en cualquier punto del estuario,
interior y exterior, dependen, principalmente, de los agentes: caudal del río, de
la onda de la marea y de las condiciones atmosféricas en el exterior del estuario
y de la velocidad y dirección del viento. Estos agentes se suceden con varias
escalas temporales, interactuantes entre sí.
Los estuarios, representan una de las zonas más interesantes desde el punto de
vista hidráulico, ya que es el lugar donde confluyen dos sistemas distintos, el
mar y el río. Poseen características combinadas de ambos sistemas, pero
resultando muy distintos en consecuencia a ambos. Por lo tanto es de suma
importancia estudiar el comportamiento de los estuarios, con su particular
geografía, estableciendo especialmente su comportamiento hidrodinámico y
fisicoquímico para poder interpretar los fenómenos que en ellos ocurren y
alcanzar una mejor utilización de las posibilidades que tales zonas ofrecen.
La simultaneidad y variabilidad temporal de los agentes naturales y la
diversidad de las acciones humanas producen una amplia gama de regímenes
hídricos del estuario, en un extremo aquellos relacionados con la escasez de
recurso agua dulce y en el otro los provocados por las avenidas del río y los
temporales en la desembocadura. Cuando el caudal de agua dulce del río es
bajo, la dinámica del estuario está dominada por la acción mareal y se
denomina régimen de caudales bajos. En el régimen de dominio fluvial (se
corresponde con la presencia de grandes avenidas), la dinámica fluvial controla
la circulación de agua y sustancias en el estuario, la erosión del cauce y los
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CAPÍTULO 1
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procesos asociados a la marea, salinidad y turbidez, se subordinan a aquella.
Entre ellos dos se reconoce el régimen mixto fluvial-mareal en el que la
dinámica del estuario transita, sin discontinuidad, entre aquellos dos
regímenes.
1.2. Clasificación
Durante largo tiempo han tenido lugar varios intentos para clasificar los
estuarios en diferentes tipos, ya sea basada en descripciones físicas y/o procesos
biológicos o químicos que tienen lugar en ellos.
1.2.1. Clasificación por mareas
Davies (1964) realizó una clasificación de los estuarios basada en sus rangos de
mareas:
Micromareales < 2 m
Mesomareales < 4 m, > 2 m
Macromareales < 6 m, > 4 m
Hipermareales > 6 m
Existe otra clasificación (Fig. 1.1) basada en la relación entre la convergencia y la
fricción:
a) Estuarios hipersíncronos: Donde la convergencia excede la fricción. Como
consecuencia, el rango y las corrientes de marea, se incrementan hacia la cabeza
del estuario, hasta que en la sección del río, la convergencia disminuye y la
fricción tiene mayor efecto, disminuyendo la amplitud y la velocidad.
Generalmente estos estuarios tienen forma de embudo.
b) Estuarios síncronos: La fricción y la convergencia tienen efectos iguales y
opuestos en la marea, y el rango es constante a lo largo del estuario hasta que se
alcanza la sección fluvial.
c) Estuarios hiposíncronos: En éstos, la fricción excede los efectos de la
convergencia, y el rango de marea disminuye a lo largo del estuario. Estos
estuarios tienden a tener bocas angostas, y las mayores velocidades se dan en la
boca.
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Fig. 1 .1. Va riación de l rango de mareas y la amplitud de v eloc idad de la corrien te en es tuarios con
diferentes geometrías (tomado de Dyer, 1997 ).
1.2.2. Clasificación topográfica
Pritchard (1952) realizó una clasificación topográfica de los estuarios,
dividiéndolos en 3 grupos: Estuarios de planicies costeras, Fiordos y Estuarios
con barreras (Fig. 1.2).
a) Estuarios de planicies costeras: Fueron formados durante la época posglacial
por la inundación de valles. No hubo sedimentación durante la inundación, por
lo que la topografía del estuario es muy parecida a la original del valle.
Consecuentemente, las profundidades máximas de estos estuarios raramente
exceden los 30 m. Se hacen más profundos y anchos hacia la boca. Su forma y
sección transversal son regularmente triangulares. Este es nuestro caso.
b) Fiordos: Los fiordos fueron formados en áreas cubiertas por capas de hielo
del Pleistoceno. La presión del hielo hizo más profundos y anchos los valles de
los ríos preexistentes, dejando barras rocosas o elevaciones en su lugar,
normalmente en las bocas o en las intersecciones de los fiordos. Debido a que se
hicieron más profundos, los fiordos tienen una proporción anchuraprofundidad pequeña, y una sección transversal casi rectangular. Su forma es
también rectangular, pero angosta. La proporción anchura-profundidad es
normalmente de 10:1. Normalmente tienen fondos rocosos y la sedimentación
generalmente queda restringida a la cabeza del fiordo. La descarga del río es
relativamente pequeña comparada con el volumen total del fiordo. Se
encuentran principalmente en latitudes altas en regiones montañosas.
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Fig. 1 .2. Dife ren tes geomorfologías de estuarios (tomado de Dyer, 1997 )
c) Estuarios de barrera: También han sido formados por inundación de valles
durante la glaciación, aunque sin embargo ha habido sedimentación reciente y
tienen una barra característica transversalmente a la boca. Estos estuarios están
generalmente asociados con costas de sedimentación. Generalmente tienen poca
profundidad y tienen grandes lagunas y canales de agua poco profundos muy
cercanos a la boca. Debido a la restricción del área transversal, las corrientes
pueden ser rápidas en la boca, pero en las partes más anchas y alejadas
disminuyen rápidamente. El flujo del río es grande y estacionalmente variable,
y acarrea grandes volúmenes de sedimento por el río durante las inundaciones.
d) Otros tipos: Estos son los que no se pueden incluir dentro de las otras
categorías. En estos se incluyen los estuarios originados tectónicamente,
formados por fallas, deslizamientos de tierra o erupciones volcánicas.
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1.2.3. Clasificación morfológica
Dalrymple (1992) han considerado el desarrollo morfológico como parte de una
secuencia evolutiva, que es determinada por la influencia de la intensidad del
río, el oleaje y las mareas.
a) Estuarios dominados por oleaje: En éstos, las olas tienen un efecto importante
en la boca, donde el sedimento erosionado de la línea de costa es transportado a
lo largo de la playa formando una barra. Ésta estrecha la boca, y se formará
hasta que las corrientes de marea, que aumentan gradualmente con la
disminución de la sección transversal, lleguen a un equilibrio de modo que la
erosión del sedimento de la punta de la barra sea tan rápida como lo es su
depósito allí debido a la deriva litoral (Fig. 1.3).
b) Estuarios dominados por la marea (Fig. 1.4): Son los que corresponden a
nuestro caso de estudio. Se forman como resultado de corrientes de marea
importantes respecto al efecto del oleaje. La boca generalmente tiene bancos de
arena que son alineados con el flujo de la corriente y alrededor de los cuales
circula el sedimento. En la cabeza del estuario la influencia de la marea
disminuye y el flujo de río se vuelve dominante.
Fig. 1 .3. Ene rgía rela tiva (A), morfología (B) y facies sedimentarias (C) en una sección longitud inal
idealizada de un estuario (micromareal) dominado por oleaje Darlymple, 1992 (tomado de Dyer, 1997 ).
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Fig.1 .4. Ene rgía re lativa (A), morfología (B) y facies sedimentarias (C) en una sección longitudinal id ealizada
de un estuario do minado por la marea, Darlymple, 1992 (tomado de Dyer, 1997 ).
1.2.4. Clasificación por la salinidad
La mayoría de los estuarios estudiados caen dentro de la categoría de los
estuarios de planicie costera y es obvio que dentro de este grupo ocurren
grandes diferencias en los patrones de circulación, densidad, estratificación y
procesos de mezcla. Por todo ello, se hizo necesaria una mejor clasificación
basada en las características de distribución de salinidad y de flujo en los
estuarios.
Pritchard (1955) y Cameron y Pritchard (1963) clasificaron los estuarios de
acuerdo a su estratificación y las características de la distribución de la
salinidad. Definen cuatro tipos principales de estuarios: altamente estratificados
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o estuarios de cuña salina, fiordos, parcialmente mezclados y homogéneos o
bien mezclados.
a) Estuario altamente estratificado (del tipo de cuña salina): Si se considera un
estuario que desemboca en un mar sin mareas, con una fuente de agua dulce en
su parte superior, y que no existe fricción, se encuentra una situación en la que
el agua dulce, al ser menos densa que el agua salda, fluye hacia el mar sobre la
superficie de la capa de agua salada.
La velocidad en la capa superior y su espesor disminuyen hacia la boca al
ensancharse el estuario. La interfase entre el agua dulce y el agua salada
(haloclina) debería ser horizontal y debería extenderse hacia la cabeza del
estuario. No habría mezcla entre el agua dulce y salada y ningún movimiento
en la cuña salina.
Si se introduce la fricción en forma de viscosidad, existirá ahora una fuerza de
corte en el fluido cerca de la interfase que creará una fricción tanto en la cuña
salina como en la capa superficial de agua dulce. La cuña salina será empujada
aguas abajo hasta que tenga un ángulo suficiente para resistir esta fuerza. El
frente de la cuña salina se abultará y el agua superficial se inclinará más
abruptamente hacia el mar. Debido a la velocidad de corte a través de la
interfase, una capa delgada en la parte superior de la cuña salina se desplazará
hacia el mar. Cuando la fuerza de corte es suficientemente intensa se formarán
olas que romperán en la interfase y el agua salada se mezclará con la capa de
agua dulce superior, dando lugar a un proceso llamado ‚entrainment‛. Para
preservar la continuidad, se necesita un ligero flujo aguas arriba para
compensar el agua que va pasando a la capa superior de agua dulce. Así que el
fondo va perdiendo sal gradualmente en la capa superior. El ‚entrainment‛
añade volumen en el agua que fluye en la capa superficial hacia la boca, lo que
provoca un aumento en la descarga hacia la boca del río. La haloclina es muy
angosta, pero está claro que la velocidad cae hasta cero debajo de la superficie
de la cuña salina, definida como el gradiente máximo de salinidad (Fig. 1.5). La
posición de la cuña salina variará de acuerdo con el flujo del río, y el rango de
mareas es normalmente micromareal. Para este tipo de estuario, la relación
entre el caudal del río y el flujo de mareas debe ser grande y generalmente la
proporción entre el ancho y la profundidad es relativamente pequeña (Dyer,
1997).
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Fig. 1 .5. Forma característica y perfi l de veloc idades en un es tuario con cuña salina (tomado de Lewis, 1997 )
b) Estuarios altamente estratificados: Fiordos. Similares a los de cuña salina, sin
embargo, la capa inferior es muy profunda. Al dominar el flujo del río sobre la
marea, el ‚entrainment‛ es de nuevo el proceso de mezcla dominante entre el
agua dulce y la salada. Cuando la descarga del río es grande, la capa superficial
es casi homogénea y el gradiente máximo de salinidad ocurre debajo de la
superficie (Fig. 1.6).
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Fig. 1 .6. Salin idad y pe rfiles de velocidades en un Fiordo ( Dyer, 1997 )
c) Estuarios parcialmente mezclados. Si las mareas son importantes, el volumen
del estuario oscilará de acuerdo con las pleamares y bajamares. La energía
involucrada en estos movimientos es grande y es principalmente disipada en el
estuario por la fricción con el fondo, provocando turbulencia, permitiendo la
mezcla entre el agua dulce y la salada. Consecuentemente, la salinidad de la
capa superficial se incrementa y para descargar un volumen de agua dulce
igual al flujo del río, el flujo superficial hacia el mar aumenta. Esto causa un
incremento de volumen en el flujo compensatorio aguas arriba. Como
consecuencia, un sistema distinto del de dos capas se forma en los flujos
medios. Existe una altura en la columna de agua donde el flujo medio es cero, el
cual es llamado nivel de inmovilidad, y coincide con el gradiente de máxima
salinidad vertical. Debido al eficiente intercambio entre agua dulce y salada, la
estructura del estuario es diferente de la de un estuario con cuña salina. La
salinidad superficial aumenta de forma constante hacia abajo del estuario, y el
agua completamente dulce sólo ocurre en la cabeza del estuario. También se
presenta un gradiente de salinidad longitudinal en el fondo. Como resultado,
existe una gran sección en las mediaciones de este tipo de estuario en donde los
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CAPÍTULO 1
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gradientes horizontales de salinidad son casi lineales. La forma del perfil
vertical de salinidad no cambia mucho a lo largo del estuario (Fig. 1.7). En
estuarios parcialmente mezclados, el rango de mareas puede cambiar
significativamente entre mareas vivas y muertas. Las mareas vivas incrementan
los intercambios turbulentos de agua y sal, y como consecuencia la circulación
gravitacional vertical puede incrementarse y la estratificación disminuir. En
momentos de alto caudal del río, el estuario puede volverse más altamente
estratificado y la intensidad de la circulación debería disminuir. Dentro de un
estuario parcialmente mezclado puede haber considerables cambios en la
estructura a lo largo del estuario, con condiciones de alta estratificación cerca de
la boca, donde la profundidad del agua y rango de mareas disminuyen, y el
flujo del río se vuelve comparativamente más importante.
Además, pueden ocurrir condiciones de mezcla completa en la boca cuando las
corrientes son mayores.
Fig. 1 .7. Salin idad y pe rfil es de velocidad en un es tuario parcialmente mezclado , (Dyer, 1997 )
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d) Estuarios bien mezclados o estuarios verticalmente homogéneos. Este tipo
de estuarios es el que se da en nuestro caso. Cuando el rango de mareas es
mayor en relación con la profundidad del agua, la turbulencia producida por la
tensión en el fondo puede ser lo suficientemente importante para mezclar la
columna de agua completamente y hacer el estuario verticalmente homogéneo
(Fig. 1.8). En estos estuarios el flujo de las mareas debe ser mucho más grande
que el flujo del río, por lo que se tienen que tener condiciones macromareales.
Este tipo de estuarios se dividen a su vez en dos. Un tipo son los Estuarios
lateralmente no-Homogéneos, que se presentan cuando un estuario es lo
suficientemente ancho, de modo que las fuerzas de Coriolis y la centrífuga
pueden causar una separación horizontal del flujo. De acuerdo con esto, el flujo
neto hacia el mar puede ocurrir en todas las profundidades del lado derecho del
estuario (en el hemisferio norte) y el flujo compensatorio aguas arriba por el
lado izquierdo. En estuarios anchos, esta circulación horizontal puede
desarrollarse de modo que exista un flujo residual hacia abajo del estuario en
un lado, y un flujo hacia dentro por el otro lado, y una separación en el canal
dominado por la marea alta y el canal dominado por la bajada de la marea. El
segundo tipo son los Estuarios Lateralmente homogéneos, que ocurren en
donde la achura es menor, debido a que la tensión lateral puede ser lo
suficientemente intensa para crear condiciones lateralmente homogéneas. La
salinidad aumenta hacia la boca y el flujo medio es hacia el mar a través de las
secciones transversales, con tendencia a llevar la sal hacia fuera del estuario.
Este tipo de estuario puede mostrar variaciones de sección a sección. Cerca de la
cabeza, donde la amplitud de la marea puede ser reducida, el flujo del río
puede dominar, el ‚entrainment‛ puede ser activo y puede darse como
resultado una estructura altamente estratificada. Corriente abajo, las
velocidades de las mareas pueden aumentar, la mezcla turbulenta puede ser
más activa y se puede presentar una estructura parcialmente mezclada,
mientras que cerca de la boca, donde las corrientes de marea pueden ser lo
suficientemente fuertes, se pueden presentar condiciones de estuario bien
mezclado.
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CAPÍTULO 1
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Fig. 1 .8. Salin idad y pe rfil es de velocidades en un es tuario bien mezclado, ( Dyer, 1997 ). Flood chan.= Flujo,
Ebb cannel. = Reflujo
1.2.5. Clasificaciones cuantitativas
Basándose en la clasificación de salinidad de Pritchard (1955), se han obtenido
varias técnicas de clasificación de los estuarios. Simmons (1955) introdujo el
concepto de índice de flujo (ecuación. 1.1), siendo Q el flujo del río, T el periodo
de la marea y Pr el prisma de marea (que consiste en la diferencia de volumen
del estuario entre la pleamar y la bajamar). Para valores del índice mayores de
1.0, el estuario es altamente estratificado, para valores menores de 0.10 el
estuario es totalmente mezclado y con valores alrededor de 0.25 el estuario es
parcialmente mezclado.
𝑇𝑎𝑠𝑎 𝑑𝑒 𝑓𝑙𝑢𝑗𝑜 =


𝑄∙𝑇
𝑃𝑟
(1.1)
≥ 1.00 𝐴𝑙𝑡𝑎𝑚𝑒𝑛𝑡𝑒 𝑒𝑠𝑡𝑟𝑎𝑡𝑖𝑓𝑖𝑐𝑎𝑑𝑜
≈ 0.25 𝑃𝑎𝑟𝑐𝑖𝑎𝑙𝑚𝑒𝑛𝑡𝑒 𝑚𝑒𝑧𝑐𝑙𝑎𝑑𝑜
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
≤ 0.10 𝐶𝑜𝑚𝑝𝑙𝑒𝑡𝑎𝑚𝑒𝑛𝑡𝑒 𝑚𝑒𝑧𝑐𝑙𝑎𝑑𝑜
Uncles et al. (1983) readaptaron el criterio anterior y sugirieron la relación entre
la velocidad media del flujo del río, uf, y la velocidad media cuadrática de la
corriente de la marea, uTrms, como un nuevo parámetro para clasificar los
estuarios. De acuerdo a esta clasificación, para valores del cociente menores que
10-2 el estuario está bien mezclado y con valores mayores a 10-1 es altamente
estratificado.
𝑢𝑓
𝑢 𝑇𝑟𝑚𝑠
> 10−1 𝑎𝑙𝑡𝑎𝑚𝑒𝑛𝑡𝑒 𝑒𝑠𝑡𝑟𝑎𝑡𝑖𝑓𝑖𝑐𝑎𝑑𝑜
(1.2)
< 10−2 𝑏𝑖𝑒𝑛 𝑚𝑒𝑧𝑐𝑙𝑎𝑑𝑜
1.3. Introducción a las mareas
Las mareas son ascensos y descensos periódicos de todas las aguas oceánicas,
incluyendo las del mar abierto, los golfos y las bahías, resultado de la atracción
gravitatoria de la Luna y del Sol sobre el agua y la propia Tierra. Otros
fenómenos ocasionales, como los vientos, las lluvias, el desborde de ríos y los
tsunamis provocan también variaciones del nivel del mar, pero no pueden ser
calificados como mareas.
Para poder explicar de manera simplificada el fenómeno de la marea se
considerará que la Tierra es una esfera sin continentes rodeada por una
hidrosfera y que gira alrededor del Sol en una trayectoria elíptica sin girar sobre
su eje. Igualmente vamos a basar nuestras explicaciones en el caso solar, siendo
análogo para el caso de la Luna.
Cuando un astro está en órbita alrededor de otro, la fuerza de atracción
gravitacional entre los dos viene dada por la ley de gravitación de Newton:
𝐹𝑔 = 𝐺
𝑀1 𝑀2
𝑑2
(1.3)
Siendo G la constante de gravitación universal, M1 y M2 las masas de los dos
cuerpos y d la distancia entre los centros de masas de los astros.
Esta fuerza de atracción es la fuerza centrípeta que hace que el astro describa
una circunferencia.
𝐹𝑐 = 𝑀2 𝜔2 𝑅1 = 𝐺
𝑀1 𝑀2
𝑑2
(1.4)
Donde M2 es la masa del astro, ω=2π/To la velocidad angular del astro y T su
período orbital; y R1 es la distancia entre el centro de masas del astro y el centro
de rotación, que coincide con el centro de masas de los dos astros. Si el otro
astro es mucho más masivo (M1<<M2), el centro de rotación está muy cerca del
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CAPÍTULO 1
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centro de masas del astro masivo y R1≈d. Es el caso que ocurre con la Tierra y el
Sol.
El valor de la aceleración de gravedad debida al Sol es exactamente el que
corresponde a una órbita con la velocidad angular ω y con el centro de masas
terrestre a una distancia d del Sol. Todas las partes de la Tierra tienen la misma
velocidad angular alrededor del Sol, pero no están a la misma distancia. Las
que están más lejos que el centro de masas sentirán una aceleración de
gravedad menor que la necesaria y la que están a una distancia inferior sentirán
una aceleración mayor que la necesaria.
Si opta por utilizar un sistema de referencia inercial (inmóvil respecto a la
estrellas), no se deben tener en cuenta las fuerzas centrífugas, que son fuerzas
ficticias y que sólo aparecen en sistemas de referencia acelerados. Un
observador en la Tierra ve fuerzas centrífugas porque la Tierra está en caída
libre hacia el Sol. En cambio, para un observador exterior fijo, solo existen las
fuerzas reales, como la fuerza de atracción que constituye la fuerza centrípeta.
El resultado de este pequeño desequilibrio de fuerzas es que el agua de los
océanos situada en el lado opuesto al Sol siente una fuerza que la empuja hacia
el exterior de la órbita, mientras que el agua situada en el lado orientado hacia
el Sol siente una fuerza que la empuja hacia dicho astro. La consecuencia es que
la esfera de agua que recubre a la Tierra se alarga ligeramente y se transforma
en un elipsoide de revolución cuyo eje mayor está dirigido hacia el Sol. Se verá
que este alargamiento relativo es muy pequeño: del orden de uno entre diez
millones.
1.3.1. Mareas lunares
La Luna, al estar mucho más cerca de la Tierra que el Sol, es la causa principal
de las mareas.
Cuando la Luna está justo encima de un punto dado de la superficie terrestre,
ejerce una fuerza de atracción del agua, que, por lo tanto, se eleva sobre su nivel
normal. El agua que cubre la porción de Tierra más lejana de la Luna también
está sometida a atracción; se forma así otra elevación que proporciona el
fundamento de una segunda onda. La cresta de onda situada bajo la Luna se
llama marea directa, y la del lado diametralmente opuesto de la Tierra se llama
marea opuesta. En ambas crestas, prevalece la condición conocida como de
marea alta, mientras que a lo largo de la circunferencia formada por las zonas
perpendiculares al eje de mareas directa y opuesta se producen fases de marea
baja.
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CAPÍTULO 1
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Las mareas alta y baja se alternan en un ciclo continuo. Las variaciones
producidas de forma natural entre los niveles de marea alta y baja se
denominan amplitud de la marea. En la mayoría de las costas del mundo se
producen dos mareas altas y dos bajas cada día lunar, siendo la duración media
de un día lunar 24 h, 50 min y 28 s. Una de las mareas altas está provocada por
la cresta de marea directa y la otra por la cresta de marea opuesta. En general,
dos mareas altas o bajas sucesivas tienen casi la misma altura. Sin embargo, en
algunos lugares fuera del océano Atlántico estas alturas varían de forma
considerable; este fenómeno, conocido como desigualdad diurna, todavía no se
comprende completamente en la actualidad.
La diferencia de altura del océano provocada por diferencia de atracción debida
a las distancias diferentes respecto a la Luna es:
𝑀 𝑅2
𝑕 = 𝐺 𝑑 3𝑙
𝑙
𝑔
(1.5)
Donde Ml es la masa lunar, dl la distancia entre la Tierra y la Luna.
El cálculo numérico nos da una variación de 35,6 cm.
1.3.2. Mareas solares
Asimismo, el Sol provoca el ascenso de dos crestas de onda opuestas, pero
como el Sol está más alejado de la Tierra, su fuerza para crear mareas es un 46%
menor que la Luna. El resultado de la suma de las fuerzas ejercidas por la Luna
y el Sol es una onda compuesta por dos crestas, cuya posición depende de las
posiciones relativas del Sol y de la Luna en un instante dado.
La aceleración solar da un aumento de la altura del océano de 16,28 cm. Con la
suma de los dos efectos, el semieje mayor del elipsoide es 24,4 cm mayor que el
semieje menor. Como la Tierra gira, un punto situado en el Ecuador ve la altura
del mar llegar a un máximo (pleamar) dos veces por día: cada vez que dicho
punto pasa por el semieje mayor. De la misma manera, cada vez que el punto
pasa por un semieje menor, la altura del mar pasa por un mínimo (bajamar). La
diferencia entre la pleamar y la bajamar es de 24,4 cm. Pero no hay que olvidar
que esto sólo es la parte debida al Sol, que no hay continentes y que no se ha
tenido en cuenta la inclinación del eje de rotación de la Tierra. La variación de la
altura del mar se puede aproximar por una sinusoide con un período de 12
horas.
Durante los periodos de Luna nueva y llena, cuando el Sol, la Luna y la Tierra
están alineados, las ondas solar y lunar coinciden. Resulta un estado conocido
como mareas vivas; en ellas las mareas altas ascienden más y las mareas bajas
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CAPÍTULO 1
Introducción
descienden más de lo habitual. Cuando la Luna está en el primer o tercer
cuadrante, el Sol forma un ángulo recto con respecto a la Tierra y las ondas
quedan sometidas a fuerzas opuestas del Sol y de la Luna. Este estado es el de
marea muerta: la marea alta es más baja y la baja más alta de lo normal. Las
mareas viva y muerta se producen 60 h después de las fases correspondientes
de la Luna; este periodo se llama edad de la marea o de la fase de desigualdad.
El intervalo entre el instante en que la Luna cruza un meridiano en un punto y
cuando la siguiente marea alta llega a ese punto se llama intervalo Luna-marea,
o de marea alta. El intervalo de marea baja es el periodo entre el instante en que
la Luna cruza un meridiano y cuando llega la siguiente marea baja. Los valores
medios entre los intervalos Luna-marea durante los periodos de Luna nueva y
llena se conocen como establecimiento de puerto. Los valores de los intervalos
durante otros periodos del mes se denominan, a veces, establecimientos
corregidos.
1.3.3. Mareas vivas y mareas muertas
El elipsoide debido a las mareas solares tiene el eje mayor dirigido hacia el Sol.
El elipsoide debido a las mareas lunares tiene el eje mayor dirigido hacia la
Luna. Como la Luna gira alrededor de la Tierra, los ejes mayores de los
elipsoides no giran a la misma velocidad. Con respecto a la estrellas, el periodo
de rotación del elipsoide solar es de un año. El elipsoide de la Luna es de 27,32
días. El resultado es que los ejes de los dos elipsoides se acercan cada 14,77 días.
Cuando los ejes mayores de los dos elipsoides están alineados, la amplitud de
las mareas es máxima y se llaman mareas vivas o mareas sizigias. Esto sucede
en las lunas nuevas y en las lunas llenas. En cambio, cuando el eje mayor de
cada elipsoide está alineado con el eje menor del otro, la amplitud de las mareas
es mínima. Esto sucede en los cuartos menguantes y los cuartos crecientes.
Estas mareas se llaman mareas muertas o mareas de cuadratura.
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CAPÍTULO 1
Introducción
Fig. 1 .9. Posición de l Sol, la L una y La Tierra en relación a sus mareas.
1.3.4. Tipos de marea
De acuerdo a la cantidad de pleas y bajamares que se produzcan durante un día
lunar, en un lugar específico, se distinguen tipos de mareas.
Semidiurna: cuando se producen diariamente dos altas y dos bajas, con relativa
igualdad de altura entre correspondientes altas y bajas. Este tipo de marea se
produce en prácticamente toda la costa de los Océanos, que no tienen
accidentes geográficos muy notables.
La principal componente lunar semidiurna es la M2, que tiene un período de
12.42 h. En cambio la principal componente solar semidiurna es la S 2, que tiene
un período de 12 h. Estas dos componentes semidiurnas son las más
importantes y son las que nosotros vamos a considerar en nuestro estudio, así
mismo, podemos decir que la componente K2 es la principal lunisolar
semidiurna, con un período de 11.96h y N2 es la componente lunar elíptica
mayor semidiurna, con un período de12.65h.
Diurna: Cuando en un día se produce sólo una alta y una bajamar. Este tipo de
mareas se produce generalmente en grandes golfos. Las componentes más
importantes de este tipo son, la K1 y la O1, la primera es la lunisolar de
declinación diurna y la segunda la de declinación diurna. Los períodos de
ambas son 23.93 h y 25.81 h respectivamente.
Mixta: Este tipo de mareas se caracteriza por grandes desigualdades de altura
entre altas o bajas consecutivas. Es posible que se produzcan dos altas y dos
bajas el mismo día, pero en determinadas épocas pasan a ser diurnas. Mareas
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CAPÍTULO 1
Introducción
de este tipo, se producen en la boca oriental del Estrecho de Magallanes y en
algunos otros lugares del mundo.
1.3.5. Las mareas en las costas. Resonancia
La amplitud de las mareas en alta mar es menor que 1 metro. En cambio, cerca
de las costas la amplitud es generalmente mayor y en algunos casos alcanza o
sobrepasa los 10 metros. La razón es la resonancia de la capa de agua situada
sobre la plataforma continental. Esta capa es poco profunda (menos de 200 m)
y, en algunos casos, tiene una gran extensión hasta el talud continental.
Para explicar el fenómeno de la resonancia presente de las mareas en las costas
recurrimos al ejemplo del Canal de la Mancha, que es una capa de agua de 500
km de largo (desde la entrada hasta el Paso de Calais), 150 km de ancho y solo
100 m de profundidad. A escala, eso se corresponde con una masa de agua de
50 metros de largo y de 1 cm de profundidad. Cuando el nivel del mar aumenta
en la entrada, el agua entra en el Canal de la Mancha. Como la extensión es
grande y la profundidad pequeña, la velocidad del agua aumenta hasta unos 4
a 5 nudos (2 a 2.5 m/s). Alcanzar esa velocidad toma su tiempo (unas tres horas
en el caso del Canal de la Mancha), pero detenerse también requiere un período
similar. Una vez lanzada, el agua continúa avanzando, transcurriendo otras tres
horas hasta que se para e invierte su dirección.
El comportamiento oscilatorio se debe a la inercia y al retardo que tiene la capa
de agua para responder a la excitación: la variación de altura del océano más
allá del talud continental. La marea será más grande en función de que
el período de oscilación propio de la zona sea más próximo al periodo de la
excitación externa.
1.3.6. Mareas atmosféricas
Al ser el aire atmosférico un fluido, como sucede con las aguas oceánicas,
también las dimensiones de la atmósfera sufren la acción de las mareas,
afectando su espesor y altura y, por consiguiente, la presión atmosférica. Así, la
presión atmosférica disminuye ligeramente durante las fases de luna llena y
luna nueva, al ser atraída la columna de aire por el paso, combinado o no, de la
luna y el sol por el cenit y/o el nadir. Como hemos visto con las mareas
oceánicas, el nivel del mar puede ascender o bajar varios metros cada día en los
lugares más propicios (estuarios o bahías). Pero en el caso de la atmósfera su
nivel puede ser modificado por la atracción de la luna y el sol en varios km.
Hay que tener en cuenta, sin embargo, que la atmósfera tiene un mayor espesor
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CAPÍTULO 1
Introducción
en la zona ecuatorial en especial y en la zona intertropical en general, por la
fuerza centrífuga del movimiento de rotación terrestre, por lo que la intensidad
de las mareas vendría a superponerse a dicha fuerza centrífuga. Lo mismo que
sucede con las mareas oceánicas en la zona intertropical, sus efectos no son tan
notorios ya que quedan enmascarados por dicha fuerza centrífuga.
La presión atmosférica varía normalmente entre 990 y 1040 hectopascales y aún
más en otras ocasiones. Una variación de la presión de 1 hectopascal provoca
una variación de un 1 cm del nivel del océano, así que la variación del nivel del
mar debido a la presión atmosférica es del orden de 50 cm. Algunos llaman a
estas variaciones mareas barométricas.
1.3.7. Corrientes y ondas de marea
Junto al ascenso y descenso vertical de agua, hay varios movimientos
horizontales o laterales llamados comúnmente corrientes de marea, muy
diferentes de las corrientes oceánicas normales. En zonas cerradas, una
corriente de marea fluye durante unas 6 h aguas arriba, o hacia la costa, en
correspondencia con la marea alta; después se invierte y fluye, durante casi el
mismo tiempo, en dirección contraria, y se corresponde con la marea baja.
Durante el periodo de inversión, el agua se caracteriza por un estado de
inmovilidad, o calma, llamado repunte de la marea. Una corriente que fluye
hacia la costa se califica como de flujo; y la que se aleja de la misma, reflujo.
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