1- Introducción

La dinámica marina estudia todos los fenómenos derivados de la confluencia de grandes masas de agua, como son los océanos, y las tierras emergidas. Dicha confluencia implica una zona de interrelacion mutua, el litoral, y otras subzonas o dominios de interferencia que, dentro de aquélla, soportan y condicionan directa o indirectamente la intervención de las aguas, originando acciones especificas.

Los materiales presentes en la franja costera están sometidos a una serie de transformaciones, de las que son responsables las olas, las mareas y las corrientes.

Son ondulaciones estacionarias en el agua, que conllevan transporte de energía y formadas a partir de una perturbación; normalmente se propagan según la dirección del viento, principal generador del oleaje

Allí donde la onda estacionaria pasa a ser de traslación, hay transferencia energética desde la vertical a la horizontal; esto da lugar a tensiones (cizallas) entre el lecho y la base del agua, que provocan removilización y transporte de material.

Al alcanzar el oleaje aguas someras, sufren un proceso de atenuación y pasa desde órbitas circulares a elípticas; la relación eje vertical/eje horizontal llega a ser tan grande, que acaban por transformarse en crestas de translación o arrastre apoyadas en el fondo. Así el oleaje estacionario pasa a otro de desplazamiento, con avance del agua hacia la línea de costa y posterior retorno; su eficacia morfogenética depende en gran medida de estas energías sobre el rompiente.

El oleaje incidente en la costa puede experimentar una serie de modificaciones, como son “refracción”, con retroceso o retardo del frente que oscila y se sitúa sensiblemente paralelo a la línea de ribera; “reflexión”, que produce su reenvío hacia el mar cuando no llega a romper la ola y choca con la de ribera; y “difracción”, con transferencia de la energía a sotavento respecto a un obstáculo, originando arcos en su entorno.

El tipo de oleaje se puede establecer atendiendo a tres características:

a) Según la energía de generación u origen (Carter, 1991)

• Olas marinas o de viento. Están sometidas a la influencia directa del viento que las produce, pudiendo llegar a anularse o reforzarse. Su morfología muestra crestas puntiagudas y surcos redondeados que forman rizaduras superpuestas. Según la velocidad del viento y las características de cada masa ácuea, presentan dimensiones que varían desde un oleaje con escasa magnitud(mar rizada o picada, de 0 a 0'25 m de altura)a mar gruesa y muy gruesa (de 2'5 a 6 m de altura).

• De fondo o swell. Olas que no están bajo la influencia directa del viento, a causa del cese de este, que pueden desplazarse decenas, o incluso centenas de kilómetros desde su zona de origen y según la dirección del viento sin ser mantenidas por éste. Son ondulaciones sinusoidales con gran simetría y circularidad: crestas y senos redondeados, altura y espaciado uniformes. Suele ser un oleaje en proceso de decaimiento o dispersión.

• De temporal. Tiene el mismo origen que las “olas marinas”, pero son transportadas y mantenidas por el viento de una zona tormentosa. La energía y rapidez del avance en los trenes de olas sobre los rompientes, interrumpe transitoriamente el flujo de retorno provocando una “apilamiento” del agua y una “invasión” de zonas mas alejadas tierra dentro. Puede llegar a ser un oleaje muy destructivo, máxime si a los efectos del temporal se suman otros como mareas de tormenta(tide storms) u ondulaciones debidas a diferencias en las presiones atmosféricas(surge storms). Son olas con longitud de onda y periodo largos, de gran altura: desde arboladas(6 a 9m) a enormes(mayores de 14m).

• Tsunamis. Oleaje asociado a la actividad submarina (tectónica, volcánica, deslizamiento), que desplaza masas de agua a gran profundidad y origina olas en superficie con amplitud pequeña (alrededor de 1 m) y gran longitud de onda(50 a 200 Km); pueden transportarse a largas distancias(centenas de Km) y velocidades (hasta 800 km./h). En lata mar apenas es perceptible, sin embargo, al llegar a la costa sufre una notable transformación: cuando disminuye la profundidad, esa energía acumulada debe concentrarse en un volumen de agua mucho menor, lo cual implica mayor altura, pasando de 60-100 cm a 15-30m. Son olas muy destructivas.

b) Según su frecuencia (Munk, 1951)

• Olas capilares. Se deben al roce entre laminas de aire y agua en la misma fuente del viento; están controladas por la tensión superficial del líquido. Son pequeñas rizaduras con morfología en V, cuya longitud de onda es inferior a 1'73cm y su altura aproximada unos milímetros.

• Olas de gravedad. Olas generadas por la transferencia de energía desde el viento al agua y controladas por la masa movilizada. Su longitud de onda es superior a 1'73 cm. Incluyen a las olas marinas, de swell y traslación o surf.

• Olas infragravitatorias. Formadas mediante interacción entre olas. Tienen amplitud baja y periodos largos.

• Olas de periodo largo. Producidas por movimientos periódicos de baja frecuencia(mareas) y eventos sin periodicidad (tsunamis y tormentas).

c) Según sus propiedades hidrodinámicas

Considera la transferencia energética desde la oscilación al desplazamiento o translación, con la consiguiente removilización de material(Galvin, 1968). Aveces lo denominan oleaje de translación, rompiente, surf, etc., y puede ser:

• De derrame (spilling). Movimiento progresivo de atenuación en una onda y paso a la traslación; llegan a presentar rupturas encadenadas.

• De vuelco (plunging). Adelanto en cada cresta respecto a su base, perdida de sustentación y enroque, ocasionando un vacío o “voluta”, con desintegración posterior y fuertes turbulencias.

• Ondulada(surging). Formación de una cresa que no llega al “vuelco” y se diluye, al tiempo que es adelantada por su base en avance hacia la zona de batida.

• De colapso(collapsing). Caso mixto entre vuelco y ondulada.

El primero en dar una explicación satisfactoria al fenómeno de las mareas, que incluyera una explicación de las oscilaciones de periodo semidiurno, fue Newton. Según su teoría, las mareas se originan por la diferencia existente en cada punto de la tierra entre dos fuerzas (figura 1): la atracción de la Luna (o el Sol) sobre dicho punto (que depende de la distancia al satélite y por lo tanto es mayor en los puntos más cercanos a la Luna) y la fuerza centrífuga que sufre al girar en torno al centro de gravedad del sistema Tierra-Luna (constante en todos los puntos de la Tierra, pues todos ellos trazan un giro de idéntico radio en torno al citado centro de gravedad).

Figura 1: Formación de la marea de equilibrio según la teoría de Newton. La composición de la fuerza centrífuga de rotación (FC) en torno al centro de masas del sistema Tierra - Luna (punto CG) con la atracción gravitatoria de la Luna (FG) produce una resultante (R) responsable de la aparición de mareas. En el caso de un océano sin límites, la masa de agua se deformaría hasta tomar la forma de elipsoide que aparece en la figura.

Figura 2: Formación del ciclo de mareas vivas (gráfico superior) y muertas (gráfico inferior) a partir de la combinación de las mareas de equilibrio del Sol y la Luna. Durante las mareas vivas los elipsoides se encuentran alineados, generando una marea alta igual a la suma de los máximos.

Si suponemos una Tierra sin continentes, esta diferencia de fuerzas deformaría la masa de agua, dándole forma de elipsoide alineado con el eje del sistema Tierra-Luna. Al girar nuestro planeta sobre sí mismo, un observador situado sobre su superficie pasaría por dos máximos, asociados a los extremos del elipsoide, y por dos mínimos, de forma que observaría una marea semidiurna. Esta oscilación de un océano sin límite se denomina marea de equilibrio. La combinación de los elipsoides generados por la Luna y el Sol es responsable del ciclo de mareas vivas y muertas (figura 2).

El análisis armónico de las mareas está basado en la hipótesis de que las variaciones de nivel del mar pueden ser descritas en función de un número finito de contribuciones armónicas de la forma:

Donde Ai,j es la amplitud de cada componente (i) en el punto geográfico considerado (j), gi,j es el desfase con respecto al máximo de la marea de equilibrio (más adelante introduciremos este concepto) en Greenwich y wi es la frecuencia angular del armónico. Estas frecuencias no tienen valores aleatorios, sino que vienen determinadas por los ciclos de las fuerzas astronómicas que dan origen a las mareas.

Si la órbita de la Luna y la Tierra en torno a su centro de masas común fuese circular y su plano coincidiera con el del ecuador de la Tierra, las oscilaciones se podrían describir en función de un único componente armónico, denominado M2, de periodo 12 horas y 25 minutos (en el caso de incluir al Sol girando en el mismo plano, su influencia se podría incluir por medio del armónico S2, con un periodo asociado de medio día). Afortunadamente, las cosas no son tan simples. El hecho de que el plano de rotación de la Luna y el ecuador de la Tierra no coincidan provoca que los dos máximos por los que atraviesa un punto de la superficie no sean idénticos, generando una desigualdad diurna. Podemos imaginar que existe un astro virtual que origina esta perturbación, y es el origen de un armónico diurno, como el K1. Al existir multitud de variables que influyen en la forma del elipsoide y que sufren continuos cambios, como la distancia de la tierra al Sol o la Luna, se necesitan una gran cantidad de armónicos (y por lo tanto de cuerpos celestes virtuales) para explicar la oscilación periódica del nivel de mar denominada marea.

Un análisis armónico completo de los datos de un mareógrafo tomados durante un año incluye unos 100 constituyentes. Una vez realizado dicho estudio, la elevación de la superficie  en un punto j y en un determinado instante de tiempo t se puede describir por:

Siendo Ai,j la amplitud del armónico i en el punto j, wi la frecuencia, gi,j el desfase con respecto al máximo de la marea de equilibrio en Greenwich (nótese que esta variable no tiene una dependencia temporal, con lo que sirve para expresar las diferencias de fase existentes entre puntos geográficos en un determinado instante), Vi,t el desfase con respecto al origen de tiempo (con valores entre 0 y 2 a lo largo de un periodo de marea) y, por último, los denominados factores nodales fi,t y vi,t. Estos son unas modulaciones, tanto de amplitud como de fase, que sirven para incluir los efectos de armónicos de largo periodo (hasta 18,6 años) que no pueden ser resueltos en el análisis de un año de datos. Así, por ejemplo fM2 ,t se puede expresar como 1.0 - 0.037cos(N), con N=0 en Marzo de 1969, Noviembre de 1987, Junio del 2006, etc.

Las corrientes oceánicas son flujos persistentes de agua de componente predominantemente horizontal y cuya importancia radica en su papel como regulador térmico en la superficie terrestre, ya que estos vastos sistemas de corrientes ayudan al intercambio de calor entre las altas y bajas latitudes.

En el dominio de la ribera litoral las corrientes están asociadas a las mareas y el oleaje, generando la deriva y la resaca.

Resaca es una corriente de reflujo que arrastra consigo una serie de materiales, una vez que la ola rompe en la costa. Los materiales arrastrados se van colocando según su volumen, cuanto más grandes mas cerca de la costa y los mas finos se los llevara al interior. Aparte de este efecto erosivo, hay que tener en cuenta el efecto disolvente sobre las rocas, el cual, como en el aspecto erosivo, es más intenso cuanto más fuerte sea el oleaje.

Deriva es una forma de transporte de materiales que se produce a lo largo de la línea de costa. En una situación idealizada en la que las olas se aproximasen a una línea de costa recta, con sus crestas paralelas a esta línea, una determinada ola romperá en el mismo instante en todos los puntos, y la aproximación y el retroceso formaran ángulo recto con la línea de costa. Sin embargo, en la mayoría de las costas, las olas se aproximan en ángulo oblicuo, de esta forma, el avance del agua se desplaza oblicuamente por la antecosta, arrastrando guijarros y cantos. Cuando el avance del agua ha perdido su energía, ésta fluye hacia abajo siguiendo la ladera de la playa y siendo controlada por la fuerza de la gravedad, que la obliga a seguir la dirección de la máxima pendiente. Por lo tanto, las partículas son arrastradas directamente hacia el mar y van a parar a una posición lateral con respecto a la que se encontraban con anterioridad. Este fenómeno se repite gran numero de veces, lo que le convierte en uno de los más importantes que tienen lugar en la evolución de una línea de costa.

Las grandes corrientes oceánicas, causadas por variaciones de composición y temperatura en las aguas o por los vientos dominantes, tienen un papel fundamental para la distribución de corales, hielos marinos y masas de agua con termicidad, salinidad y carga de sedimentos diferenciales; sin embargo, todos ellos son fenómenos que, salvo ambientes específicos, influyen indirectamente sobre la dinámica costera y lo hacen según las aguas propias en cada región, es decir, en función de su latitud, posición y fisonomía del litoral.

1.3.1. Tipos de corrientes:

• Las corrientes de marea afectan dominantemente a los estuarios y zonas semiconfianadas en la costa; allí donde la morfología resulta propicia, el ascenso-descenso llega a alcanzar velocidades de hasta 4 m/s. Con situaciones específicas, como ocurre en ciertos estuarios, al avanzar la marea provoca corrientes de ascenso reflejadas por unas ondas de crecida con gran energía, los bores(a veces referidos en castellano como macareos), que llegan a afectar al fondo originando requergos o canales de bores.

• Las corrientes debidas al oleaje proceden del retorno del agua hacia el mar. Olas que inciden paralelas a la costa dan lugar a corrientes divergentes, con desplazamiento a lo largo de la ribera, junto a otras de retorno formando canales(regueros concentrados, de resaca o rip)que arrastran el material hacia el dominio marino. Con oleajes en resonancia, interferencia del incidente y reflejado, aparecen modelos más complejos de circulación; aunque similares a los anteriores en su conjunto, éstas son corrientes muy dispersas y divergentes en toda la línea de ribera, por lo cual llegan a constituir un sistema casi permanente de removilización. Finalmente, un oleaje incidente oblicuo consolida unos sistemas de circulación en sentido único predominante: el resultado queda de manifiesto por los notables desplazamientos, o “deriva”, en los materiales desde una zona a otra de la ribera, donde acaban estabilizándose y desarrollan morfologías características.

Corrientes Litorales (basado en Shepard e Inman, 1950; Komar e Inman, 1970, y Komar 1976).

Las corrientes oceánicas cercanas a la superficie afectan a los barcos, y la mayoría de la información sobre ellos proviene de los informes de los marinos sobre su deriva con respecto al rumbo deseado. Pese a las diferentes formas que tienen los océanos Atlántico, Índico y Pacífico, tienen estructuras de corrientes similares dominadas por una circulación (o giro) en el sentido de las agujas del reloj de amplitud oceánica, siendo las corrientes mucho más fuertes en las estrechas regiones cercanas a las fronteras occidentales. La corriente del Golfo en el Atlántico norte y la de Kuro-Shivo en el Pacífico son las más conocidas; la corriente correspondiente en el Océano Índico, la de Somalia, se complica por la variación estacional del monzón. Cerca del ecuador en todos los océanos hay dos corrientes con dirección Oeste; en los océanos Pacífico, Índico y en parte del Atlántico, están separadas por una contracorriente ecuatorial con dirección Este. En el océano Antártico no hay una barrera continental continua (aunque el estrecho pasaje de Drake puede causar un efecto parecido) y la corriente superficial principal fluye en círculo alrededor de la Tierra en la corriente circumpolar antártica, con dirección Este. Los mapas publicados de las corrientes oceánicas superficiales se basan en situaciones promedio: en un caso particular, la corriente puede ser muy distinta, en especial en corrientes como la del Golfo con meandros y vertientes anulares que se arremolinan de forma complicada. Las grandes corrientes superficiales varían con el viento y el tiempo atmosférico, pero pueden considerarse semipermanentes.

Hay algunas corrientes subsuperficiales de carácter semipermanente. Quizá las más interesantes sean las corrientes inferiores ecuatoriales encontradas en los océanos Atlántico y Pacífico, y de modo esporádico en el Índico, que fluyen desde el Oeste a velocidades superiores a un metro por segundo, a una profundidad de unos 100 m, en el ecuador. Existen otras corrientes subsuperficiales semipermanentes donde se forma agua densa en cuencas con umbral poco profundo: el agua densa supera este umbral creando una corriente hacia la cuenca oceánica exterior. Son ejemplos típicos el flujo de agua pesada desde el mar Mediterráneo hacia el océano Atlántico en Gibraltar y desde el mar Rojo hacia el océano Índico en el estrecho de Bab-al-Mandeb. El agua densa también fluye hacia el océano Índico a través de varios umbrales en la dorsal que une Groenlandia, Islandia y Escocia.

Aparte de esto, nuestros conocimientos de las corrientes subsuperficiales son difíciles de compendiar porque son muy variables. El agua fría originada en el extremo norte del Atlántico o en el mar de Weddell ocupa todas las cuencas profundas del océano, por lo tanto debe de haber una corriente profunda dirigida hacia el ecuador, pero el camino que toma no está bien establecido. Se piensa que en el Atlántico norte hay una cavidad profunda vertical-meridional con agua que fluye hacia el Sur con temperaturas bajas. No hay una fuente de agua profunda en el océano Pacífico, y la circulación relativamente lenta tiene lugar, en general, encima de los 800 m: el agua cálida fluye hacia el Norte en Kuro-Shivo y vuelve en el Pacífico central y oriental a temperaturas menores. El océano Índico tampoco tiene formaciones de agua profunda. Se ha observado algo de flujo hacia el polo en forma de corrientes subsuperficiales en las fronteras occidentales, como contracorrientes bajo la corriente del Golfo a profundidades mayores de 2.000 m. En el resto del océano las corrientes promedio quedan ocultadas por la variabilidad introducida por los remolinos oceánicos de tamaño medio. Se parecen a depresiones y anticiclones meteorológicos, pero son menores (por lo general de unos 100 m) y tienen corrientes del orden de 10 cm por segundo. Estas circulaciones suelen durar unos 100 días y sus corrientes variables asociadas ocultan las corrientes medias más pequeñas. Aunque la velocidad media de las corrientes oceánicas profundas es pequeña, éstas transportan grandes cantidades de calor y de agua dulce, por tanto son importantes para el mantenimiento del clima.

Esquema de Dinámica Marina.

1- Introducción

1.1.1-Tipos de oleaje

1.3.1-Tipos de corrientes

Bibliografía

• Geomorfología; principios, métodos y aplicaciones.

Javier de Pedraza Gilsanz.

Editorial Rueda.

Páginas 278-283

• Geografía Física.

Arthur N. Strabler.

Alan H. Strabler.

Ediciones Omega.

Páginas 330-334

• Enciclopedia Encarta'98.

Artículo sobre Océanos y Oceanografía

• Departamento Clima Marítimo - Puertos del Estado.

http://cain.puertos.es/Nivmar/nivinht.html#IndiceGeneral

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Corrientes de convección oceánicas

Este diagrama muestra las corrientes donde se produce el intercambio de agua caliente y fría en el océano.

Corrientes oceánicas

Las mayores corrientes superficiales oceánicas en el mundo están causadas por los vientos dominantes. Las corrientes pueden ser frías, como la corriente de deriva del viento del oeste, o cálidas, como la corriente del Golfo. Las corrientes circulan en trayectorias llamadas giros, moviéndose como las agujas de un reloj en el hemisferio norte y al contrario en el sur.

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