Tratado de las construcciones en el mar : arreglado al programa de la Escuela de Caminos, Canales y Puertos

wTRATADO DE LAS ÜJU ARREGLADO AL PROGRAMA ESCUELA DE CAMINOS, CANALES YPUERTOS POR DON PEDRO PEREZ DE LA SALA OGEMERO JEFE YPROFESOR I>E LA MISMA ESCUELA PARTE PRIMERA EZn-trega seg-xxncia. iC' SCUELA ir’D!'?T " i ff-j I » Fv> ^ n^'±4j0. '• . -•. \ LBS CAPÍTULO III. / MAREAS EN GENERAL. REeXT IvI E3sr. 65. Descripción de la marca.— 06. Relación entre las fases de la marea ylos movimientos del sol yde la luna.—67. Causas de la marca yteorías que la explican.—68. Explicación de los fenómenos que presenta la marea dentro de la teoría estática.—69. Curvas de marea. Su aplicación ala investigación de las mareas diurnas.—70. Altura de la marea —71. llora de la marea.—72. Líneas cstidalcs.—73. Teoría de Fitz-Roy.—74. Líneas de igual marca.—75. Altura de la marea.—76. Corrientes de marea. — 77. Nivel medio.—78. Unidad ycoeficiente de marca.—79. Escalas de marca ymareógrafos. G5. Descripción de la marea.—Üno de los fenómenos más notables que el mar presenta en algunas costas, es la elevación ydescenso alternativos que sufre su nivel; yno decimos en todas las costas, porque este fenómeno no es general; en algunos mares, como el Mediterráneo, el Pacífico yel Golfo de Méjico, es muy poco pronunciado; yen otros, como el mar Negro yel de Azof, no se hace sentir. En las costas europeas del Océano ,es en donde aparece más marcado el movimiento, dejando en seco áciertas horas grandes extensiones de terreno ,cubiertas en otras por una capa de agua más óménos profunda: esta zona constituye lo que se llama ribera del mar. El nivel de las aguas oscila dos veces al dia entre dos límites, que no son los mismos en todas las localidades ni para todos los dias en la misma 8 —114 — localidad ;al límite superior óála elevación máxima ,se la llama pleamar, yal inferior oála máxima depresión ,bajamar, constituyendo la marea el conjunto de las oscilaciones del nivel entre dos bajas ódos pleamares consecutivas. ' 66. Relación entue las fases de la marea ylos movimientos del sol YDE la luna.—Desde muy antiguo se observó una coincidencia entre las oscilaciones de la marea yla marcha de la luna, reproduciéndose siempre cada fase del fenómeno para la misma localidad, cuando la luna ocupa próximamente igual posición respecto del meridiano, aunque la posición de la luna correspondiente ála misma fase varíe de una localidad áotra. También se observó que si bien la pleamar se verifica todos los dias próximamente para la misma posición de la luna, el nivel de la oscilación varía con el estado de aquella; de manera que la máxima altura yel máximo descenso, se presentan en el dia de las sizigias óen los inmediatos, y los menores en las cuadraturas ;deduciéndose de esto que no sólo la luna sino el sol, influyen en la producción del fenómeno. Alas primeras se las conoce con el nombre de marcas vivas óde agua viva, yálas segundas con el de mareas muertas. Si tomamos una série de mareas vivas que comprenda el espacio de un ano, van creciendo progresivamente hácia los equinoccios, ydisminuyendo de allí hácia los solsticios; nueva confirmación de la influencia que el movimiento de los dos astros ejerce en el ascenso ydescenso del mar. 67. Causas de la marea yteorías que la explican.—La fuerza que dá origen ála marea, es la atracción ejercida por la luna yel sol sobre la tierra; desgraciadamente ninguna de las teorías hasta hoy expuestas satisface ála Observación, ycon frecuencia la contradicen; yaunque hay algunas tablas calculadas con los resultados teóricos ,es forzoso confesar que álo sumo solo son estos admisibles como explicación general del fenómeno. Tres teorías distintas se conocen relativas álas mareas. La primera es la teoría estática ódel equilibrio, que determina para cada instante la posición de equilibrio de la masa fluida, suponiendo inmóviles los tres cuerpos, el sol, la luna yla tierra; hipótesis aceptable por la lentitud del movimiento de aquellos astros, si otras consideraciones referentes ála misma no la hiciesen poco conforme con la realidad, Aunque esta hipótesis diste más de la verdad que la segunda teoría, ósea del movimiento, suele dar 115 con frecuencia resultados más conformes con la observación; Esta teoría, desarrollada por Laplaco ,aunque con bastante oscuridad yalgunos errores ,ha resistido álos esfuerzos hechos posteriormente ásu autor por otros varios ,para completarla ,yno ha salido del estado de oscuridad 6 imperfección primitivos ,en el que todavía se encuentra. La tercera teoría óla do las ondulaciones, mencionada al tratar do las olas, es la única aplicable áciertos casos, por ejemplo, en loque se refiero ála propagación do la marea en el interior de las rias, canales, brazos do mar, etc.; al paso que las otras dos tienen aplicación más i)rüi)ia, tratándose do mareas en maros abiertos, golfos óbahías, do grande extensión en todos sentidos ,ysobro todo en alta mar. Como explicación general y guia en las diversas fases por que pasa el fenómeno do las mareas, expondremos aquí brevemente los resultados de la teoría estática. No debe extrañarse que hasta el dia la teoría de las mareas no dé resultados muy de acuerdo con las observaciones; en primor lugar, se supone en ella que el fluido sometido ála atracción del sol yde la luna cubro todo el .globo uniformemente óvariando conformo áuna ley, que no es ciertamente la verdadera. So prescinde ademas del rozamiento yotras resistencias que ejercen una poderosa influencia en el fenómeno; do donde resulta, que en los trabajos científicos sobre esta materia, todos los esfuerzos de sus autores no han conseguido concuordon los resultados de la teoría con los do la observación. . 08. Explicación de los fenómenos que presenta LA MAREA DENTRO DE LA TEORÍA ESTÁTICA. La OXplicacion de las mareas dentro de la teoría estática, es muy sencilla. Si un núcleo sólido Ase ve rodeado por una masa fluida B(fig. 34), la atracción do un astro C, combinada con la que sobro ella ejerce el núcleo ,determinan en la parto próxima al astro y en la opuesta ,una elevación Eyuna depresión I) en la intermedia. La elevación ydepresión la producen la diferencia entre las atracciones que el astro ejerce sobro la parte sólida yel agua; el núcleo, por estar cerca del astro ,será atraido con mayor fuerza que las moléculas de agua que corresponden en la tierra ála parte más lejana, yhabrá una diferencia nega- X tivü. (^116 cq^uíVcxIg áuno, clcvíicioii. El culculo demuestro, (^ue líi formo, de lo moso fluido en esto liipotesis ycoii estos restricciones ,es lo de uii elipsoide de revolución, cuyo eje poso por el ostro ycuyo centro es el de lo tierro. Los ostros cuyo occion se hoce sentir, son únicomente el sol ylo luno, ymus esto que oquel ,por su moyor proximidod ,ounque lo moso seo incomporoblemente menor. Aplicondo el cálculo ,se obtiene (o) uno formulo cuyos términos se closificon entres grupos, codo uno de los cuoles, tomodo oislodomente ,se puede, suponer que represento uno moreo porciol ,siendo lo verdadero el resultado de la suma algébrica de las tres. De la discusión de los términos que representan cada una de las tres mareas mencionadas, resulta ;que la primera hoce su período para la luna en media lunación ypara el sol en medio año ;no puede ,pues ,considerarse como verdadera marea ,porque no depende de la hora. Esta mareo no se ha podido hacer sensible yes absorbida por las otras dos. Respecto de la localidad, es nula para los 35“ 14' de latitud yla mayor en el ecuador. La segunda marea depende de la hora, ysu oscilación se verifica en un dia, por lo cual se la llama marea diurna. Esta marea debe, según la teoría, hacerse sentir, más en el paralelo de 45“ ,al paso que es nula 011 el polo ycu el ecuador; ysin em\)argo,bajo estas latitudes, es en donde más marcadas son, como sucede en el estrecho de Behring, en algunas islas del archipiélago del Sur, en Filipinas, etc.; ypor el contrario, no se hacen notar en nuestras costas. Para una localidad dada ,ytenidas en cuenta las posiciones relativas de los dos astros ,corresponde la mayor marea cuando la luna es nueva yla menor en la llena. La tercera marea termina su oscilación en medio dia, ypor eso se llama semi-diurna: las mayóos corresponden al ecuador, ydesde allí disminuyen hasta él polo, dtode son nulas. La observación, sin embargo, las dá mas marcadas en nuestras latitudes, en donde no son aparentes las diurnas. En cuanto ala posición relativa de los astros para la misma localidad, las mareas mayores acontecen en lunas nuevas yllenas, óen las sizigias; (fl )Véanse ios apéndiceí. —117 sucediendo las menores en las cuadraturas. Yrespecto del sol, las mayores corresponden álos equinoccios ,yson mayores cuando los dos astros se encuentran en el ecuador. La combinación de las mareas solares ylunares produce un retraso óadelanto en la hora, la que deberla ser, en otro caso, rigorosamente la del paso de la luna por el meridiano ;esta diferencia horaria está dada por una serie ,ylimitándola al primer término (1)tang 2t{j =sen. 2(M C—^O) A—h" eos. 2(itt (L —O) pudiendo despreciar los restantes si se suponen los dos astros en el ecuador, óse prescinde de la influencia de las variaciones del movimiento en declinación de los mismos. Esta formula es la dada por Bernoulli, modificándola según luego veremos. 69. Curvas de marea. Su aplicación Ala investigación de la marea DIURNA. En resúmen, las oscilaciones de la marea pueden representarse, según manifiesta la fórmula áque áutes nos hemos referido ,por una suma • de cosenos de arcos proporcionales al tiempo ;si esta suma se reduce áun solo término, la curva que expresa aquella función es una sinusoide, forma ordinaria de la curva de la marea. Esta es la representación gráfica de las variaciones de nivel con relación al tiempo trascurrido, que se toma por abscisa representado por una longitud arbitraria ;las ordenadas son las alturas do la marea. Para descubrir la influencia de la marea diurna ,puedo seguirse el procedimiento siguiente; debiendo advertir que en lo que se va áexponer prescindimos del caso en que es preponderante ,es decir, cuando dá una sola marea en 24 horas ,absorbiendo en ella la semidiurua. Si una de las pleamares somidiurnas coincide con la pleamar diurna ,la siguiente coincidirá con la bajamar; de manera que construyendo las curvas de las mareas parciales ,obtendremos para la resultante una curva como la do la figura 35: habrá, pues, un descenso de la una ála otra plea. Por el contrario, supongamos que la bajamar semidiurna coincida con la pleamar diurna; entonces la diferencia en las l —118— dos bajamares será la que indique la marea diurna (fig. 36). Cuando las bajas ypleas diurnas coinciden con la media marea semidiurna, la curva es de la forma representada por la fig. 37. Cualquiera do estos medios, o todos reunidos, liarán descubrir la inliueiicia (si la hubiese) de la marea diurna. Es evidente que cuando no haya coincidencia perfecta con los casos estudiados ,se acercará más omenos áuna úotra do las formas indicadas, según la mayor ómenor proximidad áalguno do ellos. 70. Altura de la marea.—En cuanto álas alturas de la marea, difieren de una manera muy notable de las dadas por la teoría en general ,que son en nuestras costas (bajo cualquiera hipótesis en que se calculen) muy inferiores ála realidad. Más adelante veremos la explicación do esta anomalía ,contentándonos por ahora con hacer notar que las circunstancias supuestas para obtener las fórmulas son puramente hipotéticas yno tienen en cuenta la profundidad de la masa fluida, elemento muy importante de la altura de la marea; yen especial, la extraordinaria influencia que la configuración de las costas ejerce sobre el desarrollo del fenómeno, según tendremos ocasión de ver cuando consideremos ála marea como una ondulación. La altura de la marea depende entónces principalmente de la forma y dirección de las costas ,si son tales que la onda venga áchocar contra ellas, quedará detenida en su curso, yacumulándose el agua, tomará las grandes elevaciones que se notan en algunos parajes; por eso en la costa inglesa del canal de San Jorge sube la marea extraordinariamente, mientras es apenas sensible en la opuesta de Irlanda. ~119 — 71. Hora de la marea.—Circunscribiéndonos ála marea semidiurna, *\ la hora de plea debiera ser, según la teoría, la del paso de la luna por el meridiano con la corrección debida ála influencia solar [68] (1) ;pero esto no sucede. Si tomamos, por ejemplo, la marea correspondiente ála luna nueva, en cuyo dia la corrección [68] (1) es nula, la hora áque deberla verificarse ,la plea es la de las doce ,ósea la del paso de la luna por el meridiano en aquel dia ,salvo la pequeña diferencia que puede resultar de no tener lugar la conjunción de los dos astros en aquel instante. La hora es por lo general diferente, yla^ de la marea en aquel dia recibe el nombre de establecimiento del puerto; así, por ejemplo, si la marea se verifica álas 5 de la tarde el dia de la sizigia ,el establecimiento es de 5horas ;una vez tenido en cuenta este retraso, constante para todas las mareas, la corrección [68] (1) dá, con bastante aproximación, el retraso variable según las posiciones relativas del sol yde la luna. También se observa que la máxima marea no coincide en las costas de Europa con el dia mismo de la sizigia, sino con el segundo ótercero después de ella. Newton yBernouilli atribuyeron este retraso ála inercia de la masa del fluido arrastrado, yálos rozamientos yresistencias que encontraba en su marcha. Laplace desechó esta explicación ;pero habiéndose aplicado posteriormente álas mareas la teoría de las ondulaciones, resulta que el factor introducido en el retraso por el rozamiento es susceptible de tomar grandes valores para pequeños de éste, confirmando así las indicaciones de Newton yBernouilli. Tomando 36 horas para este retraso en nuestras costas, ydespreciando las variaciones de los movimientos en declinación de los astros ,resulta la fórmula de Bernouilli óla (1) modificada del modo siguiente : ('\f\ o^020 ) ^^A-j-cos 2{MC -MO—20”) por corresponder próximamente 19” (ó 20” en números redondos) ála diferencia de movimientos en ascensión recta de los dos astros durante 36 horas: el valor de Ase puede tomar como término medio igual á2,40. Por esta fórmula se ha calculado una tabla, que dá la corrección ála hora de la marea, ycuyos resultados se refieren ála distancia média de los astros ála tierra; el verdadero valor oscila entre Ve P^^a el perigeo yVí para el apogeo de la luna. t —126 — sol yde la luna actuando sobro la masa oscilante cada vez que pasan sobro ella, la imprimen (como sucede en el vaso cada vez que se agita) movimientos más ymás violentos, yla marea aumentaría progresivamente de intensidad. Ademas, en tal hipótesis, las oscilaciones serian independientes del movimiento do los dos astros, que sólo intervendrían en el fenómeno de una manera indirecta, siendo entóneosla magnitud de la cuenca el elemento influyente. Esta teoría tampoco explica el retraso de 36 horas que se observa en nuestras costas en la trasmisión de la marea, yen algunos puntos hasta de dos ytres dias ;la trasmisión más rápida de la marea cuando la profundidad crece ;la inflexión de las curvas cotidales con relación ála forma yalteraciones del fondo. Ademas, la marcha de las marcas en el Océano Atlántico yen el mar de la India ,sólo puede explicarla Fitz Roy recurriendo áoscilaciones derivadas ,lo mismo que en la teoría de Wherwell explicamos sus anomalías [72] por la interferencia de várias ondas ypor las modificaciones de la principal. No es posible concebir una masa fluida separada de su posición de equilibrio ,que no trasmita ondulaciones al través de ella: la atracción del sol yde la luna determina elevaciones aisladas en cada uno de los mares, que ásu vez desarrollan ondas parciales ,influyéndose mutuamente ycon más óménos energía según las circunstancias; siendo en definitiva la marea una resultante de todas estas ondas parciales, que dan origen á combinaciones muy variadas yque difieren en cada punto. 74. Líneas de igual mauea.—También se suelen trazar en las cartas las líneas de igual altura de marea, que generalmente se refieren áun dia determinado del aiío, ordinariamente el de las sizigias equinocciales. Unidas estas lincas álas cotidales ,se obtienen las modificaciones que el perfil de la onda sufre, así como ántes deducíamos las alteraciones en la planta. 75. Altura de la marea.—Las alturas de la marea son muy diversas seo-un las localidades; cuando los mares son cen’ados ytienen pequeüa extensión ,apénas se hacen sentir en ellos las mareas ;en el Mediterráneo no exceden ordinariamente de 0,30 metros ,aunque algunas en circunstancias favorables que luego indicaremos, suelen traspasar ese límite, como en Venecia, donde ávoces alcanzan la altura de metro ymedio. En el Océano es donde las marcas se hacen más patentes; su altura varía entre límites muy extensos; desde ser casi insensible en algunos puntos de los ~127 — mares del Sur, origen de la ondulación, en el golfo de Méjico (semejante áun mar cerrado) yen otros ,liasta alcanzar la altura de 20 metros yáun de 30 que recorre en la bahía de Fundy. Otras causas accidentales influyen en la elevación de las mareas; así, una variación de un milímetro en el barómetro, produce una en sentido inverso de 15 milímetros en la altura del mar ,suponiendo la presión ordinaria de 0,760. También los vientos ocasionan accidentalmente en la altura ordinaria de las mareas ,aumentos que reciben el nombre de suplementos de marea; por ejemplo, se observa en la costa cantábrica, que con los vendavales la marea baja más, al paso que sube con los nordestes. 76. Corrientes de marea.—Las corrientes de marea son originadas por los movimientos de las moléculas que forman la ondulación ;generalmente no cambian de dirección en el momento de la pica ybajamar, sino en los puntos medios en donde la velocidad pasa por cero [33 y49]. Es, pues, indispensable no confundir, como se hace con frecuencia áun por los marinos ,la subida ódescenso de la marea con las corrientes de flujo yreflujo. Los franceses distinguen estas corrientes por los nombres de flot yjussant (aunque no siempre suelen emplearlas en su verdadera acepción). Nosotros usamos para la subida indiferentemente las voces de flujo, flote óhin- Chente; ypara el descenso las de reflujo, yusente, vaciante, etc., sin que se ocurra hacer la distinción conveniente entre dos cosas esencialmente diferentes, como son el subir óbajar el nivel del mar yla corriente que se establece en uno úotro sentido. Los marinos españoles de los siglos XVI yXVII, más avisados que nosotros, conocieron esta diferencia entre las corrientes de marea ylas alteraciones del nivel del agua ,designando en sus escritos las estoas ,con los nombres respectivos de pleamar de corriente ypleamar de altura. Las corrientes de la marea insensibles en alta mar, pueden llegar á ser muy rápidas cerca de las costas ;cuando estas son bajas yla carrera de la marea muy extensa, la corriente ya no es (al ménos en su mayor parte) debida al movimiento oscilatorio de las moléculas ,sino al desnivel producido en el agua por la rápida subida; la oscilación se perturba, yen vez de ella se produce una corriente. Aunque solo suceda teóricamente ,la inversión en las corrientes corresponde ála média marea; el rozamiento, la proximidad de la costa yota —128 — causas, de que más adelante nos ocuparemos, hacen que aquella fase (de la inversión de las corrientes) se acerque ála plea ybajamar yhasta que casi coincida con ellas en algunas ocasiones. Este fenómeno de la no coincidencia del cambio de corrientes con la plea ybajamar, ocurre áveces sin que la ondulación exista, ósin que deba atribuirse áella principalmente. Tratándose, por ejemplo (fig. 42) de una bahía con una boca estrecha ,en donde no puede penetrar la ondulación de la marea sino muy débilmente ycon dificultad, situada en una costa de gran carrera de marea, la elevación del agua en el exterior llegará ásu máxima altura, sin que por eso en el interior de la bahía haya cesado de subir el nivel, resultando una pendiente yuna corriente en el sentido áo AkB. Aunque la marea descienda en el exterior, el agua continuará corriendo hácia el interior, ysubiendo allí el nivel sin que la corriente invierta hasta que la pendiente se determine en sentido contrario. Otro tanto sucede en las rias ,aunque no deba en ellas atribuirse exclusivamente el fenómeno á la misma causa. Así sucede en Portland con la corriente que lleva su nombre. /7. Nivel medio.—Se toma como nivel medio del mar, el término medio éntre una baja yuna plea consecutivas; ómejor, la línea média que resultaría del término medio de todos los puntos obtenidos por este procedimiento. Se ha criticado el que para nivel medio del mar se tome la mitad de la oscilación de una marea ,cuando en rigor debiera ser las dos terceras partes, puesto que según la teoría estática de las mareas ,el ascenso del agua es doble délo que baja respecto del nivel deilíquido en reposo. Prescindiendo de la inseguíidad que ofrecen los resultados de la teoría, la mayor parte de la altura de la marea es debida ^según hemos ya dicho I 129 — ymás tarde veremos ,no ála acción directa del sol ydo la luna ,sino á las condiciones locales. Ademas, aun dentro de la teoría estática, si sumamos todas las alturas por que pasa la marea, el término medio resulta ser también la mitad de la oscilación. El nivel medio del mar, al cual se refieren las mareas yla mayor parte de las cotas en los proyectos ynivelaciones ,se determina de la siguiente manera: Sean II yII' (fig. 43) dos pleamares que comprenden una baja mar intermedia /i, •yl I^I {ü + será el nivel medio de las ¡jleamares correspondientes ála bajamar intermedia; luego su elevación estará dada por ^ (2) i(iS(+/0 =i(//+H'+2/á Si so quiero obtener un nivel medio más exacto ,conviene tomar un número mayor de pleas ydo bajamares. Siendo S(//) la suma de las primeras en número de yE{]i) la de las segundas en número de el nivel medio estará dado i)or Pero si se pretende alcanzar un rigor más completo, convendrá averiguar el área de la curva de la marea, yde ella deducir el nivel medio, es decir que • .T {2") nivel medio =-i Itjdt J0 siendo Tel tiemj)0 total de la observación éyla ordenada de la curva de marea. 78. Unidad ycoeficiExVte de jMAIiea.—De todo lo dicho se viene ádeducir cuán irregular se presenta el fenómeno de la marea, ycuán poco es permitido hasta el presente confiar en la teoría ¡lara resolver los problemas que áel se refieren. Para niedir las mareas en cada localidad ,se adopta por unidad el término medio de todas las mareas de agua viva en uno óvarios años, yáél so refiere el resto las mareas. Multiplicándola por el número corresjiondiente acada dia ,llamado coeficiente de marea, 'que se calcuLa" de antemano, (en general menor que !r. unidad, / pero para ciertas mareas mayor), tendremos la altura de la marea en un dia cualquiera. 79. Escalas de marea ymareógrafos.—Conviene, con el fin de completar la teoría de las mareas ,continuar recogiendo datos ,ypara ello se lian establecido en muchos puntos de las costas observatorios especiales con objeto de conocer en función del tiempo ,las alteraciones que sufre el nivel del mar. Afin de tener una representación gráfica de la ley de variación ,se construyen las curvas que llamamos [69] de marea. Las mareas se registran de dos modos ;por medio de escalas oreglas divididas en metros ydecímetros ,cuyo cero corresponde al fondo del canal üentrada del puerto. Estas escalas se fijan en los muros ómuelles del puerto ,ydan en cada instante la altura óvariaciones de la marea. Pero es muy molesto yáveces impracticable el procedimiento anterior, siendo preferible disponer un aparato que por sí ysin intervención de nadie registre las curvas de marca; éste aparato recibe el nombre de mareógrafo. Se compone de cuatro partes. l.“ De un flotador, que por su ascenso ódescenso indica las oscilaciones del nivel. 2.*^ De una superficie (generalmente cilindrica), sobre la cual se escriben dichas indicaciones. 3.“Del medio de trasmisión de las indicaciones del flotador al receptor. 4.^^ Del aparato de relojería que comunica un movimiento uniforme de rotación al cilindro. Entre los varios mareógrafos, todos fundados en los mismos principios, describiremos sólo el que el gobierno español ha adoiitado para los puertos de la Península, pues los demas difieren de él únicamente en los detalles. El flotador G(flg. 44), queda sumergido eu un pozo ABCí), que tiene comunicación con el mar, ycuyo fondo es inferior al de las bajamares, lo suficiente para que el aparato no llegue átropezar con él ycese de marcar la altura de la marea. Se consigue de este modo uua agua tranquila, á la cual se trasmite débilmente la agitación exterior, yno perturba las indicaciones del mareógrafo. Al flotador va unida una cuerda sin fin ,de cuya parte inferior pende, por medio de una polea, un peso F, que 1¡ sirve de tensor. La parte superior de la cuerda pas^ por otra polea E, montada sobre un eje fijo, al cual hace girar eu uno oen otro sentido, cuando sube ó baja el flotador, yel problema queda reducido átrasladarlo ádonde nos convenga yen la relación adecuada para marcar aquellas oscilaciones. ' Para registrar las variaciones de altura del flotador, so trasmite su mo- —131 -- vimíeuto áun trazador B(fig. 45), que corre álo largo de una regla horizontal CD, trazando una generatriz del cilindro Acuando el tambor permanece fijo; mas si el cilindro tiene un movimiento uniforme de rotación, el lápiz describe una curva que ,por sus abscisas yordenadas, dá la ley de variación de la altura de la marea en cada instante. El cilindro Arecibe el movimiento de rotación de un aparato de relojería que engrana con una rueda montada sobre el eje :el aparato de relojería está arreglado para que el tambor dé una vuelta completa en 24 horas. El cilindro se cubre con una hoja de papel sobre la cual se traza la curva do la marea; las bases del cilindro están divididas en horas y cuartos de hora. La trasmisión del movimiento desde el fiotador al trazador, se hace unas veces por medio de poleas Tí Tí, (fig. 44 y45) cuyos radios están calculados para obtener una reducción dada en la carrera del flotador, yde alambres TT, otras por medio de engranajes. Para que el movimiento del trazador (fig. 45) se verifique en ambos sentidos, el contrapeso Kmantiene siempre tenso el hilo oel alambre de trasmisión . Para poner el aparato en hora, lleva, ademas de las divisiones del Flif4S tambor, el disco D(fig. 46), di- !vidido en minutos ,cuyo disco se hace girar basta que el índice F caiga sobre la liora marcada por el reloj ;entonces se introduce el botou Aen uno de los 30 agujeros ,yqueda sujeto al cilindro girando con el aparato de relojería: una vuelta de disco corresponde auna hora. Una vez arreglado el aparato, funciona P®** SÍ, yno necesita más cuidado IlÁ~j que el de renovar el papel cada 24 horas. Esta renovación puede retardar- 1se haciendo uso de lápices de varios colores, que marquen cada uno la curva de un solo dia; poro tampoco liaria superposición entre las curvas de dos mareas consecutivas aunque no 80 cambiase el color del lápiz, (á causa del retardo que cada dia exporimenta la marea) [71]. añdo se quiere cambiar el papel, hay que interrumpir el enlace del aparato de relojería con el cilindro, áfin de no detener el movimiento de aquel, “i^errupcion se verifica haciendo loca sobre íV, °^con el aparato de relojería; esta cilinLn^^^ Otones iV, entre los cuales penetra un pestillo Nfijo al se leva ^^^P‘'0’ato. Cuando se quiere interrumpir la marcha, entlce^^^^^^^^ nTr '^ panel sin al/ ^^do-cilindro, yseparar ócambiar el pape sm aWpor eso la marcha del aparato de relojería, mecanismo de trasmi«m»i i tos dcl flotador, variando en IT oscilaciones, ün .alambre unido''a1 do al eje que sostiene el flotador llena el pri- -183 - \ F¿¿^¿é^7' mer objeto ;yel segundo se consigue con las cuatro poleas (figuras 45 y46), 11 B, SS que son suficientes paralas relaciones que ordinariamente se adoptan; pero cualesquiera que ellas fuesen, se baria que el aparato funcionase ánuestra conveniencia, multiplicando los ejes de trasmisión. Las demas poleas yruedas que ajrarecen en la figura, tienen sólo por objeto variar la dirección de los movimientos. Para ser de verdadera utilidad álos navegantes las escalas ómareógrafos, conviene trasmitir sus indicaciones ácierta distancia por medio de señales convencionales que bagan saber álos buques si cuentan con suficiente calado para intentar su entrada en el puerto ;en algunos como el Havre, Sunderland yotros, los movimientos del flotador se comunican por medio de engranajes, ya áuna bola ócilindro que recorre una perdía graduada, ya álas agujas de un reloj que marcan en una esfera la altura con todas las indicaciones necesarias para entrar en el puerto; pero estas señales no siempre pueden hacerse visibles desde alta mar, ni establecerse en aquellos puertos que carecen de mareógrafo; es forzoso entóneos recurrir áotros medios mas sencillos ;be aquí las señales reglamentarias usadas en los puertos do Francia : Se establece (fig. 48) un mástil en el extremo de los diques que forman la entrada del puerto, yen él se atraviesa una verga. Una bola A, colocada en el cruzamiento de la verga con el mástil ,indica un calado de tres meí -131 tros ,el menor con que ,sin peligro, es posible la entrada para los buques de pequeño porto. Para indicar calados superiores ,se valen de bolas colocadas encima ydebajo de la anterior; cada una Bde las do encima señala dos metros, ylas inferiores Cun metro; ycomo podría ser conveniente apreciar menores diferencias, otras bolas colocadas en la verga sirven, la de la derecha Epara indicar medio metro, yla de la izquierda Fun cuarto eme ro. Con estas señales ,un buque conoce álarga distancia si en aquel momento hay en el puerto bastante calado para entrar; más como necesita cier olempo para arreglar su aparejo ycorrer las bordadas áque le obligue la disposición de la boca, le conviene también saber en este intervalo ^ sube obajala marca, áfin de no exponerse ávarar, encontrándose al llega a boca con un calado insuficiente. Por esta rason ,las indicaciones aparato se completan con banderas ygallardetes de diferentes colores yen distintas posiciones. Una bandera hlnnfvn uífí An\ ora blanca i/(fig. 49) con aspa negra, Enlradcu/rn’^ Cerrado es señal -de estar franca la entrarla •o- •c. colocado un ffallardetp A' i ^inferior ála última bandera -adááconVr::l^::r:lt:r^^^^^ es inferior átres metros vnn onndera se arria cuando el ca bandera roja Gind:c:;ue7pu:r f'“ ^ ^ esta cerrado por el estado del mar CAPITULO IV. MAREAS EN LAS RIAS. IlESXJMJEISr . V 80. Marcas cu las rías.—81. Diferencias entre el tiempo del Ilujo ydel rellujo.—82. Mareas Je dos aguas.—83. Otros resultados de la teoría. —84. Resultados en las rias.—85. Períiles momentáneos. — 86. Velocidad de propagación de la marca.—87. Canal de ancho yprofundidad variables. —88. Rozamiento.—89. Naturaleza de la onda de la marca.—90. Experimentos de .Scot Russell. —91. Corrientes. —92. Canal limitado por una barrera.—93. —Canal comunicando con dos mares. —94. Giros de la corriente en los estrechos.—95. Marcha de la marca en las rias.—96. Marcha de las moléculas. —97. Secciones en que debe considerarse dividida la ria para su estudio.—98. Determinación del volumen del agua que recorre la ria yvelocidades médias en cada instante.—99. Relación entre el agua procedente del mar que durante la marea entra ysale en una ria.—100. Estudio de las corrientes por las curvas de marea.—101. Inilucncia do las aguas dcl rio en las velocidades de flujo yreflujo y demas accidentes de la marca.—102. Resumen.—103. Causas pcrturbatrices de las leyes de la marea 104. Boro. 80. Mareas en las rías. —La marea es el fenómeno que en la conservación ódestrucción de los puertos de ria juega el principal papel ;sus leyes de trasmisión difieren notablemente de las que rigen en los mares abiertos; yesta diferencia es acrecentada por la perturbación que en el fenómeno introduce ,para el mayor número de casos ,la consideración de una corriente fluvial; vamos, pues, en primer lugar, áocuparnos de las leyes áque está sometida, yáconsignar luego algunos de los escasos resultados experimentales que se conocen. Si la teoría de las mareas en los mares abiertos se encuentra poco adelantada, aún lo está menos en aquellas partes del mar, en donde por su —142 — / tados obtenidos en esta misma ria con el encauzamiento; resultados de que más tarde liaremos mención. La. ley enunciada relativa ála propagación de las mareas, según sean vivas ómuertas, no siempre aparece conforme con la realidad (si hemos de dar crédito álos datos de Partiot), ya por circunstancias locales óaccidentales, ya por errores en las observaciones; en la obra escrita sobre ñas por el mencionado autor, figuran cuadros con velocidades de propagación de las mareas muertas del Sena ydel Gironda, iguales ysuperiores ála de las vivas. No debemos, sin embargo, fiar mucho en la exactitud de estos resultados, pues el mismo Partiot, que los presenta, no les concede gran confianza ;ycon frecuencia existe desacuerdo entre el texto de la obra ylos cuadros de observaciones. La teoría dá una ley muy notable para la propagación de la marea. Aunque la velocidad de la fase es proporcional ála raiz cuadrada de la profundidad, no debe tomarse para ella la que corresponde áaquel estado del no sino áuna profundidad diferente. La ley es esta: si yP3repre- sentan las profundidades del canal, yse calculan dos profundidades . auxiliares Py yP^ en progresión aritmética con ellas, la fase de la plea tiene la velocidad correspondiente áP4,yhi de la baja áP^. De aquí resulta una consecuencia curiosa; llamando hla carrera de la marea, la fase del reflujo dependerá de P,=P.,~.h que no puede ser negativa, es decir, que en el punto en que P.^^h la ondulación no se mantiene en el reflujo yse convertirá en una corriente. Este resultado coincide con el obte- ^nido al tratar de la marcha de las olas que rompen cuando su altura es igual ála profundidad [52]. 87. Casal mascuo vraoFutimMi) VAiUABits.-Cuando el Canal es variable do ancho yprofundidad, la marea toma en cada punto alturas en rason inversa de la rai. cuadrada del primero y4la raiz cuarta de la segunda. Los experimentos hechos en pequeño, parecen satisfacer á esta ley; la observaciou de los perfiles momentáneos en algunas rias la confirman En el Sena, por ejemplo, vemos (fig. 61) ála onda elevarse sobre los bancos de Tancarville yQuillebmuf, haciéndose muy pendiente en la parte anterior; yvencido este obstáculo deprimirse yhacerse más tendida. 88.Hozamiento.-EI rozamiento obra en sentido contrarioála contrac- ,cion; es decir, que tiende ádeprimir la altura do la onda; pudiendo ser ¡ -143 - F¿£^Ó'I tal, que combinándose los dos efectos, den en el interior del canal alturas iguales, mayores omenores que en la boca. Así, en el Támesis (fig. 50), la marea en aguas vivas va creciendo desde Slieerness (4,20 metros) hasta Depfort (5,20 metros); ydecrece desde Londres (4,G0 metros) hasta Tedigton, donde solo alcanza 0,60 metros. lín el Savcrna, en el canal de Bristol, la marea es de 5,50 metros en la boca, de 9,15 en Swanscc, yen Chepstow de 19,25, yhasta de 21 á22 metros en ocasiones. En el Sena (fig. 5l) de 4,00 metros en la boca, sube á6,10 eü el Havre, yvuelve en Quilleboeuf ádescender á4,00, decreciendo desde allí rápidamente. 89. Natubaléza de la onda de la marea. —Scot Russell pretende clasificar la onda de la marea entre las de primer orden [35], ycree encontrar en ella los caraCtéres distintivos de éstas. El ser única, no es carácter distintivo; su amplitud impide el que várias se agrupen, ycuando es posible, como en algunas rias (la de las Amazonas) [85], existen muchas simultáneas. No lo es tampoco el que se trasmi acon una velocidad proporcional ála raiz cuadrada de la profundidad, pues esta ley puede realizarse en otras ondas ;ni ménos el ser las excursiones horizontales de las moléculas las mismas en la superficie que en el fondo; pues lo pequeño de la profundidad con relación ála amplitud de la onda, haíe inapreciable las diferencias. Ypor último, carece de uno de los caracteres más marcados [42], el / —144 — que las moléculas ,llegando al límite de la excursión ,no retrocedan ;la trayectoria de las moléculas es completa en la marea ,yno interrumpida como en otras ondas de primer orden. Scot Russell, Bazin yotros ingenieros, asemejan la ondulación de lamarea áuna série de pequeñas ondas superpuestas, con velocidades diferentes; es decir, que dividen la onda total en elementos. Inlluyendo la altura de la marea en la velocidad de trasmisión [8G], el plano anterior se liacc más pendiente ymás tendido el posterior ;si la profundidad del canal es grande, estas modificaciones en el perfil se verifican lenta éinsensiblemente, pero cuando es pequeña con relación ála altura de la marea, esta se hace predominante, unas partes de la onda se precipitan sobre las otras yrompe desarrollándose una violenta corriente con el fenómeno del bovc que más adelante estudiaremos. ' 90. Experimentos de Scot Russell.—Aunque se poseen numerosos resultados de observaciones hechas en diferentes rias, sólo hemos visto consignados los de Scot Ilussell; ylas de Mr. Bazin [40 y41] (si bien realizadas^ en un canal artificial) pueden también agruparse con ellas. Scot Russell eligió en la ria de Bee una sección de lO kilómetros, en que el rio está encauzado; ycuyas extremidades marcaremos con las letras AyB. Su profundidad média en bajamar os próximamente de 0,915 metros, ysu IcCho presenta un tendido de 4por 1. Las márgenes están separadas en la pica lo2 metros; pero casi la mitad de esta distancia la ocupan los espigones. He aquí los resultados obtenidos durante clines de Setiembre de 1830. •S § «o DIAS DEI. mes I)E setiembre. ALTERA DE LA ONDA EN VELOCIDAD EM Metros por 1“ PROFUNDIDAD. ABCALCÜLAnv. real. 70,203 0,152 2,700 0,610 1,093 90,457 0,178 3,640 1,067 -1,487 13 .0,813 0,330 3,640 1,067 1,538 72,798 1,913 5,460- 2,135 — 3,279 94,110 3,202 8,424 4,880 4,829 13 4,758 3,965 8,892 5,1&5 5,287 -Í45 — La profundidad média real se obtuvo agregando álos 0,915 metros la altura média de la marea; la teoría se calculo por la fórmula' (4) [37]. Vemos que para la llegada del flujo hay una notable diferencia por exceso, entre la profundidad real yla calculada, moviéndose la onda más ^ lentamente de lo que debiera. Esto consiste en la perturbación que la onda sufre al pasar de la parte del rio estrechada por los espigones, álos ensanches bruscos que siguen áaquellos. Otro tanto sucede ála fase de la plea del dia 7que enrasa casi los espigones; pero las de los dias 9y13, en que la marca los cubre, son ménos perturbadas, yla ¡profundidad calculada se acerca más ála efectiva. La segunda série de experimentos se hizo en el Clyde. Entre Glasgow y Puerto-Glasgow se midió una distancia de 33 kilómetros con una diferencia de nivel en bajamar de 0,84 metros, yen las pleas de 0,225. Los resultados han sido análogos álos de la ria del Dee :el siguiente cuadro contiene los números obtenidos. La profundidad es la média incluyendo la altura de la marca. 91. Corrientes.'—-Uno de los fenómenos más importantes de las mareas, en las rias ócanales que comunican con el mar ,es el de las corrientes que se desarrollan. Estas corrientes débiles en alta mar óen la inmediación de algunas costas, adquieren en otras bastante rapidez para competir con las de los rios. La ley general dada por la teoría para las rias es, que el cambio de corrientes coincida con la média marea en la desembocadura, y\a ade-* io —146 - lantando el momento de la inversión úmedida que se penetra más en el interior de la ria. Otras causas contribuyen áacelerar la proximidad de la inversión álas pleas ybajamares. En primer término, debemos contar el rozamiento que amortigua más ymás los movimientos del agua ámedida que nos alejamos del mar, yen virtud del cual las corrientes de marea cambian mas pronto que si no existiese aquella fuerza retardatriz ;así, la corriente de flujo cambia entonces en reflujo poco después de la plea, yla de reflujo en flujo después de la baja yántes de la media. También la forma del cauce influye en que el cambio de corrientes se acerque ose aleje de las pleas ybajamares. Para lo primero se requiere que el cauce vaya estrechando oelevándose el fondo ámedida que el canal se aleja de la mar, ysi la reducción del ancho ó. la elevación del fondo son muy grandes ,llega ahacerse muy pequeño el retraso de la inversión de las corrientes respecto de la fase de las pleas ybajamares. El orden de inversión en las corrientes es progresivo yavanza desde la boca al origen del rio, esto es, que nuuca la inversión, ya sea de flujo á reflujo óviceversa, se verifica ántes en un punto del rio que esté aguas arriba de otro. Aunque después de lo dicho ,conceptuainos inútil insistir en que no debe confundirse la velocidad con que avanza la ondulación con la efectiva de las moléculas fluidas, esta confusión ha dado lugar átantos errores que llamamos de nuevo la atención sobre este punto ,presentando algunos ejemp os. En aquellos parajes del estrecho de Eornoch en que recorre la ondulación hasta 11,30. metros por 1", las corrientes de marea no exceden de 2a2,5 metros de velocidad, que podemos suponer como límite para todos los casos, exceptuando aquellos muy excepcionales como el Passage del Saverna, de 4,60 metros; yen el estrecho de Pentland, de 5.65; la maxnna que recuerda Stevenson para las rias ie cauce regular. La teona establece una preponderancia en la corriente del reflujo sobre ia del flujo; preponderancia conti-irin 4•• ,. la a, la opimon general de los ingenieros yque üerre su coufirurueiou práctica en algunos cjonrplos, como cu el VTa Ir fl del liujo es de 1,48 metros por 1" moni TT t‘-bajos de encauzatro» s1,'U- ®^comento máximade flujo de 0,87 mesufre en kÍ1-.^“’ ‘«í .eahdad excepciones de que más tarde nos ocuparemos. U1 - 92. Canal limitado ron una barrera. — Consideremos aliora el canal sujeto ácondiciones ,ysupongamos lo limitado por una barrera colocada ácierta distancia de la boca ;caso que se presenta en un golfo óbahía ,ó en una ria cerrada por una presa. Aeste caso se puede asimilar también el de la marea en los mares abiertos cuando encuentra una costa que se opone ásu marcha. Un notable ejemplo de la influencia de la dirección y forma de la costa en la elevación de la marea ,se presenta en los maros de Inglaterra. En el canal de Irlanda ,la altura de la marea en la costa del Este, es considerablemente mayor que en la del Oeste, ylo mismo en la del Norte respecto de la del Sur. Este aumento ,en la elevación que pro- 1 duce el obstáculo ,es acrecentado por el estrechamiento yelevación progresiva del fondo del canal. Las formulas que dan el perfil momentáneo ylas fases de la marea son muy complicadas, ysolo se simplifican en algunos casos particulares, cuando son pequeñas las mareas en la embocadura (como en los golfos ó canales del Mediterráneo), reduciéndose entonces las oscilaciones áuna serie de ondas estacionarias. Despreciando los efectos de la atracción sobre las aguas del canal ,las oscilaciones se verifican para este caso particular al mismo tiempo en todos los puntos ;pero las alturas son diferentes ,y crecen con gran rapidez ámedida que nos situamos más cerca del obstáculo ;en este punto ,el máximo desplazamiento horizontal coincide con el vertical. El cambio de corrientes se verifica en la barrera, inmediatamente después de la plea ,yva aumentando el intervalo hasta ser de media marea en la boca del canal ,con rápidas corrientes en la embocadura. Estos resultados se modifican por el rozamiento que disminuye la altura que toman las aguas, yretrasa la plea. Teniendo en cuenta aquella resistencia ,no puede asegurarse que la mayor altura corresponda ála extremidad del canal más bien que áotro punto más próximo ála embocadura. Son muy numerosos los ejemplos de elevaciones extraordinarias que alcanza la marea cuando se ve detenida por un obstáculo ,ócuando penetra en un canal cerrado en su extremidad ;yen ocasiones también contribuye áaumentar el efecto, el estrechamiento progresivo del canal [87]. En el de Bristol [88], sólo suben las mareas 6,00 metros en la boca, cuando en Swansee la elevación es de 9,00 yhasta de 21 en Chepstow; pero el ejemplo más notable lo tenemos en la bahía de Fundy, cuyas mareas en la boca sólo son de 2,50 metros, yen el fondo, donde el canal se divide en dos bra- 148 — zos poco profundos, sube de 20 á23 metros, yen ocasiones hasta 30. La plea se retrasa una hora desde la entrada al fondo de la bahía. Iguales resultados se consignan para el golfo de California. La grande elevación de las mareas en la costa francesa de Saint-Malo, Avranches, etc., puede atribuirse ála misma causa, pues las islas de Jersey, Guernesey, etc., impiden casi por completo ála marea, el correr hacia el Este de la bahía ,siendo realmente la entrada para la marea en Avranches, de mucha menos anchura de lo que parece. La marea, que es sólo do 5,00 metros en Cherburgo, asciende en Avranches á13. Ypor último, citaiemos también los ejemplos de Yarmouth yWalsh ,cuyas mareas comparadas son de 2,00 metros y9,00 respectivamente; ydel Adriático, donde suben á2metros en algunos senos ,cuando apénas son sensibles en el Mediterráneo. Las curvas de marea presentan en estos canales una parte superior horizontal que se llama estoa, [82] la cual, en mareas vivas ytambién según la situación del punto elegido ,se convierte en una línea ondulada ,existiendo así dos pleas. En la fig. 62 se vela curva de marea de Southampton. SOtro tUlltO Rfi VOriflP.fi mi ni Oi»Ttrnll ni •Soivthhxun^ru Cornualles yotros esteros. En el Havre, (fig. 51) la plea hace estoa durante dos horas. La costa de Holanda, en la cual la mar corre sobre un fondo de bajos, puede asimilarse áun estero yen ella se producen iguales fenómenos. *B7a,louHi 2Aesta causa debe atribuirse la forma especial de las curvas de marea cu Woymouth, Poole yChristcliurcli ?ooC- (figuras 63, 64 y65) yno ála corriente del Solent, según han pretendido algunos. 93. Canal comunicando CON DOS MAUES.—Pa- I- sernos ahora al tercer caso, ysupongamos que el canal comunica por sus extremidades con dos mares abiertos, como sucede en un estrecho. Tampoco la teoría puede dar sobre éste más que indicaciones vagas. La plea se trasmite por todo el canal en la misma dirección ,según acontece en las costas francesas del canal de la Mancha. Esto, sin embar-' go, pudiera no realizarse si se tiene en cuenta el rozamiento ydemas resistencias que encuentra la ondaj entónces las pleas la trasmiten desde las dos extremidades hacia el medio del canal, recorriendo longitudes de él en relación con las magnitudes respectivas de las dos ondas yde las menores dificultades con que para la trasmisión tropieza cada una. Para las costas inglesas del canal de la Mancha, por ejemplo, se sabía ya desde los tiempos de Halley, que la línea do separación de la trasmisión en uno óen otro sentido, se encuentra en la línea trazada de Rye al Somma. Tampoco en este caso se debe atribuir ,lo repetimos ,las mareas do dos aguas que en algunos de sus puertos se observan, al cruzamiento de las dos ondas [82]. . Si uno de los mares carece de mareas ,la plea es entonces simultánea en todos los puntos del canal, yse establece una violenta corriente en el sentido del mar sin mareas, correspondiendo el mayor desplazamiento y velocidad horizontal con los verticales. Esta corriente constante hacia el / mar sin mareas ,se observa en el estrecho de Gibraltar. Si las dos ondas son iguales ,yprescindimos del rozamiento ,no hay trasmisión de la marea ,que se reduce ,según dijimos [49 y/3] áuna onda estacionaria. La ley parece verificarse ,según Beechey ,en el canal de San Jorge ,deduciendo de aquí la igualdad de las dos mareas que penetran en él por el Sur yel Norte de Inglaterra. Los fenómenos que se refieren áeste caso, se realizan también para una parte de canal de la Mancha en su extremidad oriental. La onda que lo recorre de Este áOeste, se apoya más contra la costa francesa, tomando en ella una elevación mayor [92]. Por el contrario ,la marea que después de haber contorneado la parte Norte de Inglaterra desciende hácia el Sur, presenta mayor elevación en la proximidad de la costa inglesa ,debe pues existir una línea para la cual se realice la igualdad de las dos ondas. Los I Flú^65 Cheistdiurch. 150 - dos puntos de nivel invariable [49 y73] que comprenden una semíondulacion ,parecen corresponder aquí uno de ellos, entre Yarmoutli yBrielle, yel otro hacia Texel. 94. Giros de la corriente en los estregóos .—Vamos ahora ádar cuenta de un fenómeno que se presenta en esta clase de canales (en el de la ^Mancha por ejemplo), yconsiste en un cambio de corrientes que describen un círculo completo durante una marea. Supongamos la ondulación recorriendo áe AkB (fig. 66) un canal cuya profundidad ,como sucede ordinariamente ,va disminuyendo desde el centro álos bordes. En el caso que examinamos ,la profundidad del canal es generalmente pequeña con relación ala longitud de la onda, que marcha entonces con una velocidad proporcional ála raiz cuadrada de la profundidad [37]; es decir, que cu el centro avanza más rápidamente que en las orillas, tendiendo átomar la forma curva ADC. La onda de la marea se compone entonces de varias partes distintas; una central que avanza en la dirección del canal, yotras dos perpendicularmente aella en dirección de la costa respectiva, ligadas cada una por la intermedia que participa de las dos ó es iníluida por ellas. Podemos asimilar la segunda parte de la onda álas que en su marcha encuentran un obstáculo que las detiene [92], yentonces coinciden en la costa la pica yla baja con la inversión de las corrientes. En la parte central donde no existen obstáculos ,la ley general se realiza, yla corriente sube en el instante de la plea recorriendo el canal con la máxima velocidad, óen sentido inverso en la bajamar. Por el contrario ,en la media marea ascendente ódescendente ,la corriente cerca de la costa se mueve 151 - acercándose 6alejándose de ella, mientras permanece estacionaria en el centro del canal. Resulta de aquí que en la zona intermedia donde se combinan constantemente los dos efectos ,la resultante de las velocidades que en cada punto tendría si obedeciese aisladamente áuna úotra influencia ,cambia de intensidad yde dirección en cada momento ,verificándose un .giro que I debe ser de izquierda áderecha en la costa de Inglaterra, yal contrario en la francesa. Según se elija el punto más cerca del centro óde las márgenes del canal, así la curva, cuyos rádios vectores representan la magnitud de las velocidades ysu dirección en cada instante (fig. 67), se acercará más áuna recta situada en la dirección ABdel canal óperpendicular ála costa C1) ; convirtiéndose la curva en un círculo £para un punto intermedio. Al expresarnos ,como lo hacemos ,no pretendemos establecer, como Monnier lo hacía para el canal de la Mancha ,que solo una onda recorre el canal; aquí damos la resultante de las dos, ysi tuviésemos en cuenta la resistencia que también experimenta en su marcha ,sería necesario proceder de dos maneras contrarias para las dos extremidades del canal. Si nos referimos al de la Mancha, hacemos también notar qneuio ‘debe asimilarse este áun canal regular; sus ensanches ycontracciones, las extensas yprofundas bahías, los cabos salientes de sus costas, deben dar álas condiciones locales una grande influencia para modificar la ley general. Ademas, la marcha de las ondas no es paralela, cruzándose en la boca oriental bajo ángulos más óniónos agudos; yestas interferencias oblicuas alteran el giro de las corrientes, ya como en el cabo Start, haciendo que no sea completo, ya dando movimientos orbitarios en el centro del canal. Por eso Koller pretendía establecer leyes puramente locales, y prescindía de los resultados generales. Por otra parte el viento modifica el fenómeno en realidad, ytambién aparentemente, por la influencia sobre el buque en que se sitúa el observador, colocándose en cada instante según la resultante de la corriente ydel viento. Cuando las dos ondas son iguales, la corriente [49] es nula en los puntos correspondientes ála máxima elevación ;al paso que es la maxima en —158 - F¿^^7'2 7niurl<x^-2'2AgostoÍ3S 6 gastos 6%HoratJ!í la cantidad de agua del mar que entra en una marea yla que sale en la siguiente. Sea A B CD(fig. 73) el perfil momentáneo de la estoa de la pleamar que sigue ála de fiaja en la Sección MiV, yA' B' C' í) la estoa de la bajamar anterior; la cantidad do agua quo hjbrá entrado, es la diferencia entre el volumen NABCV’NyNA' II' CDIV' disminuida del volümen que el rio desaguó durante aquel tiempo. Tomando el perfil de la estoa de bajamar siguiente yagregando el volümen correspondiente del rio, so tendrá la cantidad total de agua fiuvial ydel mar que ba salido. SI los dos perfiles do la estoa do reflujo son iguales, el e.vccso de la cantidad que ha salido sobre la que entró, será exactamente la suministrada por el -rio en todo el intervalo de baja ábaja. -159 — La dificultad consiste en deter;ninar los puntos de las estoas de corriente. Partiot supone aproximada yempíricamente, que se verifica cuando la curva del perfil momentáneo es horizontal en el punto elegido, lo cual no es completamente exacto; más aproximado sería calcular la curva de las velocidades cuya intersección con el eje de las abscisas dará el momento de la estoa, procedimiento aplicable igualmente álos volúmenes ;pues no habria más que sumar los parciales que corresponden entre las dos estoas .inmediatas. Para aplicar el método de Partiot se construyen dos perfiles momentáneos que comprendan la estoa del punto elegido, ypor ellos se determina para cada uno en qué puntos hace estoa la corriente; una regla de proporción dará aproximadamente el instante de la estoa j^ara la sección tomada. Supongamos, por ejemplo, que se han trazado los dos perfiles momentáneos MNyM' N' (fig. 74) con un intervalo de 15'; que la distancia entre los puntos CyBó. que cor- ^ responden las estoas de 2'* 15' y 2‘‘ 30', sea de 3kilómetros; yla 4Zí de un kilómetro ;la estoa en 4será próximamente álas 2'* 25'. Si del perfil momentáneo trazado para esta liora no resultase hacer estoa en el punto elegido, una nueva aproximación daria el punto con mayor exactitud. Los perfiles momentáneos se trazan muy fácilmente cuando se conocen en diferentes secciones de la ria las curvas de marea con relación áun punto fijo en cada una. Si se ligan todos estos puntos por un perfil longitudinal, basta llevar sobre cada uno la ordenada de la curva de marea correspondiente áaquel instante, lo cual nos dará el perfil que la superficie 4el agua afecta entónces, óel perfil momentáneo de la na. Bouiiiceau emplea para determinar la masa de agua que penetra en un rio ysu velocidad média en diferentes puntos, un método que aquel autor llama aproximado, yque nosotros calificamos de erróneo. No hay dificultad en aceptar las formas que supone al cauce; pero no es posible calcular la masa de a-ua ‘admitiendo dos datos evidentemente falsos. 1. Que la pleamar se verifica al mismo tiempo en todas las secciones delacuencade la ria. 2.“ Que es una horizontal, ócuando menos una línea recta, la sec^ \ 16Ó‘ - cíon longitudinal de la superficie del agua. Aestos datos erróneos agreguemos; 1. el tomar como velocidad media la que corresponde ála mitad de la superficie de entrada; y2.° el adoptar en sus deducciones ulteriores como elemento para calcular la fuerza de arrastre de la marea, la velocidad media, cuando, según veremos, procede hacerlo con la máxima. Partiendo de aquellos datos, Bonniceau deduce de la siguiente manera la velocidad media. El volumen será igual áella multiplicada por el tiempo de una mé- FifZS a. dia marea ,ypor la mitad de la superficie de entrada ósalida. Este producto lo supone igual al volúmen representado por la fig. *75, yse deduce de la relación resultante la velocidad média. Aplicando ese método áun trozo de ria de planta trapecial ,tendremos la siguiente fórmula; (1)\AnTv=:^LIl(A+la) Ydespejando ála velocidad í) en donde Trepresenta el tiempo de una media marea; Ayalos anchos respectivos de la sección que se considera yde la extrema, yAla distancia que média entre la sección yel punto adonde llegan las mareas. El único sistema aproximado que merezca alguna confianza, es el expuesto ántes, valiéndonos do los perfiles momentáneos yde las secciones tras\ersales de la ria, yahora vamos ádeterminar la relación entre la cantidad de agua que sube en cada marea yla que salo. Para esto calcularevolumen entre dos estoas consecutivas una de pica yotra de bajamar. Representemos por las letras Syscon un índice para cada sección trasoí canal, las coriespondientes respectivamente ácada estoa; aL la distancia entre dos consecutivas; nel número de divisiones que comprende la estoa de flujo; mym', los volúmenes respectivos que la corriente uvial vierte durante el flujo yel reflujo; y])/y M', los.que, procedentes del mar entran ysalen en cada marea. El volumen correspondiente al perfil momentáneo de la estoa de reflujo -161 — será S^sAL; yel de la estoa de flujo siguiente; luego el volumen que se ha acumulado dentro de la ria entre dos estoas consecutivas de reflujo yde flujo, estará expresado por la diferencia s“saL—S'^SAL. 1 1 Pero en este tiempo ha entrado procedente del mar, la masa M, yha dejado de salir del rio la m, ypodremos establecer la siguiente igualdad: (2) M+m=S^'SAL-S^AL. '11 Si ,como sucede siempre ,los puntos en que se suponen conocidas las secciones son los mismos para las dos estoas, se puede dar ála fórmula (2) otra forma más sencilla: (20 i»/-|-m =S^(S-s)AL. Ysi las distancias entre cada dos fuesen iguales , (2'0 M-hm=^L^^{S—s) Debiendo advertir que Sysrepresentan las secciones correspondientes ála mitad de las distancias AL, ola semisuma délas dos extremas; porque si se tomasen las correspondientes álas extremidades de estas ,sería en tal hipótesis : 1 'n-H^ (2'") M+m=AL [i (S.-s,)+(S^_^ -s^^) +S, (S-s)] Si llamamos s' las secciones correspondientes ála estoa siguiente de reflujo, habrá salido un volumen representado por S^SaL—S^'AL. 11 Cuyo volumen equivalía ála cantidad M' más la macumulada durante el flujo anterior, ó (3) M'-i-m=s“SAL-sVAL; yla diferencia entre la cantidad que sale procedente del mar yla que entra, será restando la ecuación (2) de la (3), (4) M'-M=f[is—s')\L ycontando con el agua del rio habrá que agregar el volúmen para tener el exceso total del volumen de agua que sale en el reflujo. 99. Relación entre el agua procedente del mar que entra ysale en una RIA EN CADA MAREA.—Ordinariamente s—s' no es cero de una marea ála inmediata, yPartiot deduce el siguiente resultado. Como los espacios cubier- 11 —162 9 tos por el aj^ua en bajamar son menores ámedida que nos acercamos álas sizigias, s—s', será positiva ysaldrá en este período más agua del mar de la que entra (prescindiendo de la del rio). Por el contrario, acercándose áuna cuadratura entrará más de la que sale. Si consideramos la sección de la ria aguas arriba del punto de bajamar, invariable [97], el fenómeno se presentará invertido, ])ues allí las mareas bajan más en las cuadraturas que en las sizigias. Al deducir los anteriores resultados ,Partiot toma los perfiles momentáneos de la bajamar, para las dos mareas consecutivas, yno los corlospondientes ála estoa de reflujo; es lo j)robable, yacaso suceda siempre, que la ley establecida por aquel ingeniero se realice, pues las estoas de reflujo suceden ordinariamente antes de la media marea. Si examinamos (fio. /()) las curvas de dos mareas consecutivas, vemos que los niveles relativos ántes de aquella fase ,son respectivamente mayores ómenores, según lo sean las bajamares; ycomo consecuencia, también mayor ómenor el agua representada por el perfil momentáneo. Para la sección de aguas arriba del pun- to de bajamar invariable, no necesitamos hacer observación alguna ,porque la fig. 77, análoga ala 70, que corresponde áeste caso, hace todavía mas curcas ctejnafi^ ms Ha probable que el perfil de la estoa siga, para cualquier estado de la marea, la ley del de bajamar. En lo que precede suponemos también se verifica la estoa de reflujo ála misma hora, ápartir de la bajamar, en las dos mareas consecutivas ,lo cual no es 1igorosamente exacto, aunque la diferencia no sea grande. El problema Ob, pues, mas complicado de lo que áprimera vista parece, pues in yw, que hacemos invariables ,dependen de las estoas de corriente ydel tiempo que media entre ellas, que no se reparte de una manera uniforme todos los dias ni en todo el tiempo, entre las dos estoas. loo. Estudio de las corrientes por las curvas de marea.—Partiot pretende equivocadamente deducir de las curvas de marea indicaciones /l 163 útiles sobre las corrientes yfijar reglas para la determinación de las estoas. Si las curvas tomadas en dos puntos bastante próximos para admitir sin error que la pendiente entre ellos es uniforme, afectan (fig. *78) la forma .y posición ABC, A'B'C', siendo ^3'yJP ABC la de aguas abajo, nunca habrá inversion en la corriente ,predominando siempre la I del rio ,más óménos debilitada. Si las dos curvas van ascendiendo ffig. 79) las estoas Ede la corriente sucederán más cerca de la pica ybaja, al paso que si se deprime una de ellas (figura 80), se acercarán ála media marea. Conviene, según Partiot, tener presentes estas indicaciones para las aplicaciones relativas ála conservación del régimen de las rias. Así se observa que las figuras 78 y79, dan velocidades muy uniformes ,al paso que de la fig. 80 resultan grandes variaciones para las velocidades, así de flujo como do reflujo. Debemos llamar la atención sobre los errores en que se incurriría admitiendo las anteriorés deducciones ,áuh aceptando una teoría independiente de la de las ondulaciones. El exámen aislado de las curvas de marea, conducirla en algunas localidades áresultados absurdos; las curvas de marea correspondientes alas secciones Ay B(fig. 81), pueden dar para la ma- £-y I —1G4 — rea la misma eleYaciou en el mismo instante ,yla cstoa corresponder áun punto intermedio entre las dos estaciones. 101. Influencia del agua del rio en las velocidades de flujo yde reflujo YEN LOS DEMAS ACCIDENTES DE LA MAREA.—Si prescindimos de la diferencia [98 y99] entre el agua procedente del mar que'entra osale en cada marea, las velocidades deben regularizarse en el reflujo más que en el flujo, pues al agua que penetra en la ria se agrega {m-hm') óel volumen que vierte el rio por término medio en una marea; ycomo consecuencia deduciremos que la corriente de reflujo será tanto más uniforme cuanto mayor caudal lleve el rio relativamente al agua do la marea. Esto se observa en las curvas de velocidades que Partiot calcula para la desembocadura del Sena (figuras 71 y72); de donde resulta, que en las crecidas debe la corriente de reflujo sor más regular que en bajas aguas, ymás en las mareas muertas que en las vivas. Pero esta consideración sólo debe tenerse en cuenta en los rios que, como el Sena, llevan un caudal grande de agua; en este rio la relación de su caudal al de una marca, es en las bajas aguas, de vez ymedia para las mareas muertas, yde una yun sexto en las vivas. El influjo del caudal fluvial es inapreciable en los pequeños rios, yconviene prescindir de él. No es condición precisa que la velocidad máxima de reflujo sea en un punto dado de una ria, mayor que la del flujo, conforme álo que establece la teoría, hay en esto muchavariedad. Así, en el Garona,las velocidades de flujo yde reflujo son ambas las mismas (2,00 'metros) cerca de la punta (jrave, ymayor la última que la primera en la confluencia de aquel rio con el Bordona á70 kilómetros del mar. En el ejemplo ántes citado del Croinarty [91] se ha visto que la velocidad del reflujo ganaba un quinto solirc la del flujo , mientras que la relación de las aguas fluviales en bajas aguas, álas de la marca de sizigias, es do^g^j^ ,y—en las muertas. Esta relación crece durante las avenidas, convirtiéndose cntónces los dos números anteriores en ^.y ¿- En el Sena sucede lo contrario; ápesar del aumento de volúmen en el reflujo, generalmente la velocidad máxima de su corriente es menor que la del flujo. En el Sena, dice Partiot, lá máxima velocidad de flujo en mareas vivas observada en Quilleboeuf el dia 13 de Noviembre de 1856, ha sido de 2,14 metros por 1" y'tuvo lugar media hora después de la estoa de N —165 — reflujo ;al paso que la de reflujo era de 1,78 metros, yno aparecía hasta cuatro horas después de la estoa de flujo. En mareas muertas, la velocidad máxima de flujo fué do 1,95 metros yla del reflujo 1,10. En estos yotros hechos análogos so han fundado los ingenieros para consignar un resultado contrario al de la teoría, yestablecer que el flujo tiene en las'rias una predominancia sobre el reflujo. Los dos casos no son idénticos, yprescindiendo de otras rias ya citadas (la del Cromarty por ejemplo), en que se verifica lo contrario, la teoría se refiere áun cauce regular yno desarreglado como el del Sena. Las velocidades máximas relativas de la corriente de flujo yreflujo, tienden áregularizarse ámedida que se avanza hácia el origen de la ria, pues la influencia de la corriente fluvial va aumentando ,yhasta llega áhacerse predominante en sentido contrario al flujo. En el ejemplo del Sena ántes citado, las velocidades máximas de flujo yreflujo en mareas vivas del 18 de Agosto de 1856, fueron de 2,22 metros y1,46 metros respectivamente en Quilleboeuf; de 1,84 metros y1,24 metros en Villequier; yde 1,00 metros y0,71 metros en Duclair. El 23 del mismo, en mareas muertas, las observaciones dieron para las velocidades respectivas los siguientes números: 1,95 metros y1,10 metros en Quilleboeuf; 1,08 metros y1,00 en Villequier; 0,65 metros y0,59 metros en Duclair; ysi continuásemos lio arriba, encontraríamos un punto para el cual la velocidad de flujo se reduce ácero ;punto comprendido para las grandes mareas entre Martot y Pont de TArche, yque suele descender hasta Villequier, si una grande avenida coincide con una marea muerta. Durante las crecidas, las velocidades de flujo son aún menores. Esta disminución progresiva de las velocidades ,.se observó igualmente en otros rios, el Loira, Carona, etc. Aunque en algunas ocasiones la velocidad maxima de flujo es mayor que la do reflujo, no significa lo sea también la média en las lias en que aquello suceda. Para el Sena ,en Qúilloboeuf, Villequier yDuclair, y para el Loira, en Nantes ySaint-Nazaire, las velocidades médias de reflujo exceden álas do flujo, en bajas aguas yen mareas vivas. Es evidente que con mayor razón se verificará la misma ley en otras condiciones yestados del rio ydo la marea. En los ejemplos citados, no sólo es mayor la velocidad media de reflujo, sino también el tiempo durante el cual se siente, peí oesto no se puede f —166 establecer como una regla general ,pues depende del caudal de agua que el rio lleve ;yasí se observa en las avenidas una mayor duración del reflujo, yen puntas dados llega áanular la de flujo que existia durante las bajas aguas. Es bien fácil prever, no solo por lo que dicta la razón, sino por los hechos consignados antes, lo que sucederá ála marea durante las avenidas. Penetra menos en la ria, yel punto límite ádonde alcanza el reflujo ,so acerca ála costa [97] .El nivel varía muy poco en la región marítima, así en la plea como en la baja; pero ápartir de cierto punto, el nivel de las bajamares se eleva rápidamente, yotro tanto sucede con las picas ,ácontar de otro situado aguas arriba de aquel.E^ punto invariable de la bajamar se habrá trasladado más cerca de la embocadura. 102. Resúmen. Recapitulando* lo dicho relativamente álas mareas, diremos; 1. Que las pleamares son mayores en las mareas vivas que en las muertas para toda la extensión de la ria ,ysu acción se hace sentir en aquellas más adentro que en estas. 2.“ Que la baja en las mismas mareas ,es mas baja cerca de la embocadura ymás alta en la parte superior de la na, habiendo un punto intermedio en el cual la altura es iu- \ariabk paia un mismo estado del rio, cualquiera que sea el dia de la marta. 3. Qut el descenso de la marea es más lento yocupa más tiempo amedida que se penetra más adentro en la ria. 4." Que cuando existe una pendiente en el fondo, un banco óun obstáculo cualquiera, el agua se eleva más sobre 61 durante el flujo, pero se deprime ásu paso por encima. En el descenso, el bajo detiene la marcha de la marea yh' oblij^a abajai con lentitud. La forma de la onda es entónces más pronunciada, su parte anterior más pendiente, yllega áveces áser tal, que ti violentas corrientes yrompientes peligrosas. 5.” Un cnsaiicle acia el interior de la ria hace subir menos la marea, alpaso que ui estrechamiento la eleva más; la duración del flujo es mayor en el prime: caso ymenor en el segundo. Causas PEuruRBATRicEs de las leyes que sigue la trasmisión di En las considei aciones que preceden, hemos prescindido d( aquel as causas accidentales ylocales que, como el viento, pueden modi^ ñear la acción de las mareas yde su corriente. El viento tiene aquí comas costas una grande influencia en la elevación de la marea [75]: en e 167 — Clyde sube con los vientos del Oeste ybaja con los del Este. No se ha observado una influencia marcada en la velocidad de trasmisión ;debe ,sin embargo ,influir, aunque sea sólo indirectamente por la distinta elevación que la marea toma [86]. También los vientos ,por su acción directa sobre las aguas, influyen en las estoas, prolongándolas óacelerándolas según el sentido en que soplan con relación ála corriente. Asimismo se suele observar que las estoas de reflujo principian yacaban más tarde en el medio de la ria que en los bordes ;esta diferencia ,que llega áveces áser de tres cuartos de hora en el Sena ,según Partiot ,se atribuye ála mayor intensidad de la corriente fluvial en el centro del rio. En las crecidas suele suceder que la corriente de flujo se establece con bastante intensidad en los bordes ,sin que durante la marea cese’ en el centro la de reflujo. El mismo fenómeno se reproduce en sentido vertical; así la corriente de flujo se establece antes en el fondo que en la superficie. 104. Bore óMASCARE!.—Hemos dado fin al estudio de los fenómenos, ya generales ya particulares ,que influyen en el régimen de las rias ,pero no debemos pasar en silencio la descripción de uno ,que si bien no se presenta en las de Es2)aña ,ha llamado por largo tiempo la atención de los ingenieros, quienes han dado de él diversas explicaciones, aunque hoy estén casi todos de acuerdo en la causa que lo produce. Cuando la marea sube rápidamente ,se desarrolla sobre los bajos yplayas una rompiente particular, conocida con el nombre de horc, bfiiTü Tfiascavet,ópororoca según los paises. Se observa entonces al principiar la marea ,que el agua so encuentra perturbada; la ondulación se forma sin romper, hasta que elevándose el nivel sobre las márgenes tendidas óbancos ,el equilibrio se altera yla onda rompo con gran ruido arrastrando consigo cuanto encuentra al paso, yhaciendo zozobrar las embarcaciones. Pasado el bore, la marea ysu corriente continúan ascendiendo con gran rapidez durante algún tiempo (hora ymédia en el Saverna); entóneos la marca desciende, ysu corriente se retrasa en aquella ria unos 15'. Al cambiar la dirección de la corriente, aparece una línea producida, probablemente por el encuentro do las dos corrientes, ascendente ydescendente, que ocupa todo el ancho de la ria ybaja lentamente por ella. Partiot, sin embargo, al describir el boredel Sena, dice que esta corriente superficial hácia aguas abajo, solo se ha observado en los dias en que el bore era muy débil; ysobre todo. riente ecuatorial, es arrastrada hacia el Sur, loque produce una contra-cor- riente hácia el Ecuador, que recorre la costa occidental de la América. De esta corriente de agua fría arranca otra derivada sobre el Este, en el cabo de Hornos, activada por los vientos del Oeste que soplan en aquellos parajes. En el centro de todos estos circuitos ,existen espacios tranquilos que comprenden millares de leguas cuadradas ,jcubiertos por una vegetación tan abundante, que detiene áveces la navegación de los buques; estos espacios se llaman, por las plantas que los cubren, Mares de sarijazo: En los primeros tiempos se suponia que estas plantas crecían en sitio.'? poco profundos de donde eran arrancadas por la fuerza de las olas; los sondeos han dado siempre en estos parages, calados superiores ádos kilómetros, y.estudios recientes parecen demostrar que aquellas plantas nacen yviven en la superficie del mar. 107. Corrientes litorales.—Las corrientes litorales son las que se determinan en la proximidad de las costas ,ya por causas generales fuera de ella, (aunque influidas por sus accidentes ycondiciones especiales), ya directamente por estos mismos accidentes ycondiciones. En el primer caso se encuentran las de marea ;corrientes débiles en alta mar ,que haciéndose sentir con fuerza sólo en las costas ,son verdaderas corrientes litorales debidas áuna causa general (la marea). Las que el viento determina accidentalmente en algunos puntos ,corresponden al segundo grupo. El viento tiene una grande influencia en las corrientes ;su acción prolongada sobre las moléculas fluidas ,determina, independiente de las olas que levanta, un movimiento de traslación que forma una corriente. Yeremos luego que en las costas de España el viento tiene tan marcada influencia sobre las corrientes, que estas dependen principalmente de él. En cambio las olas no ejercen ninguna influencia sobre las corrientes ,obser- Vcáudose que allí donde solevantan, son arrastrados los cuerpos flotantes de la misma manera con mar gruesa que con mar bella. 108. Revesas.—Nada hay más irregular que las corrientes litorales, de cuya teoría so sabe muy poco, ycuya marcha vienen ácomplicar las contracorrientes llamadas revesas, existiendo áveces una gran diversidad de I opiniones, tomando unos autores por corriente principal ála que otros consideran como derivada. Estas revesas, muy comunes cuando se originan por las partes salientes de una costa, son tanto más marcadas cuanto más fuerte es la corriente de donde proceden ymás saliente el cabo que la determina. La península de Cütentin (fig, 86), en la entrada del canal de la Mancha, dá origen, por la corriente de flujo al Nordeste, áuna revesa al Oeste. En la costa Este de Inglaterra ,la punta Orford (figura 87), determina una revesa por la corriente de flujo, que uquí es al Sud-Sudoeste; la intensidad ele la revesa es tan grande como la de la corriente principal, que alcanza cuatro millas. Reservamos para más tarde el citar algunas de nuestras costas. Ypor último, en todas las bocas de los puertos formadas por e.spigones ódiques salientes ,también se observan iguales revesas. Aveces la corriente litoral, como sucede en las rias ,es encontrada por otra que sale del interior, en cuvo caso se forma —176 - una revesa del lado de aguas abajo del canal, aunque la costa sea rasa y no presente desigualdades (fig 88). Si en el exterior no existe corriente yla ria desemboca perpendicularmente ála costa, suelen formarse (especialmente cuando la directa es muy violenta), dos revesas, pero más débiles, una ácada lado de la desembocadura (fig. 89). Este fenómeno se presenta principalmente en las limpias que se llevan ácabo por medio de corrientes artificiales, —177 — 109. CoRRiExMES .QUE CHOC/VN coNTRxV orstxÍcdlos.—HiLEROS.—Cuaiido la comente encuentra unaisla, se divide en dos laterales, dejando en las cabezas un espacio en donde se verifica el depósito de los acarreos. Si la corriente tropieza con un obstáculo que no puede vencer, tiende áelevarse en su proximidad basta hacer equilibrio ála velocidad que trae ;pero si el obstáculo puede ser sobrepujado ,resulta una elevación sobre 61 juna depresión del nivel después de vencido. Ypor último, si dos corrientes marchan en direcciones opuestas, se produce en el punto de encuentro una elevación que avanza en el sentido do la más fuerte :todo conformo con las leyes del movimiento de los fluidos. ^ Aeste género pertenecen los que se llaman hileros de corriente, formados por escarceos continuados, que la misma corriente se encarga de llevar consigo hasta que se desvanecen. Estos hileros se observan con ma^mr insistencia sobre los puntos más salientes de las costas, ycon ma3mr intensidad sobre aquellas extremidades que cambian bruscamente de dirección. Cuando la mar de leva se combina con los hileros, las olas se encrespan hasta el punto de producir rompientes que harian sospechar la existencia de bajos donde no existen. Los hileros son muy comunes en el estrecho de Gibraltar jal Este de él; pero desaparecen al Oeste. También se forman por fuera del cabo San ’\Tcentc ysobre la costa de Galicia, debidos al choque de la corriente general con las de marea. ' Entre los hileros más notables, se cuenta el del cabo Trafalgar, sin que falte en cada marca con más oménos energía, según sea esta de sizigia ó de cuadratura; se extiende hácia el Sudoeste pasando por encima del bajo Accytcra, hasta perderse envuelto en la corriente general. lio. Corrientes submarinas.—También se ha reconocido la existencia de corrientes inferiores, unas veces donde no existen en la superficie, yotras en dirección diferente yhasta opue.sta álas superiores, siguiendo la ley establecida para la circulación atmosférica [22]. Una corriente superior supone otra inferior ólateral. En los Dardanelos se ha reconocido la existencia de una corriente submarina desde el Mediterráneo al Mar Negro, en dirección opuesta ála de la superficie que lleva las aguas del Mar Negro al Mediterráneo. Sin embargo, en el estrecho de Gibraltar no se ha notado corriente alguna inferior, si bien existen las contracorrientes laterales. Estas contracorrientes submarinas suelen notarse con mucha frecuen- 12 —178 —- cia en las bocas ele los puertos óbahías que presentan una entrada estrecha, donde la contracorriente no encuentra medios de establecerse lateralmente. Son miiy peligrosas para los buques cogidos así ,entre dos fuerzas encontradas ,porque gobiernan mal en medio de ellas ,no obedecen al timón yestán expuestos átumbar. En la boca que forma la rada de Brest, existe, cuando empieza la corriente de flujo hacia el interior, otra al exterior, un poco más baja que ála primera; de modo que en tiempo de calma ,un bote entra en el puerto llevado por la corriente ,al mismo tiempo que un navio sale de él. 111. CoRuiENTES ACCIDENTALES.—Hay otras corrientes derivadas, ya en el sentido horizontal ,ya en el vertical ,que suelen presentarse accidentalmente en una localidad en circunstancias dadas ;como cuando un viento fuerte acumula en el interior de una bahía grandes masas de agua. Semejante fenómeno es muy marcado en el golfo de Ñápeles, en la liahía de Forbay de la costa del Sur de Inglaterra, yen el golfo de Valencia; la corriente submarina es tanto más fuerte cuanto más violento sopla el viento, observándose que siendo uno yotra encontrados, apenas trabajan las cadenas de las anclas. En los senos do las costas, yal abrigo de las puntas salientes, una corriente especial-, denominada por los franceses raz de marée, yrace por los ingleses ,se forma en aquellospuntos en que la marea recorre una grande altura. Si la marea sube con mucha rapidez mar afuera, se establece una caida hácia la bahía ,que produce una fuerte corriente. En Portland, la carrera de la marea es solo do 2,30 metros en la bahía, yen el exterior, fronte al Chesil-baiik, de 3,80. La corriente, durante la plea, alcanza una velocidad de 6á7millas por hora hácia el Este ,cambiando al Oeste cuando la marea ha descendido ála mitad de su carrera. Un fenómeno análogo so produce en los canales estrechos, comunicando con dos mares odos partes del mismo mar, en las cuales la marea no tiene igual altura, óno coinciden sus fases; tal os la corriente que se establece en el canal del Solent que comunica con la bahía de Southhampton. La terrible corriente del Kile-Réo debe su origen ála misma causa; el Loch-Alsh recibe la marea por la parte del Norte, elevándose más que en la del Sur, obstruida por las islas ybajos que impiden la propagación de la marca, yde aquí la corriente violentísima que se forma. Los marinos deben tomar las mayoresprecauciones en la proximidad —178 —• cia en las bocas de los puertos óbahías que presentan una entrada estrecha, donde la contracorriente no encuentra medios de establecerse lateralmente. Son rníiy peligrosas para los buques cogidos así ,entre dos fuerzas encontradas ,porque gobiernan mal en medio de ellas ,no obedecen al timón yestán expuestos átumbar. En la boca que forma la rada de Brest, existe, cuando empieza la corriente de flujo hacia el interior, otra al exterior, un poco más baja que ála primera; de modo que en tiempo de calma ,un bote entra en el puerto llevado por la corriente ,al mismo tiempo que un navio sale de él. 111. CoRuiENTES ACCIDENTALES.—Hay otras corrientes derivadas, ya en el sentido horizontal ,ya en el vertical ,que suelen presentarse accidentalmente en una localidad en circunstancias dadas ;como cuando un viento fuerte acumula en el interior de una bahía grandes masas de agua. Semejante fenómeno es muy marcado en el golfo de Ñápeles, en la bahía de Forbay de la costa del Sur de Inglaterra, yen el golfo do Valencia; la corriente submarina es tanto más fuerte cuanto más violento sopla el viento, observándose que siendo uno yotra encontrados ,apenas trabajan las cadenas de las anclas. En los senos de las costas ,yal abrigo de las puntas salientes ,una corriente especial-, denominada por los franceses raz de marée ,yrace por los ingleses ,se forma en aquellospuntos en que la marea recorre una grande altura. Si la marea sube con mucha rapidez mar afuera ,se establece unacaida hácia la bahía, que produce una fuerte corriente. EnPortland, la carrera de la marca es solo de 2,30 metros en la bahía jyen el exterior, frente al Chesil-bank, de 3,80. La corriente, durante la plea, alcanza una velocidad de 6 á 7millas por hora' hácia el Este ,cambiando al Oeste cuando la marca ha descendido ála mitad de su carrera. üii fenómeno análogo so produce en los canales estrechos, comunicando con dos mares ódos partes del mismo mar, en las cuales la marea no tiene igual altura, óno coinciden sus fases; tal es la corriente que se establece en el canal del Solent que comunica con la bahía de Southhampton. La terrible corriente del Kile-Róe debe su origen ála misma causa; el Loch-Alsh recibe la marca por la parte del Norte, elevándose más que en la del Sur, obstruida por las islas ybajos que impiden la propagación de la marea, yde aquí la corriente violentísima que se forma. Los marinos deben tomar las mayoresprecauciones en la proximidad —179 — de tierra yde las prolongaciones submarinas de sus cabos ,si no quieren verse sorprendidos yarrastrados por las corrientes ;ylos ingenieros procurarán al proyectar las obras ,evitar los estrecliamientos bruscos yotras disposiciones viciosas que las originen. 112. CouuiENTES EN LAS COSTAS DE España.—Pasomos aliora áConsignar los resultados de las observaciones que sobre las corrientes se han hecho en las costas de España. En las del Norte ,so nota ála altura del cabo Prior éislas Sisargas, que marchan con el viento ,combinándose ymodificando las de marea ,que son del Oeste /al Este en el flujo, ydel Este al Oeste en el reflujo. Las corrientes son más sensibles al Este del cabo de Penas; en invierno marchan al Este yal Es-Sudeste, yson casi constantes hácia el golfo de Gascuña, con tal intensidad, que con frecuencia alcanzan á3y4millas por hora, yhasta pasan de 5 frente áGuipúzcoa, siendo causa de la mayor parte de los naufragios en esta costa. En el verano son al Oeste yal Oes- Noroeste con poca fuerza (1 á2millas álo más), aumentando de intensidad cuando soplan vientos del primer cuadrante. Si observamos que los vientos reinantes en esta costa son ordinariamente, en el invierno, los del tercero ycuarto cuadrante, ylos del primero en el verano, deducimos que 'el viento influye en la marcha de estas corrientes, siendo regla en aquella costa que una fuerte corriente al Este es indicio de temporal del Noroeste. Las de marea siguen la dirección ya expresada hácia el Este oEs- Sudeste en el flujo, yOeste úOes-Sudeste en el reflujo. En el saco de Aviles, al Oeste del cabo de Peñas, las corrientes son al Nordeste, especialmente en. verano, cuando la litoral es al Oeste; de mañera que puede considerarse como una revesa suya. En el Mediterráneo son más inseguras las corrientes, variando los autores en sus apreciaciones, tomando los unos como corriente principal loque otros consideran como derivaciones orevesas. En el Estrecho, la corriente principales de Gestea Este, ytan violenta, que se hace sentir hasta la altura de Sicilia. Suele alcanzar de 4á5millas yhasta 7en la parte más estrecha, es decir, entre Tarifa yla punta Ciris; pero entre Ceuta yGibraltar, no excede de 2Ya- Se notan revesas en sentido contrario ála corriente principal, en las inmediaciones de las costas que forman el Estrecho, pudieudo señalarse en ambas una faja de 1á2millas en que las grandes mareas de las sizigias determinan una fuerte contracorriente. \ —180 — Esta corriente general se ramifica en dos al desembocar en el Mediterráneo; la rama correspondiente áAfrica es la principal, ymarcha directamente hasta' Sicilia; la que pertenece áEspaña es una derivada suya, yse modifica insensiblemente inclinándose hácia el Nordeste, siguiendo la marcha de la costa. Es tal la fuerza de esta corriente general hácia el Este, que se citan muchos casos de haber anochecido un buque encalmado en la boca oriental del Estrecho, yamanecer en el meridiano de Málaga, lo cual equivale áuna velocidad media de 5millas: en semejantes casos se oye con bastante frecuencia el ruido de los hileros de la corriente, que arrastra al buque hácia el Este. Esto mismo se ve confirmado en la dificultad que tienen los buques en salir del Mediterráneo yatravesar el Estrecho con Ponientes, hallándose en ocasiones más de mil buques repartidos en los puertos yensenadas comprendidos entre el cabo de Gata yla bahía de Algeciras ;mientras que nunca se ve uno detenido por Levantes para navegar hácia el Este ,áno ser con barcos costeros yvientos duros. La corriente puede estimarse en 1o2millas por hora entre los meridianos de Málaga ycabo de Gata, ymenos entro éste yel cabo de San Antonio. En los golfos do Valencia ydo León, las corrientes son más variables, y dependen principahnonteNde los vientos. Cuando hay Noroeste duro en el golfo de León, las aguas arrolladas por la impetuosidad del viento, adquieren la dirección hácia el Sud-Sudesto ySudoeste al difundirse por la costa de Cerdeüa ymar Báleárico. Si reinan vientos del Sudeste ,las corrientes en dicho mar son al Norte. Cuando reina Levante fresco, se acumulan en el golfo do Valencia nia- 'sas de agua que producen una fuerte corriente de fuera para dentro la cual se escapa por el cabo de San Antonio ygira por la costa de España á unirse con la general del Esto. Si reinan dentro del golfo vientos del Noroeste, salen las aguas para afuera, yla corriente marcha al Sudeste en los canales de las Baleares ,yal Sur sobro el cabo de San Antonio, y va luego áunirse insensiblemonto ála corriente general de la costa de África. En el golfo do León, con vientos del Sudeste al Sudoeste, las aguas que afluyen siguen la dirección de fuera hacia tierra ,manifestándose en dirección al Noroeste ,Norte yNordeste ,según la situación del punto respecto —181 — del golfo ,siendo tanto más sensible ,cuanto más cerca se halle de la l)pca. Lo contrario sucede co]i vientos do Noroeste, que producen una corriente tan fuerte para fuera ,como la indicada ántes en dirección de tierra. Esta corriente recala sobre la costa de Cataluña como si fuese del Nordeste; dentro del golfo do Valencia como del Estoy en las Baleares del Norte: de manera, que sobro Menorca, la más expuesta álos embates del golfo ,se encuentran casi siempre las corrientes en dirección liácia Sur óel Sudoeste ,porque durante las dos terceras partes del año reinan Nortes yNordestes sobro la costa de aquella isla. La velocidad de estas corrientes es de 1á2millas en el golfo de León, yménos en el de Valencia, disminuyendo de intensidad áproporción que se alejan del origen. Cuanto queda dicho suele modificarse en puntos ymomentos determinados, yasí como al tratar de los vientos dijimos [44] habia años de Levantes yde Nordestes ,así hay años en que unas corrientes predominan sobre las otras. Pasando ahora áestudiar las corrientes en el saco de Cádiz ycosta de Portugal yGalicia, diremos que la corriente del Estrecho deja de ser sensible (á pesar de cuanto hayan podido decir algiinos autores) ámuy pocas leguas al Oeste de su entrada ,ynunca se preocupan los navegantes por ella, siempre que hayan franqueado la boca occidental. Las corrientes en esta parte de la costa van con el viento ;si soplan vendavales, se establece una gran corriente de Sur áNorte, cuya intensidad alcanza á2millas por hora entre los cabos de Trafalgar ySan Vicente ;corriente que va asumiendo la dirección de las costas por donde resbala hasta el Oeste en el golfo de Huelva ycosta de Algarbe. Dobla el cabo San Vicente, sé incorpora ála general [106] yambas reunidas recorren la costa de Portugal yGalicia, siguiendo su configuración. La continuación do esta corriente es la descrita que, desdólos cabos Finisterre yPrior, recorre todo el golfo de Vizcaya ypenetra por los canales de la Mancha ySan Jorge ,hasta desparramarse por el mar del Norte [106]. Igual reacción sufre la corriente, cuando después de algunos dias de vientos fuertes de la parte del Sur, entran' los opuestos; si bien no cambia tan pronto como el viento. La corriente que baja entonces por los banales do la Mancha ySan Jorge, se une ála corriente general, deslizándose á lo largo de la costa de Portugal ,penetrando una parte dentro del saco de —182 -- Cádiz, al que dá vuelta ,siguiendo luego álo largo de la costa occidental de África. En tiernpoá normales en que la virazón alterna con los Levantes yPonientes [46], no se experimentan grandes corrientes dentro dcl saco de Cádiz; la inarclia es entonces del Este al Oeste con Levantes, vla contraria con Ponientes. Sobre la costa solo se conoce la corriente de la marca mas ó.menos marcada. En la costa de Portugal yGalicia son muy pronunciadas las corrientes, cuya dirección sobre tierra es de Norte áSur óSur áNorte ,según los vientos reinantes ;inclinándose fuera de ella ya al Nordeste ya al Sudeste cuando predominan el Sudoeste óel Noroeste. Un fenómeno raro se observa sobre la costa do Galicia ,yes natural suceda lo mismo en la de Portugal; uno ódos dias ántcs de un temporal, las corrientes se dirigen al punto del horizonte de donde al fin viene el mal tiempo de manera que cuando los vientos so dirigen al Sur sin causa visible, sobreviene un temporal-de vendaval. Es difícil dar una explicación satisfactoria dcl hecho. ' Las corrientes, en general, una vez entablado el viento ,van hácia el Nordeste yNorte con vientos del tercer cuadrante, yhácia el Sur cuando dominan los del cuarto yprimero. En invierno son más frecuentes las primeras, yen verano las segundas; su velocidad se estima en 2millas por hora, ymás cuando sopla vendaval duro. 113. Dirección yvelocidad de las corrientes.—La marcha de las corrientes ysu dirección, se reconoce por un flotador lastrado para mantenerle ála profundidad áque se quiere observar ;el flotador vá unido por una cuerda á.una boya del tamaño estrictamente necesario para sostener el cuerpo sumergido. Cuando se quiere observar con exactitud', se aprecia también previamente la influencia de la corriente superficial sobre el flotador superior. Mr. A,m6 ha construido un aparato con ol cual se determina la dire con do las corrientes. Se compone douna caja cilindrica B(flg 90) ácu fondo vá fija invariablemente una veleta Kcorrespondiendo al [ero c limbo do una brújula Gcolocada en el interior de la caja. Termina en parte sJperior por un tubo KL, en el cual entra una varilla B F de que pende un disco Rarmado de puntas que sujetan la aguja do la bi jula cuando se baja, yla dejan libre cuando so eleva. La parte súperior CAPÍTULO Yl. RÉGIMEN DE LAS COSTAS. lie. Forma general de una costa.—117. Cordon litoral.—118. Marcha de los aluviones.—119. Formación de las dunas.—120. Marcha de las arenas en las dunas.—121. Daños causados por las dunas.—122. Defensa de las costas.—123. Forma délos diques.-124. Mateiiales.—12,3. Medios indirectos de defender las costas.-126. Formas ymateriales de los esjiigones.-127. Espigones de Holanda.—128. Fijación de las dunas.—129. Apertura de canales por medio del viento.-150. Flora de las dunas. 116. Forma general de una costa.—Sabido es que las costas no presentan ála vista una línea regular yuniforme, siendo por el contrario el carácter dominante en ellas, la irregularidad de sus contornos; yaunque prescindamos de los accidentes más notables yvariaciones pronunciadas de dirección, ylimitemos elexámen ápequeños trozos, liaj^ siempre partes que sobresalen de la línea general en forma de puntas ocabos, yotras que penetran en ella formando ensenadas. Tales desigualdades deben siempre subsistir' pues los terrenos que aparecen en las costas (áun suponiendo en ellas idéntica forma) ni tienen igual dureza, ni son atacados por las olas ylas corrientes con la misma fuerza, yuna vez dada la mas pequeña irregularidad en la línea de la costa, será causa de otras innumerables, por la natural tendencia del mar ádestruir las partes salientes que más direc- 190 tamente sufren sus embates, rellenando con ellas las entrantes. No se puede con esto fijar una regla sin excepción, pues en circunstancias especiales, como luego veremos, las partes salientes ,cuando son formadas por los detritus que las aguas arrastran, tienden generalmente ácrecer avanzando cada vez más adentro. El aspecto general de una costa es extremadamente variado; ópresenta ála vista extensas llanuras con pequeña oninguna pendiente trasversal, sobre las que resbalan las olas corriendo álo largo de ollas basta perder su fuerza ,óterrenos cortados ápico ,contra los cuales rompen ,dosgregaiidolos más omenos rápidamente ,según la dureza de las rocas ysegún su exposición al choque de las ol¿is. Cuando la costa está cortada ápico, ycorre paralela próximamente ála línea general, tiene ásu pié yá poca profundidad formada por los desprendimientos 'de la roca, una 'playa, las más do las veces descubierta en las bajamares. Pero si la costa so interna en el mar; si forma los costados do un cabo saliente, suele entonces mantenerse escorada en toda su altura, yconserva un gran calado ásu pió áun en las mayores bajamares. Es evidente que éste último caso so repetirá con más frecuencia en las costas poco atacables , como son las formadas por los terrenos de origen ígneo. En la costa dé Galicia, compuesta de terrenos plutónicos, han sido arrastrados los de sedimento que los cubrían ,quedando tan sólo las rocas que servían de '.esqueleto, yque en sus profundas bahías ycabos inatacables ofrece á cada paso al marino phertos naturales con grandes calados al pié do la misma costa. Pero apénas se llega al límite occidental de la provincia de Asturias de formación siluriana, ya los puertos naturales desaparecen y sólo se descubro una costa escarpada sobre la cual baten constantemente las olas. También en ella se observa sin excepción la regla general: los cabos ópuntas de esta parte do la provincia están casi todos formados do cuarcitas, las rocas más duras de la formación siluriana; yel accidento más notable do la costa ,el cabo de Peñas ,pertenece ála formación devoniana, cuyas cuarcitas en esta costa ofrecen mayor consistencia que las de la siluriana. En el grupo devoniano, compuesto do rocas do muy desio-ual dureza se encuentran también las ensenadas más ])rofundas; las rocas mónos duras han sido arrastradas, quedando las otras para formar el cabo ysus puntas más salientes. Apesar de todo, dichas puntas son constantemente atacadas yvan perdiendo su relieve ,como lo comprueban ron forxnar parte de ellos. Las masas desprendidas de las laderas permanecen en semejante estado muy poco tiempo ;removidas por las olas ,son arrastradas las más tenues ,redondeándose las asperbzas de las gruesas por el frote continuado de unas con otras, hasta quedar reducidas águijarros ócantos rodados; yen semejante estado, se ponen en movimiento áimpulso do las olas, si no hay obstáculos que so opongan ásu marcha. Los guijarros impulsados por las olas, marchan álo largo de las costas en la forma siguiente: al chocar una ola contra la costa cubierta de guijarros ,los arrastra oblicuamente en el sentido de su marcha ydesciende luego con la ola según la línea de máxima pendiente, para ser arrastrados de nuevo ytrasportados un poco más lejos; avanzando así en zig-zag hasta que un cambio en la dirección de las olas producido por una alteración en el viento, haga variar la marcha de los aluviones. Los guijarros avanzan yretroceden alternativamente ;pero determinándose en definitiva su trasportó progresivo en el sentido en que predominen los vientos. 117. CoRDON LITORAL.—Cuaiido las olas rompen normalmente ála costa, los guijarros no avanzan; suben ybajan alternativamente disponiéndose en la playa según un talud cóncavo parecido al de una cicloide, muy tendido en la parte próxima al mar ycoronado muchas voces por un reborde más ómenos aparente ,que subsiste mientras no se rompo en las grandes mareas ótemporales que lanzan los guijarros fuera del alcance de la mar;’ poro restablecida la calma, vuelve el reborde áreformarse hasta que sobrevenga un' nuevo temporal olo destruya. Este rebordo ha sido llamado por E. do Beaumont cordon litoral. Algunas veces este nombre so aplica álas rocas mismas que forman la costa, cuando aquel no tiene espacio para desarrollarse. Lo que decimos de la acción normal de las olas se aplica ála acción oblicua; descomponiendo esta en dos, la una normal yla otra paralela á la costa, la normal determina la formación de su perfil, al paso que la pa- i’alela hace marchar los aluviones álo largo de ellas [116] ;si las costas situadas ábarlovento, cesasen de suministrar materiales ,la sección que se considera sería atacada, áno construir las obras de defensa de que eaás tarde nos ocuparemos. tainen^e geométrica que afecta el perfil de la costa donde se arrollado el litoral, es más-. table todavía en planta. Los guijar ros so disponen según curvas cóncavas liácia el mar, sobro las cuales vienen á' estrellarse las olas ;ycuando la costa presenta entradas profundas y accidentadas ,en las cuales no penetra la agitación exterior, forman los guii arros delante una especie de dique que protege un estanque en comunicación muchas veces con el mar, hasta que un temporal rompe aquella barrera yla deja abierta mas ómenos tiempo. Esto sucede en la Albufera de Valencia, cuya comunicación con el mar es preciso mantenerla abierta artificialmente. Vemos, pues, que el cordon litoral no so forma siempre en el fondo de las bahías, también se desarrolla en la proximidad do las puntas ócabos, de las rocas aisladas, de las islas ybancos que, situados fuera de la costa, la sirven de abrigo yconstituyen puntos de apoyo para el cordon. En una playa baja que so interne en el mar ágran distancia de la costa, ysobi^ la cual «rompa la mar, formará su cordon en la extremidad exterior de esta playa ydo la rompiente de que os origen, permaneciendo inalterable ásu abrigo la extensa playa que se extiende detras, como se ve en los al- / *501159573 EUP TA69 PER 1.2 J ESCUELA TÉCNICA DE PERITOS INDUSTRIALES DE SEVILLA ESTANTE TABLA l NÚMERO ó'JS