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Introducción
El movimiento de las corrientes de aire en relación a la superficie de la Tierra es el responsable de la generación del oleaje que se desplaza sobre la superficie del agua y que juega un rol muy importante en los cambios de las líneas de costa.
La superficie del mar durante una tormenta se muestra en un estado inestable y es en este evento donde se pueden detectar los diferentes trenes de oleaje que se generan.
El oleaje producido por el viento transmite energía que produce oscilaciones del nivel del mar, la cual, al producirse un desplazamiento de masa, causado por movimientos sísmicos con algún componente vertical produce el empuje sobre el cuerpo de agua, el cual al transmitirse y llegar a la costa forma un tsunami.
El oleaje es la representación de movimientos ondulatorios, oscilaciones periódicas de la superficie del mar, formadas por crestas y depresiones que se desplazan horizontalmente.
Las olas se caracterizan por su: longitud de ola, período, pendiente, altura, amplitud y velocidad de propagación, variables físicas y geométricas, ver Fig. 1.
Fig. 1. Diagrama de las características del oleaje.
A continuación, se describen dichas características:
Longitud de ola (L): Es la distancia horizontal entre dos crestas o dos depresiones sucesivas. Período (T): Es el tiempo, contado en segundos, entre el paso de dos crestas sucesivas por un mismo punto. Altura (H): Es la distancia entre la cresta y el valle de la ola. Pendiente del oleaje: Es la relación entre la altura y la longitud de ola (H/L). Amplitud (A): Es la distancia entre la cresta de la ola y el nivel medio del mar Velocidad de Propagación (V): Es la relación entre la Longitud de ola y el Período
Como las olas son muy variables para analizarlas y describirlas se usan métodos estadísticos. Así, para la altura, normalmente se refiere a la altura significativa, esto es el promedio de 1/3 de las olas más altas observadas en una serie en un período de tiempo determinado.
Para el estudio del oleaje, éste se divide en: oleaje superficial y en oleaje senoidal.
El Oleaje superficial se produce en la interface entre dos fluidos, debido al movimiento de uno de ellos en la superficie del mar debido a la acción del viento. Este tipo de oleaje se clasifica de la siguiente manera:
De acuerdo al periodo de oleaje, el oleaje superficial se clasifica en olas capilares, olas de gravedad, olas de periodo largo, u olas de transmarea, como describió Kinsman en 1965, representado en la Fig. 2 y en Tabla 1, respectivamente.
Fig. 2. Clasificación de las olas conforme al periodo (Kinsman, 1965)
Las olas de gravedad son las controladas por las fuerzas gravitacionales, sus longitudes de ola se caracterizan por ser mayores a 1.73 m, mientras que las olas capilares se presentan en pequeñas ondulaciones sobre la superficie del mar, producidas por vientos cuya velocidad está comprendida entre 0.25 y 1 m/s. Su desarrollo está controlado por la tensión superficial y la gravedad. Su periodo es menor de 0.1 s y su longitud no excede 1.73 cm, por lo que el límite superior de su celeridad es 17.3 cm/s.
Tabla 1. Clasificación del oleaje superficial (Kinsman, 1965)
Las olas de período largo son en las que su longitud es mucho mayor que la profundidad; es decir, se cumple que (d/L) ≤ 1. Cuando ello ocurre, la curvatura de la superficie libre es muy pequeña y nunca se aprecia a simple vista, y por lo tanto las aceleraciones verticales de las partículas se pueden despreciar, adicionalmente las componentes verticales del movimiento no afectan la distribución de la presión, la cual, en cualquier punto, es igual a la hidrostática, y las olas de transmarea las genera la atracción del sol y de la luna sobre la masa de agua de los océanos y sus periodos son mayores de 24 h.
De acuerdo a la altura de la ola, el oleaje superficial se clasifica en olas de amplitud pequeña y olas de amplitud finita.
Las olas de amplitud pequeña se caracterizan por que su altura es pequeña en comparación con su longitud y desprecia los desplazamientos que sufre la superficie libre y las olas de amplitud infinita son las que no desprecian los desplazamientos que sufre la superficie libre.
De acuerdo al desplazamiento de la cresta, el oleaje superficial se clasifica en olas progresivas y olas estacionarias. Las olas progresivas son aquellas en las que la cresta se desplaza horizontalmente y el las olas estacionarias la cresta tiene un desplazamiento vertical aparente y nulo horizontalmente.
De acuerdo al desplazamiento de las partículas se clasifican en olas de traslación y en olas de oscilación.
De acuerdo al tiempo de aplicación de la fuerza o acción perturbadora se clasifica en olas libres y olas forzadas.
De acuerdo a la profundidad relativa, las olas se pueden clasificar de acuerdo a la relación que haya entre la profundidad (d), y la longitud de la ola (L) en olas de aguas profundas, olas de aguas intermedias y olas de aguas someras, como se observa en la Tabla 2.
Tabla 2. Clasificación de las olas de profundidad relativa (Us Army Corps of Engineers, 1977).
El oleaje senoidal se presenta al considerar todas las olas sobre la superficie del mar, se trata con un único fenómeno, aunque su forma, propiedades y características se modifican principalmente debido al efecto de la profundidad del agua sobre la que se desplazan.
Para el análisis de éste tipo de oleaje se dispone de varias teorías que permiten obtener varios métodos de solución, entre los que se pueden mencionar a la teoría lineal de Airy, la teoría de Stokes, que incluye varios grados de aproximación, la teoría senoidal, la teoría de Gerstner y la teoría de la ola solitaria por citar las más importantes.
La teoría que describe las olas senoidales, en una primera aproximación la desarrolló inicialmente Airy en 1845, por lo que se denomina teoría de Airy o teoría lineal del oleaje o teoría de olas de amplitud pequeña. Ésta teoría supone que el potencial de velocidades cumple con la ecuación de Laplace y tiene aplicación en aguas profundas e intermedias, como se muestra en la Fig. 3, e inclusive en aguas someras para calcular la longitud y la celeridad de la ola.
En 1847 y 1880 George Gabriel Stokes, desarrolló una teoría de olas de amplitud finita, en la que el potencial de velocidades se representa como una serie de potencias en términos de H/L. La primera aproximación de Stokes da resultados similares a los que se obtienen con la teoría de Airy.
Fig. 3. Regiones de aplicación para las diferentes teorías del oleaje (Le Méhauté, 1976)
En el movimiento de las partículas de agua, se destaca la importancia de la altura de la ola, la pendiente de las mismas y la velocidad de las partículas de agua, que producen diferencias en la densidad de las diversas zonas de la ola y que un factor que puede afectar a la seguridad de la navegación.
En el supuesto de que las olas sean regulares, las partículas de agua que la forman giran con un movimiento circular, de manera que la superficie de la ola adopta un perfil aproximadamente trocoidal.
Sin embargo, de acuerdo a la teoría lineal, las partículas describen trayectorias circulares cerradas en aguas profundas, ver Fig. 4, y elípticas, también cerradas, en aguas intermedias y someras.
Fig. 4. Trayectoria de las partículas (Airy, 1845).
Las olas por debajo de la superficie también tienen este perfil, pero con radios de giro que van decreciendo con la profundidad como se aprecia en la Fig. 4, así que la elevación de las olas interiores también decrece con la profundidad, de manera que a una distancia de la superficie mayor que la mitad de la longitud de ola, el efecto de las olas no se puede apreciar. En la cresta de la ola las partículas de agua se mueven en la dirección de avance, mientras que en el seno de la ola se mueven en dirección contraria.
En la naturaleza las trayectorias son abiertas y hay un desplazamiento de las partículas en el sentido de avance de la ola. Para su cuantificación hay que recurrir a otras teorías, ya que la lineal, las considera cerradas, esto se representa en la Fig. 5.
Donde; P, representa la posición original (x1, y1), ξ y ζ, son los desplazamientos horizontal y vertical de la partícula con respecto a su posición original.
Fig. 5. Desplazamiento horizontal y vertical de una partícula respecto a su posición original
En aguas más profundas que la mitad de la longitud de ola, las partículas orbitantes no entran en contacto con el fondo oceánico, mientras que a profundidades menores que la mitad de la longitud de ola, las órbitas son achatadas por la resistencia debida a la fricción, pierden energía y se dice que la ola toca el fondo, a esta profundidad se le conoce como el máximo nivel en que las olas pueden mover partículas y erosionar los sedimentos finos del suelo oceánico.
Las áreas de generación poseen espectros de olas muy variadas, de diferente longitud de ola. Como la velocidad aumenta con la longitud de ola, las olas que salen de esta zona de generación no progresan a la misma velocidad. A medida que el oleaje sale de esta área se va clasificando, simplificando, tomando el aspecto de ondulaciones paralelas y disminuyendo la pendiente.
Así, la estructura superficial del océano es el resultado de la superposición de varios trenes de olas que se interfieren resultando depresiones y cumbres. La interferencia puede dar anulación o un reforzamiento del oleaje.
El oleaje en la costa también genera corrientes que influyen considerablemente en el movimiento de los materiales sedimentarios a lo largo del litoral y es una causa fundamental de la erosión o progradación de la costa.
La corriente de deriva litoral se produce cuando las olas llegan oblicuas a una costa rectilínea, generalmente en ángulo inferior a 10º (el ángulo nunca puede ser mayor debido a la refracción), esto da nacimiento a una corriente paralela al litoral, entre la zona de rompiente y la orilla. La velocidad de la deriva es mínima fuera de la zona de rompiente, lo que demuestra claramente que es inducida por el oleaje y no puede ser atribuida a corrientes oceánicas o corrientes de marea.
Fig. 6. Representación esquemática de la trayectoria de las partículas en el fondo (Torrá, 2005)
En la Fig. 6 se observa que los sedimentos describen trayectorias del transporte de una partícula por flujos ascendentes (flujo turbulento), en el esquema A, y se puede ver la trayectoria caótica de las partículas y la trayectoria lineal resultante al paso del tiempo, en el esquema B, se observa el transporte de las partículas considerando un flujo laminar que produce una distribución heterogénea del sedimento en la columna de agua en función de la velocidad de deposición de acuerdo al tamaño del sedimento. En el esquema C se observa una distribución homogénea del sedimento en la columna de agua debida a un flujo turbulento y a los procesos de mezcla de los sedimentos.
Esto se ejemplifica de la siguiente manera, al romperse la ola el flujo es oblicuo, pero el reflujo desciende perpendicular a la orilla por la línea de mayor pendiente. Uno de los rasgos geomorfológicos de este transporte son las barras en la desembocadura de los ríos o la formación de flechas unidas a una punta rocosa. La velocidad de la deriva depende de la altura de la rompiente, el período y ángulo de incidencia de las olas, la pendiente y rugosidad de la playa, ver Fig. 7.
Fig. 7. Comportamiento de las corrientes generadas por efecto del oleaje
Las corrientes perpendiculares a la costa (rip-current o corrientes de retorno), consisten en que el agua que ha sido llevada hacia la playa por la rompiente se devuelve como una corriente de retorno muy localizada, desgarrando la zona de rompiente en sectores de hasta 30 metros de ancho, y que se dispersa más allá de la rompiente. Ocurren frecuentemente en lugares de encuentro de dos derivas litorales que se devuelven hacia el mar por una corriente perpendicular y se caracterizan por sus aguas turbulentas cargadas en materiales finos en suspensión, siendo muy peligrosas para los bañistas, ver Fig. 8.
Fig. 8. Efecto de las corrientes paralelas a la costa
El sistema de circulación costera produce un intercambio continuo de agua entre la zona de rompiente y la de aguas libres, actuando como un mecanismo de distribución y de dispersión de los sedimentos.
Ambientes generados por el oleaje de tormenta: Éstos ocurren en las altas latitudes donde soplan vientos fuertes y frecuentes que crean olas de gran altura y de fuerte pendiente. Ejemplo de este tipo de oleaje es la costa oeste de Patagonia que es probablemente la más atacada por las olas de tormenta durante todo el año.
Las costas en estos lugares poseen acantilados rocosos y plataformas de abrasión. Estas costas rocosas tienen importancia ecológica y humana porque proveen hábitats adecuados para algunas algas que están siendo explotadas y para algunas especies de fauna.
Ambiente generado por oleajes de onda larga y de poca altura: Este tipo de oleaje es característico en zonas de la costa oeste, generado en los cinturones de tormenta y que posteriormente han disminuido su energía al alejarse de sus áreas de formación. Su nivel de energía es mayor en latitudes más altas y moderadas en los trópicos. Son costas afectadas por ciclones tropicales.
Ambientes protegidos: Los ambientes protegidos se forman en las costas en las que el oleaje oceánico no penetra porque se encuentran protegidas por cubiertas de hielo o porque se encuentran localizadas fuera de los cinturones de tormenta. Generalmente son ambientes de olas de baja energía, las costas polares y los mares cerrados donde hay poco fetch que restringe el desarrollo de la ola.
Fig. 9. Imágenes de algunos ambientes generado efecto del oleaje (Google Maps, 2021)
Conclusiones
El oleaje de período largo es de los oleajes que mayores efectos causa, ya que cuando se forma por deslizamientos de tierra submarinos, debidos a movimientos terrestres (sismos), generan los tsunamis; del comportamiento de éstos oleajes destacamos que, aunque en aguas profundas pueden tener una altura pequeña, al acercarse a la costa y disminuir la celeridad primero en el frente de la ola, se llega a formar una ola con una altura de varias decenas de metros, que llega a ser devastadora.
Así también los oleajes de periodo largo generan las mareas con periodos aproximados de 12 y 24 s son las que dan lugar al mar de fondo y en consecuencia a la erosión costera.
Cabe destacar que otro de los efectos de la velocidad de las partículas de agua que conforman el oleaje aumenta de manera proporcional a la pendiente del oleaje, lo que tiene efectos importantes en la trayectoria o movimientos de las embarcaciones.
Recomendaciones
En relación a las características del oleaje, como son la forma de la superficie libre, el movimiento de las partículas, la distribución de las presiones, etc., en función de su periodo y altura, y de la profundidad del agua, no se dispone de una solución que permita obtener todas ellas, sin embargo, si se dispone de varias teorías o soluciones parciales que son de gran utilidad y permiten obtener respuestas adecuadas dentro de rangos acotados de aplicación, entre ellos existen varios métodos de solución; la teoría lineal de Airy, la teoría de Stokes, la teoría Senoidal, la teoría de Gerstner y la teoría de la ola solitaria por citar las más importantes, de las cuales en problemas de ingeniería la teoría lineal de Airy es la más utilizada.
Referencias
1) CEM. (2002). Coastal Engineering Manual (Manual de Ingeniería de Costas). Washington, D.C.
2) U.S. Army Corps of Engineers. Cokelet, E. D. (1977). STEEP GRAVITY WAVES IN WATER OF ARBITRARY UNIFORM DEPTH. Phil. Trans. Roy. Soc., 286 (Series A), 183-230.
3) Goda, Y. (1978). THE OBSERVED JOINT DISTRIBUTION OF PERIODS AND HEIGHTS OF SEA WAVES. Paper presentado en la 16ª Conferencia de Ingeiería de Costas.
4) Hennig, J. (2005). GENERATION AND ANALYSIS OF HARSH WAVE ENVIRONMENTS.
5) Korteweg, D. J., & de Vries, G. (1895). ON THE CHANGE OF FORM OF LONG WAVES ADVANCING IN A RECTANGULAR CANAL, AND ON A NEW TYPE OF LONG STATIONARY WAVES. Texto de revista, 5(39), 422-443.
6) Le Méhauté, B. (1976). INTRODUCTION TO HYDRODYNAMICS AND WATER WAVES. New York: Springer-Verlag.
7) Le Méhauté, B., & Hanes, D. M. (1990). THE SEA: OCEAN ENGINEERING SCIENCE (Vol. 9): Harvard University Press.
8) Longuet-Higgins, M. S. (1952). ON THE STATISTICAL DISTRIBUTION OF THE HEIGHTS OF SEA WAVES. Journal de Investigación Marítima, 11(3), 245-266.
9) Munk, W. H. (1949). THE SOLITARY WAVE THEORY AND ITS APPLICATION TO SURF PROBLEMS. Academia de New York. Sci., 51, 376-423.
10) Palomino Monzón, M. C., & Almazán Gárate, J. L. (2000). DESCRIPCIÓN, MEDIDA Y ANÁLISIS DEL OLEAJE.: E.T.S. Ingenieros de Caminos, Canales y Puertos.
11) Russell, J. S. (1838). REPORT OF THE COMMITTEE ON WAVES. Paper presentado en la 7a. Reunión de la Asociación Británica Adv. Sci. en Liverpool.
12) USACE. (1942). A SUMMARY OF THE THEORY OF OSCILLATORY WAVES. Paper de la Oficina del Jefe de Ingenieros de la Junta de Erosión de la Playa en Washington.
13) Wehausen, J. V., & Laitone, E. V. (1960). SURFACE WAVES.Handbook de Física aplicada en Alemania, 9, 446-778.
14) Wiegel, R. L. (1960). A PRESENTATION OF CNOIDAL WAVE THEORY FOR PRACTICAL APPLICATION. Journal de mecánica de fluídos, 7(2), 273-286. doi: 10.1017/s0022112060001481
Glosario de términos y simbología
Fig. 10. Términos que intervienen en una ola. (MDOC-Hidrotecnia, 1983).
Aguas profundas. Se presenta ésta condición cuando la celeridad de la ola no es afectada por la profundidad y solo depende de su periodo, a las variables relacionadas con ésta condición se les agrega el subíndice 0.
Aguas intermedias o de transición. Es la condición que se presenta entre aguas profundas y someras, en este caso la celeridad depende del periodo de la ola y de la profundidad del agua.
Aguas someras o poco profundas. En este caso la celeridad depende únicamente de la profundidad y por tanto es independiente del periodo de la ola. A las variables relacionadas con ésta condición se les agrega el subíndice b.
Altura de la ola (H). Distancia vertical medida entre la cresta y el valle de la ola.
Altura del perfil (Ƞ). Desnivel entre cualquier punto de la superficie de la ola y el nivel de reposo.
Amplitud de la ola (Ɋ). Se toma como la distancia entre la cresta y el nivel medio de la ola.
Celeridad o velocidad de la ola (C). Velocidad con que se traslada la ola a través de la superficie del líquido (C = L / T).
Cresta de la ola. Punto donde el perfil de la ola tiene la mayor altura. También se entiende como la zona del perfil arriba del nivel medio de la ola.
Frecuencia de la ola (ձ). Es el recíproco de su periodo.
Longitud de la ola (L). Distancia horizontal entre dos crestas o valles consecutivos.
Nivel medio de la ola. Es el nivel que establece que el área de la cresta arriba de él sea igual al área del valle bajo ese mismo nivel
Nivel estático o de reposo. Nivel de la superficie del agua antes de que pase la ola, es decir, es el nivel de la superficie sin olas. A la distancia entre éste nivel y el medio de la ola, se designa como Δy.
Ola. Ondulación de la superficie libre de un líquido.
Periodo de la ola (T). Tiempo que transcurre para que pasen dos crestas o valles consecutivos por la misma sección.
Propagación. Es el término utilizado para describir el paso de una ola a través de la superficie del líquido.
Tren de olas. Es un conjunto de olas, cuyo periodo es constante, no así su altura.
Valle de la ola. Punto donde el perfil de la ola tiene el nivel más bajo. También se entiende como la zona del perfil bajo el nivel medio de la ola. AVILA Dora Luz PORRES Adriana |
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