Causas de las olas.
1. El viento. Transmite parte de su energía a la superficie del agua por rozamiento. Es la causa principal. 2. Maremotos. 3. Corrientes. 4. Mareas. 5. Erupciones volcánicas. Mecanismo de acción del viento en la formación de olas. El viento da lugar a la formación f ormación de olas por fricción fricci ón contra la superficie del agua, de manera que ciertas partículas de agua se aceleran y montan sobre otras más estáticas y ahí comienza una pequeña ondulación que, a medida que el viento le comunica mayor energía, va aumentando convirtiéndose esta ondulación en una ola.
Si la velocidad del viento es mayor que la de las olas, se produce trasferencia de energía a las olas; si la velocidad del viento es igual no existirá trasferencia de energía y si es menor serán las olas quienes transfieran energía al viento empujando por sotavento, lo cual hará que las olas pierdan energía e nergía decreciendo de tamaño hasta anularse. La traslación sólo afecta al movimiento ondulatorio y no a las partículas líquidas que mantie¬nen un movimiento circular y vuelven a ocupar el mismo lugar (un objeto pequeño flotante mantiene su posición tras el paso de la ola) o la) (salvo excepciones como en olas originadas por corrientes o desniveles de agua como en el e l Estrecho de Gibraltar). Tanto la ondulación como el movimiento circular de las partículas de agua es superficial y a cierta profundidad las aguas están quietas. La parte alta de la ola o la se llama cresta y la parte baja seno. Las olas son movimientos superficiales en forma de ondas producidos por el viento. No son notables a más de 30 metros de profundidad. profundidad. Al acercase a las costas, se frenan al tocar el fondo marino y vuelcan hacia adelante rompiendo sobre la costa. Simultáneamente Simultáneamente se produce el retroceso del agua hacia el mar llamado resaca.
Las olas son de mayor altura cuando no encuentran obstáculos en el camino, pudiendo llegar a alturas de 2 a 5 metros. Las olas producidas en los maremotos y erupciones de volcanes marinos pueden llegar a medir 40 metros. El fenómeno de las olas gigantes es todavía objeto de estudio, es, por tanto, demasiado pronto para decir claramente cuales son las causas más comunes o si varían de área en área. La zonas de mayor riesgo parecen aparecer cuando una fuerte corriente corre contra la dirección primaria de las olas; el área cerca del Cabo Agulhas frente al extremo sur de África es una de ellas. No obstante, dado que esta tesis no explica la existencia de todas las olas que han sido detectadas, es probable que existan diferentes causas, con localización variada. Entre las causas sugeridas de las olas gigantes se hallan las siguientes: Difracción del foco Debido, quizás, a la forma de la costa o el fondo marino. Según esta teoría varias series de olas se encuentran en fase. La altura de sus crestas se combina para crear una ola gigante. Enfoque por corrientes Una tormenta fuerza las ola s a dirigirse en contra de la corriente. De esto resulta una disminución de la longitud de onda de la ola causando el incremento de la altura de la ola y a las series de olas que la siguen a comprimirse juntas formando una ola gigante. Efectos no lineales Parece ser posible que una ola gigante ocurra por procesos naturales no lineales a partir de pequeñas olas. En tal caso, se teoriza, una ola inusual e inestable puede formarse de modo que 'absorba' energía de otras olas, creciendo hasta formar un enorme muro casi vertical por simisma, antes de volverse inestable y colapsarse poco después. Un modelo simple de esto es la ecuación de una onda conocida como ecuación no lineal de Schrödinger, en la cual una onda normal comienza a 'absorber' energía de las onda anterior y posterior reduciéndola a meras rugosidades en comparación con la principal. Tal monstruo, y el enorme seno que le acompaña antes y después, puede durar sólo unos minutos antes de romperse o reducirse de tamaño. Este modelo es solo válido en aguas profundas, en aguas superficiales se usa un modelo alternativo como la ecuación de Boussinesq. Parte normal del espectro de ondas Las olas gigantes no son tales, sino parte normal del proceso de generación de olas, aunque un extremo poco frecuente.
Viento Aunque es improbable que solamente el viento pueda generar una ola gigante, su efecto combinado con otros mecanismos puede proporcionar una explicación al fenómeno de las olas gigantes. Mientras el viento sopla sobre el océano, su energía se transmite a la superficie del mar. Hay tres categorías de olas gigantes:
"Muros
de agua" viajando hasta 10 km a través del océano
Ondas
Las ondas son deformaciones periódicas de una interfase. En oceanografía, las olas son deformaciones de la superficie del océano, es decir, de la interfase océano-atmósfera. Las deformaciones se propagan con la velocidad de onda, mientras que las partículas describen movimientos orbitales u oscilatorios a la velocidad de la partícula, y en promedio permanecen en la misma posición. En aguas profundas, las trayectorias de las partículas son círculos. En aguas someras o de poca profundidad, las trayectorias de las partículas se deforman a elipses. La transición de ondas en aguas profundas a ondas en aguas someras ocurre cuando la longitud de onda es mayor que el doble de la profundidad h. En = 20h ocurre también un cambio en las propiedades de las ondas. Es de utilidad distinguir entonces entre |_______________________________|________________________________|______________________ __ 0 < < 2h< < 20h< ondas en aguas profundas o ondas cortas
ondas transicionales o ondas largas
ondas en aguas someras
Es importante notar que la distinción entre olas en aguas profundas y olas en aguas someras tiene poco que ver con la profundidad del fondo. La distinción está determinada por la razón entre la profundidad del agua y la longitud de onda. El océano profundo puede ser somero con respecto a las olas, siempre y cuando la longitud de la onda exceda el doble de la profundidad del fondo. Un ejemplo de esto es el caso de las ondas de marea.
Clasificación de las Ondas Las ondas oceánicas se pueden clasificar de diferentes maneras. Una clasificación se basa en las fuerzas que generan las ondas. En orden ascendente de acuerdo a la longitud de onda se tiene: meteorológico (viento, presión del aire); el mar localNT y el mar de leva pertenecen a esta categoría. 2. Sismos; estos generan maremotos (tsunamis) las cuales son ondas en aguas someras u ondas largas. 3. Mareas (forzamiento astrónomico); estas son siempre ondas en aguas someras u ondas largas. 1.
Forzamiento NT
Otra clasificación se basa en la representación, en un espectro de frecuencia, de todas las ondas oceánicas. Distingue entre ondas capilares, ondas gravitatorias, ondas de largo período, ondas de marea y más largas que la marea. Existe aún otra clasificación que se basa en las fuerzas restauradoras responsables de regresar las partículas de agua a su posición promedio en la columna de agua. NT
(nota del traductor): El término en Inglés SEA se conoce comúnmente como MAR LOCAL y se refiere a las olas generadas por el viento en la localidad donde éste actúa. El término "SWELL" se conoce como MAR DE LEVA y se refiere a las olas que provienen de un sitio remoto. Descripción
de las Ondas
La manera más simple de visualizar las ondas es mediante el concepto de oscilación armónica. La onda puede ser descrita por su: y y y y y y y
período frecuencia f = 1 / frecuencia angular = 2 / longitud de onda velocidad de fase, velocidad de onda o celeridad c = / altura de onda H = 2A (A = amplitud) pendiente de la onda = H /
La superposición de dos ondas con frecuencias 1 y 2 produce ondas de grupo o paquetes de ondas. Las crestas de las ondas viajan con la velocidad de fase (idéntica a la velocidad de onda) c; los paquetes viajan con la ve locidad de grupo cg = c - dc/d (Nota para los más inclinados a la descripción matemática: La expresión equivalente pero más convencional que se utiliza en oceanografía es c g = ddk , donde k es el número de onda.) Aún y cuando en promedio las partículas permanecen en la misma posición, las ondas trasportan energía en paquetes. La energía se propaga con la velocidad de grupo y se puede mover más rápido o más lento que las crestas individuales de cada onda. Esto se conoce como dispersión. Dispersión
Normal
En la dispersión normal, c se incrementa con , es decir, las crestas de las ondas largas viajan más rápido que las crestas de ondas cortas. Como una consecuencia, c g< c, esto es, la energía viaja más lento que las crestas de las ondas. Esto ocurre también con las ondas gravitatorias.
Ondas no Dispersivas
En este caso, cg = c, esto es, todas las crestas de onda viajan a la misma velocidad y la energía se propaga también a la misma velocidad. Dispersión
Anómala
Este tipo de dispersión se encuentra cuando c g> c. Las ondas capilares son un ejemplo. La energía se propaga más rápido que las crestas de onda y las ondas cortas viajan más rápido que las ondas largas. En la mayoría de las situaciones en el océano, la pendiente de las ondas es muy pequeña y la velocidad de la onda está dada por
(válido para << 1, ó >> H)
donde H es la altura de onda y h es la profundidad del fondo. La fórmula se puede simplificar dependiendo de la razón - h: Velocidad de onda en aguas profundas (ondas cortas; la profundidad es mayor que 1/2 de la longitud de onda) Velocidad de onda en aguas someras (ondas largas; la profundidad es menor de 1/20 de la longitud de onda)
cg = c / 2 (dispersión normal) cg = c (ondas no dispersivas)
Como ejemplo, considere las ondas producidas por una tormenta distante. En el océano abierto tales ondas viajan como ondas en aguas profundas; su velocidad de onda depende de su longitud de onda . En este caso las ondas largas son las más rápidas y arriban primero a localidades distantes. Esto se observa como un mar de leva lejano. Cuando las olas se aproximan a una playa, la profundidad del fondo disminuye y l lega a un punto donde las ondas cambian de ondas en aguas profundas a ondas en aguas someras. Como una consecuencia, la velocidad de onda c disminuye a medida que la profundidad disminuye y las ondas se curvan hacia adentro. De manera progresiva, el frente de la onda se vuelve más paralelo a la playa.
Ondas
de amplitud fi nita
El concepto de oscilación armónica ofrece una buena explicación de las ondas con pendiente muy pequeña. Al aproximarse a una playa, o durante el período de formación activa por el forzamiento del viento, la pendiente de la ola no es suficientemente pequeña y el perfil de onda se desvía del perfil armónico. A medida que la pendiente se incrementa, el perfil de la onda se vuelve triangular:
Eventualmente, la onda rompe. Los valores limitantes antes del rompimiento son un ángulo de 120° y una pendiente = 1/8. Las trayectorias de las partículas en ondas de este tipo no son trayectorias cerradas, y están asociadas con un transporte neto de agua (no sólo de energía). Este transporte se conoce como deriva de Stokes, en honor a su investigador.
Ondas
cortas (ondas en aguas profundas)
Las ondas cortas en el océano son ondas generadas por el viento y se dividen en mar local y mar de leva. El mar local incluye todas las olas generadas por vientos locales mientras que el mar de leva se refiere a las olas generadas por vientos distantes. El efecto del viento en el estado del mar depende del área sobre la cual actúa sin obstáculos, antes de arribar al punto de observación. Esta distancia se conoce como fetch. La presencia de una costa limita el fetch para aquellos vientos que soplan de tierra a mar. En el océano abierto, el fetch está determinado por el tamaño del sistema de tormenta que produce el viento. Otro factor determinante para las ondas es el tiempo sobre el cual el viento sopla de manera sostenida con una fuerza dada. Para una velocidad del viento dada, toma cierto tiempo a las olas para desarrollarse y llegar a un estado estacionario. El tiempo requerido para alcanzar dicho estado (estado en el cual las olas ya no crecen más) es conocido como la duración del viento. En un instante dado, el estado del mar no es una oscilación armónica simple. Se deben encontrar entonces mecanismos para describir las condiciones de las ondas en términos de cantidades medibles estadísticamente. Para esto se utilizan dos aproximaciones: 1) Cálculo de parámetros de ola significante (descripción en el dominio del tiempo) 2) Determinación del espectro del oleaje (descripción en el dominio de la frecuencia) La combinación de muchas mediciones ha resultado en cálculos de los parámetros de ondas para mares completamente desarrollados. Un mar completamente desarrollado es aquel para el cual el fetch y la duración no son limitantes, esto es, no ocurre más crecimiento del oleaje debido a que la pérdida de momento y de energía por rompimiento de las olas está en balance con la energía que introduce el viento. Para mares completamente desarrollados en la zona de generación, la gráfica que se muestra en la Figura 9.5 representa situaciones donde las ondas son generadas por el viento local. De la misma manera, la Figura 9.6 muestra las propiedades de ondas para situaciones donde las ondas son generadas en regiones remotas. Estas figuras asumen un mar completamente desarrollado en la zona de generación. Para muchas aplicaciones marinas, por ejemplo la navegación o el diseño de plataformas, las ondas más altas son las de mayor interés. Para esto se ha introducido el parámetro de altura de onda significante. Esta cantidad es H 1/3 o H1/10, y está definida como el promedio de la tercera o décima parte de las ondas más altas en el período de observación, respectivamente. (El uso de H 1/3 es más común que el de H 1/10). A partir de observaciones
se ha establecido que la altura de olaH max está relacionada a la altura de ola significante como
y La altura máxima medida para un grupo de olas depende en cierto modo de la longitud del período de observaciones; el valor de H max es diferente si se calcula para una serie de tiempo con período de 10 minutos que para una de 3 horas. Descripción
estadística de las ondas
Las relaciones entre la altura de ola más alta y la onda significante indican que el estado del mar tiene ciertas propiedades estadísticas. Una descripción estadística está basada en la representación del campo de onda en el espectro de energía. Para una frecuencia dada, la energía de onda es proporcional al cuadrado de la amplitud. Un espectro de energía muestra la energía de onda como función de la frecuencia de la onda. Una onda armónica simple tiene un espectro 'monocromático':
La descripción estadística del oleaje supone que todas las frecuencias y todas las longitudes de onda correspondientes están presentes. La estadística del oleaje no pretende describir la forma de la superficie del mar sino que se enfoca en la energía de onda. En un mar completamente desarrolado, con una distribución aleatoria de la energía del oleaje sobre todas las frecuencias, la forma teórica del espectro de energía es el de una Gausiana o distribución 'normal'. Cuando sólo existe oleaje lejano, la energía está concentrada sobre la frecuencia de ese oleaje (mar de leva) y el espectro es mucho más angosto.
En situaciones reales en el océano, la energía no está distribuída de forma aleatoria sino que incluye desde las ondas más cortas posibles generadas por el viento, hasta ondas de
longitud larga. Como resultado de esto, la forma del espectro de oleaje oceánico depende fuertemente en la intensidad del viento. La Figura 9.7 muestra el espectro de energía para mares completamente desarrollados en función de la velocidad del viento. Note que el espectro tiene una distribución normal sólo para bajas velocidades del viento. A medida que la rapidez del viento se incrementa, la mayor parte de la energía se encuentra en ondas de largo período, aunque las ondas de corto período todavía están presentes. Para períodos largos, la pendiente en la curva del espectro cae rápidamente y la curva está "sesgada" hacia las bajas frecuencias (períodos largos). El decaimiento final de las ondas ocurre durante su rompimiento en la playa, lo cual sucede cuando la velocidad de la partícula es mayor que la velocidad de fase (velocidad de onda). En este estado, las ondas transportan energía y masa hacia la playa. Aún cuando mucha de la energía se disipa en el trabajo mecánico de los sedimentos en la playa, la masa movida por las olas tiene que ser regresada al mar. Esto ocurre a intervalos regulares a lo largo de la playa en las llamadas corrientes de retorno. Estas son fuertes corrientes de agua hacia afuera de la costa sobre el fondo marino. Tipos de
oleaje (mar de viento, mar de fondo). Clasificación de las olas
El oleaje puede ser de: 1. Oleaje de mar de viento. Es el viento el que directamente levanta las olas. El perfil de las olas es agudo. Olas de corta longitud de onda. Crestas muchas veces rotas. Su dirección coincide con la del viento.2. Oleaje
de mar de fondo o tendida.
Olas que permanecen y se propagan una vez caído el viento. Perfil de olas sinusoidal. Longitud de onda muy larga. Crestas redondeadas que no llegan a romper. La dirección puede coincidir o no con el viento, pues dependen del viento que las formó y no del actual.
Amplitud, altura, velocidad y periodo de ola: Relaciones entre estos elementos.
- Amplitud o longitud de onda es la distancia que separa dos crestas o dos senos consecuti¬vos. - Altura de la ola es la distancia vertical entre el punto más alto de la cresta y el más bajo del seno. - Velocidad de propagación es la distancia recorrida por una cresta o un seno en la unidad de tiempo. Generalmente se expresa en nudos. - Periodo es el tiempo que transcurre entre el paso de dos crestas o dos senos consecutivos por un mismo punto. De la fórmula Velocidad = Longitud / Tiempo aplicada a las olas se han obtenido fórmulas conocidas y de gran exactitud que relacionan estos elementos: V.- Velocidad en nudos. V = 3 T; L = 1,6 T2; H = L / 13; L = 0,51 V T L.- Longitud de onda. T.- Periodo en segundos. H.- Altura en metros. Clasificación de la mar según la Escala Internacional. Nº del Código Denominación Altura en metros 0 Calma 0 1 Rizada 0 0,1 2 Marejadilla 0,10 0,50 3 Marejada 0,50 1,25 4 Fuerte marejada 1,25 2,50 5 Gruesa 2,50 4,00 6 Muy gruesa 4,00 6,00 7 Arbolada 6,00 9,00 8 Montañosa 9,00 14 9 Enorme más de 14
