Lagunas Costeras

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Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones 1 ___________________________________________________________________________________ CAPITULO 1 INTRODUCCION, CONCEPTOS BASICOS, Y CLASIFICACIONES

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Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

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CAPITULO 1

INTRODUCCION, CONCEPTOS BASICOS, Y CLASIFICACIONES

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Hidrodinámica de Lagunas Costeras

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Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

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OBJETIVOS DEL CAPITULO: Establecer la importancia socio-económica del estudio de las lagunas costeras y de la preservación y explotación, en un equilibrio armónico, de los recursos de su medio ambiente. Conocer su origen y mecanismos de formación geológica. Determinar las características que las definen como estuarinas y no-estuarinas. Identificarlas y clasificarlas según geomorfología, estructura salina, y procesos de circulación y estratificación.

1.1 Justificación del Estudio

Por qué estudiamos la hidrodinámica de las lagunas costeras ?

Porque en estas zonas:

- es factible el cultivo de especies marinas (principalmente moluscos y peces), ya que son cuerpos de agua semi-cerrados controlables;

- ocurren actividades de navegación y comunicación y se efectúan instalaciones portuarias menores y faenas de dragado;

- existen playas y áreas de recreación; - son hábitat natural de muchas especies ( consideradas "santuario" para algunas de carácter

migratorio); - ocurren problemas de contaminación por residuos industriales y domésticos; - se establecen comunidades habitacionales; y - es posible aprovechar, en algunas ocasiones, la energía de las mareas, las olas, o la energía

térmica.

En resumen, por su importancia socio-económica, ya que las lagunas costeras son asiento de recursos alimentarios, energéticos, turísticos, de habitación y de comunicación, que es urgente aprovechar y desarrollar armónicamente, preservando simultáneamente el medio ambiente natural (equilibrio entre explotación y preservación).

Para llevar a cabo esto, se requiere prioritariamente el conocimiento de la hidrodinámica del sistema, es decir, saber cómo se está moviendo el agua, a qué agentes se debe su movimiento, cúales de éstos se podría controlar y cómo, y cómo se moverá ante eventuales modificaciones naturales o artificiales. Asimismo es necesario conocer cómo se transporta la materia en suspensión o dilución en el agua, Ej: dispersión de larvas de organismos o particulas contaminantes. De esta forma será posible abordar y resolver adecuadamente problemas de acuacultura, contaminación, navegación, formación de playas, transporte de sedimentos, construcción de obras, etc.

1.2 Definiciones

1.2.1 Estuarios

Por convención se acepta como mas adecuada la definición de Pritchard (1967): "Estuario es un cuerpo o masa de agua costera semi-encerrada, con conexión libre al mar abierto, y en el cual es medible la dilución del agua de mar por agua dulce proveniente de la tierra". Que sea semi-encerrado implica que su patrón de circulación es influido considerablemente por las fronteras laterales, y por lo tanto es un cuerpo costero, pero no forma parte de la linea de costa en si misma; permitiendo así distinguirlo de cuencas de mayor tamaño como una bahía o un golfo. Que la conexión al mar abierto sea libre significa que la comunicación entre el océano y el estuario debe permitir el intercambio de agua, sal, y la transmisión de la energía de la marea permanentemente,

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Hidrodinámica de Lagunas Costeras para todo estado de marea y durante todas las estaciones del año. Que la dilución de agua de mar sea medible significa que la salinidad en el interior del estuario debe ser menor que en el océano adyacente; es decir que el volumen de agua dulce que ingresa por afluentes y precipitación es mayor que el que se pierde por evaporación en el mismo lapso de tiempo.

Con anterioridad Pritchard usó la terminología, hoy desechada, de:

Estuario Positivo para aquel en que el volumen de agua dulce que ingresa es mayor que el que se pierde (salinidad interior menor que en el océano): y

Estuario Negativo o Inverso para aquel en que ocurre lo contrario (salinidad en el interior mayor que en el océano).

Actualmente se denomina al primer caso como "cuenca estuarina" y al segundo como "cuenca no-estuarina" (evítese usar la acepción "anti-estuario" para este último caso).

Fischer (1976) comenta al respecto que la definición de Pritchard excluye a lagunas no-estuarinas que se comportan similarmente a las estuarinas en cuanto a procesos de mezcla y dispersión; agregando, frivolamente, que no es fácil identificar los estuarios porque son como la "pornografía", difíciles de definir pero facilmente reconocibles cuando los vemos.

1.2.2 Lagunas Costeras (Estuarinas o No-Estuarinas)

Lankford (1976), refiriéndose expresamente a estas cuencas en México, define: "laguna costera es una depresión en la zona costera, bajo el nivel de pleamar media superior (sigla MHHW en inglés), que tiene una conexión permanente o efímera con el mar, pero protegida de este por algún tipo de barra".

Los elementos geomorfológicos (existencia de la depresión bajo el nivel de MHHW y de la barra frente a la boca) son importantes en esta definición. La conexión con el mar puede ser permanente o efímera, y no hay restricciones para los valores de la salinidad en el interior.

Según Lankford en México se usa indistintamente los términos laguna costera, bahía, sonda, boca, estero, estuario, caleta, lago, laguna, o lagunilla, para denominar este tipo de cuencas que conforman aproximadamente 1/3 de los 10,000 kilómetros de longitud de costas de México.

Boca de una laguna costera es la sección transversal que coincide con la linea de costa.

Cabeza de una laguna costera es la sección transversal mas lejana aguas arriba en que son detectables las fluctuaciones en la superficie libre del agua debidas a la marea. En el caso estuarino esta sección es mas lejana que la última en que se detecta salinidad significativa, porque las ondas de marea se propagan mas allá del límite de transporte dispersivo de sal. En el caso no-estuarino esta sección suele coincidir con la frontera de costa interior.

1.3 Origen y Efimerismo

Los siguientes eventos secuenciales de variación histórica del nivel del mar son el agente principal del origen de las lagunas costeras:

I- Estabilización del nivel de la línea de costa en el Pleistoceno (hace 80,000 años), a aproximadamente 5 a 8 metros sobre el actual, formándose un arrecife, cantil o bordo elevado de depósitos de playa que aún existe actualmente rodeando algunas lagunas costeras y bahías.

II- Descenso del nivel del mar en el Holoceno (hace 18,000 años) por la glaciación de Wisconsin (transgresión Flandriana), a razón de un metro cada 100 años, y hasta 130 metros bajo el

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Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones actual, durante el cual los procesos terrestres y atmosféricos erosionaron valles y cañones formando deltas y planicies costeras.

III- Rápido ascenso (regresión) del nivel del mar a fines del Holoceno (hasta hace 5000 años atrás de hoy), hasta 3 o 4 metros bajo el actual nivel, durante el cual el agua de mar inunda las planicies y los valles previamente excavados por los rios y glaciares descendentes. La turbulencia litoral y el oleaje retrabajan los sedimentos costeros, cubren con una capa de arena la plataforma, y forman playas en la linea de costa.

IV- Desaceleración de la regresión anterior (desde hace 5,000 años atrás hasta hoy), en que el nivel del mar sube lentamente (2 milímetros cada año). Los nuevos ríos que ocupan las partes altas de los antiguos valles, transportan sedimentos, forman deltas progresivos en la costa y construyen barras en las bocas de las lagunas costeras.

Subidas actuales o futuras del nivel del mar producirían nuevas lagunas costeras en los valles altos, con poco sedimento depositado, pero aumentaría el sedimento por erosión costera.

Descensos actuales o futuros del nivel del mar producirían nuevas lagunas costeras someras que se llenarían rapidamente con sedimentos arrastrados de las zonas altas.

Las lagunas costeras son por ende fenómenos de origen geológico reciente y de vida corta, estando en permanente alteración por erosión y depósito de sedimentos y por fluctuaciones del nivel del mar de carácter eustático (debidos a cambios del volumen de agua del océano) e isostáticos (debidos a cambios del nivel de la tierra). Además, las descargas de los rios afluentes y los rangos de las mareas están variando permanentemente, por lo que las lagunas costeras nunca logran alcanzar un estado de equilibrio definitivo. Son sistemas complejos de vida efímera, en permanente interacción y modificación, y facilmente afectables por acciones externas.

1.4 Clasificaciones

Las clasificaciones se agrupan en:

I- Discretas:

1) Geomorfológica Estuarina 2) Geomorfológica Mixta (para México) 3) Según Estructura Salina 4) Según Parámetro de Estratificación

II- Continua:

5) Según diagrama de Estratificación-Circulación.

Ventaja de las clasificaciones discretas:

- Son claras y sencillas en explicar los procesos básicos de la dinámica, sus agentes causales, y el origen y configuración de las lagunas costeras; y son fáciles de aplicar a casos concretos por la calidad y cantidad de mediciones de campo requeridas.

Desventajas de las clasificaciones discretas:

- Cada clasificación abarca solo uno o dos aspectos de la hidrodinámica.

- Distintas partes de un misma laguna costera pueden corresponder simultáneamente a distintos tipos en la clasificación.

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- Encasillan las lagunas costeras en categorías discretas.

- No todas son aplicables a las lagunas costeras no-estuarinas.

- Una laguna costera puede cambiar de categoría estacionalmente, o con distintas fases de la marea diariamente.

- No hay dos lagunas costeras en el mundo con características topográficas, de circulación y de dispersión, y variaciones estacionales idénticas (solo las hay similares) como para ponerlas exactamente en la misma categoría.

Ventajas de la clasificación continua:

- Clasifica la laguna costera como una curva o superficie dentro de regiones de un diagrama, siendo mas completa en la cantidad de procesos hidrodinámicos y de transporte de materia involucrados.

- Permite la evolución temporal de las características para una laguna, y la ubicación de sus diferentes zonas en regiones distintas del diagrama.

Desventaja de la clasificación continua:

- No es sencilla de entender, y es difícil de aplicar en casos concretos por la cantidad y calidad de las mediciones de campo requeridas.

1.4.1 Discretas

1.4.1.1 Geomorfólogica Estuarina

Clasifica estuarios según Pritchard (1967) de acuerdo a su origen y formación, profundidad máxima, forma de la sección transversal, razón ancho/profundidad, geometría del canal central, tipo de sedimentos, latitud, y volumen de descarga del río. Los separa en 4 clases:

I- Estuarios de valle de río inundado; II- Fiordos; III- Estuarios con formación de barra de arena en la boca; y IV- Estuarios tectónicos y Otros.

Se detalla su contenido en la Tabla 1.1

1.4.1.2 Geomorfólogica Mixta (para México)

Lankford (1976) clasifica las 123 mayores lagunas costeras de México según un criterio geomorfológico basado en el origen y formación de la depresión y las características de la barra. Estos 2 hechos están controlados por los siguientes agentes causales:

a) controles geológicos y fisiográficos: variaciones históricas del nivel del mar, perfil o relieve costero, vertientes, valles, ríos y desagües terrestres.

b) condiciones climáticas: precipitaciones, principalmente; y

c) condiciones oceanográficas de la costa: dimensiones de la plataforma continental, energía del oleaje, energía de la marea y sus corrientes predominantes.

Las variaciones históricas del nivel del mar son comunes a todas las lagunas costeras y ya se analizaron en la sección anterior.

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Los demás agentes causales varían en naturaleza e intensidad a lo largo de las costas de México, permitiendo separarlas en 7 regiones diferentes (Tabla 1.2). Esta variación en el actuar de dichos agentes ha originado una multiplicidad de características en las lagunas costeras, que se agrupan clasificándolas en 5 tipos con 16 subtipos (Tabla 1.3 y Figura 1.1). En cada región predomina cierto tipo de lagunas (Ej: tipo III en región A y D, tipo II en C y E, etc) (Tabla 1.4).

Es de notar que la clasificación no es unívoca, es decir una laguna puede tener características de 2 o más tipos; y además, pueden estar continuamente evolucionando de un tipo a otro, o cambiando estacionalmente por el régimen de lluvias, entre otras causas.

Un cambio estacional importante es el paso de boca cerrada a boca abierta y viceversa que depende del régimen de lluvias, rango de la marea, y altura de la barra (acumulación o acreción de sedimentos terrígenos y litorales).

Otro cambio importante es la segmentación de lagunas producido por la migración de barras de dunas de arena debida al transporte eólico.

La única laguna costera de México que está permanentemente en condición estuarina es el Estuario del Río Colorado.

T A B L A 1.3 T I P O S D E L A G U N A S C O S T E R A S

I. Erosión Diferencial

A. Valle inundado abierto B. Boca de rio inundada abierta C. Valle inundado con barra D. Boca de rio inundada con barra E. Cañón rocoso inundado F. Depresión de Karst inundada

II. Sedimentación Terrígena diferencial

A. Depresión intradeltaica y marginal B. Depresión de delta con barra C. Entradas de playa de delta

III. Plataforma Interior con Barra

A. Laguna de barra según Gilbert-de-Beaumont B. Laguna cuspada C. Depresiones de ribera plana

IV Orgánica

A. Laguna de barra coral-algal B. Laguna de barra de manglar

V. Tectónicas

A. Laguna estructural B. B. Laguna tectónica

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Fig 1.1 Tipos de Lagunas Costeras, según Lankford (1976)

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TABLA 1. 4 Distribución Regional de Lagunas Costeras

TIPO

REGION I II III IV V TOTAL A BAJA CALIFORNIA

COSTA PACIFICO 5 8 3 16

B BAJA CALIFORNIA COSTA GOLFO CALIFORNIA

1 3 1 5

C GOLFO DE CALIFORNIA COSTA ESTE

6 16 9 31

D COSTA PACIFICO CENTRAL-SUR

4 27 31

E GOLFO DE MEXICO COSTA NORTE-CENTRO

2 14 6 1 23

F GOLFO DE MEXICO COSTA YUCATAN

5 4 9

G MAR CARIBE COSTA YUCATAN - Q. ROO

4 2 2 8

TOTAL 22 30 60 6 5 123

1.4.1.3 Según Estructura Salina

Pritchard (1955 y 1959) clasifica los estuarios en las siguientes clases:

A.- Verticalmente estratificado (o de 2 capas, o de cuña de sal). A-1.- Fiordo. B.- Parcialmente mezclado. C.- Verticalmente homogéneo, con estratificación lateral; y D.- Verticalmente homogéneo, sin estratificación lateral (o bien mezclado, o

totalmente homogéneo).

Supongamos una situación ideal: un río de agua dulce que se vacía en un océano sin mareas, ambos sin viscosidad.

El agua dulce (menos densa) fluye sobre la salada, la velocidad disminuye hacia la boca (por ensanche y profundización, si se supone que el régimen es subcrítico como es usual, concepto que se explica en el Capítulo siguiente). La interfase es horizontal (o inclinada lateralmente si el efecto de Coriolis es significativo), no hay movimiento en la cuña salada, y no hay mezcla (Figura 1.2).

Fig. 1.2 Perfiles verticales de salinidad y velocidad en cortes de la cabeza a la boca (1 a 4) para caso ideal sin mareas ni viscosidad.

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Fig. 1.3 Forma de la interfase y perfiles verticales de salinidad y velocidad para estuarios de Clase A

En las situaciones reales siguientes hay mareas y viscosidad:

1.4.1.3.1 Verticalmente Estratificados (Clase A)

El esfuerzo tangencial del agua dulce empuja el agua salada y la inclina hacia arriba en dirección a la boca, y si es suficientemente grande forma olas internas en la interfase que eventualmente rompen mezclando el agua salada con la dulce (abordamiento o "entrainment"). Esto incrementa la descarga de agua superior mezclada hacia la boca y por continuidad también del agua salada de la cuña inferior hacia el interior. La salinidad en la cuña es vertical y horizontalmente constante, la razón descarga rio/descarga marea es mayor que uno (debido a una descarga grande del rio y/o a un rango de marea pequeño), y la razón ancho/profundidad es menor que 5 (Figura 1.3).

1.4.1.3.2 Fiordos (Clase A-1)

Son similares en estructura salina y de corrientes a los estuarios de Clase A, pero debido a la presencia de la barra rocosa en la boca (sill) difieren en que la capa de agua dulce es muy somera, la interfase es casi horizontal, la salinidad en la capa superficial no es rigurosamente nula (especialmente en el sill), hay variaciones estacionales marcadas debido a las fluctuaciones en la descarga del río y al congelamiento, y la capa profunda es de no-movimiento y anóxica (Figura 1.4). El abordamiento es muy activo en verano y variable con el rango de la marea.

Fig. 1.4 Forma de la interfase y perfiles verticales de salinidad y velocidad para estuarios de Clase A-1 (fiordos)

Los fiordos solo se presentan en zonas con glaciares en latitudes altas, y por ende no los hay en México. Descripciones de fiordos en Canadá, Alaska, Noruega, y Chile pueden verse en Pickard (1961, 1967, y 1971), Rattray (1967), y Saelen (1967).

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El criterio de Burt y Mc Allister (1957) para clasificar un estuario en las Clases A o A-1

es que en aquella sección transversal en que la salinidad promedio sea 17 o/oo, la diferencia entre salinidad superficial y de fondo sea mayor o igual a 20 o/oo.

1.4.1.3.3 Parcialmente Mezclados (Clase B)

Si el rango de la marea es suficientemente grande, todo el contenido de agua del estuario oscila, y la energía cinética de este movimiento es parcialmente disipada por fricción en el fondo, originando turbulencias. Estos remolinos turbulentos a su vez disipan energía, produciendo calor y mezclando el agua salada hacia arriba y el agua dulce hacia abajo. Esto incrementa la salinidad en la capa superior y su volumen de descarga hacia el océano, lo que hace aumentar también la descarga de agua salada profunda hacia el interior. Se ha medido en algunos de estos casos razones de descarga de agua salada hacia el interior en la boca/descarga de agua dulce del rio en la cabeza ≈ 20/1.

La estructura salina muestra:

a) un gradiente horizontal aumentando la salinidad hacia la boca en forma aproximadamente lineal, tanto en la capa superficial como en la profunda;

b) un gradiente vertical pronunciado a media profundidad, siendo la salinidad verticalmente constante en cada capa (superficial y profunda);

c) una forma geométrica similar del perfil vertical de salinidad a lo largo del estuario.

La razón descarga de rio/descarga de la marea es de 0.2 a 0.5 (debido a una descarga de rio moderada y/o a un rango de marea moderado o grande; y la razón ancho/profundidad es de 7 a 10. Ver Figura 1.5.

Fig. 1.5 Forma de la interfase y perfiles verticales de salinidad y velocidad para estuarios de Clase B. El criterio de Burt y Mc Allister (1957) para clasificar un estuario en la Clase B es que en aquella sección transversal en que la salinidad promedio sea de 17 o/oo, la diferencia entre salinidad en superficie y en fondo esté entre 4 o/oo y 19 o/oo. 1.4.1.3.4 Verticalmente Homogéneos con Estratificación Lateral (Clase C)

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Si el estuario es somero y la velocidad en el fondo es suficientemente grande, la columna vertical de agua se mezcla completamente, resultando un gradiente vertical de salinidad despreciable. No hay transporte advectivo vertical de sal considerable. La sal se transporta por difusión (ver Capítulo 3) hacia el interior en dirección del gradiente horizontal.

Si además el estuario es suficientemente ancho, el efecto de Coriolis separa notoriamente un flujo neto hacia el interior a la izquierda y un flujo neto hacia el océano a la derecha, en el hemisferio Norte, (observando el estuario desde la cabeza hacia la boca). Este patrón asimétrico determina la circulación y el transporte de sal en toda la extensión del estuario y desde la superficie hasta el fondo. El gradiente de sal es también lateralmente asimétrico (Figura 1.6).

Fig. 1.6 Perfiles lateral y vertical de salinidad, y vertical de velocidad neta en un ciclo de marea, para estuarios de Clase C.

1.4.1.3.5 Lateral y Verticalmente Homogéneos (Clase D)

Si además de ser somero y tener velocidades de flujo grandes en el fondo, el estuario es suficientemente angosto, los esfuerzos tangenciales en las paredes laterales anulan la asimetría del efecto de Coriolis y el estuario es homogéneo vertical y lateralmente (es decir homogéneo en toda la sección transversal).

La circulación se establece con un transporte advectivo (ver Capítulo 3) hacia el interior en la llenante y otro hacia el exterior en la vaciante de la marea; sin embargo, el transporte neto es hacia el océano debido al flujo permanente de agua dulce del río. Hay un ingreso neto de sal hacia el interior por difusión turbulenta que balancea el neto hacia el océano por advección. El desbalance de transporte difusivo de sal se debe a la mayor fricción de fondo durante la máxima corriente de vaciante, que ocurre cuando el nivel del agua es mínimo por predominar una onda de marea progresiva (ver Capítulo 2) en esta Clase de estuario. Ver Figura 1.7.

Para estuarios de Clases C y D, la razón descarga de río/descarga de marea es

menor que 0.1, debido a un flujo muy pequeño del rio y/o a un rango de marea muy grande. La razón ancho/profundidad es igual o mayor que 20 para los de Clase C y aproximadamente entre 5 y 15 para los de Clase D.

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Fig. 1.7 Perfiles lateral y vertical de salinidad, y vertical de velocidad neta en un ciclo de marea, para estuarios de Clase D.

El criterio de Burt y Mc Allister (1957) para clasificar un estuario en las Clases C o D (indistintamente) es que en aquella sección transversal en que la salinidad promedio vertical sea 17 o/oo, la diferencia entre salinidad en superficie y fondo sea menor o igual que 3 o/oo.

Estas clasificaciones según estructura salina: A,B,C, y D pueden varíar estacionalmente para un mismo estuario.

El contenido de esta clasificación según estructura salina se detalla en forma resumida en la Tabla 1.5.

1.3.1.3.6 Casos No-Estuarinos

En las lagunas costeras no-estuarinas, debido a la ausencia de aporte significativo de agua dulce de rios, son las mareas el factor más importante en su dinámica. Por este motivo y por ser muy pequeña o nula la razón entre la descarga del rio y la descarga de la marea y el ancho mayor que 20 veces la profundidad (son generalmente muy someras), tienden a ser verticalmente homogéneas (como los estuarios C ó D). Sin embargo, el viento, la radiación solar, y la temperatura atmosférica alta de las latitudes en que predominantemente se encuentran, producen (ver Capítulo 2):

a) evaporación en las extensas zonas superficiales cercanas a la cabeza, suficiente para originar un gradiente longitudinal de salinidad aumentando hacia la cabeza, y otro vertical aumentando hacia la superficie (Figura 1.8); y

b) calentamiento en estas mismas zonas, originando un gradiente longitudinal de temperatura también aumentando hacia la cabeza, y otro vertical también aumentando hacia la superficie (Figura 1.9).

La capa superficial tiende a ser mas densa por su mayor salinidad, pero menos densa por su mayor temperatura. El predominio de la influencia de uno u otro de los gradientes en la densidad, o el balance entre el efecto de ambos produce finalmente los 3 posibles casos-tipo de estructura salina que se muestran en la Figura 1.10, para estas lagunas costeras no-estuarinas

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Fig. 1.8 Perfiles verticales de salinidad para laguna costera no-estuarina con evaporación apreciable y sin evaporación apreciable.

Fig. 1.9 Perfiles de temperatura para laguna costera no-estuarina con calentamiento solar apreciable y sin calentamiento solar apreciable.

Como ejemplo del caso de estabilidad por volcamiento, Plascencia-Diaz (1980) muestra su ocurrencia 3 veces en un período de 15 dias de mediciones durante el verano en Bahía de San Quintín, Baja California.

En las lagunas costeras Tipo α se producen corrientes débiles inducidas por el gradiente de densidad (superpuestas a las corrientes por marea) durante el proceso paulatino de volcamiento.

Para los tres tipos, la circulación se establece con un transporte advectivo hacia el interior en la llenante y otro también advectivo hacia el exterior en la vaciante de la marea, en toda la columna vertical; con un perfil semejante al de velocidad neta del estuario D (Figura 1.7) pero invirtiendo su sentido en llenante y vaciante. Sin embargo, el transporte advectivo neto en un ciclo de marea es pequeño al no haber aportes considerables y permanentes de agua dulce por rios, sino solamente esporádicos y/o reducidos por precipitaciones y evaporación (ver Capítulo 2).

.

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Tipo α Tipo β Tipo γ

Predominio del efecto de ∇ ∇ S

Balance del efecto de T y ∇ S

Predominio del efecto de ∇ T

Estabilidad por volcamiento con inversión de salinidad

Estabilidad por mezcla homogénea vertical

Estabilidad por flotación, sin inversión de salinidad

Fig 1.10 Patrones de distribución de salinidad y sus perfiles verticales para lagunas costeras no-estuarinas

Como son cuencas muy anchas y poco profundas, es posible en muchos casos observar asimetrías laterales debidas al efecto de Coriolis, similares al caso de los estuarios de clase C.

En resumen, podemos clasificar las lagunas costeras no-estuarinas en los siguientes Tipos de acuerdo a su estructura salina:

poco estratificada (por evaporación).

verticalmente homogénea

poco estratificada (por calentamiento)

con asimetría lateral α C β C γ C sin asimetría lateral α D β D γ D

Hay además variaciones diurnas y estacionales debidas a que la evaporación y el

calentamiento dependen de la radiación solar, del viento, la humedad, y la temperatura del aire y del agua; (los fenómenos de evaporación y calentamiento y los agentes que los regulan se tratan en el Capítulo 2).

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1.4.1.3.7 Procesos de Transporte Hidrológico y de Materia

Para esta clasificación es factor determinante la modalidad del transporte de sal.

En esta sección identificamos y definimos los procesos físicos de flujo en cuerpos de agua naturales que causan el transporte y la mezcla o intercambio de substancias naturales (Ej: la sal) o contaminantes con otros medios. Estos procesos son los siguientes:

Advección (o convección forzada): Transporte impuesto por un sistema de corrientes (Ej: corriente de un rio o de mareas, causadas por un gradiente de presión; corrientes horizontales causadas por un gradiente de densidad).

Convección (natural): Transporte vertical inducido por una inestabilidad hidrostática (Ej: corriente residual causada por un gradiente vertical de densidad en una laguna costera, flujo bajo la superficie congelada o fria de un fiordo o un lago).

Difusión Molecular: El esparcimiento (“scattering” en inglés) de partículas por movimiento molecular aleatorio (ocurre aun en reposo, sin campo de velocidades presente, y depende sólo de las materias involucradas. Ej.: sal y agua, azúcar y alcohol, etc.).

Difusión Turbulenta: El esparcimiento (“scattering”) aleatorio de partículas por movimiento turbulento, que puede tratarse matematicamente en forma análoga a la difusión molecular, pero con coeficientes de difusión turbulenta (“eddy” en inglés) varios órdenes de magnitud mayores que los coeficientes de difusión molecular. Requiere de la existencia de un campo de velocidades.

Efecto del esfuerzo tangencial de corte, deslizamiento, o cizalle (“shear” en inglés): No es un proceso de transporte en si, sino una configuración del campo de velocidad advectivo. Es la advección del fluido a diferentes velocidades para diferentes posiciones en el espacio. Ejemplos: el fluir con velocidad creciente a mayor elevación en la capa límite adyacente al fondo de un rio, como resultado de la fricción y la viscosidad; el cambio en magnitud y dirección del vector velocidad con la profundidad en un estuario estratificado o en un transporte espiral de Ekman en el oceáno.

Dispersión (longitudinal): El esparcimiento (“scattering”) de partículas o de una nube de contaminantes por efecto combinado del cizalle ("shear") y de la difusión transversal al campo de velocidad advectivo (la difusión longitudinal al campo de velocidad advectivo no se considera por ser generalmente despreciable con respecto al efecto dispersivo longitudinal). La dispersión puede ser laminar o turbulenta según que predomine la difusión molecular o la difusión turbulenta.

Mezcla: Resultado de las difusiones o la dispersión ya descritas, entre dos o mas parcelas de agua con o sin materia en suspensión o dilución, que interactuan.

Evaporación.- El transporte de vapor de agua de la superficie del agua o del suelo a la atmósfera.

Abordamiento (“entrainment” en inglés): Transporte en la interfase entre 2 capas de una laguna costera, debido al efecto combinado de la convección (natural o forzada) y la difusión turbulenta.

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1.4.1.3.8 Ecuación de Transporte de Sal

Si se considera la sal como una propiedad conservativa, se puede derivar una ecuación de conservación de salinidad en forma similar a la de la ecuación de continuidad: la diferencia entre la masa de sal que entra menos la masa de sal que sale es igual a la variación interna de sal. Si s = salinidad y D = coeficiente de difusión molecular, esta ecuación en 3 dimensiones para valores instantáneos es (Officer, 1976):

+++−−−= 2

2

2

2

2

2)()()(z

sy

sx

sDzws

yvs

xus

ts

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂ (1.1)

variación local en

un punto en el tiempo advección instantánea a

escala no molecular difusión molecular

Todo valor instantáneo = valor medio en el ciclo de marea + fluctuaciones no turbulentas

dentro del ciclo de marea + fluctuaciones turbulentas de período corto; es decir,

s s S s u u U u= + + = + +, , , (1.2)

Reemplazando estos valores en la ecuación (1.1), y efectuando el promedio de ésta en un ciclo de marea, muchos términos (productos cruzados) desaparecen por no estar correlacionados entre sí [ver detalle en Dyer (1973) pag. 66 u Officer (1976) sección 2-4], quedando:

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

st

usx

vsy

wsz

u sx

v sy

w sz

= − − − − − −( ) ( ) ( ) ( ) ( ) (, , , , , , )

(1.3)

variación local

advección por

circulación media

difusión turbulenta y por variaciones de período corto

La aparente contradicción de que términos de difusión (en promedio) surjan de los

términos de advección (instantánea) se debe a la consideración relativa de un fenómeno como advección o como difusión según la escala espacial o temporal de observación; Ej.: remolinos en una corriente pueden ser advectivos para un observador navegando en ellos, y difusivos turbulentos para otro observando mediante un satélite.

En esta última ecuación se ha despreciado la difusión molecular por ser mucho menor que la difusión turbulenta.

Los términos advectivos son medibles; sin embargo, los difusivos no lo son directamente y por ende se supone razonablemente que los flujos trubulentos de sal son proporcionales a los gradientes de salinidad (Ley de Fourier), i.e:

( ), ,u s sxx= − ∈

∂∂

(1.4)

Page 21: Lagunas Costeras

Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

21

Z que es equivalente a definir de esta forma los coeficientes de difusión turbulenta ∈ ∈ , , de modo que el tratamiento matemático de la difusión turbulenta resulte ser similar al de la difusión molecular; y la ecuación (1.3) queda en la forma conocida como “ de Fick”:

∈X Y, , y

∈+

∈+

∈+−−=

zs

zys

yxs

xzsw

ysv

xsu

ts

zyx ∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂ )()()(

(1.5)

,∈ ∈ ∈X Y, , y son coeficientes efectivos de difusión turbulenta, es decir representan

condiciones de mezcla promedio en un ciclo de marea. Z

Usando la ecuación de continuidad:

∂∂

∂∂

∂∂

ux

vy

wz

+ + = 0 (1.6)

la ecuación (1.5) queda finalmente:

∈−

∈−

∈−++=

zs

zys

yxs

xzsw

ysv

xsu

ts

zyx ∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

(1.7)

Los coeficientes ∈ ∈ , suelen ser independientes de x, y, y z respectivamente, pudiendo extraerse de las derivadas parciales en los 3 últimos términos.

∈X Y, , y Z

Para cada Clase de laguna costera la ecuación de transporte de sal se simplifica dejando

solamente los términos significativos según los procesos físicos predominantes:

Clase O (ideal): La sal solo se transporta por difusión molecular,

++= 2

2

2

2

2

2

zs

ys

xsD

ts

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

(1.8)

Clase A: predominan advección horizontal y vertical,

∂∂

∂∂

∂∂

st

u sx

w sz

= − − (1.9)

Clase B: la difusión vertical es también significativa,

∈+−−=

zs

zzsw

xsu

ts

z ∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

(1.10)

Clase C (y no estuarina βC): el transporte vertical es despreciable, pero la difusión y la

advección lateral son significativas,

Page 22: Lagunas Costeras

Hidrodinámica de Lagunas Costeras

22

∈+−−=

zsw

ys

yysv

xsu

ts

y ∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂ ..... (1.11)

(el último término se agrega para las clases de lagunas costeras no estuarinas αC

y γC en que el transporte convectivo vertical puede ser significativo).

Clase D (y no estuarina βD): no hay transporte lateral, pero la difusión horizontal es significativa,

∈+−=

zsw

xs

xxsu

ts

x ∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂ .... (1.12)

(el último término se agrega para las clases de lagunas costeras no estuarinas αD y γD en

que el transporte convectivo vertical puede ser significativo).

Para períodos cortos de tiempo durante la plea y la bajamar, si no se observan cambios en la distribución de sal en puntos fijos del estuario; o bien para el valor medio en un ciclo de marea, puede suponerse estado estacionario:

∂∂st

= 0 (1.13)

1.4.1.4 Según Parámetro de Estratificación

Esta clasificación se basa en la definición del parámetro de estratificación G/J, en que G es la cantidad de energía perdida por la ola de marea por efecto de la fricción y J es la cantidad de energía de la ola de marea usada en mezclar la columna vertical de agua. Se supone que estos 2 son los factores que determinan la dinámica de la masa de agua y la distribución salina. J es una parte de G, de modo que G/J es siempre mayor que uno; y se clasifica las lagunas costeras según su valor en las siguientes categorias:

G/J menor que 20 verticalmente estratificada

G/J aproximadamente 50 parcialmente mezclada

G/J mayor que 150 bien mezclada

En el Capítulo 2 se explica un método para evaluar G y J monitoreando la propagación de la onda de marea.

1.4.2 Continua

1.4.2.1 Según Diagrama de Estratificación-Circulación

Mediante este método, Hansen y Rattray (1966) clasifican bidimensionalmente las lagunas costeras según un parámetro de estratificación, característico de la distribución de salinidades:

Page 23: Lagunas Costeras

Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

23

S SS

SS

B S−< >

=∂

0

(1.14)

y un parámetro de circulación, característico de las velocidades:

f

s

x

s

uu

VV

=><

(1.15)

Supuestamente estos dos parámetros determinan biunivocamente el grado o importancia

relativa del transporte por advección y por difusión en la laguna costera, que son los dos procesos físicos que controlan su dinámica.

Nomenclatura de las ecuaciones (1.14) y (1.15):

SB = promedio temporal de la salinidad en el fondo (en un ciclo de marea)

Ss = promedio temporal de la salinidad en la superficie (en un ciclo de marea)

< >=S S0 = promedio temporal (en un ciclo de marea) de los promedios espaciales (en la sección transversal) de la salinidad

V us = s = promedio temporal de la velocidad en la superficie (en un ciclo de marea)

< >=Vx uf = promedio temporal (en un ciclo de marea) de los promedios espaciales (en la sección transversal) de la velocidad de descarga de agua dulce del río.

Teóricamente el método se fundamenta en la resolución simultánea de la ecuaciones de conservación de sal y de conservación de momentum con las siguientes condiciones de frontera:

- velocidad cero en el fondo

- esfuerzo tangencial igual al del viento, en la superficie

- transporte neto igual a la descarga del río

- flujo de sal nulo a través del fondo, paredes y superficie;

con lo que se obtiene como solución para las velocidades horizontales y las salinidades:

µφ

∂∂

−=fu

u (1.16)

y

+−

−−

−++= ∫∫∫ ∂ηφ∂ηφ∂ηηη

ννξ

η ,

0

1

00

2

0 31

21

211

n

Mss

(1.17)

en que:

φ η η η η η ην

η η η( ) ( ) ( ) ( )= − + − − + − − +12

2 34

248

3 23 2 3 3T Ra 4 (1.18)

siendo:

Page 24: Lagunas Costeras

Hidrodinámica de Lagunas Costeras

24

u = promedio temporal de la velocidad (en un ciclo de marea)

uf = promedio espacial de la velocidad (en la sección transversal)

s = promedio temporal de la salinidad

so = promedio espacial seccional de la salinidad

η = z/h = coordenada vertical adimensional

ξ = coordenada horizontal adimensional

T = esfuerzo tangencial del viento, adimensional

Ra = número de Rayleigh del estuario, asociado al transporte advectivo por convección gravitacional (convección natural) al haber 2 capas de diferente salinidad

M = parámetro de mezcla por acción de la marea

ν = fracción por difusión turbulenta del transporte total de sal aguas arriba

Ra, M, y ν son parámetros de transporte, pudiendo los dos primeros evaluarse mediante:

hzfa A

hSs

gR∈

=

30

∂∂ρ

ρ y

r

hv

QBM

2∈∈= (1.19)

siendo:

g = aceleración de gravedad

ρ = densidad media

ρf = densidad del agua dulce del rio

Qr = descarga del rio

h = profundidad media

B = ancho medio

Az = coeficiente de viscosidad vertical

εν = coeficiente de difusión vertical; y

εh = coeficiente de difusión horizontal

Las ecuaciones (1.17) y (1.18) muestran que las distribuciones de velocidad y salinidad dependen directamente de las siguientes combinaciones de los parámetros de transporte: ν, ν , y ν R/ M a. Los 2 últimos se relacionan empíricamente con el número de Froude densimétrico:

Page 25: Lagunas Costeras

Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

25

ρρ /∆=

ghu

F fm (1.20)

(en que el denominador de la fracción anterior es la velocidad densimétrica ó velocidad

de una onda progresiva a lo largo de la interfase aguas arriba; de modo que si Fm es mayor o igual a uno no hay propagación, aumenta la amplitud, y se produce ruptura y mezcla por abordamiento);

y con la razón de velocidades:

P uu

f

t

= (1.21)

(siendo ut = velocidad cuadrática media de la corriente de marea)

mediante:

43

16−

= ma FRν y M Pν

=−

0 0575. (1.22)

Fig. 1.11 Familias de curvas de ν, Fm, P, y RiE constante (según Hansen, Rattray y Fischer).

Fm es un indicador de la razón entre el transporte forzado o inducido por la descarga del río y el potencial para transporte estabilizador inducido por la diferencia de densidad en las dos capas (convección gravitacional). Es decir, indica el grado de circulación vertical en la interfase.

P, que es proporcional a la razón de flujo r (aproximadamente r/2), indica la cantidad de

mezcla por acción de la marea.

Page 26: Lagunas Costeras

Hidrodinámica de Lagunas Costeras

26

En resumen, tenemos que s/s0 y u/uf son función de ν, Fm y P que describirían completamente la dinámica del transporte en la laguna costera.

s/s0 y u/uf son aproximadamente medibles a través de:

ss

s ss

ss

B s

0 0

≈−

< >=

δ

uu

VV

uuf

s

x

s

f

≈< >

= (1.23)

de modo que, podemos representar graficamente las funciones matemáticas o curvas teóricas de s/s0 versus us/uf en función de ν, Fm, y P, y dividir el diagrama bidimensional de familias de curvas paramétricas resultante en distintas regiones de acuerdo a la importancia relativa de los distintos procesos dinámicos en la laguna costera. La Figura 1.11 muestra las familias de curvas de ν, Fm, y P constante, resultantes.

El diagrama puede dividirse en las siguientes regiones ( que se muestran en la Figura

1.12) de acuerdo a la importancia relativa de los diferentes procesos de transporte, pudiendo así clasificarse las lagunas costeras en las siguientes categorias (se indica la equivalencia con Clases de la clasificación por estructura salina en algunos casos):

Fig. 1.12 Zonificación del diagrama según la importancia relativa de los diversos procesos de transporte (según Hansen y Rattray).

0. - Agua dulce que fluye sin fricción sobre capa de agua salada en reposo (caso ideal)

1.- La descarga neta es aguas abajo en todas las profundidades, y el transporte de sal aguas arriba es sólo por difusión. Sub-clases:

1a.- sin estratificación vertical (D)

Page 27: Lagunas Costeras

Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

27

1b.- con estratificación vertical

2.- La descarga neta tiene sentido contrario a diferentes profundidades, y la sal se transporta hacia el interior por advección y difusión. Sub-clases:

2a.- con débil estratificación vertical (B)

2b.- con fuerte estratificación vertical

3.- El transporte de sal hacia el interior es 99 % advectivo, y la descarga neta es similar a las de Clase 2. Sub-clases:

3a- con débil estratificación vertical

3b- con estratificación vertical moderada (capa inferior muy profunda, y gradiente de sal y circulación no se extiende hasta el fondo (A').

4.- Similar a la Clase 3, pero con estratificación vertical muy pronunciada, diferenciándose de la Sub-clase 3b en que el espesor relativo de las capas inferior y superior puede tener cualquier valor, pero casi no se influencia la circulación en una con respecto a la otra (A).

En el diagrama, los valores de las variables para cada sección transversal y para cada instante de tiempo se representan por un punto, de manera que toda la laguna costera en un instante es una curva, pudiendo distintas zonas de la laguna quedar en distintas regiones del diagrama (Clases). Con los cambios de estación del año, la curva puede desplazarse ocupando otras regiones del diagrama; además, cambios en la descarga del río, para el caso de lagunas estuarinas, pueden ocasionar que los puntos representativos de las secciones se desplacen a lo largo de la curva, indicando que la estructura de salinidad y velocidad es forzada a desplazarse aguas arriba o aguas abajo.

Para lagunas costeras no estuarinas uf es nula, us/uf tiende a infinito, y δs es muy pequeña, lo que corresponde en el diagrama a una región 3a lejana con estratificación muy débil; aunque us puede ser cero, y uf y δs negativos debido a la evaporación. La ubicación en la región 3a del diagrama implica:

v pequeña, es decir, poco transporte difusivo de sal aguas arriba;

Fm pequeño, es decir que la circulación vertical en la interfase es despreciable; y

P pequeño, o sea, muy poca mezcla por marea.

En resumen, el diagrama indica para las lagunas costeras no-estuarinas: transporte advectivo predominante con posible estratificación débil, y no considera convección horizontal por gradiente salino debido a la evaporación.

1.4.2.1.1 Extensión por Número de Richardson

La necesidad de definir con claridad en el diagrama la separación entre las

sub-regiones a y b, es decir el grado de formación o destrucción de la estratificación de 2

Page 28: Lagunas Costeras

Hidrodinámica de Lagunas Costeras

28

capas, hace que Fischer (1976) considere e introduzca el número de Richardson, definido como:

Ri = fuerza estabilizadora de la estratificación o de flotabilidad relativa de la capa

superior/ fuerza desestabilizadora de la estratificación por el esfuerzo o corte en el perfil vertical de la velocidad; que se puede expresar matematicamente como:

2

/

−=

zu

zgRi ∂

∂ρ∂∂ρ

(1.24)

siendo u la componente horizontal de la velocidad, z la coordenada vertical, y ρ la

densidad en la capa inferior.

el signo de ∂ρ determina la condición de estabilidad como: ∂/ z Ri > O estratificación estable, Ri = O neutro, no estratificado, y Ri < O estratificación inestable aproximando:

∂ρ∂

ρz h

~ ∆ y 2

22

~hu

zu

∂∂

(1.25)

en que ∆ρ es la diferencia de densidad entre la capa inferior y la capa superior,

resulta:

2)/(

ughRi

ρρ∆= (1.26)

que en el caso de lagunas costeras estuarinas, considerando que las velocidades importantes son: uf = velocidad del agua dulce del río, y ut = velocidad longitudinal de las partículas de agua por la marea, Fischer (1976) propone el siguiente número de Richardson estuarino:

32

)/()/()/(

t

f

tiE u

Abugu

ghRρρρρ ∆

=∆

= (1.27)

siendo A el área de la sección transversal. B≈ h

Nótese que el número de Froide, a diferencia del número de Richardson estuarino, no contiene la velocidad de las partículas por efecto de la marea sino la velocidad densimétrica de la onda interna; esto se debe a que es la onda de marea la que destruye la estratificación, pero la circulación vertical de abordamiento entre capas depende de las ondas internas en la interfase.

Considerando que en todas las lagunas costeras estuarinas, y en muchas de las no-estuarinas, ∆ρ depende unicamente de δs/sρ/ 0, es posible graficar curvas de igual RiE

Page 29: Lagunas Costeras

Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

29

en el diagrama (ver Figura 1.11); encontrándose que la separación entre subregiones a y b ocurre para los casos reales dentro del rango: 0.08 < RiE < 0.8 quedando concretamente bien definidas:

a.- región no estratificada para RiE < 0.08, y

b.- región estratificada para RiE > 0.8

RiE pequeño significa: laguna costera verticalmente bien mezclada, con efectos despreciables de la densidad en la circulación; es decir, circulación barotrópica.

RiE grande significa: laguna costera estratificada, con circulación a dos capas de diferente densidad, o circulación gravitacional; es decir, circulación baroclinica.

Simpson y Hunter (1974) consideran para el océano el caso de estratificación por calentamiento, es decir gradiente de densidad dependiente del gradiente de temperatura (y no del de salinidad), definiendo un número de Richardson térmico:

3/ tp

iT uc

hQgR ρα &

= (1.28)

en que: Q& = flujo de calor que ingresa a la superficie, α = coeficiente de expansión térmica del agua, y Cp = calor específico del agua.

Para escalas de tiempo grande, se toma un valor medio anual estacionario de , y

entonces el RQ&

iT resulta ser solamente función de h / u ; determinándose que para valores de este cuociente mayores, iguales, o menores que 50 a 100 (seg

t3

3/m2) el océano está estratificado, hay frentes de cambio bien definidos, o el océano está verticalmente bien mezclado, respectivamente.

Este criterio puede ser útil al considerar la clasificación de lagunas costeras

no-estuarinas, para casos en que la estratificación dependa del gradiente de temperatura. 1.4.2.1.2 Extensión para Mezcla Total

Oey (1984) resuelve las ecuaciones de momentum y conservación de sal por el

mismo método de Hansen y Rattray, pero en forma más general, para lagunas costeras parcialmente y totalmente mezcladas y para variaciones longitudinales arbitrarias de ancho, profundidad, aportes de agua dulce, esfuerzo de viento y coeficientes de mezcla. Considera la ecuación de transporte de sal conjuntando términos típicos de lagunas costeras de Clases B y D:

ts

zs

zxsK

xzsw

xsu vh ∂

∂∂∂

ε∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

∂∂

=

+

+−− (1.29)

Page 30: Lagunas Costeras

Hidrodinámica de Lagunas Costeras

30

el tercer término de la ecuación corresponde a dispersión longitudinal (con coeficiente K), y el cuarto a difusión vertical (con coeficiente ε ).

La solución se expresa en función de los parámetros:

21

3.084.090.023.0 )/(y , ,/ , hvmaa KFFFRaPFR ∈==== γγβα (1.30)

en que: α determina el grado de estratificación o magnitud del transporte advectivo de sal, y β la importancia de la dispersión longitudinal de sal.

La inclusión de curvas de igual α e igual β en el diagrama de

estratificación-circulación [ver Figura (1.13)] permite ubicar las lagunas costeras de Clase A, B, y D ya conocidas, y las siguientes nuevas:

E: es también homogénea vertical como la D, pero los 4 términos de la ecuación

del transporte de sal son igualmente importantes, es decir que a diferencia de la D, hay transporte advectivo y difusivo vertical intenso que mantiene la mezcla vertical; esto puede ocurrir si la descarga del río es al igual que la de la marea, muy intensa.

B1 y B2 son subclases de la B que se diferencian solamente en la magnitud de α,

es decir del transporte advectivo de sal, siendo B2 ligeramente más estratificada que B1.

No se consideran lagunas costeras con asimetrías laterales (Clase C).

Fig. 1.13. Isolineas de α y β en el diagrama de estratificación-circulación, y ubicación de lagunas costeras de Clases A, B1, B2, D, y E (según Oey).

Page 31: Lagunas Costeras

Cap. 1 Introducción, Conceptos Básicos y Clasificaciones

31

Los rangos de valores o valores relativos de los parámetros para cada Clase, la región a que aproximadamente corresponden en el diagrama original, y su denominación, se indican en la siguiente Tabla:

A α >> β 4 estratificada B1 β << α ≤ 0.1 2a parcialmente mezclada B2 β << 0.1 ≤ α ≤ 1 2b parcialmente mezclada D α ≈ β << 1 1a bien mezclada E α ≈ β ≥ 1 1b --------