Interacción vientos-corrientes en profundidades reducidas. Un modelo para la costa este de Gran Canaria
Full text
UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA
DEPARTAMENTO DE FÍSICA
TESIS DOCTORAL
ESTHER PÉREZ MARTELL
Las Palmas de Gran Canaria, Julio de 19 88
INTERACCIÓN VIENTOS
-
CORRIENTES EN
PROFUNDIDADES REDUCIDAS. UN MODELO PARA
LA COSTA ESTE DE GRAN CANARIA
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. Biblioteca Digital, 2003
Título de la tesis:
INTERACCIÓN VIENTOS - CORRIENTES EN
PROFUNDIDADES REDUCI DAS. UN MODELO PARA LA
COSTA ESTE DE GRAN C ANARIA
Thesis title:
INTERACTION WINDS - CURRENTS IN REDUCED
DEPTHS. A MODEL FOR THE EAST COAST OF GRAN
CANARIA
Universidad de L as Palmas de Gran Canaria. Biblioteca Digital, 2003
Un,ilJe:rsidad
PoLitecnica
de
CanarilJiS
Dep.a;rtu/lnent:o
de
Fisiea
Fae11ltrJXl
de
C,íe:ncias
del
Mar
Atdom:Esfher
PeYeZ
ManeU
Di!¡'~ctor
Dr.
D.
Luisfejedor
Jla,rl~~z
Jul,io.
:198;8
Departamento
de
Física
Facultad
de
Ciencias
del
Mar
Universidad
Politécnica
de
Canarias
TESIS
DOCTORAL
INTERACCION
VIENTOS-CORRIENTES
EN
PHO.FUNDIDADES
MODELO
PARA
LA
GRAN
CANARIA_
REDUCIDAS.
COSTA
ESTE
Autora:
Esther
Pérez
Martell
Director:
Prof.
Dr.
Luis
Tejedor
Martinez
UN
DE
Julio
1988
OUneÍJet<Jülad
9o¿:técneea
de
<G'anatta.1
~efQdQmen16
de
~ica
DON
LUIS
TEJEDOR
MARTINEZ,
CATEDRATICO
DE
UNIVERSIDAD
EN
EL
AREA
DE
FISICA
APLICADA
DEL
DEPARTAMENTO
DE
FISICA
DE
LA
UNIVERSIDAD
POLITECNICA
DE
CANARIAS
CERTIFICA;
Que
la
memoria
titulada
"INTERACCION
VIENTOS-CORRIENTES
EN
PROFUNDIDADES
REDUCIDAS.
UN
MODELO
PARA
LA
COSTA
ESTE
DE
GRAN
CA!\TARIA",
ha
sido
realizada
por
Dª
Esther
Pérez
Martell
bajo
mi
dirección
en
el
Departamento
de
Fisica
de
la
Universidad
Politécnica
de
Canarias.
Esta
memoria
constituye
la
Ti'!"ic:;
(IllA
prARAntfl
pflra
optar
al
grado
de
Doctor
en
Ciencias
del
Mar.
Las
Palmas,
a
11
de
Junio
de
1988
EL
DIRECTOR
DEL
DPTO.
DE
EL
DIRECTOR
DE
TESIS
\ .
<J'Y
Luis
Tejed~¡NM~rtínez
Fdo:
Luis
Tejedor
Martinez
AGRADECIMIENTOS
Quiero
expresar
mi
más
sincero
agradecimiento
al
Prof.
Dr.
D.
Luis
Tejedor
Martínez,
Director
de
este
el
titulo
de
Dra.
en
Ciencias
del
Mar.
Sin
su
ayuda,
apoyo
y
orientaciOn
no
hubiese
sido
posible
llevar
a
cabo
el
trabajo.
Desearía
destacar
que
su
actuación
hacia
mi
persona,
ha
sido
tanto
en
el
aspecto
científico
y
académico,
como
de
estímulo
moral,
en
los
momentos
de
desaliento.
Agradezco
también
la
colaboración
y
apoyo
de
los
miembros,
compañeros
y
amigos,
del
Departamento
de
Física
(grupo
de
Ciencias
del
Mar)
los
cuales,
de
una
forma
u
otra,
han
prestado
su
colaboración
en
la
realización
de
este
trabajo.
Asimismo,
quiero
expresar
mi
agradecimiento
y
gratitud
a
la
FUNDACION
UNIVERSITARIA
de
LAS
PALMAS
Y
de
forma
especial
a
la
FAMILIA MEGIAS MARTINEZ
por
la
ayuda
concedida,
en
forma
de
beca.
para
la
realización
de
parte
de
este
trabajo.
Otra
parte
del
mismo
se
enmarca
en
un
proyecto
de
investigación
más
amplio,
para
el
cual
el
Departamento
ha
sido
subvencionado
por
la
Consejería
de
Educación,
Cultura
y
Deporte
del
Gobierno
Autónomo
de
Canarias.
Mi
reconocimiento
al
Centro
de
Tecnología
Pesquera
de
Taliarte
por
las
facilidades
dadas
para
la
instalación
de
algunos
de
los
equipos
utilizados
en
este
trabajo.
A
Paco.
INDICE
CAPITULO
O:
INTRODUCCION.
0.1:
Oceanografía
Física
•.....•......•..............
1
0.2:
Oceanografía
de
costas
.....................•...
3
0.3:
Oceanografía
Costera
de
las
Islas
Canarias
.....
5
0.4:
Objetivo
del
presente
trabajo
..................
8
0.5:
Estructura
y
Resumen
del
trabajo
..••.•.....•..•
9
CAPITULO
1:
CLIMATOLOGIA
GENERAL
DE
CANARIAS.
1.1:
Factores
determinantes
de
la
Climatología
•....
!7
1.2:
Características
del
tiempo
atmosférico
en
Canarias
...............................••..
20
1.2.1
Condiciones
normales
...••....•.••....•..
20
1.2.2
Perturbaciones
del
tiempo
atmosférico
...
24
1.3:
Elementos
climáticos
.............••...••.•....
29
1.3.1
Vientos
........................•...•....
29
1.3.2
Temperatura
.............................
31
1.4:
Características
oceanográficas
en
Canarias
.••.
33
CAPITULO
2:
TRATAMIENTO
TEORICO
DE
LAS
CORRIENTES.
2.1:
Ecuaciones
fundamentales
......................
39
2.2:
Aproximaciones
..•......•......•...•.•.•.•..•..
43
2.3:
Corrientes
de
viento
................•.........
54
2.4:
Corrientes
de
marea
...........................
61
2.5:
Tratamiento
estadistico
.......................
71
CAPITULO
3:
ADQUISICION
DE
DATOS: INSTRUMENTACION y
CAMPARA
DE
TOMA
DE
DATOS.
3.1:
Instrumentación
...............................
82
3.1.1
Estación
meteorológica
..................
82
3.1.2
Correntimetro
autónomo
....•.••.........•
87
3.1.3
Mareógrafo
..............................
91
3.1.4
Correntimetro
manual
........•........•..
93
3"
1 ,,5
Sonda
CTDS.
It
"
................................
"
•••
95
3.1.6
Lectora
de
cintas
.......................
97
3.1.7
Ecosonda
............•......••.....•.....
97
3.2:
Proceso
de
datos
..............................
99
3.2.1
Estación
meteorológica
..................
99
3.2.2
Correntimetro
autónomo
...........•.....
103
3.2.3
Mareógrafo
...
~
.......•.....•.........•.
108
3.2.4
Corrent
imetro
manua
1
...................
111
3.2.5
Sonda
CTDS
................•............
l11
3.3:
Campañas
de
toma
de
datos
.......•••....•.....
114
3.3.1
Localización
del
tramo
de
estudio
......
114
3.3.2
Incidencias
de
las
campañas
............
117
CAPITULO
4:
TRATAMIENTO
DE
DATOS
DE
GANDO.
4.1:
Introducción
.......
11
•••
11
•
11
11
11
•••
11
..............
11
..
128
4.2:
Estudio
general
del
periodo
76-85
.........•..
129
CAPITULO
5:
TRATAMIENTO
DE
DATOS
DE
TALIARTE.
5.1:
Meteorología
.................................
156
5.2:
Corríent.es
.........................•...•.•...•
188
5.3:
Niveles
.............
,1
..........
11
•••••••
"
..........
205
CAPITULO
6:
MODELO
DE
CIRCULACION.
6.1:
Introducción
•..........•.••........•.•.•.....
221
6.2:
Corrientes
producidas
por
el
viento
...•...•..
224
6.3:
Corriente
de
marea
...............•..•........
230
6.4:
Corrientes
residuales
................•.•..•.•
241
CONCLUSIONES
.
.....................................
259
BIBLIOGRAFIA .
.....................................
263
CAPITULO
O:
INTRODUCCION.
La
Oceanografia
es
el
estudio
de
las
aguas
oceánicas
del
planeta,
desde
las
aguas
profundas,
en
mar
abierto.
hasta
las
costeras.
En
el
concepto
genérico
de
Oceanografia
tienen
cabida
prácticamente
todas
las
ciencias,
desde
la
Física,
Química,
Biología,
Matemáticas
y
Geología
hasta
otras
como
Economia.
Rociologi~
y
varia~
ramas
del
Derecho
y
de
la
Ingeniería
..
Incidiremos
aquí
en
la
parte
relacionada
con
la
Fisica
que
es
la
que
nos
interesa.
0.1.-
Oceanografía
Física.
La
Oceanografia
Física,
se
suele
dividir
en
Descriptiva
y
Dinámica,
según
el
tipo
de
tratamiento
que
desarrolle.
La
primera.
se
encarga
fundamentalmente
de
las
observaciones
y
medidas
de
datos
oceanográficos
conducentes,
por
ejemplo,
a
la
confección
de
cartas
sinópticas.
La
Oceanografia
Dinámica
tiene
como
objetivo
los
estudios
teóricos,
partiendo
de
las
leyes
de
la
Física,
que
harán
posible
la
descripción
del
comportamiento
y
movimiento
de
las
masas
de
agua.
La
interdependencia
entre
ambas
ramas
es
clara
y
necesaria,
cu~ndo
la
descriptiva
era
la
prepotente
(por
1
desconocimiento
de
la
dinámica)
se
pretendia,
y
de
hecho
en
algunas
ocasiones
se
conseguia,
realizar
predicciones.
Esto
es
posible
porque
en
la
práctica,
las
caracteristicas
de
las
masas
oceánicas
no
suelen
cambiar
mucho
con
el
tiempo,
ó
bien
lo
suelen
hacer
en
forma
periódica,
con
lo
cual
una
descripción
del
presente
puede
a!,>
1 i
canse
(cun
cautelas)
para
~l
fuLuru.
Luo
riesgos
de
equivocaciones
.son
evidentes.
Pero
por
parte
de
la
rama
Dinámica
también
existen
riesgos.
Cuando
se
intenta
expresar
en
términos
analíticos
la
relación
causa-efecto,
es
imprescindible
admitir
una
serie
de
hipótesis
simplificadoras
para
que
la
resolución
de
las
ecuaciones
obtenidas
sea
factible.
Es
decir,
el
fenómeno
real
se
idealiza
por
simplificaciones
sucesivas
y
se
obtiene
un
modelo
que
evidentemente
representa
sólo
parcialmente
la
realidad.
Por
consiguiente,
para
verificar
la
relación
modelo
realidad,
es
necesario
recurrir
a
la
descriptiva.
Así
pues,
vemos
que
las
predicciones
de
la
Oceanografia
Dinámica
necesitan
forzosamente
ser
avaladas
por
la
Oceanografía
Descriptiva
e
igualmente,
los
resultados
que
se
obtienen
de
ésta
sólo
pueden
ser
explicados
por
la
Dinámica.
Los
estudios
de
Dinámica
Marina
se
han
desarrollado
ampliamente
debido
a
la
importancia
que
2
tienen,
y
en
la
actualidad
se
encuentran
divididos
en
dos
ramas,
la
tradicional
Dinámica
Oceánica
y
la
moderna
Dinámica
de
Costas,
ésta
última
muy
relacionada
con
la
Ingeniería
de
Costas
y
la
Ingeniería
Oceanográfica.
El
estudio
de
la
Oceanografía
Costera,
aplicado
al
entorno
del
Archipielago
y
de
torma
más
espec1íica
a
la
Isla
de
Gran
Canaria,
constituye
una
de
las
lineas
de
investigación
del
Departamento
de
Física
de
la
Universidad
Politécnica
de
Canarias
y,
uno
de
sus
aspectos,
constituye
el
objetivo
del
presente
trabajo.
Hoy
cobrando,
la
medida
en
dja,
y
dentro
de
la
Oceanografía,
está
también,
importancia
el
uso
de
satélites
para
de
parámetros
de
interés
oceanográfico
(Remete
Scnsing)
.
Tal
rama
se
Oceanografía
por
Satélite
y
constituye
lineas
de
investigación
que
desarrolla
el
de
Física.
0.2.-
Oce~n()grafia
de
Costas.
le
denomina
ot.ra
de
las
Departamento
La
Oceanografía
Costera
se
desarrolla
en
el
ámbito
de
la
plataforma
continental.
Durante
muchos
años,
los
estudios
se
llevaron
a
cabo
en
alta
mar
principalmente,
y
los
descubrimientos
más
relevantes
estaban
en
esa
zona.
Pero
11~g6
UIl
lIlulll~nLu
~n
el
que
el
hombre
mostró
3
un
gran
interés
en
los
problemas
costeros,
por
su
importancia
en
el
estudio
del
Medio
Ambiente
y
las
implicaciones
económicas
que
ésto
conlleva.
Dadas
las
características
que
se
presentan
en
las
aguas
costeras
(poco
profundas,
presencia
de
la
linea
de
costa,
...
),
hacen
que
el
comportamiento
oceanográfico
sea
muy
diferente
al
de
áreas
en
mar
abierto.
Por
ejemplo,
la
presencia
del
fondo
en
las
aguas
someras
hace
que
el
movimiento
general
de
las
masas
de
agua
esté
m&~
11mit~do
que
~l
que
puede
existir
en
aguas
mas
profundas,
siendo
por
tanto
más
importantes
los
términos
de
fricción.
No
obstante,
los
fenómenos
en
ambas
zonas
están
muy
relacionados
(1).
Asi,
las
mareas
que
producen
elevaciones
y
descensos
del
nivel
del
mar
en
las
áreas
~e
genprAn
en
JR~
profundidades
oceánicas;
como
~ste,
existen
otros
ejemplos
de
la
dependencia
zona
de
altarnar-franja
costera.
Por
otra
parte,
lOH
fenómenos
r.ostero~
Ron
muy
diferentes
de
unas
zonas
del
litoral
a
otras,
debido
tanto
a
la
configuración
geográfica,
como a
la
geomorfológica
del
terreno.
El
espectacular
crecimiento,
desde
hace
unas
décadas,
de
las
poblaciones
urbanas,
y-
10
que
ésto
conlleva
en
cuanto
a
vertidos,
tanto
urbanos
como
industriales,
así
como
el
auge
del
turismo,
y
de
4
actividades
para
el
ocio
que
se
desarrollan
en
este
sector,
hacen
de
vital
importancia
el
conocimiento
de
las
condiciones
oceanográficas
costeras,
para
una
planificaci~n
de
su
uso.
En
definitiva,
se
puede
decir
que
es
precisamente
en
la
zona
costera
donde
la
Dinámica
Marina
tiene
más
aplicaciones
prácticas.
G.T.Csanady
(2)
justifica
la
importancia
de
estos
nuevos
estudios,
no
sólo
para
conseguir
un
mayor
conocimiento
de
la
Dinámica
Marina,
sino
fundamentalmente
porque
son
la
base
impr,escindible
para
la
resolución
de
los
problemas
especificos
del
litoral.
0.3.-
Oceanografía
Costera
de
las
Islas
Canarias.
En
el
área
cercana
a
las
Islas
Canarias,
marco
de
nuestro
estudio,
se
han
desarrollado
varios
trabajos
cuyo
objetivo
principal
era
el
estudio
del
"upwelling"
que
tiene
lugar
en
el
NW
de
la
costa
africana
(3,
4,
5,
6,
7,
8).
Desde
el
punto
de
vista
de
la
Oceanografía
Fisica,
en
concreto
de
la
corriente
de
Canarias,
existen
otros
trabajos
en
los
que
se
trata
ésta
a
partir
de
estaciones
hidrológicas;
y
que
a
través
del
método
geostrófico
intentan
calcular
las
velocidades
de
la
corriente
en
superficie
y
otros
niveles
de
profundidad,
respecto
de
un
nivel
cero
o
de
no
movimiento
(9,
10,
11,
5
12).
Aparte
de
estos
últimos,
y
anteriores
a
ellos,
existen
desde
hace
tiempo
unos
mapas
de
corrientes,
fruto
de
la
observación
visual
de
los
marinos
que
atraviesan
los
mares
numerosas
veces
y
que
a
nivel
global
describen
la
situación
real
excepto,
según
parece,
en
10
referente
a
intensidades
de
la
corriente,
debido
quizás
a
que
no
son
valores
medios
(13,
14)
. En
la
actualidad.
existe
una
descripción
más
detallada
de
corrientes,
con
datos
procedentes
de
correntimetros
que
se
han
fondeado
en
diversas
estaciones
del
Atlántico
Central
(14,
15,
16,
17).
En
resumen,
los
trabajos
desarrollados
en
el
área
del
Archipiélago
han
sido
a
macroescala
y
en
aguas
oceánicas.
En
el
campo
de
la
Oceanograf1a
Costera
existen
algunos
trabajos
restringidos
a
zonas
particulares
de
alguna
de
Dinámica
las
islas
(19,
Costera
no
20,
21).
conocemos
Mientras
ningún
que
en
trabajo
oceanográfico
en
el
litoral
de
Canarias.
aún
a
pesar
de
la
gran
importancia
que
tiene
esta
zona,
desde
diversos
puntos
de
vista.
Si
se
han
realizado
estudios
oceanográficos
conducentes
a
conocer
la
dinámica
de
una
franja
de
c~sta
muy
en
particular,
por
algún
motivo
especifico,
como
puede
ser
la
construcción
de
un
puerto,
la
actuación
en
una
playa,
no
están
publicados.
etc.,
pero
dichos
resultados
6
Al
estudiar
el
comportamiento
dinámico
de
las
masas
de
agua,hemos
de
tener
presentes
todas
las
fuerzas
que
actúan
sobre
el
sistema
y
entre
ellas
está,
como
sabemos,
la
acción
del
viento
sobre
la
superficie
del
mar.
Debido
a
la
importancia
de
la
interacción
atmósfera-océano,
el
conocimiento
del
régimen
de
vientos
será
fundamental
en
nuestro
estudio.
Respecto
a
los
datos
meteorológicos,
éstos
si
son
más
abundantes
en
todas
las
Islas,
aunque
en
unas
se
tienen
series
temporales
más
largas
que
en
otras.
En
Gran
Canaria,
el
Instituto
Nacionol
de
Meteorologia
tiene
varias
estaciones
a
lo
largo
de
toda
la
geografía
insular.
De
ellas,
la
serie
más
larga
y
completa
corresponde
al
observatorio
que
tiene
instalado
en
el
Aeropuerto
(Gando),
en
el
que
se
registran
datos
de
intensidad
y
dirección
del
viento,
temperatura
y
presión
atmosférica,
en
cuatro
instantes
a
lo
largo
del
dia:
1,
7,
13
Y
18
horas.
Tenemos
que
indicar
que
dicha
estación
ha
cambiado
de
ubicación
dentro
del
recinto
del
Aeropuerto
varías
veces
y
también
que
en
algunas
ocasiones
se
ha
variado
la
orografía
del
terreno
(se
quitó
una
pequeña
montaña
cercana
al
aparato
para
la
construcción
de
una
nueva
pista),
por
tanto
y
debido
a
la
especial
incidencia
del
factor
orográfico
(22,
23)
existen
pequefias
variaciones,
especialmente
en
los
datos
7
de
vientos,
desde
los
primeros
registros
hasta
la
actualidad
y
que
pueden
ser
achacables
a
este
motivo.
0.4.-
Objetivo
del
presente
trabajo.
En
el
trabajo
que
presentamos
a
continuación,
hemos
tratado
una
serie
de
intensidades
y
dirección
del
viento,
correspondientes
a
los
años
comprendidos
entre
1
.97h
Y
1.9A5,
dPo1
Observatorio
de
Gando.
También
aunque
con
menos
tiempo.
hemos
trabajado
con
la
temperatura
en
una
época
determinada.
Los
partes
información
proporcionó
diaria.
a
las
horas
de
el
Instituto
Nacional
de
mensuales
de
muestreo,
que
Meteorología
indican
la
velocidad
del
viento
en
km/h
y
su
dirección
en
dieciseis
sectores.
cada
uno
de
22'5
grados.
y
centrados
en
el
Norte
geográfico.
es
decir
que
de
la
dirección
del
viento
sabemos
el
sector
en
~l
que
está
soplando
éste,
pero
no
exactamente
la
magnitud
en
grados.
En
1986,
en
los
partes
de
observaciones
que
nos
suministró
el
Instituto
Nacional
de
Meteorología,
observamos
que
la
dirección
del
viento
venía
indicada
en
36
sectores,
numerados
del
1
al
36,
y.
centrados
igualmente
en
el
Norte
geográfico,
y
sin
conocerse
tampoco
los
grados
exactos
de
la
dirección.
Debido
a
que
el
cambio
en
la
nomenclatura
dificultaba-el
tratamiento
posterior,
indicado.
decidimos
tratar
dnicamente
el
8
periodo
El
trabajo
que
exponemos
seguidamente
se
desarrolla
en
el
campo
de
la
Oceanografia
objetivo
del
trabajo
es
desarrollar
Costera.
~
un
modelo
oceanográfico.
que
de
cuenta
del
sistema
de
corrientes
gue
tiene
lugar
en
la
costa
Este
de
Gran
Canaria
(zona
de
Taliarte).
Se
ha
elegido
@sta
zona
por
la
importancia
que
tienen
los
alisios
en
el
régimen
de
vientos
en
las
Islas
Canarias.
Estos
son
vientos
que
soplan
procedentes
de
direcciones
en
el
primer
cuadrante
durante
todo
el
afio,
pero
son
especialmente
significativos
durante
los
meses
comprendidos
entre
Abril
y
Septiembre.
Así
pues,
es
en
la
costa
Este
de
las
Islas
donde
se
deben
producir
las
corrientes
de
intensidad
mayor,
al
igual
posiblemente,
que
en
la
zona
Norte.
~ientras
que
en
el
Sur
no
serán
tan
impórtantes,
por
la
presencia
de
la
Isla.
El
resultddo
de
nuestro
t~abajo,
con
el
fin
expuesto,
10
hemos
estructurado
de
la
siguiente
forma.
0.5.-
Estructura
y
resumen
del
trabajo.
En
el
primer
capitulo
hacemos
una
descripción
basada
acerca
en
de
la
bibliografía
general
existente
la
climatologia
del
Archipiélago
(22,
23),
Canario.
Comenzamos
describiendo
la
situación
normal
del
tiempo
9
atmosférico
en
las
Islas,
durante
los
diferentes
meses
del
año,
para
posteriormente
ver
cuáles
son
las
causas
de
las
principales
alteraciones
que
se
producen
y
sus
efectos,
desde
este
apartado
un
punto
de
vista
general.
Finalizamos
con
las
características
generales
oceanográficas
que
aparecen
en
la
bibliografia
(9,
11,
12)
Y
que
ya
hemos
comentado
que
es
escasa
en
cuanto
a
estudios
de
microescala.
En
el
capitulo
segundo
incluimos
el
tratamiento
teórico
de
las
corrientes.
Comenzamos
de
forma
breve
con
Ii'!
circulación
marina,
en
el
que
considerando
las
hipótesis
de
Reynolds
acerca
del
movimiento
~urbulento,
llegamos
a
plantear
el
sistema
de
ecuaciones
que
en
general
hemos
de
resolver.
Las
soluciones
particulares
de
dicho
sistema
que
nos
interesan
son
las
producidas
por
el
viento
y
las
debidas
a
las
mareas,
que
son
tratadas
a
continuación.
Finalizamos
este
capitulo
con
una
breve
descripción
del
análisis
espectral
y
del
tratamiento
estadístico
que
hemos
aplicado.
En
el
apartado
siguiente,
capitulo
tercero,
pasamos
a
tratar
tod6
lo
relacionado
con-la
adquisición
de
datos.
Comenzamos
con
la
descripción
de
los
sistemas
de
toma
de
datos.
Después
describimos
el
área
en
que
10
hemos
desarrollado
el
estudio,
atendiendo
a
sus
características
geográficas
y
topográficas,
necesarias
para
justificar
los
emplazamientos
de
nuestros
aparatos.
También
en
este
capítulo
resumimos
las
diversas
campañas
de
toma
de
datos,
que
hemos
efectuado
y
las
incidencias
por
las
que
hemos
pasado.
El
cuarto
capítulo
corresponde
al
tratamiento
que
hemos
hecho
a
los
datos
de
viento
del
Instituto
Nacional
de
i"leteorología,
en
el
período
1976
-
1985.
El
motivo
nuestra
intención
es
obtener
el
régimen
de
corrientes
de
la
zona
de
Ta1iarte,
conocido
el
de
vientos
en
el
mismo
lugar.
Dado
que
tinicamente
podemos
disponer
de
los
datos
de
nuestra
estación
meteorológica
durante
un
año
(1987)
, y
como
la
información
que
se
requiere,
para
establecer
el
régimen
normal
de
vientos,
ha
de
ser
una
serie
temporal
de
mayor
duración,
hemos
tenido
que
basarnos
en
los
datos
de
Gando
y
correlacionar
ambu~
regímenes,
para
que
posteriormente
el
régimen
de
corrientes
obtenido
sea
representativo.
A
partir
de
los
registros
diarios,
en
cuatro
horas
diferentes,
de
velocidad
y
dirección
del
viento,
hemos
representado
las
series
temporales,
los
histogramas
(
escalares
y
direccionales),
las
curvas
de
distribución
de
la
vt:::lUl:iuau,
las
rosas
de
vientos,
los
regímenes
11
escalares,
y
las
direcciones
en
aquellas
direcciones
con
frecuencia
mayor,
para
cada
uno
de
los
afios.
A
partir
de
todos
ellos",
construimos
un
afio,
que
llamamos
afio
total,
y
del
que
representamos
también
lo
recien
indicado,
demostrando
que
dicho
afio
se
puede
considerar
el
normal
de
Gando,
que
será
el
que
compararemos
con
el
obtenido
en
Taliarte.
El
quinto
~apftul0
~orrespondA
Rl
tratRmiento
de
los
datos
obtenidos
con
nuestros
aparatos.
Para
el
desarrollo
del
modelo
de
corrientes
y
dada
la
importancia
que
tienen
los
vientos
en
la
zona,
instalamos
una
estación
meteorológica
que
estuvo
registrando
datos
de
intensidad
y
dirección
del
viento,
temperatura
y
presión
atmosférica
durante
un
periodo
de
un
afio,
prácticamente
completo,
en
Taliartc.
Los
resultados
registrados
nos
han
servido
para
correlacionar
nuestros
datos
con
el
afio
normal,
que
hemos
obtenido
con
los
facilitados
por
el
Instituto
Nacional
de
Meteorología
para
el
Observatorio
de
Gando
durante
el
periodo
1976
-
1985.
Los
resultados
obtenidos
para
la
correlación
entre
ambas
series,
nos
permiten
trabajar
con
el
régimen
de
vientos
del
afio
normal
y
será
éste
con
el
que
operemos
para
establecer
el
régimen
de
corrientes
en
la
zona.
En
el
apartado
siguiente
del
mismo
capítulo,
12
describimos
los
resultados
de
las
corrientes
medidas.
Como
nuestro
objetivo
principal
era
el
estudio
de
la
circulación
marina
en
la
zona
Este
de
la
isla
de
Gran
Canaria,
pensamos
inicialmente
en
que
dicha
circulación
p~dia
responder
a
un
fenómeno
tricapa,
y
que
además
coexistirían
varios
tipos
de
corrientes
(de
vientos,
de
marea,
la
circulación
general,
etc).
Para
contrastar
lo
prpvisto.
decidimds
instalar
tres
correntimetros
autónomos,
el
primero
en
los
3-5
m.
de
profundidad
y
los
otros
a
20
Y
40
m.
Con
el
cercano
a
superficie
se
determinaría
la
corriente
en
la
capa
superficial
donde
predominará
la
corriente
producida
por
el
viento;
con
los
otros
dos
se
estudiarían
la
capa
intermedia
donde
predominan
las
corrientes
rotatorias,
típicas
de
la
marea,
y
l~
capa
inferior
donde
es
import~nte
el
rozamiento
por
fondo,
así
como
poder
registrar
las
corrientes
de
pendiente,
en
caso
de
que
existan.
De
esta
manera
la
zona
intermedia
nos
podría
servir
para
evaluar
10
que
sucede
en
la
superior,
a
partir
de
la
diferencia
entre
ella
misma
y
la
intermedia.
Análogamente.
la
diferencia
entre
la
capa
del
medio
y
la
inferior
nos
aportará
información
de
10
que
ocurre
estrictamente
por
efecto
del
fondo.
En
función
de
lo
comentado,
el
fondeo
de
los
~urr~llLimeLro~
se
llevó
a
cabo
en
una
columna
de
agua
13
con
una
profundidad
aproximada
de
60
m.
Unicamente
se
instalaron
dos,
a
20
Y
40
m.,
debido
a
que
el
fondeo
en
los
primeros
metros
de
la
capa
de
agua,
presentaba
las
dificultades
propias
de
la
posible
pérdida
o
robo,
o
problemas
tales
como
los
sucedidos
en
el
primer
fondeo
del
año
anterior,
en
que
estuvo
ilocalizable
durante
HUt:Vt:
1IIt:~t:1j.
PtlL"d
::sul
vt:uLdr
Id
t;drt:ut;id
ut:
tldloo
t:!l
UIla
capa
tan
importante
como
la
superficial,
realizamos
las
medidas
con
un
correntimetro
manual
en
el
punto
de
estudio
y
varios
más
cercanos
a
él.
La
instalación
de
los
correntimetros
no
la
hemos
hecho.
en
zonas
más
prnfnnrL"l.<;
,
por
dos
motivos.
En
primer
lugar,
debido
a
que
la
plataforma
continental
cae
fuertemente
a
grandes
profundidades
con
lo
cual
existe
cierto
peligro
de
no
poderse
recuperar
los
instrumentos,
y
por
otra
parte
porque
puede
estar
sometido
a
la
corriente
general,
10
cual
perturbaría
nuestro
modelo
de
circulación
costera.
El
tiempo
en
que
correntímetros
no
fue
mucho,
estuvieron
instalados
los
pero
si
resultó
suficiente
para
establecer
el
modelo.
Las
razones
por
las
que
se
limitó
temporalmente
la
instalación
están
comentadas
en
el
capitulo
tercero.
Asi
pues,
las
corrientes
en
la
capa
superficial
se
estudiaron
al
medir
perfiles
de
velocidad
y
dirección,
mientras
que
en
la
zona
má~
profunda
se
hizo
con
dos
correntimetros
autónomos
instalados
a
20
y
40
metros.
14
Ante
la
posibilidad
de
tener
que
nuestras
corrientes
rotatorias
con
la
marea,
relacionar
fondeamos
un
mareógrafo
autónomo
en
la
zona
de
nuestro
estudio.
De
los
datos
obtenidos
hemos
deducido
la
serie
temporal
a
partir
de
la
cual
hemos
calculado
las
constantes
armónicas.
De
la
carrera
de
marea
y
de
dichas
constantes
podemos
predecir
la
marea
en
un
instante
determinado
y
por
tanto
es
posible
realizar
estudios
de
correlación
con
las
corrientes
rotatorias.
El
tiempo
en
que
estuvo
fondeado
el
mareógr~fo
fue
aproximadamente
de
dos
meses.
En
este
periodo
podemos
deducir
las
componentes
armónicas
necesarias
para
una
correcta
predicción
de
la
marea.
otro
propósito
tenido
en
cuenta
para
realizar
la
instalación,
fue
la
posibilidad
de
detectar
posibles
ondas
largas
asociadas
entre
islas,
así
como
poder
determinar
la
posible
elevación
del
nivel
de
la
superficie
del
mar
originado
por
el
viento.
La
recogida
simultánea
de
datos
de
los
tres
aparatos
(estación
meteorológica,
correntimetro
y
mareógrafo)
no
fue
posible
por
fallo
en
la
primera
ubicación
de
la
estación
y
posteriormente
por
otros
motivos.
Aún
asi,
es
posible
un
estudio
completo
con
los
datos
obtenidos,
tal
como
comentamos.
15
El
sexto
capitulo
es
en
el
que
describimos
el
modelo
de
circulación
que
proponemos
para
la
coste
Este
de
Gran
Canaria,
a
partir
de
los
resultados
obtenidos,
y
la
verificación
que
se
ha
hecho
en
otros
puntos
cercanos
a
este
litoral.
Como
ya
hemos
comentado,
hemos
considerado
fundamentalmente
dos
capas,
la
superior
donde
la
influencia
del
viento
es
predominante
sobre
las
corrientes
de
marea
y
la
inferior
donde
estas
ültimas
son
las
más
importantes.
La
onda
de
marea
en
su
propagación
de
Sur
a
~orte
al
contornear
la
isla
sufre
el
efecto
del
fondo
y
origina
unas
fuertes
corrientes
de
entrante
y
otras,
débiles,
de
saliente.
Lo~
vientos
reinantes
del
primer
cuadrante
originan
unas
corrientes
superficiales
de
dirección
opuesta
a
la
entrante
y
por
consiguiente
favoreciendo
la
saliente.
Este
sistema
de
circulación
costera
fue
nuestro
objetivo
fundamental,
por
pensar
que
la
corriente
general
de
Canarias
está
fundamentalmente
localizada
en
la
zona
intermedia
de
las
islas,
es
decir
en
tonas
de
alta
profundidad,
donde.
puede
ser
posible
que
las
de
mayor
intensidad
s6lo
estén
localizadas
eh
la
zona
intermedia.
Finalmente,
comentaremos
los
resultados
obtenidos,
estableciendo
algunas
conclusiones
sobre
la
validez
definitiva
del
modelo
propuesto.
16
CAPITULO
1:
CLIMATOLOGIA
GENERAL
DE
LAS
ISLAS
CANARIAS.
1.1.-
Factores
determinantes
de
la
climatología.
Las
Islas
Canarias
se
encuentran
en
la
zona
dominante
de
los
alisios,
presentándose
la
estratificación
típica
de
las
regiones
tropicales
y
subtropicales
donde
soplan
estos
vientos.
Es
decir,
una
capa
inferior
húmeda
a
la
que
se
superpone
otra
seca,
produciendose
entre
ambas
una
inversión
de
temperatura.
El
límite
de
la
capa
hdmeda
es
visible
por
presentarse
con
frecuencia
los
caracteristicos
estratocúmu10s,
que
no
pueden
ascender
por
la
inversión
térmica
que
impide
todo
desnrro
1
lo
vert
i
r.<'11
r.onrlllcents
n 1 n
prorlucci
(in
de
lluvias.
Sólo
orogrcifjcamente,
ligeras.
en
los
lugares
muy
favorecidos
pueden
tener
lugar
precipitaciones
otro
factor
determinante
de
la
elimatologia
de
las
Islas
Canarias
es
la
orografía,
tanto
por
las
variaciones
normales
de
las
diferentes
magnitudes
físicas
con
la
altura,
como
por
las
que
pueden
haber
a
un
mismo
nivel
según
sea
la
configuración
orográfica
del
lugar
y
su
exposición
a
las
corrientes
de
aire.
Este
factor
no
sólo
es
importante
en
relación
a
los
vientos
dominantes,
masas
de
sino
también
respecto
alas
irrupciones
de
aire
distintas,
gobernadas
por
las
perturbaciones
del
tiempo.
Así,
en
la
circulación
normal
del
alisio,
los
lugares
situados
a
barlovento
(que
en
17
este
caso
sometidos
coincidirá
con
el
a
la
influencia
Norte)
se
del
mismo,
encuentran
con
la
caracteristica
capa
de
estratocúmulos
y
el
viento
NNE.
En
los
lugares
situados
a
sotavento
(que
en
este
caso
coinciden
con
la
dirección
Sur)
el
cielo
se
encuentra
despejado
y
no
se
deja
sentir
la
influencia
del
viento,
por
10
que
la
temperatura
es
algo
mayor.
El
clima
local
está
definido
por
la
altura
del
lugar
sobre
el
nivel
del
mar,
por
su
exposición
a
los
vientos
dominantes
y
por
el
factor
orográfico
circundante.
Como
consecuencia
de
la
variabilidad
de
estos
factores
en
el
Archipiélago
y a
10
accidentado
de
su
relieve.
sobre
todo
en
Tenerife
y
Gran
Canaria,
las
condiciones
climáticas
y
atmosféricas
varian
mucho
de
un
lugar
a
otro.
La
influencia
del
mar
se
manifiesta
en
una
estrecha
capa
costera,
atemperando
las
temperaturas
máximas
diurnas
en
los
meses
estivales.
Hacia
el
interior,
las
temperaturas
en
el
verano
deberían
ser
generalmente
mayores
de
las
que
realmente
se
presentan,
pero
e~ta
circunstancia
sólo
se
presenta
en
a.lgunas
zonas
del
Sur
de
las
islas,
que
están
resguardadas
del
viento
del
Norte
y
donde
la
insolación
es-mayor.
Estas
condiciones
de
dominio
del
alisio
se
pueden
18
romper
bruscamente,
debido
a
que
las
Islas
Canarias
se
encuentran
en
una
región
abierta
a
las
perturbaciones
de
la
zona
templada
y
de
la
zona
subtropical.
Las
principales
perturbaciones
que
se
dejan
sentir
en
Canarias
son:
a)
Perturbaciones
típicas
de
las
regiones
templadas.
Que
pueden
ser
debidas
a
una
o
varias
de
las
causas
siguientes:
Irrupciones
de
aire
polar
marítimo.
-
Depresiones
frías.
-
Depresiones
derivadas
del
frente
polar.
b)
Perturbaciones
de
la
zona
subtropical.
Debidas
a
uno
o
varios
de
los
factores
siguientes:
-
Ondas
en
la
corriente
del
Este.
-
Depresiones
derivadas
del
frente
intertropical.
Invasiones
de
aire
caliente
africano.
A
continuación
presentamos
un
resumen
de
las
caraoterístioas
del
tiempo
bajo
las
condiciones
normales
y
las
distintas
perturbaciones
que
se
presentan,
así
como
la
frecuencia
de
los
mismos
a
lo
largo
del
año
(22)
•
Después,
se
co.nsiderarán
algunos
de
los
distintos
elementos
que
definen
el
clima,
como
es
la
temperatura,
para
las
distintas
localidades
de
Gran
Canaria,
ZUfii:1
19
donde
hemos
realizado
nuestro
estudio
y
Tenerife,
para
poder
apreciar
semejanzas
y
anomalías
entre
ambas
islas.
1.2.
-
Cª-rªcj:exJ-ªti~a~
Canarias.
1.2.1.-
Condiciones
normales.
a)
Isobaras
medias
en
superficie.
La
!:iilui:1ción
de
presion90
i:1lmosférir.;i:1s
medii:1s
en
el
mes
de
Enero
corresponde
a
la
situación
en
la
que
se
combinan
anticiclones
polares
con
atlánticos.
Se
presenta
un
núcleo
anticiclónico
al
Norte
de
Canarias
y
otro
al
Sur
de
las
Azores;
entre
ambos
hay
una
vaguada.
Estos
núcleos
anticíclónicos
se
debilitan
progresivamente
hasta
el
mes
de
Abril,
en
el
que
s610
aparece
el
núcleo
anticiclónico
del
Sur
de
las
Azores.
Las
altas
presiones
apreciables
en
Enero
en
el
Noroeste
de
Africa,
no
son
perceptibles
en
Abril.
En
el
mes
de
Julio
la
situación
es
de
anticiclón
en
las
Islas
Azores
y
una
baja
presión
situada
sobre
Africa
(características
del
alisio),
debilitandose
el
anticiclón
del
Atlántico
hasta
llegar
a
la
situación
de
Enero.
20
b)
Circulación
del
alisio.
En
el
mes
de
Enero
las
Islas
Canarias
se
encuentran
en
el
limite
septentrional
de
la
región
de
los
alisios
que
soplan
en
la
dirección
NW.
En
verano
el
límite
se
desplaza
al
Norte,
presentando
en
Junio
su
limite
en
la
posición
septentrional.
En
invierno
los
alisios
soplan
con
una
frecuencia
superior
al
50
%;
en
verano.
al
encontrarse
Canarias
en
el
seno
de
la
región
del
alisio,
la
frecuencia
está
comprendida
entre
el
90
y
95
%.
Este
predomiriio
del
régimen
de
los
alisios
en
las
Islas
Canariás,
con
una
variación
anual
tan
marcada,
tiene
una
importancia
extraordinaria
en
el
clima
y
tiempo
atmosférico
del
Archipiélago
Canario.
Al
alisio
propiamente
dicho,
es
decir,
al
que
corresponde
a
la
circulación
en
torno
del
anticiclón
subtropical,
le
acompaña
un
tipo
de
tiempo
de
caracteristicas
bien
determinadas:
aire
nítido
y
fresco,
y
temperaturas
agradables
con
cielos
más
o
menos
cubiertos,
debido
a
la
caracteristica
capa
de
estratoctimulos
a
barlovento
y
cielos
despejados
a
sotavento.
c)
Influencia
de
las
aguas
frias
de
la
corriente
oceánica
de
las
Islas
Canarias.
La
combinación
de
lbs
alisios
con
la
corriente
21
marítima
determina
las
agradables
temperaturas
veraniegas
e
influye,
de
forma
definitiva,
en
el
clima
y
tiempo
de
Canarias.
El
gradiente
de
temperatura
superficial
del
mar
es
de
3
grados
centígrados,
por
cada
variación
de
10
grados
en
la
latitud
en
Enero,
y
casi
nulo
en
Julio.
En
Enero,
la
temperatura
del
mar
en
superficie
es
aproximadamente
de
l8'5°C
y
en
Julio
de
21'5
0
C,
similar
esta
última
a
la
de
las
Azores
e
incluso
más
baja.
Esta
distribución
de
temperaturas
de
la
superficie
del
mar
es
debida
a
la
corriente
fria
de
las
Canarias.
d)
En
invierno
las
Islas
Canarias
quedan
también
bajo
la
influencia
de
cierta
corriente
monzónica
que
se
establece
entre
el
Norte
de
Africa
y
el
Atlántico.
En
el
mapa
de
presiones
medias
de
Enero,
hay
un
anticiclón
en
el
Noroeste
de
Africa,
el
cual
es
generalmente
menos
intenso
que
el
del
Atlántico.
No
obstante,
en
ciertas
ocasiones
domina
el
anticiclón
africano
en
cuyo
caso
se
registra
en
el
Archipiélago
el
viento
monzónico.
Cuando
en
Canarias
sopla
el
viento
monzónico,
desaparece
la
capa
de
estratoctimulos,
y·-.disminuye
la
humedad
relativa,
pero
la
temperatura
no
experimenta
cambios
sensibles.
22
e)
Capa
inferior
húmeda.
La
estratificación
de
la
troposfera
en
la
región
de
Canarias
presenta
una
capa
inferior
húmeda
a
la
que
se
superpone
otra
seca,
estando
diferenciadas
ambas
por
una
inversión
de
temperaturas.
Esta
capa
húmeda
es
más
frecuente
y
menos
alta
en
verano
(90
% Y
1.250
metros
de
media)
que
en
invierno
(58
% Y
1.600
metros).
Esta
estratificación
es
muy
estable,
quedando
limitadas
las
turbulencias
a
la
capa
húmeda
Los
estratocúmulos
tienen
su
límite
superior
justo
bajo
la
linea
de
inversión
de
temperaturas.
La
mayor
altura
de
la
cap~
húmeda
en
invierno
se
debe
Q
que
a
veces
es
reforzada
por
aire
húmedo
y
fria
del
Norte.
En
cambio,
cuando
se
establecen
vientos
del
correspondiente
a
los
anticiclones
sector
'
ESE,
continentales,
se
reduce
el
espesor
de
la
capa
húmeda
y
desaparecen
las
nubes.
f)
Circulación
a
altos
niveles.
La
circulación
en
los
altos
niveles
tiene
interé~
no
sólo
por
la
influencia
que
tiene
en
el
tiempo
atmosférico
de
la
capa
húmeda
superficial,
sino
por
incidir
directamente
en
los
lugares
que
están
situados
por
encima
de
los
1.000
metros
sobre
el
nivel
del
mar.
23
Podemos
distinguir
tres
capas
atmosféricas
cuyos
vientos
dominantes
son:
-
Alisio
del
NE
en
la
capa
superficial
húmeda
cuyo
limite
está
entre
1.000
y
1.500
metros.
-
Viento
seco
del
NW
en
la
capa
seca
intermedia
que
comienza
en
el
límite
de
la
anterior
y
cuyo
límite
superior
se
sitúa
entre
los
2.500
y
los
3.000
metros.
Circulación
del
SW
en
la
capa
superior
qu~
suele
mantenerse
hasta
por
encima
de
los
8.000
metros.
Las
frecuencias
estivales
del
viento
del
SW
(55
%)
en
la
capa
superior
son
menores
que
las
del
alisio
en
la
húmeda,
pero
mayores
que
las
del
NW
en
la
intermedia.
1.2.2.-
Perturbaciones
del
tiempo
atmosférico.
a)
Irrupciones
de
aire
polar
marítimo.
Ocupan
el
primer
lugar
de
las
perturbaciones
del
tiempo
atmosférico
que
sufren
las
Islas
Canarias,
en
cuanto
a
su
frecuencia.
La
corriente
general
del
NW
sobre
la
capa
húmeda
inferior
contribuye
notablemente
en
otoño,
invierno
y
primavera
al
establecimiento
de
irrupciones
de
aire
frío
procedente
de
altas
latitudes
24
(máxima
en
Noviembre
25
%,
máxima
secundaria
en
Marzo
y
Abril).
Estas
advenciones
de
aire
fria
se
notan
mucho
más
claramente
por
encima
de
los
1.500
metros.
En
puntos
situados
en
altitudes
altas
suelen
ir
acompañadas
de
fuertes
descensos
de
temperatura
y
la
fuerza
del
viento
aumenta
considerablemente.
En
niveles
bajos,
la
velocidad
del
viento
es
mucho
menor
y
Id
temperalura
apenas
desciende
uno
o
dos
grados.
La
inversión
de
temperatura
desaparece,
aumentando
considerablemente
el
gradiente
en
altura,
haciendo
inestable
la
masa
de
aire
marítimo
polar
o
subpolar.
Esta
inestabilidad,
al
ser
liberada
por
el
factor
orográfico,
se
traduce
en
una
actividad
conv~ctiva
que
da
lugar
a
diversos
hidrometeoros.
En
los
lugares
favorablemente
situados,
pueden
tener
lugar
precipitaciones
superiores
a
los
100
milímetros
en
24
horas
y
en
caso
de
advenciones
intensas,
se
pueden
sobrepasar
incluso
los
200
milímetros.
Sin
el
concurso
del
factor
orográfico,
las
precipitaciones
son
poco
importantes,
aunque
en
situaciones
pueden
llegar
a
50
milímetros
en
24
horas.
Durante
las
advenciones,
el
limite
superior
de
la
capa
húmeda
sube.
25
b)
Depresiones
frias.
Las
depresiones
que
pueden
afectar
a
las
Islas
se
suelen
formar
en
latitudes
medias.
Cuando
se
combinan
con
una
capa
inferior
muy
húmeda,
dan
lugar
a
lluvias
muy
intensas,
debido
a
advenciones
del
aire
maritimo.
e)
Depresiones
derivadas
del
frente
polar.
Durante
el
semestre
invernal;
principalmente
en
los
meses
de
Diciembre
y
Enero,
el
Archipiélago
puede
quedar
sometido
a
la
acción
de
depresiones
derivadas
del
frente
polar.
Según
sea
la
trayectoria
de
la
quedar
sometidas
bien
depresión,
las
s Ó
loa
1 f 1
uj
o
Islas
pueden
septentrional
de
la
parte
posterior
de
la
depresión,
ó
primero
a
los
vientos
de
componente
Sur,
para
pasar
luego
a
los
de
componente
Norte.
En
ambos
casos
el
factor
orográfico
puede
dar
lugar
a
lluvias
importantes.
Otra
circunstancia
muy
importante
a
tener
en
cuenta,
cs
la
del
viento
en
superficie,
pues
dichas
depresiones
son
responsables
de
la
mayor
parte
de
los
temporales
de
viento,
que
ocasionalmente
causan
graves
perjuicios
en
los
cultivos
de
las
Islas.
d)
Ondas
en
la
corriente
del
Este.
LQ
corriente
del
Este
en
las
Islas
Canarias
26
corresponde
a
la
circulación
de
un
extenso
anticiclón
en
el
lado
meridional.
Bajo
estas
condiciones
reina
normalmente
en
Canarias
el
buen
tiempo,
aunque
también
pueden
originarse,
según
la
época
del
año,
"olas
de
calor"
por
la
invasión
de
aire
africnno.
Ahora
bien,
ocasionalmente,
el
campo
isobárico
en
la
corriente
del
Este
se
deforma.
apareciendo
vaguadas
más
o
menos
definidas
que
se
trasladan
de
Este
a
Oeste.
Si
la
vaguada
es
débil
en
superficie.
el
cambio
en
el
tiempo
suele
quedar
limitado
a
la
aparición
de
nubes
medias
y a
veces
ligeras
precipitaciones.
En
cambio,
cuando
queda
bien
marcada
en
el
mapa
de
superficie,
tiene
lugar
espesor
de
establecerse
un
rápido
y
considerable
aumento
en
la
capa
húmeda
superficial,
acabando
una
importante
actividad
convectiva.
el
por
la
cual
se
traduce
en
lluvias
muy
importantes,
que
son
acentuadas
por
el
relieve
en
los
lugares
favorecidos.
Dichal:>
perturbaciones
son
respunsables
de
algunos
de
los
mayores
temporales
de
lluvias
que
pueden
registrarse
en
las
Islas.
e)
Depresiones
derivadas
del
frente
intertropical.
Se
producen
en
verano
en
el
frente
que
se
forma
entre
la
circulación
monzónica
y
la
masa
de
aire
continental.
Estas
depresiones
producen
lluvias
27
convectivas
en
los
lugares
orográficamente
favorecidos,
lluvias
que
pueden
ser
ocasionalmente
intensas,
de
corta
duración.
aunque
Los
vientos
del
SE,
son
débiles
en
bajos
niveles
y
fuertes
en
altos
niveles.
f)
Invasiones
de
aire
caliente
atricano.
Uno
de
los
cambios
más
radicales
que
pueden
experimentarse
en
las
condiciones
meteorológicas
de
las
Islas
Canarias,
tiene
lugar
cuando
el
Archipiélago
es
invadido
por
masas
de
aire
seco
y
caliente
procedentes
del
Sahara.
El
ambiente
agradable
y
tonificante
del
régimen
de
los
alisios
es
sustituido
por
otro
deprimente
y
opresivo,
que
al
ir
a~ompañado
de
vientos
cálidos
es
sumamente
perjudicial
para
los
cultivos.
La
característica
más
sobresaliente
de
las
invasiones
calientes
es
la
temperatura
alta
muy
superior
a
los
valores
normales.
otras
caracteristicas
son:
la
sequedad
del
aire
y
el
enturbamiento
producido
por
una
calima
más
o
menos
espesa
y,
menos
frecuentemente,
por
polvo
fino,
pero
lo
suficientemente
pesado
para
depositarse
sobre
el
suelo.
Durante
la
ola
de
calor
se
produce
una
inversión
28
de
temperatura,
que
se
suele
producir
a
una
altitud
inferior
a
la
que
tiene
lugar
durante
la
circulación
normal
del
alisio.
La
capa
húmeda
superficial
sigue
manteniéndose,
aunque
disminuida
de
espesor.
En
la
costa
del
continente,
debido
a
las
aguas
de
la
corriente
fria
de
verano,
se
forma
una
barrera
de
aire
fria,
que
las
invasiones
de
aire
caliente
no
pueden
remover
viéndose
obligadas
a
remontar.
Bn
verano,
después
que
la
masa
de
aire
caliente
haya
salvado
la
barrera
de
aire
fria,
puede
entrar
en
contacto
con
la
superficie
del
al
llegar
a
mar,
las
enfriándose
lo
suficiente
para
que,
Islas
Canarias,
de
lugar
a
una
importante
inversión
de
temperatura
sobre
el
nivel
del
mar.
En
otros
casos
más
frecuentes,
se
mantiene
el
aire
frío
marítimo
de
la
capa
húmeda
superficial,
iniciándose
la
inversión
térmica
a
unos
centenares
de
metros
sobre.
el
nivel
del
mar.
Debido
a
estos
fenómenos
las
invasiones
de
aire
africano
se
notan
más
en
las
localidades
situadas
a
una
cierta
altura
sobre
el
nivel
del
mar,
que
en
las
situadas
en
el
litoral.
1.3.-
Elementos
climáticos.
1.3.1.-Vientos.
El
régimen
de
vientos
que
describimos
es
el
definido
en
el
P.I.D.U.
(
23)
Y
para
el
que
se
29
utilizaron
datos
correspondientes
al
periodo
1967-77,
del
archivo
del
Instituto
Nacional
de
Meteorología,
para
las
estaciones
situadas
en
Las
Palmas
y
Gando
en
Gran
Canaria
y
Santa
Cruz,
Los
Rodeos
e
Izaña
en
Tenerife.
Los
vientos
reinantes
en
Canarias
y
que
ya
hemos
cum~IILddu
~~
refieren
a
atmósfera
libre,
teniendo
en
cuenta
además,
que
la
topografía
local
influye
poderosamente
en
la
configuración
de
la
intensidad
y
,dirección
del
viento
en
cada
localidad.
En
todas
las
estaciones,
el
viento
reinante
corresponde
a
las
direcciones
NW,
N y
NE'
derivadas
direct~
o
indirectamente
de
los
alisios.
Los
vientos
más
impetuosos
y
constantes
se
producen
en
los
flancos
de
las
islas,
al
contornear
los
alisios
el
perímetro
de
las
mismas.
El
período
Instituto
resumen
anual
y
del
mes
de
Agosto,
indicado
de
los
datos
proporcionados
Nacional
de
Meteorología,
es
presentamos
en
la
tabla
1.3-1.
30
para
por
el
el
el
que
i
I
Estación
ILas
Palmas
Gando
i
Santa
Cruz
F 1 >Vlpr1f1nn
lzaila
;Los
Rodeos
Direcc.
reinante
NW,N
N
NW.N.NE
N.NF.
NW
NW
1.3.2.-
Temperatura.
Resumen
anual
direcc.
I %
i
NW
134'72
N ¡
24'
95
NE
¡
10'
40
SE
,5'48
Calma
116'08
I
I
N
153'24
NE
115'
26
CnllUn
120'33
i
NW
i
18'
20
N
¡13'98
NE
113'88
E
;12'21
SE
i
7'
59
Calma
i
18'
81
N
i20'80
NF.
:24'00
Calma
;11'90
NW
¡
44'
62
W
;13'24
Resto
equilibrad
(Vientos
fuerte)
Calma
I
6'
19
NW
¡
41'
23
N
117'75
W
110'44
Calma
I
9'24
TABLA
1.3-1
Agosto
i
direcc.
i % I
i
NW
152'
10
¡
N i
25'
70
I
NE
1
9'80i
i
Calma
7'101
í 1
N
\75'50i
NE
117'901
Cnlllln
I
3'70i
¡ i
NW
113'
451
N
112'231
NE ¡
11'
73
¡
E
118'821
SE i
9'
411
Calma
121'45¡
¡ !
NW
!39'27¡
W !
1:';'
5U
i
E
112'73;
N ¡
9'
77
i
Calma
i
8'181
I ¡
NW
155'
75
i
N
115'00i
w
115'901
Calma
¡
5'0
1
! !
Los
datos
de
temperatura
media
anual
y
del
mes
de
Agosto
para
el
periodo
1950-77,en
diversas
estaciones
termométricas
de
la
isla
de
Gran
Canaria,
proporcionados
31
por
el
archivo
del
Instituto
Nacional
de
Meteorología,
los
presentamos
en
la
tabla
siguiente:
Temperatura
media(OC)
iGáldar
..........................
.
¡Las
Palmas
(Obras
del
Puerto)
...
.
Moya.
"
...................
t
......
"
..................
.
Valleseco
.......................
.
Artenara
(Tamadaba)
.............
.
Tejeda
...........................
.
San
Mateo
.......................
.
¡
Gando
........................
.
¡cuevas
del
Pinar
(San
Bartolomé).
i
Agu
imes
.........................
.
:
Mogán
...........................
.
~i"laspalomas
...
__
................•.
iLas
Palmas
(Puerto)
..............
I
Anual
19,40
20,70
17,90
13,80
15,00
13,60
15,90
20,20
16,10
18,29
18,50
21.40
20,90
Observamos
la
escasa
importancia
Agosto
22,70
23,70
22,70
20,10
24,50
22,70
20,70
23,60
24,70
22,40
25,50
23,90
que
las
diferentes
alturas
de
las
estaciones
sobre
el
nivel
del
mar,
tiene
sobre
las
temperaturas
medias
del
mes
de
Agosto
en
esta
isla.
Toda
la
zona
costera
tiene
una
temperatura
media
anual
comprendida
entre
20°C
y
21°C,
que
disminuye
al
adentrarnos
en
la
Isla
y
aumentar
la
altura,
,hasta
los
12°C
correspondientes
a
los
1.600
metros
de
altura,
que
corresponden
a
una
pequeña
zona
alrededor
del
pico
de
Las
Nieves
(1.949
metros
de
altura).
En
Agosto,
la
temperatura
media
de
la
costa
está
entre
23°C
y
25°C,
pero
en
algunas
zonas
del
interior,
en
la
mitad
sur
de
32
la
isla,
tienen
una
temperatura
media
superior
a
25°C,
debido
a
la
menor
influencia
del
mar
y a
la
presencia
de
olas
de
calor
que
se
notan
más
en
el
interior.
1.4.-
Características
oceanográficas
en
Canarias.
El
área
del
Océano
Atlántico
donde
está
enclavado
el
Archipiélago
Canario
ha
sido
ampliamente
estudiada
desde
un
punto
de
vista
oceanográfico.
Desde
hace
varias
décadas,
las
zonas
situadas
al
Oeste
y
Noroeste
del
continente
africano
han
estado
en
el
objetivo
principal
de
muchos
oceanógrafos.
Esto
se
debe
principalmente
a
que
es
ahí
donde
se
producen
fenómenos
tan
interesantes
como:
el
giro
anticlónico
de
un
ramal
de
la
Corriente
del
Golfo,
con
las
implicaciones
climáticas
que
este
transporte
de
agua
11~va
consigo
y
que
desarrollará
posteri?rmente
la
Corriente
de
Canarias,
ya
en
estas
mismas
islas;
y
por
otra
parte,
al
estudio
del
"
upwe
lling"
que
tiene
lugar
en
la
costa
occidental
de
Africa.
La
circulación
marina
del
Atlántico
Central
está
estudiada
a
macroescala
por
diversos
autores,
siendo
amplia
la
bibliografia
que
existe
al
respecto
(24,25).
En
la
zona
cercana
a
Canarias,
entre
los
~7°N
y
los
31°N
se
han
desarrollado
varias
campañas
oceanográficas,
con
el
fin
de
describir
la
circulación
en
la
zona.
En
33
general
los
resultados
que
se
tienen
no
son
series
temporales
de
correntimetros
instalados,
sino
cálculos
realizados
por
métodos
dinámicos
a
partir
de
medidas
de
perfiles
verticales
de
temperatura
y
salinidad,
que
nos
dan
una
idea
acerca
de
la
circulación
geostrófica
(9,
10
26)
.
En
los
Ú 1 t
irnos
años,
existen
datos
de
correntimetros
autónomos
fondeados
en
el
Atlántico
Central,
como
son
los
del
Institut
für
Meereskunde
de
la
Universidad
de
Kiel,
que
han
permitido
tener
una
descripción
más
detallada
de
lo
que
ocurre
a
nivel
g 1
aba
1
(1
5.
16,
1
7,
18
) .
Por
el
contrario,
a
microescala
se
han
realizado
estudios
encaminados
a
describir
fenómenos
quimicos
y
biológicos
(19,
20,
21).
Sin
embargo,
no
existen
resultados
conocidos
relativos
a
la
circulación,
10
cual
es
un
grave
inconveniente
por
ser
estas
últimas
corrientes
las
más
interesantes
debido
a
su
interacción
con
el
litor-al.
Las
caracteristicas
más
sobresalientes
de
las
corrientes
a
macroescala
en
la
zona
de
las
Islas
CanarIas,
recogidas
de
la
documentación
existente,
las
enunciamos
seguidamente:
-
La
Corriente
de
Canarias
es
una
corriente
débil
en
llireGGiún
SW
(13,
14).
34
Se
forma
a
partir
de
la
corriente
de
Azores
y
la
de
Portugal,
ambas
ramas
de
la
corriente
del
Atlántico
Norte
(27).
-
Se
presenta
durante
todo
el
año,
presentando
cierta
variabilidad
estacional
(26)
Y
en
dirección
N-S,
llegando
a
presentar
valores
del
orden
de
75
cm/s
(9).
-
Es
una
corriente
fria,
con
temperatura
superficial
por
debajo
de
los
20°C,
prácticamente
en
todo
el
año.
-
Hacia
el
paralelo
de
30
o N,
las
intensidades
superficiales
son
aproximadamente
de
10
cm/s
e
incluso
de
15
cm/s,
dirección
SW.
(10,
12)
Y
siempre
en
-
En
las
Islas,
la
complejidad
de
la
Corriente
de
Canarias
se
hace
patente,
existiendo
ramificaciones
de
componente
N
junto
a
las
costas
orientales
de
Fuerteventura
y
Lanzarote
(12).
Mientras
que,
en
otra
época
diferente,
en
la
parte
uccidenlal
de
estas
islas
la
componente
es
hacia
el
NE
(28),
por
10
que
se
deduce
que
en
las
Canarias
orientales
las
corri~ntes
son
muy
variables,
probablemente
influenciadas
por
el
cercano
"upwelling"
que
tiene
lugar
a
poco
más
de
35
100
km.
de
distancia.
-
El
transporte
de
agua
de
esta
corriente
es,
según
Sverdrup,
alrededor
de
16.106
m 3
fs
(Sv)
(29).
Otros
valoree
que
se
han
obtenido
para
este
transporte
muestran
que
el
de
Sverdrup
es
muy
alto;
por
ejemplo
para
una
sección
entre
las
Islas
Madeira
y
Cabo
~hir
se
obtiene
un
transporte
neto
de
6
Sv
(12),
superior
a
su
vez
al
encontrado
por
Fedoseev,
para
la
latitud
de
31°
30'N,
que
resultó
3.106
Sv.
La
documentación
bibliográfica
de
la
circulación
a
microescala
es
prácticamente
inexistente
tal
como
declamas;
el
Plan
Indicativo
de
Usos
del
Dominio
P~blico
Litoral
(23)
indica
unas
corrientes
litorales
de
características
preferenciales
de
vientos,
por
lo
~ual
se
puede
inferir
a
la
vista
del
régimen
de
vientos,
que
al
dominar
los
del
primer
cuadrante,
con
fuerte
intensidad,
se
pueden
originar
corrientes
superficiales
inferiores
al
nudo
y
con
dirección
SSW.
Indudablemente
estas
corrientes
están
limitadas
por
las
condiciones
de
contorno
(es
decir,
por
la
costa),
las
cuales
pueden
originar
contracorrientes
locales
compensatorias.
Los
vientos
del
segundo
y
tercer
cuadrante
originan
corrientes
superficiales
nunca
superiores
al
36
medio
nudo,
esta
limitación
está
impuesta
por
el
efecto
bicapa
originado
por
la
corriente
permanente.
Las
direcciones
de
estas
corrientes
suelen
ser
de
dirección
N Y
NNE,
rotando
en
función
de
la
persistencia
de
estos
vientos
hacia
la
dirección
E.
Los
corrientes
vientos
del
apreciables
cuarto
cuadrante
en
la
zona
Oeste
de
las
originan
Islas,
siendo
su
intensidad
muy
baja
en
la
zona
Este
por
el
efecto
pantalla.
La
zona
Sur
de
las
Islas.
suele
presentar
una
serie
de
macroremolinos,
emparejándose
uno
de
tipo
ciclónico
y'el
otro
anticiclónico,
aunque
no
suelen
ser
compensatorios.
Estos
remolinos
que
desde
el
punto
de
vista
teórico,
se
podrían
estudiar
identificándolos
con
remolinos
tipo
Van
Karman,
suelen
ser
variables
en
tamaño
y
posición
dependiendo
de
la
corriente
general
y
del
viento
y
oleaje
dominante,
por
10
cual
suelen
bascular
pudiendo
llegar
a
mitigar
o
desaparecer
su
presencia
en
determinadas
épocas
del
año.
Estas
zonas
de
convergencia
y
divergencia
de
masas
de
agua
originan
así
mismo
zonas
de
alta
productividad
biológica.
En
resumen,
podemos
hacer
las
siguientes
conclusiones
obtenidas
de
la
bibliografia~-
Las
Islas
estan
flanqueadas
por
la
Corriente
37
General
en
dirección
SSW;
su
intensidad
no
suele
ser
superior
al
medio
nudo~
En
ocasiones
se
pueden
originar
fenómenos
bicapa.
que
pueden
modificar
la
corriente
superficial
drásticamente
en
dirección.
Las
corrientes
en
la
zona
Sur
del
Archipiélago
pueden
originar
convergencias
y
divergencias
apreciables;
con
respecto
de
los
mismos
no
existe
en
la
bibliografía
prácticamente
ningún
dato
experimental.
Su
localización,
hasta
el
momento,
se
ha
realizado
desde
un
punto
de
vista
teórico,
por
aplicación
de
conceptos
sobre
la
circulación,
y
por
la
mera
observación
visual.
De
ahí
la
importancia
de
incorporar
datos
experimentales,
v
su
interpretación.
al
conocimiento
de
la
oceanografía
costera
del
Archipiélago.
38
CAPITULO
2:
TRATAMIENTO
TEORICO
DE
LAS
CORRIENTES.
T
.OR.
movimientos
de
1
as
masas
de
agua
en
e 1
mar
pueden
originarse
por
varias
causas
simultáneas.
El
movimiento
resultante
se
suele
estudiar
mediante
análisis
espectral,
descomponiéndolo
en
bandas
de
frecuencias
características.
las
cuales
se
asocian
a
las
causas
productoras
originales.
En
el
presente
capítulo
expondremos,
de
forma
resumida,
el
planteamiento
teórico
básico
para
la
resolución
de
la
dinámica
de
nuestro
sistema,
es
decir
el
conjunto
de
ecuaciones
cuyas
soluciones
analíticas
nos
dan
las
corrientes
oceónicQs.
Continuaremos
con
el
tratamiento
físico-
matemático
de
las
corrientes
que
en
particular
nos
interesan,
como
son
las
producidas
por
el
viento
y
las
de
marea,
deteniéndonos
en
el
desarrollo
del
análisis
espectral,
herramienta
fundamental
en
nuestro
trabajo,
y
finalizaremos
con
un
breve
comentario
acerca
del
tratamiento
estadistico
que
hemos
desarrollado.
2.1.-
Ecuaciones
fundamentales.
La
Hidrodinámico
Cló.sica
es
el
marco
en
el
que
se
desarrollaron
las
ecuaciones
de
Navier-Stokes,
para
fluidos
homogéneos
en
sistemas
de
referencia
no
rotatorios.
A
estas
ecuaciones
debemos
imponerles
una
serie
de
condiciones
para
su
correcta
aplicación
al
39
estudio
del
movimiento
de
las
masas
de
agua
en
el
mar.
Estas
condiciones
se
refieren
fundamentalmente,
a
su
aplicación
en
un
sistema
de
referencia
no
inercial.
con
movimiento
de
rotación.
ligado
a
la
Tierra.
El
sistema
referencial
no
inercial
con
el
que
trabajamos
tiene
orientado
el
eje
Xl
hacia
el
Este
y
es
tangente
al
paralelo
en
el
punto
origen
del
sistema,
el
eje
Xl
dirigido
hacia
el
Norte
y
tangente
ül
meridiano.
y
el
eje
X3
en
dirección
radial
hacia
afuera.
Para
el
sistema
de
referencia
definido
la
e~uación
de
Xavier-Stokes.
en
notación
tensorial,
toma
la
forma:
r
c;)
U.
\.
+
~
",,-.
'(1
U:1r
+
2.
Y €.\.j)t
Dj
\A.\o(
=
~
l:.
. J
'dX:
.-\
(2.
1)
-
'CIf>
g~
g.
'd
(j¡j
'di>
'el
)(.
a\..
+
'd
O~t
X·
\..
~
donde
el
significado
de
cada
uno
de
los
diferentes
términos
es
el
siguiente:
\A.'
....
=
componentes
de
la
velocidad.
f =
densidad.
t =
tiempo.
p =
presión.
.n.
\..
=
componentes
de
la
rotación
en
la
superficie
40
tArrestre.
0-;-. =
componente
de
tensión
debida
a
la
viscosidad
'-J
molecular.
ijk
en
orden
cíclico.
t\.j
~
=
ijk
en
orden
no
ciclico.
si
2 ó
los
3
índices
tiene
el
mismo
valor.
~i.
{
~;
i=3.
=
O;
resto.
r¡,
=
potencial
generador
de
marea.
El
tensor
de
tensiones
~
se
puede
expresar
en
"J
términos
de
la
velocidad
de
deformación
de
un
elemento
de
fluido
en
movimiento
por:
( 2 •
2)
siendo~
la
viscosidad
molecular
del
fluido.
Esta
ecuación
de
Navier-Stokes
expresa,
en
definitiva,
el
balance
de
las
fuerzas
actuantes
(30):
Inerciales
+
Coriolis
=
Fuerzas
debidas
al
Gradiente
de
Presión
+
Gravitatoria
+
Fricción
+
Fuerzas
debidas
a
la
Marea
El
sistema
de
ecuaciones
(2.1)
es
un
sistema
indeterminado
puesto
que
el
número
de
incógnitas
es
41
superior
al
de
ecuaciones,
por
lo
que
para
resolver
este
problema
debemos
aumentar
el
número
de
éstas
a
partir
de
las
relaciones
adicionales
que
proporcionan
las
leyes
de
la
Fisica.
Estas
ecuaciones
son:
*
Ecuación
de
continuidad:
+
(2.3)
con
la
que
expresamos
la
conservación
de
la
masa.
*
Ecuación
de
estado
(relación
entre
densidad,
temperatura
y
salinidad),
en
la
que
admitimos
que
el
fluido
es
incompresible:
f =
~
(S,T)
y
que
para
el
rango
de
temperatura
y
salinidad
del
océano
lo
podemos
admitir
dada
por
la
relación;
siendo
a y b
constantes
a
determinar
por
la
fórmula
de
Knudsen.
*
Ecuación
de
conservación
de
la
salinidad
y
.
temperatura:
d
(y
'P)
+
d(~
'f'Uoj)
- dE
+,.
(2.4)
--
dt
d
X,
Q
~.
J J
42
donde
~
J
son
las
componentes
de
la
fuerza
debida
al
flujo
de
la
propiedad
'r
(este
flujo
es
debido
a
procesos
internos
ta.les
como
la.
difusión)
y
1-
es
la
fuente
interna
de
la
propiedad.
2.2.-
Aproximaciones.
Una
vez
descrito
el
sistema
cerrado
de
ecuaciones,
el
problema
del
movimiento
de
la
masa
de
agua
debe
estar
resuelto,
al
menos
desde
un
punto
de
vista
teórico.
Pero
en
la
práctica
se
presentan
ciertas
dificultades,
como
es
el
hecho
que
dichas
ecuaciones
son
no
lineales
por
lo
que
sólo
se
pueden
resolver
exactamente,
desde
el
punto
de
vista
matem~tico,
en
casos
extremadamente
simples.
Además
hay
que
indi.car
que
el
movimiento
del
fluido
que
estamos
estudiando
es
turbulento,
lo
cual
complica
aún
más
el
problema.
Para
solucionar
el
problema
existen
tres
posibilidades:
a).
Tratamiento·
matemático
del
sistema
de
ecuaciones
básicas,
admitiendo
una
serie
de
aproximaciones,
precedido
de
un
análisis
de
escala.
b).
Uso
de
modelos
fisicos
o
matemáticos
de
varios
tipos.
en
función
de
los
términos
predominantes
en
la
ecuación,
dependiendo
del
fenómeno
a
estudiar.
43
c).
Análisis,
y
posterior
interpretación,
de
datos
oceanográficos
obtenidos
"in
situ".
Desarrollamos
a
continuación
el
primero
de
los
procedimientos
para
resolver
el
sistema
de
ecuaciones.
Con
objeto
de
obtener
resultados
prácticos
de
esas
ecuaciones
básicas
debemos
realizar
una
serie
de
simplificaciones,
válidas
por
las
características
del
sistema
físico
en
estudio
y
por
el
orden
de
aproximación
en
que
nos
vamos
a
mover.
El
primer
paso,
dadas
las
características
del
movimiento,
es
separar
las
ecuaciones
en
un
flujo
medio
y
un
flujo
temporal.
que
representaré'i
10
de5viación
en
un
l!l~LC111Le
ueLerlllinado
respecto
al
flujo
medio.
Por
no
ser
las
ecuaciones
lineales
no
podremos
obtener
dos
conjuntos
de
ecuaciones
independientes,
es
decir
cada
conjunto
tendrá
términos
representantes
del
flujo
estacionario
y
temporal.
La
ecuación
de
Navier-Stokes
(2.1),
admitiendo
la
incompresibilidad
y
teniendo
en
cuenta
la
expresión
para
el
tensor
de
tensiones
de
la
expresión
(2.2)
resulta:
1
d
U:"
(2.5)
44
Para
obtener
las
ecuaciones
del
flujo
estacionario
promediamos
respecto
al
tiempo,
recordando
que:
(~~
l:¡
~T)
Para
Ulld.
lIIej
VI:"
e v
urpn:::Ul:>
i
óu
de
1 d
in-Lerre
1
de
ión
entre
los
términos
del
flujo
medio
y
los
del
flujo
temporal,
podemos
admitir
siguiendo
la
idea
de
Reynolds
que
cada
magnitud
es
la
suma
de
la
componente
media
y
de
la
componente
de
fluctuación
o
componente
dependiente
dRl
tiRmpo.
Por
tAnto:
\
u.t:.
\.A..
+
u..
\.
donde,
por
definición,
\i
= O J
p'1:(')
Y
r:.
O.
En
función
de
estas
nuevas
magnitudes
podemos
expresar
los
productos
medíos.
Así:
-
-+
(2.6)
45
Como
las
variaciones
de
densidad
en
el
océano
son
del
orden
de
0'1
%
de
la
densidad
media,
mientras
que
las
fluctuaciones
de
la
velocidad
son
del
mismo
orden
de
magnitud
que
la
velocidad
media,
los
términos
de
correlación
entre
las
fluctuaciones
de
densidad
y
velocidad
serán
pequeños
comparados
con
los
términos
de
t;UITl:Ilcu.:iÓIl
l:intre
componentes
de
velocida.d.
POl-
ta.nto
las
fluctuaciones
de
densidad
no
serán
significantes
en
los
términos
de
la
aceleración
y
las
correlaciones
entre
ellos
y
la
velocidad
se
pueden
despreciar.
Esta
aproximación
es
la
que
se
conoce
como
Hipótesis
de
BOlls.sinesrr
(30).
En
función
de
esta
hipótesis,
la
ecuación
(2.6)
se
puede
aproximar
por:
Por
10
que
la
ecuación
(2.5)
se
convierte
en
la
conocida
ecuación
de
Reynolds:
( - \ ,)
d
y.
u'\.
\l.i
d~'
j
- -
46
+
2.
E
..
j".D..
j
~
\ti( .=.
(2.7)
N
En
esta
expresión
observamos
que
aún
incluye
términos
correspondientes
a
la
fluctuación
de
la
velocidad,
p~r
10
que
los
estudiamos
seguidamente.
\
Los
términos
de
fluctuación
(~~)
son
difíciles
de
medir
en
la
práctica,
por
10
que
es
necesario
desarrollar
teorias
que
nos
permitan
tratarlos.
Una
de
ellas
es
la
desarrollada
por
Prandtl
para
la
longitud
de
ffiA7.r.lñ
(~1),
qllA
Al'ltñhlAr.e·ql1A
ÁRtñ
reprAsAntñ
1m
vfllor
apropiado
de
la
velocidad
de
fluctuación:
Por
tanto:
que
representa
el
transporte
de
momento
por
unidad
de
tiempo.
Si
hacemos:
(2.8)
siendo
f\i
un
coeficiente
de
viscosidad
virtual
o
turbulenta
cuyas
dimensiones
son
las
mismas
que
las
de
la
viscosidad
dinámica
(gr.cm-
l •
S-1),
~esulta
que
los
términos
de
fluctuación
son
proporcionales
a
los
gradientes
de
las
velocidades
medias,
siendo
el
47
coeficiente
de
proporcional
idad
AL.
\ .
\.L'
u..'
\.
J
Estos
términos
de
fluctuación
se
suelen
englobar
como
términos
del
tensor
de
tensiones
de
Reynolds
que
son
de
la
forma:
-
-
con
lo
cual
la
ecuación
(2.7)
resulta:
(2.9)
donde
hemos
introducido
el
coeficiente
de
viscosidad
turbulento
en
la
expresión
de
la
fuerza
de
fricción
turbulenta.
De
forma
similar
se
obtiene
la
ecuació~
del
flujo
temporal:
- ,
dRti
---+
d~j
(2.10)
48
-
donde
\ -
(\
,
Rt~
= - f
u.~
\A..i
-
En
las
ecuaciones
del
flujo
estacionario,
apreciamos
que
la
interacción
entre
los
términos
del
flujo
medio
y
del
flujo
temporal
los
englobamos
en
el
tensor
de
tensiones
de
Reynolds,
Rt). El.
problema
de
la
interacción
10
soslayamos.
introduciéndolos
en
un
término
que
en
definitiva
tendremos
que
determinar
mediante
la
experimentación,
y
es
a
partir
de
este
instante
cuando
encubrimos
nuestro
desconocimiento
de
los
fenómenos
interactivos
entre
los
términos
de
ambos
flujos,
puesto
que
a
pesar
de
tener
una
ecuación
escrita
en
forma
matemáticamente
correcta,
se
plantean
nuevos
•
problemas
experimentñleH
.
.
EI
movimiento
turbulento
es
en
definitiva
un
mecanismo
disipativo,
su
acción
es
compleja
y
no
es
posible
tenerlo
en
cuenta
en
la
ecuación
del
momento.
Sin
embargo,
podemos
simular
cualitativamente
su
acción
disipativa
asumiendo
que
las
tensiones
d~Reynolds
son
función
de
la
velocidad
media
del
flujo,
que
según
hemos
visto
es
la
teoría
de
la
longitud
de
mezcla
de
Prandtl.
49
En
resumen,
lo
que
hemos
intentado
hacer
es
simplemente
que
el
tensor
de
tensiones
de
Reynolds,
donde
englobamos
la
interacción
de
los
términos
medios
y
temporales,
resulte
proporcional
a
una
caracteristica
media
del
fluido,
con
lo
cual,
desde
el
punto
de
vista
matemático
es
muy
cómodo,
pero
desde
el
punto
de
vista
físico
hemos
trasladado
el
problema
a
la
constante
de
proporcionalidad,
que
en
definitiva
no
es
tal
constante
ya
que
depende
de
los
fenómenos
de
interacción,
y
que
además
su
determinación
experimental
puede
resultar
bastante
complicada.
No
obstante,
el
concepto
de
viscosidad
turbulenta
es
muy
dtil
al
aplicarlo
a
fenómenos
de
disipación
simples,
pero
su
uso
deberá
realizarse
con
suma
precaución.
Si
efectuamos
un
análisis
de
escalas,
en
el
océano
son
totalmente
distintas
la
horizontal
y
la
vertical,
luego
parece
lógico
introducir
dos
coeficientes
de
viscosidad
turbulentos,
el
horizontal
AH
y
el
vertical
La
relación
entre
ambos
es
según
Saint-Guily
(32):
-
-
donde
A (l),
~
(1)
son
iguale;
al
coeficiente
de
50
viscosidad
turbulento
lateral
(t\"),
para
i,
j r 3 y
el
vertical
(t\v)
para
i,
j =
3.
Así
pues
en
la
ecuación
de
Reynolds,
los
términos
de
las
componentes
del
tensor
de
tensiones
se
escriben:
'd~~
)
(- , \)
~~j
d')lj
'dR\.l
d
~
~tU;j
- d -
é)
X·
dX'
dX·
~
J
.1
(A't1
dli
t ) o
d~.)
. d A
Yo'l.
'C)
'A.:
~
d X 1 +
;-
cl
x"
( )
d~1
d A
d"ü.&.
(2.11)
+
'1.;
dX
3
d~3
o
bien
para
situaciones
en
las
cuales
deseemos
distinguir
sólo
entre
los
cambios
verticales
y
horizontales:
Estos
coeficientes
de
viscosidad
turbulenta
tienen
dimensiones
M.L-l.T-l.
o,
con
más
significado
físico,
M.L I
T.L-2,
es'decir,
momento
por
unidad
de
área,
equivalentes
a
la
viscosidad
molecular.
51
Hemos
de
tener
presente
que
la
viscosidad
molecular
es
una
propiedad
del
fluido
y
generalmente
varia
poco
en
función
de
los
parámetros
de
éste.
La
viscosidad
turbulenta
no
es
una
constante
fisica
del
fll1irlo
plIAS
elApAnelA
elel
tipo
y
escala
elel
movimiento
considerado,
su
grado
de
estratificación
y
de
la
interacción
entre
ellos
y
suele
variar
considerablemente
de
una
parte
a
otra
de
la
zona
del
fluido.Por
consiguiente,
se
suelen
admitir
diferentes
valores
de
la
viscosidad
turbulenta
en
la
misma
zona
del
fluido
y
en
el
mismo
tiempo,
cuando
la
escala
temporal
del
proceso
de
la
media
cambia.
En
la
actualidad.
no
se
conoce
una
función
entre
A
y
cualquiera
de
los
factores
mencionados.
Por
tanto
para
determinar
el
coeficiente
de
viscosidad
turbulento,
se
suelen
realizar
medidas
para
un
conjunto
de
situaciones
diferentes
y
se
determina
su
valor
para
estas
situaciones
y
después
se
confía
en
poder
identificar
situaciones
especificas
con
las
determinadas
previamente,
así
se
consigue
obtener
al
menos
el
orden
de
magnitud.
Aunque
esto
parezca
una
pobre
aproximación,
sin
una
base
fisica
determinante,
es
la
contribución
que
se
paga
por
disponer
de
ecuaciones
que
se
puedan
resolver
analitica
o
numéricamente.
Lo
cierto,
es
quc
IO'único
que
podemos
decir
con
52
seguridad
acerca
del
coeficiente
de
viscosidad
turbulento
(33)
es
lo
siguiente:
1.-
Su
magnitud
se
incrementa
con
la
escala
del
fenómeno
estudiado.
2.-
Su
magnitud
es
tanto
mayor
cuanto
mayor
es
la
velocidad
de
corte.
3.-
Debido
a
la
estabilidad
vertical
de
los
océanos,
~
'"
">
Av.
Los
coeficientes
suelen
ser
del
orden
de
10
1
gr.cm~l.s~l.
pdrd
A"y
de
10
6
gr.cm
1.s-1
para
AH
(34).
Si
se
les
compara
con
el
orden
de
magnitud
de
10-2
gr.cm-1.s.-1.
de
la
viscosidad
molecular
J
se
comprende
que
en
forma
general
las
tensiones
moleculares
se
desprecien
frente
a
las
turbulentas.
Por
consiguiente,
con
las
hipótesis
indicadas,
las
ecuaciones
medias
del
movimiento
son
las
expresadas
a
continuación
para
las
componentes
x,y,z
de
nuestro
sistema
de
referencia:
53
acabamos
de
describir
(ecuaciones
de
Reynolds,
de
continuidad,
de
estado,
y
de
conservación
para
S y
T),
nos
permiten
conocer
las
corrientes
oceánicas.
Dado
que
la
bibliografía
referente
a
éstas
es
muy
amplia,
nos
referiremos
~nicamente
a
las
corrientes
producidas
por
el
viento
y a
las
de
marea,
puesto
quesón
las
que
nos
encontra.remos
fundamentalmente
en
el
problema
que
abordamos.
2.3.-
Corrientes
de
viento.
La
presión
que
ejerce
el
viento
sobre
la
supe~fi~ie
del
mar
es
uno
de
los
orígenes
fundamentales
de
la
circulación
en
zonas
costeras.
La
acción
del
viento
afecta
directamente
a
la
capa
superficial
de
la
columna
de
agua.
El
efecto
se
transmite
a
las
aguas
más
profundas
a
través
de
las
tensiones
internas
del
fluido.
Una
de
las
teorías
que
explica
el
mecanismo
de
estas
corrientes
es
la
debida
a
Ekman.
Su
modelo
de
profundidades
infinitas
ha
sido
uno
de
los
grandes
avances
en
Oceanografía,
a
pesar
de
considerar
una
serie
54
de
hipótesis
que
no
se
ajustan
a
la
realidad.
El
desarrollo
posterior
a
profundidades
finitas
da
unos
valores
cercanos
a
los
reales.
Los
resultados
de
la
teoría
de
Ekman
son
bastante
conocidos,
por
lo
que
no
nos
pararemos
aquí
a
tratarlos.
Comentamos
a
continuación
la
expresión
de
la
tensión
del
viento
en
la
superficie
y
otras
relaciones
útiles
en
ese
tipo
de
corrientes.
De
acuerdo
con
la
notación
empleada
por
Newton,
la
componente
x
de
una
fuerza
tangencial
es:
T'J'
= r
es
decir,
proporcional
al
gradiente
vertical
de
la
componente
de
la
velocidad
en
esa
misma
dirección,
siendo
la
constante
de
proporcionalidad
el
coeficiente
de
viscosidad
molecular.
De
forma
análoga
en
el
flujo
turbulento:
y
la
fuerza
de
fricción
para
ese
caso
será:
Teniendo
en
cuenta
el
valor
de
t\!de
la
ecuación
(2.8),
la
fuerza
tangencial
resulta:
en
el
que
..e
representa
la
longitud
de
mezcla
de
la
teoría
de
Prandtl,
que
ya
hemos
comentado.
Si
el
flujo
turbulento
tiene
lugar
a
través
de
una
superficie
de
contorno
la.
longitud
de
mezcla
decrece
linealmente
con
la
distancia,
es
decir
~:~o~,
donde
U
-=0\"
~
I
es
la
constante
de
Kárman.
O
En
l~s
inmediaciones
de
la
superficie,
supuesta
lisa,
la
tensión
tangencial
se
hace
independiente
de
la
longitud
de
mezcla
y
está
sólo
determinada
por
la
viscosidad,
es
en
definitiva
la
capa
limite
laminar.
En
el
Océano
las
condiciones
de
contorno,
fondo
o
superficie
suelen
tener
discontinuidades,
es
decir
tienen
una
cierta
rugosidad
por
10
cual
para
z=O
la
longitud
de
mezcla
tiene
un
valor
distinto
de
cero,
es
decir
valdrá
~o
y
por
tanto:
Por
lo
que
teniendo
en
cuenta
ésto,
la
fuerza
tangencial
a
la
superficie
del
fluido
1';
es:
1;
=!
K~
(~+zS
li~J
56
es
decir:.
(~~)=
\(~~
~~i;o)~
(b
)-4
1
2.
donde
\:,,1'5
J'\iene
dimensione.
de
u~
V~loeidad
y
se
le
suele
denominar
velocidad
de
fricción
(u~).
Si
integramos
la
ecuación
anterior,
teniendo
en
cuenta
que
para
z-O
es
u;Q
se
obtiene:
-
y
por
consiguiente:
¡;
~
S
\{:
u.
[~
t:!;~O
)1-2
La
tensión
tangencial
según
sabemos,
es
muy
dificil
medirla
directamente,
por
10
cual
se
suele
poner
en
función
de
una
cantidad
adimensional
e ,
que
llamamos
b
coeficiente
de
arrastre.
K~
(~
(~
~~o
)1
2
- C Q
que
representa
el
papel
de
un
coeficiente
de
fricción,
en
función
del
cual:
57
o como
suele
aparecer
en
la
literatura,
tanto
de
Meteorología
como
de
Oceanografía
(1)
en
la
forma:
-
-
Los
valores
del
coeficiente
de
arrastre
presentan
cierta
variabilidad,
según
los
diferentes
autores.
Resumimos
algunos
de
ellos
a
continuación:
En
un
principio
Safaire
(1959)
coniideraba
C(z)
constante,
es
decir,
independiente
de
la
propia
velocidad
del
viento
y
de
la
altura
y
su
valor
experimental
estaba
comprendido
entre
2'
47
.10-6
a
5.10-
4 •
Leonibus
(1961)
demuestra
que
C(10)
puede
incrementar
o
disminuir
con
la
velocidad
del
viento
en
función
de
la
propia
estabilidad
atmosférica.
Smith
y
Bake
(35)
obtienen
para
veloc~dades
del
viento
comprendidas
entre
3 y
21
m.s-
1
la
ecuación:
Amorocha
and
De
Vries
(36)
dan
los
valores
58
siguientes,
dependiendo
de
la
intensidad
del
viento:
) \
-~
e
(..\0
:::.
~
<C.
~o
\
-3
e l-io)
:::.
25.
1.0
(W
f
-:¡.
W\
.s-!.)
(~~
-\O'M,~-~)
Resultando
que
entre
7 y
10
m.s-
1
existe
una
lI'aU!:jlclúu
!,Jdrd
vdlur'es
del
cueficiellLe
ue
dI'l:d:::iLl'e.
Los
trabajos
de
Wu
(37)
demuestran.
sin
ninguna
duda,
que
C(z)
es
función
del
viento.
En
su
publicación
dcula
su
vd.lur,
para
velucldade!:j
del
viento
inferiores
a
15
m.s-
1 ,
con
la
fórmula
e
\..1.0)
-
a\
5.
'W-\I~
-3
iO
Para
velocidades
del
viento
superiores
a 15
m.s-
1
el
VAlor
r(10)
Re
AproYimA
A~int~ti~AmentA
A
2'4
_
10-3,
Uno
de
los
últimos
trabajos
publicados
se
debe
a
Safaire
(38)
que
obtiene
para
velocidades
del
viento
~omprRndidAS
entre
2 y
30
m.s-l
la
ecuación:
e
(-lO)
Como
se
puede
apreciar
todos
los
esfuerzos
están
orientados
a
la
determinación
~xperim~ntal
de
un
coeficiente,
C(z),
el
cual
indudablemente
presentará
muchas
dificultades
de
ser
cuantificado.
ya
que
en
59
definitiva
esta
evaluación
experimental
encubre
un
desconocimiento,
aún
muy
profundo,
de
la
transferencia
de
energia
de
la
atmósfera
a
la
superficie
del
mar.
Conocida
la
expresión
para
la
tensión
tangencial
que
ejerce
el
viento
sobre
la
superficie
del
mar,
veamos
qué
relación
existe
entre
las
dos
intensidades,
la
del
viento
y
la
de
la
corriente
superficial
que
se
produce
como
consecuencia.
Para
obtenerla
hemos
de
establecer
en
la
interfase
aire-agua,
el
equilibrio
entre
ambas
tensiones,
la
que
ejerce
el
viento
y
la
tensión
que
se
produce
en
el
seno
del
agua
(39)
y
suponer
que.
ambos
coeficientes
son
del
mismo
orden.
Es
decir:
(;(~)
-=.
s~·
Ce
w 4
:
1(;
(~a.B-\=
3 ·
en
.
"0
2
")
~'O
Por
tanto:
Es
decir,
que
la
velocidad
superficial
de
la
corriente
es
aproximadamente
del
orden
de
un
3~
de
la
velocidad
del
viento.
Por
supuesto
que
el
factor
del
3~
no
es
preciso,
existe
un
rango
de
valores
experimentales,
pero
en
general
oscilan
entre
el
1%
y
el
60
Aparte
de
esta
sencilla
relación
entre
ambas
velocidades,
existe
un
método
gráfico
para
obtener
la
intensidad
de
la
corriente
en
función
de
la
del
viento,
de
la
persistencia
de
éste
y
de
la
longitud
del
"fetch"
(39)".
Hasta
el
momentu
110
hemuo
heL:hu
re[ereuL:ICl.
d.L:er"L:tI.
del
angula
de
desviación
de
la
corriente
en
superficie
resp~cto
de
la
dirección
del
viento.
El
conocido
valor
de
45°
a
la
derecha
del
viento,
dado
por
Ekman
en
su
modelo
para
profundidades
infinitas,
se
convierte
en
unos
20 0 (
hacia
la
derecha
en
el
hemisferio
Norte)
para
las
profundidades
finitas.
En
general,
este
valor
coincide
aproximadamente
con
medidas
ex~erimen~ales,
por
10
que
se
puede
tomar
como
válido.
2.4.-
Corrientes
de
marea.
En
las
zonas
de
profundidad
reducida
de
los
océanos,
las
corrientes
principales
que
se
observan
son
las
rotatorias,
asociadas
con
las
mareas
en
las
plataformas
continentales.
Estas
corrientes
se
caracterizan
porque
el
vector
que
representa
a
la
corriente
rota
360
0
en
un
periodo
de
tiempo
que
coincide
prácticamente
con
el
de
rotación
de
la-
Tierra.
Las
partículas
de
agua
durante
el
ciclo
tienen
un
movimiento
descrito
por
una
elipse,
si
es
debido
exclusivamente
a
61
la
marea
hecho
que
raramente
ocurre.
En
general,
existen
otros
factores
que
inciden
sobre
el
movimiento
de
las
partículas
y
que
hace
que
las
trayectorias
de
éstas
no
sean
elípticas
puras.
Las
corrientes
de
marea
responden
a
los
lIIuvimlt::lIltuo
perlútlic.;us
tlel
mtiL',
que
oOIl
orlgiutidoo
por
el
potencial
generador
debidos
al
Sol
y a
la
astronómico,
Luna,
estando
principalmente
afectado
por
factores
locales.
Para
el
estudio
de
las
mareas
existen
dos
teorías.
Por
una
parte,
está
la
teoría
Estática
de
Newton
y
por
otra
la
teoría
Hidrodinámica
de
Laplace.
Respecto
de
la
primera
únicamente
decir
que
es
la
más
sencilla,
puesto
que
a
partir
de
unas
hipótesis
que
no
se
ajustan
a
la
realidad
(se
desprecia
la
fricción),
se
reduce
el
problema
dinámico
a
uno
estático,
pero
a
pesar
de
esta
restricción
nos
proporciona
una
idea
de
la
teoria
de
l~s
mareas.
El
método
de
análisis
armónico
de
Laplace
se
emplea
par?
la
predicción
de
la
marea
a
partir
de
las
elevaciones
,del
mar.
Las
predicciones
se
realizan
basandose
en
el
hecho
de
que
la.
marea
está
compuesta
por
un
número
finito
de
componentes,
caracterizándose
cada
una
por
una
amplitud,
un
periodo
y
un
ángulo
de
fase.
El
periodo
de
las
componentes
es
conocido
por
Astronomia
y
está
tabulado
en
varias
publicaciones
(40,41),
mientras
62
que
]a
ampljtnrl
y]a
fa!=>e
!=>e
ohtienen
a
partir·
tiel
análisis
armónico
aplicado
a
los
registros
de
marea.
Veamos
a
continuación
cómo
aplicar
el
tratamiento
armónico
a
nuestras
series
de
corrientes
ya
que
como
hemos
indicado,
presentan
una
fuerte
componente
de
marea.
El
análisis
armónico
se
fundamenta
en
la
hipótesis
de
que
las
magnitudes
fisicas
son
variables
aleatorias
con
una
distribución
de
probabilidad
asociada.
El
conjunto
de
estas
variables
aleatorias,
para
el
tiempo
de
muestreo.
con
sus
respectivas
distribuciones
de
probabilidad
asociada
es
un
proceso
estocástico.
Los
procesos
estacionario~
han
de
cumplir
las
condiciones
de
estacionariedad
y
ergodicidad.
El
primer
paso
que
se
suele
seguir
en
el
análisis
espectral
es
el
aplicarle
un
filtrado
a
la
serie
temporol,
obteniendo
uno
nuevo
con
el
fin
de
elimindr
efectos
ajenos
a
los
que
en
realidad
interesa.
Los
filtrados
que
se
pueden
aplicar
a
una
serie
son
de
varios
tipos,
pero
en
general
el
que
nos
va
a
interesar
es
aquel
en
el
que
hacemos
que
actúe
un
operador
sobre
la
serie
original
(en
el
dominio
temporal
o
en
el
de
las
frecuencias).
Para
el
tratamiento
de
las
corrientes
de
marea
63
segl1iremOR
el
oeRarrollo
propllesto
por
Prandle
(42)
pArA
este
tipo
de
corrientes.
Prandle
plantea
bajo
una
serie
de
hipótesis
(tales
corno
que
se
desprecia
la
componente
vertical
del
movimiento
y
los
efectos
de
densidad)
las
ecuaciones
de
movimiento
horizontal,
resolviendolas
y
expresando
las
soluciones
como
combinación
lineal
de
funciones
armónicas.
Esas
componentes
u y v
serán
las
componentes
del
vector
de
la
corriente
de
marea,
el
cual
tiene
una
hodógrafa
que
es
una
trayectoria
~liptica
según
comentabamos
anteriormente
y
que
conviene
descomponer
en
dos
movimientos
circulares.
uno
que
rote
en
sentido
horario
y
otro
en
antihorario.
El
vector
velocidad
de
la
corriente
de
marca
en
cualquier
instante
de
tiempo
se
puede
escribir
en
la
forma
compleja
según:
Expresando
esas
componentes
cartesianas
de
la
velocidad
en
términos
de
un
vector
de
amplitud
constante
vector
y
que
rote
en
sentido
antihorario
y
igualmente
de
ampl
i
tud
constante
~
(
\)
de
otro
pero
en
sentido
horario,
quedaría
descrita
así
la
descomposición
de
la
corriente
de
marea
en
estos
dos
últimos
64
movimientos,
por
lo
que:
Así
pues
el
movimiento
antihorario
y
horario
quedarían
descritos
sustituyendo
estas
expresiones
en
la
ecuación
fundamental
del
movimiento;
(Antihorario)
(Horñrio)
--.....
---tIlo
siendo
G.,A
y G 1
as
componentes
-"
]l.
gradientes
de
la
elevación
-d
'aX
rotacionales
~~
y -
ca
o~
·
de
los
Veamos
a
continuación
el
tratamiento
espectral
que
aplicamos
a
las
series
temporales
de
datos
de
los
diferentes
aparatos.
Consideremos
que
las
series
de
datos
vamos
a
poder
representarlas
en
forma
compleja,
es
decir
con
una
componente
real
y
otra
imaginaria
que
pueden
ser
nulas
o
no
serlo.
En
general
podemos
expresar
la
serie
temporal
por
el
desarrollo
en
serie
de
Fourier
de
manera
que.
65
ce
"
Av.
t
~lt)
¿
~\(.
-
~
W:.-co
siendo
Z(t)
la
serie
temporal
a
tratar
y
los
~'"
1
os
coeficientes
de
la
combinación
lineal
que
obtenemos
por
la
transformada
inversa
de
Fourier
de
la
serie
ZCt):
obteniendose
con
esto
la
descripción
espectral
de
nuestra
serie
temporal,
y
cada
coeficiente
~\(
será
la
densidad
espectral
correspondiente
a
la
banda
k.
La
función
de
distribución
espectral
o
función
de
distribución
de
la
densidad
de
energía
espectral
es
según
(43):
La
serie
temporal
de
la
variable
que
estamos
estudiando
Z(t),
es
una
serie
de
N
valores
de
manera
que
podemos
escribirla
como,
{.?\(
I
~::
0,
i I
•••
• •
•.
I
Estas
series
vamos
a
suponer
que
son
estacionarias
y
ergódicQ~,
con
valur
mediu
nulo.
66
Si
el
intervalo
de
muestreo
es
~~,
su
frecuencia
será
pues:
La
frecuencia
de
Nyquist
t~w)
o
frecuencia
máxima
UlH,er"VdUd
IJdl"d
LtHler"
UIld
cUllIpunenLe
IJeriútlicd
es
<.le
acuerdo
con
el
teorema
de
Shannon
(44):
y 1
"frAclIenci
a
angular
ele
Nyqllb;t:
En
función
de
ésto,
los
coeficientes
del
desarrollo
de
Fourier
corresponden
a
las
N
pulsaciones
fJllP
hfly
pntrp
CJ..!.""'l.
y
WN1'L'
y
lñ!;
;ntpgrñlpc;
OP
pc;oc;
desarrollos
pasan
a
ser
sumas
discretas
de
N
sumandos.
Por
tanto,
resulta
que
la
integral
intinita
de
Fourier
pasa
a
estar
limitada
al
intervalo
temporal
de
valores
o
~
t
<.
N y
además,
1 a
integra
1
con
esos
1
imi
tes
se
puede
expresar
como
un
sumatorio.
Es
decir
que
trabajaremos
con
la
funciónZl(t)
en
lugar
de
hacerlo
con
la
serie
original
Z(t),
siendo
67
"~tl)
es
10
que
llamamos
la
ventana
rectangular
(filtro)
y
que
dependiendo
de
los
valores
de
t ,
tiene
diferentes
valores:
O
00
'" t.
<.
Q
\J~lt.)
-
-i
O~t,c::.N
- J
()
N<.t.
<c:::IO
Los
sumatorios
que
resultan
de
la
discretización
de
las
integrales
de
Fourier,
son
para
los
coeficientes
de
1
desarro
11 o
(o(\()
y
para
~
,
de
1 a
manera
siguiente:
Aplicando
el
tratamiento
espectral
a
las
corrientes
de
marea,
obtendremos
información
muy
útil
de
éstas.
Según
Prandle
(42),
las
series
temporales
de
los
datos
de
corrientes
se
pueden
descQmponer
-en
forma
compleja.
Asi
pues,
la
seríe
Z(t)
se
expresa
en
este
caso
por:
68
siendo
u(t)
la
serie
temporal
de
la
componente
longitudinal
de
la
velocidad
y
v(t)
la
serie
temporal
de
la
componente
transversal.
Si
consideramos
que
ambas
series
(u(t),
v(t»
son
procesos
estacionarios
con
valor
medio
nulo,
las
podernos
expresar
en
términos
de
Fourier
de
manera
que,
de
forma
que
la
serie
ZCt)
será
pues:
y
también:
La
descripción
espectral
del
espectro
cruzado
se
puede
agrupar
en
dos
componentes,
la
- i,.U3t;
frecuencias
negativas
t
parte.e,...
)
l.v.l t
(frecuencias
positivas.
parte
~
).
y
69
horaria
(con
y
antihoraria
entonces:
siendo
el
espectro
horario:
y
el
espectro
antihorario:
donde
Qu.'\T
es
el
cuadriespectro.
Conocidos
los
espectros
~+
y
~_,
obtenemos
las
características
de
la
elipse
de
corriente
para
cada~:
Amplitud
máxima
(semieje
mayor):
Amplitud
menor
(semieje
menor)
Excentricidad:
\
\Q~\~\Q._\\
\
\~~\-
\~J\
\~\
-1-
\
~-\
'
\R-\-\
+ i
\~-\
siendo,
e.
')0
para
giro
antihorario.
Coeficiente
rotatorio
70
2.5.-
Tratamiento
estadístico.
Una
vez
tratados
los
fundamentos
teóricos
de
las
corrientes
producidas
por
el
viento
y
las
producidas
por
la
marea,
introducimos
a
continuación
los
parámetros
necesarios
para
el
tratamiento
estadístico
que
hemos
aplicado
a
nuestros
datos.
Como
sabemos
los
parámetros
geofísicos
que
definen
el
clima
son
muy
variables
tanto
local
como
temporalmente.
Ante
esta
perspectiva
nos
podemos
plantear
una
serie
de
cuestiones
y
que
pasamos
a
comentar
seguidamente.
deducir,
del
conjunto
de
las
¿Podemos
observaciones,
algunas
conclusiones
medias,ó
al
menos,
representativas
en
forma
local
y
temporal?
Sin
una
contestación
a
esta
pregunta,
realizar
costosas
medidas.
de
poco
nos
servirá
Por
otrQ
parte,
dada
la
variabilidad
local
ó
geográfica
y
la
temporal,
y
posiblemente
cíclica
¿son
estas
observaciones
totalmente
aleatorias
ó
por
el
contrario,
presentan
tendencias
especificas?
Las
variaciones
locales
se
pueden
dividir
en
dos
grandes
grupos,
las
originadas
por
las
condiciones
microclimáticas
que
son
características
de
cada
entorno
y
las
producidas
por
la
representatividad
del
71
emplazamiento
de
la
estación
de
medida,
respecto
al
entorno
que
se
desea
estudiar.
Es
decir,
si
las
medidas
que
se
realizan
en
el
punto
elegido
no
son
valores
exepcionales
en
comparación
con
los
valores
reinantes
en
los
alrededores.
d
~sto
último,
existe
uno
amplio
bibliografía
en
los
tratados
de
Meteorología
y
alguna
en
Oceanografía,
que
especifican
las
condiciones
necesarias
para
minimizar
este
aspecto.
En
cuanto
a
las
condiciones
microclimáticas,
son
caracteristicas
del
entorno
elegido.
Las
dificultades
surgen
cuando
se
desean
realizar
extrapolaciones
a
otros
entornos
con
microclimas
distintos;
los
estudios
de
correlación
entre
ambos
entornos
permitirán
deducir
1~
homogeneidad.
Respecto
a
la
variabilidad
temporal
de
un
elemento
geofisico
suele
obedecer
a
tres
causas
fundamentales:
la
anual,
la
diurna
y
una
tercera
aleatoria
representativa
del
elemento.
En
cuanto
a
las
dos
dlti~as,
se
pueden
considerar
como
fluctuaciones
en
torno
a
un
régimen
medio
6
permanente
que
llamaremos
régimen
-normal,
para
distinguirlo
del
régimen
real
de
ese
elemento
que
es
cambiante
de
un
dia
a
otro
y
de
un
año
a
otro.
72
Para
poder
definir
el
régimen
normal
de
un
elemento
meteorológico
es
imprescindible
acudir
a
los
métodos
estadísticos
que
nos
proporcionarán
unos
parametros
estadística
significativos
que
se
estudia.
del
conjunto
ó
serie
Estos
parémetros
son:
un
indice
de
centrulizución,
uno
de
dispersión
y
uno
de
asimetría.
Ahora
bien,
cada
elemento
climático
puede
dar
lugar
a
varias
series
estadísticas
de
10
cual
se
deduce
que
el
número
de
parámetros
aumente
de
forma
alarmante.
Prestemos
atención
por
ejemplo
a
la
temperatura.
Tenemos
una
máxima,
una
mínima,
una
temperatura
media,
unas
oscilaciones
diurnas
y
otras
mensuales
l y
aún
otras
d.I1Ud
1
~~
~
]li
!?ert:Ulud
1
~~
Y
~
~
ld.~
~e!:
ie~
pueuel1
~er
pa!:a
cada
hora
del
día,
cada
día
del
año,
etc
...
¿Cómo
obtener
ese
valor
normal?
Promediando
en
el
tiempo
ó
en
el
espacio.
Si
admitimos
que
disponemos
de
tina
estación
cuyas
medidas
son
representativas
del
entorno,
sólo
tendremos
que
promediar
la
variable
geofísica
definidora
del
fenómeno
(0
=
0(t»
en
el
tiempo.
La
realización
de
este
promedio
nos
condicionard
a.
obtener
resultados
temporales
sólo
superiores
al
del
intervalo
dé
tiempo
en
el
cual
hemos
promediado.
De
10
anteriormente
enunciado
sa
deduce
que
podemos
imaginar
el
comportamiento
de
un
elemento
climático
como
el
resultado
de
la
suma
de
dos
73
componentes:
uno
permanente,
el
valor
normal,
y
otro
variable,
la
perturbación.
Es
decir,
cada
serie
estadística
se
puede
imaginar
descompuesta
en
dos
partes,
su
valor
normal
y
la
perturbación
que
se
deducirá
como
diferencia
entre
el
valor
observado
y
el
valor
normal.
La
definición
de
valor
normal
se
debe
identificar
con
el
de
máxima
probabilidad
de
una
muestra,
que
temporalmente
deberá
ser
lo
suficientemente
extensa
para
conseguir
la
estabilidad
de
los
parámetros
que
definen
dicho
valor
normal.
Se
suele
admitir,
por
la
Organización
Mundial
de
Meteorologi@,
que
una
~erie
de
treinta
afias
proporcion~
estimaciones
aceptables
tanto
en
la
media
como
en
la
desviación
tipo.
por
lo
que
se
las
suele
llamar
normales
internacionales.
Los
datos
experimentales
correspondientes
Q
los
elementos
significativos
en
nuestro
estudio:
el
viento,
las
corrientes
y
el
oleaje,
suelen
ser
escasos,
tal
como
hemos
comentado,
debido
a
10
costoso
que
resultan
sus
mediciones,
especialmente
los
dos
últimos.
As1
pues,
en
la
práctica
nos
debemos
conformar
con
periodos
de
tiempo
mucho
más
cortos,
de
diez,
cinco
y
aún
menos
años.
Por
esta
razón
las
estimas
obtenidas
no
serán
totalmente
estables
y
nos
veremos
obligados
a
darlas
en
función
de
una
banda
de
confianza
6
nivel
de
probabilidad.
74
Aún
en
el
caso
hipotético
de
deducir
el
régimen
normal
a
un
cierto
nivel
de
probabilidad
¿cómo
se
distribuye
la
variable
estudiada
respecto
a
la
media?,
les
estable
esta
distribución?
¿cómo
se
pueden
extrapolar
los
datos
respecto
al
tiempo
de
observación?
AnLe
e~tds
cuestiorle~
necesitamos
unas
respuestas,
puesto
que
sin
ellas
nuestros
estudios
quedarían
reducidos
a
un
cierto
intervalo
de
tiempo
con
un
predeterminado
nivel
de
probabilidad.
Así
pues,
intentamos
contestar
a
ésto
con
una
teoría
que
sirva
tanto
para
el
viento.
como
para
las
corrientes
ó
para
el
oleaje
originado
por
áquel.
Los
aparatos
de
medida
registran
los
datos
en
forma
continua
o
discontinua.
En
el
primer
caso,
en
un
periodo
de
tiempo
ll~
con
una
cierta
cadencia
de
muestreo,
as1
en
el
oleaje
suele
ser
un
registro
de
veinte
minutos
cada
tres
horas.
En
el
registro
discontinuo,
para
cada
periodo
de
tiempo
T,
se
registran
los
parámetros
medios
en
ese
tiempo
de
muestreo;
así
en
el
caso
del
viento
y
de
las
corrientes
se
suele
obtener
cada
media
hora
la
velocidad
media,
la
máxima
y
la
minima.
La
diferencia
básica
entre
ambos
procedimientos
es
que
con
el
registro
continuo
se
puede
obtener
espectros
75
energéticos
que
proporcionan
una
mayor
información
que
en
el
caso
discreto.
Sea
cual
sea
el
procedimiento
utilizado,
en
definitiva
se
obtiene
de
cada
muestra
unos
parámetros
característicos
que
serán
función
del
tiempo,
0 =
0(t),
que
denominaremos
según
la
terminología
para
el
oleaje,
propuesta
por
Suérez
Bores
(45),
"curvas
de
estado
del
elemento"
en
cuestión
y
así
nbs
referiremos
"curvas
de
estado
del
mar",
"curvas
de.
estado
del
viento",
etc.
De
las
curvas
de
estado
del
elemento
se
puede
deducir
información
a
corto
y
largo
plazo
de
tiempo
siendo
co~plementarias
las
unas
de
las
otras.
De
la
información
a
corto
plazo
se
pueden
deducir:
1.-
La
curva
de
probabilidad
de
ocurrencia
del
parámetro
característico
del
elemento
en
el
tiempo
de
medida.
2.-
El
número
de
horas
en
el
tiempo
de
medida,
que
exceden
un
valor
predeterminado
del
parámetro
característico
del
elemento.
En
definitiva,
es
equivalente
a
obtener
en
estadistica
·la
curva
de
función
de
la
densidad
de
probabilidad
y
la
función
de
distribución
de
una
variable.
De
la
información
a
largo
plazo,
se
puede
obtener:
76
1.-
El
régimen
normal
del
elemento
en
cuestión.
2.-
L~
[unuión
de
distribución
extremal
del
elemento,
es
decir,
la
probabilidad
de
que
un
valor
cualquiera
del
parámetro
o
variable
no
sea
superado
(ó
no
sea
minorado)
en
un
intervalo
de
tiempo
dado.
Cuando
la
unidad
básica
en
el
tiempo
de
medida
es
el
año,
la
función
de
distribución
del
elemento
en
el
año
medio
es
el
régimen
del
elemento,
y
la
distribución
de
los
máximos
anuales
del
elemento
es
el
Régimen
de
M~ximns
ó
de
Temporales
según
definición
de
Suárez
Bores
(46)
para
el
oleaje
y
de
Tejedor
(47)
para
otros
elementos.
romo
p~
ronocino,
lOR
pAr~mptrnR
fundamentales
de
una
muestra
son
los
cuatro
tipos
siguientes:
-
Indice
de
centralización
(media
aritmética,
mediana
y
moda)
que
reflejan
la
tendencia
a
la
concentración
revelada
por
la
existencia
de
un
sólo
máximo.
-
Indice
de
dispersión
(desviación
típica,
desviación
media,
desviación
probable)
que
denota
el
grado
de
concentración
central.
-
Indice
de
asimetría,
que
pone
de
manifiesto
la
mayor
ó
menor
discrepancia
con
relación
a
la
distribución
77
simétrica.
-
Indice
de
agudez
ó
curtosis,
que
sirve
para
ponderar
el
predominio
de
los
términos
próximos
ó
de
los
términos
lejanos
(colas
de
la
distribución).
A
estos
parámetros
nos
referiremos
continuamente
en
nuestro
trabajo.
Dado
que
en
la
bibliografía
especifica
de
Climatologia
suele
haber
discrepancia
en
algunos
de
estos
índices,
introduciremos
expresiones
que
hemos
utilizado
en
este
trabajo.
Indices
de
centralización.
La
media
muestral
está
definida
por
la
fórmula:
N
para
datos
sin
agrupar.
En
caso
de
datos
agrupados:
x
"V-I\.
¿
't\.l
con
'W\.
i..-:.-\'
N~~
~\\.
'-!:
i
El
segundo
índice
de
centralización
es
la
mediana.
Si
5e
ordenan
por
magnitud
creciente
los
términus
d~
Id
78
muestra
sin
agrupar,
el
término
que
ocupa
el
punto
medio
es
la
mediana.
Si
el
número
de
términos
es
par
se
toma
la
media
aritmética
entre
los
dos
términos
medíos
consecutivos.
Finalmente,
el
tercer
indice
de
centralización
es
la
moda,
que
es
el
término
al
que
corresponde
la
probabilidad
máxima.
Para
variables
continuas
es
la
abscisa
del
máximo
de
la
curva.
Referente
a
esto
hemos
de
decir
que
en
Meteorología
es
usual.
al
tratar
los
vientos.
emplear
lo~
t~rminoR
de
viento
reinante
y
viento
dominante.
El
viento
reinante
es
el
que
sopla
con
mayor
frecuencia
y
el
dominante
es
el
viento
que
sopla
con
mayor
intensidad.
Indices
de
dispersión.
Nos
indican
la
mayor
ó
menor
concentración
de
los
términos
hacia
el
centro
de
la
distribución.
El
más
importante
es
la
varianza
V(x),
definida
por:
N
\J<..X)
- I
i.':.i.
Ñ
\}
lx)
- ¿
c.
'::.
i
1
x·
\.
)(.2-
N _
)'1.
~\,
-
)(
N
otro
estimador
mejor
de
la
varianza
poblacional
es:
79
en
el
cual
se
ha
tenido
en
cuenta
el
concepto
de
grados
de
libertad.
Una
muestra
tiene
tantos
grados
de
libertad
como
términos
la
constituyen,
descontando
tantas
unidades
como
relaciones
independientes
se
puedan
establecer
entre
ellos,
cn
este
caso
1amcdia
aritmética,
pues
cuando
se
conocen
N - 1
términos,
se
puede
calcular
el
restante
a
partir
de
la
media.
Indudablemente
para
N
grande,
ambas
definiciones
tienden
a
coincidir.
Aparte
de
la
varianza,
se
suele
trabajar
con
la
desviación
típica,
definida
como
la
raiz
cuadrada
positiva
de
la
varianza,
es
decir:
Indices
de
asimetría.
El
coeficiente
de
asimetria
con
el
que
hemos
trabajado
es
el
debido
a
Fisher
y
que
viene
dado
por:
coef.
asimet.
Indice
de
apuntamiento.
El
coeficiente
de
curtosis
con
el
que
trabajamos
es
el
definido
por
la
relación
80
siguiente:
""
Curtosis.
~
lXi.-y.)
J~
0-'1-3)
El
grado
de
apuntamiento
se
toma
en
relación
a
la
distribución
normal.
Si
la
distribución
presento
un
apuntamiento
relativo
alto,
la
curva
se
llama
leptocúrtica
y
en
tal
caso
el
coeficiente
de
curtosis
es
positiva.
Si
la
curva
es
más
achatada
se
llama
platicúrtica
y
le
corresponde
una
curtosis
negativa.
Mientras
que
si
la
curva
no
es
ni
muy
achatada
ni
apuntada,
distribución
normal,
la
curva
se
llama
lIIe~ocúrtictt
y
su
curtosis
es
nula.
Una
vez
que
hemos
descrito
el
tratamiento
teórico
al
que
nos
referimos,
estamos
en
disposición
de
expresar
las
medidas
experimentales
efectuadas
y
el
tratamiento
aplicado
a
las
mismas.
81
CAPITULO
3:
ADOUISICION
DE
DATOS:
INSTRUM:r:l1T_ACIO?'L
y
CAMPA~A
DE
TOMA
DE
DATOS.
La
adquisición
de
datos
está
íntimamente
relacionada
con
la
instrumentación
empleada,
por
10
cual
hacemos.
en
primer
lugar.
una
descripción
de
los
principales
aparatos
utilizados
(características,
métodos
de
medida
y
registro
de
datos)
para
pasar
a
continuación
a
definir
el
tratamiento
de
los.
mismos,
en
3.1.-
Instrumentación.
3:1.1.~
E~lación
meteorológica.
La
estación
meteorológica
que
disponemos
es
de
la
número
de
serie
1044,
formado
por
marca
Aanderaa
DL-2.
cuatro
captadores,
con
sus
respectivos
adaptadores,
sistema
de
programación
de
velocidad
de
muestreo.
módulo
de
codificación
y
regist~o
digital
de
datos.
Lo~
datos
se
obtienen
a
intervalos
regulares.
definidos
por
la
velocidad
de
muestreo,
y
se
registran
en
cinta
magnética
en
binario
puro
que
se
leen
posteriormente
mediante
un
lector
de
cintas.
Los
cuatro
captadores
utilizados
determinar
las
siguientes
magnitudes:
Temperatura
del
aire.
Presión
atmosférica.
permiten
-
Velocidad
máxima
y
media
del
viento.
82
Dirección
del
viento
(referida
al
Norte
magnético)
El
sistema
de
medida
y
registro
"DATA
LOGGER
DL
-2",
está
formado
por
un
"scanner"
con:
1
vía
para
medir
la
temperitura.
4vias
para
datos
climatológicos.
1
vía
para
medir
pre~ión
atmosférica.
Convertidor
analógico
digital,
o
codificador.
Registrador
magnético.
Reloj
de
cuarzo.
Tal
como
se
indica
en
el
apartado
correspondiente,
hubo
necesidad
de
alquilar
una
estación
meteorológica
también
de
la
casa
Aanderaa
DL-l,
con
número
de
serie
623,
Y
en
la
que
las
características
técnicas
son
similares
a
las
indicadas
para
la
estación
con
número
de
serie
1044.
En
cuanto
a
las
constantes
necesarias
para
la
conversión
Q
dato
físico
de
los
diferentes
canales,
se
especifican
posteriormente.
Características
técnicas.
Medida:Puente
auto
equilibrado
en
10
sucesivos.
Duración
de
cada
medida:
4
segundos
por
vía.
Tensión
del
puente:
-6
V.
83
pasos
Resolución:
1/1023
(10
bits)
de
la
amplitud
de
medida
abarcada
por
el
Data
Logger,
pudiéndose
tomar
únicamente
una
parte
del
rango
total
del
captador.
Reloj:
Precisión
±
2s/día;
autonomía
1
año.
Intervalos
de
registro:
1,2,
2~,5,10,15,20,30,60,
120
y
240
::seguIldo::;,
10,20,30
y
60
minutos.
Alimentación:
Pilas
de
9
voltios
(63x50x50
mm);
para
el
reloj,
pilas
de
4'2
voltios
(16'6
x
21
mm).
Sensor
de
temperatura.
Está
'constituído
por
una
sonda
de
platino
de
500
S2,
con
una
precisión
de
0'1
grado.
Con
este
captador
se
puede
utilizar.
longitud.
sin
adaptación,
cable
de
hasta
50 m.
de
Rango
de
medida:
-44°C
a
49°C.
Precisión
Sensor
de
presión
atmosférica.
Está
constituido
por
un
transductor
de
presión
de
tipo
potenciométrico.
Rango
de
medida:
920
mb a
1080
mb.
Precisión
±O'2
mb.
84
Sensor
de
velocidad
del
viento.
Está
constituido
por
un
molinete
de
tres
copas
sobre
un
eje
vertical,
en
cuyo
extremo
inferior
tiene
un
imán,
que
a
cadá
revolución
cierra
un
microinterruptor:
un
recipiente
estanco.
de
PVC,
contiene
el
circuito
electrónico
que
cuenta
el
ndmero
de
impulsos
entre
dos
registros,
permitiendo
la
lectura
del
codificador.
Los
parámetros
del
sistema
electrónico
de
cuenta
de
impulsos.
se
puede
modificar
según
se
ajuste
la
cadencia
de
registro,
ya
cDntínuamente.
registro.
pudiendo
que
el
sistema
está
contando
seleccionar
el
tiempo
de
La
alimentación
corre
a
cargo
de
la
batería
El
sensor
da
como
registro
de
salida
la
velocidad
media
o
la
velocidad
máxima,
a
través
del
número
total
de
vlleltfl!=;.
Rang~
superior
a
60
mis.
Precisión:
± 2 %
Velocidad
umbral:
30-50
cm/s.
El
sensor
de
velocidad
de
meteorológica
directamente.
mide
la
intensidad
85
la
del
estación
viento
Tal
como
se
ha
dicho
consta
de
tres
radios
horizontales,
de
igual
longitud,
fijos
a
un
eje
vertical
que
gira
libremente.
En
cada
uno
de
los
radios,
en
su
extremo,
hay
una
cazoleta
ó
semiesfera
hueca
dirigida
de
forma
que
una
presente
la
concavidad
y
la
otra
la
convexidad
al
viento.
Dado
que
la
presión
que
ejerce
éste
es
mayor
en
la
parte
cóncava,
los
radios
girarán
~iempre
An
Al
miRmo
sentido.
La
velocidad
del
viento
se
tiene
directamente
según
se
comentó,
ya
que
la
velocidad
periférica
media
de
las
cazoletas,
debe
ser
proporcional
a
la
intensidad
del
viento.
El
número
de
vueltas
del
aparato
se
conoce
por
un
contador
de
engranaje
y
se
registra
en
un
registrador
que
hay
en
el
interior.
Sensor
de
dirección
del
viento.
Está
formado
por
un
timón
móvil
de
un
eje
vertical,
arrastrando
un
imán
que
a
su
vez,
por
acoplo
magnético,
arrastra
al
limbo
de
una
brújula.
Para
que
el
rozamiento
no
perturbe
la
medida,
el
contacto
entre
aguja
y
limbo
sólo
se
efectúa
en
el
momento
de
medida,
mediante
una
bobina
que
en
el
insto.nte
o.decuo.do
fijtl
10.
dgUjo.
e11
Id
pU811.;1611
l;UITeclCl..
86
Los
cambios
bruscos
en
la
dirección
del
viento
son
amortiguados
en
el
eje
de
giro
por
medio
de
una
amortiguación
con
aceite
de
silicona.
Precisión
mejor
que
±
5°.
Velocidad
de
muestreo
Las
cadencias
de
muestreo
elegidas
han
sido,
en
general,
de
30
minutos.
Tal
como
se
indica
en
el
apartado
correspondiente,
durante
un
periodo
de
tiempo
se
cambió
la
velocidad
de
muestreo
a
10.
minuto~
para
obtener
mucha
más
información
en
el
mismo
periodo
en
que
se
intalaron
unos
correntimetros,
y
también
incluso
a
60
minutos.
pero
esta
vez
por
un
error
involuntario.
3.1.2.-
Correntimetro
autónomo.
Este
instrumento
(Aanderaa,
modelo
4)
consiste
en
una
unidad
de
grabación
y
un
mecanismo
de
medida
introducidos
en
una
caja
presurizada,
pudiendo
sujetarse
la
linea
de
anclaje
a
una
boya
de
superficie
o
de
profundidad.
La
velocidad
de
la
corriente
se
mide
por
un
rotor,
cuyo
giro
se
transfiere
mediante
un
acoplamiento
magnético
y
una
caja
de
reducción
a
un
potenciómetro.
La
dirección
de
la
corriente
se
mide
por
una
brújula
con
87
salida
eléctrica.
La
medida
de
la
velocidad
es
promediada
durante
el
tiempo
de
muestreo,
mientras
que
la
dirección
es
instantánea.
Un
reloj
incorporado
pone
el
sistema
en
marcha
a
intervalos
regulares.
El
tiempo
de
autonomía
es
superior
a 6
meses.
El
funcionamiento
está
basado
en
un
codificador
rotatorio
para
la
medida
y
para
la
grabación
de
los
datos
en
cinta
magnética
de
1/4".
Los
dos
eorrcntimctros
empleados
en
el
desarrollo
del
presente
trabajo
responden
a
las
mismas
características
técnicas.
por
lo
que
se
describirán
de
forma
común.
Evidentemente
los
números
de
series
de
ambos
si
son
diferentes,
correspondiendo
el
número
8142
al
correntimetro
propiedad
de
este
Departamento
y
el
número
de
serie
8522
al
que
se
alquiló
durante
un
periodo
de
tiempo.
Características
técnicas.
Unidad
de
grabación:
13'7
Kg.
Profundidad
máxima:
2000
m.
Cilindro
de
pr~sión
en
95
~
Cu,
3'5%
Ni,
0'9%
Si;
los
demás
materiales
expuestos
al
agua
en
acero
inoxidable.
88
Sistema
de
grabación:
palabras
binarias
de
10
bit
en
serie,
grabadas
en
una
cinta
magnética
de
1/4
11
•
El
ciclo
de
medida
se
establece
mediante
un
reloj
de
cuarzo.
Los
datos
en
cintas
de
1/4"
se
recogen
en
6
canales:
referencia,
temperatura,
conductividad,
presión,
dirección
de
la
corriente
y
velocidad
de
ésta.
Veamos
a
continuación
las
especificaciones
técnicas
de
cada
uno
de
los
sensores.
Sensor
de
temperatura.
Termistor
dentro
de
un
bulbo
que
penetra
en
el
agua.
Rango:
-2'46°C
a
21'40
o
C,
10'08°C
a
36'OoC,
-O'34°C
a
32'17°C¡
posibilidad
según
la
resistencia
utilizada.
Precisión:
±
0'05°C
Resolución~
0'1
%
del
rango
elegido.
Sensor
de
conductividad.
Célula
de
conductividad
de
tipo
inductivo.
Rango:
a a
77
mohm/cm.
Resolución:
0'1
%
del
rango.
Sensor
de
presión.
89
Consiste
en
un
potenciómetro.
Rango:
hasta
100,200,500,1000
ó
3000
PSI.
Preciiión:
± 1 %
del
rango.
Resolución:
0'1
%
del
rango.
Compás
magnético.
La
medida
de
la
dirección
es
instantánea.
Resolución:
0'35°
Precisión:
±
7'5°
para
corrientes
de
velocidades
comprendidas
entre
2'5
a
5
cm/s,
Ó
de
100
a
200
cm/s
y ±
50
para
velocidades
comprendidas
entre
5 y
100
cm/s.
Sensor
de
velocidad.
que
transfiere
magnéticamente
a
un
contador
electrónico.
Da
las
la
Rotor
revoluciones
velocidad
de
corriente
como
una
velocidad
promediada
en
el
intervalo
de
muestreo.
Rango:
2'5
a
250
cm/s.
Precisión:
± 1
cm/s.
Velocidad
umbral:
2'0
cm/s.
Reloj
de
cuarzo.
Precisión:
mejor
que
± 2
s/dia
dentro
de
un
90
rango
de
temperatura
OOC
a
200C.
I
Intervalos
de
muestreo:
0'5,1,2,5,10,15,
20,30,60
Y
180
minutos.
3.1.3.-Mareógrafo.
El
registrador
del
nivel
de
mar
con
el
que
hemos
desarrollado
el
trabajo
es
también
de
la
casa
Aanderaa,
modelo
5
(WLR5),
y
su
ntimero
de
serie
es
el
945.
Este
medidor
cuenta
con
un
sensor
de
presión
capaz
de
filtrar
pi
efecto
producido
por
el
oleaje,
promediando
las
medidas
a
intervalos
de
40
segundos.
Los
datos
obtenidos
a
intervalos
regulares
son
grabados
en
cinta
magnética
en
binario-
puro,
que
posteriormente
leemos
con
la
lectora
de
cintas.
Aparte
de
la
presión,
el
aparato
mide
también
la
temperatura
del
agua
de
mar
por
un
termistor
que
tiene.
Caracteristicas
técnicas.
Peso:
5'9
kg.
Profundidad
máxima:
270
ID.
Cilindro
de
presión
en
aleación
de
6061/T6.
aluminio
Sistema
de
grabación:
palabras
binarias
de
10
bit
en
serie,
grabadas
en
cinta
magnética
de
1/4".
91
Alimentación:
9
voltios
en
corriente
continua,
suministrados
por
una
bateria
de
63x50x80rnm
3 ,
que
proporciona
hasta
un
año
de
autonomía.
El
ciclo
de
medidas
se
establece
mediante
un
reloj
de
cuarzo.
Los
datos
se
recogen
en
4
canales,
el
de
referencia,
temperatura
y
do~
d~
presión,
segundos
la
duración
del
ciclo
de
medida.
Si~llUO
4
Sensor
de
presión
de
cuarzo.
El
mareógrafo
WLR5
cuenta
con
un
s~nsor
de
presión
"P"roc:;~iF'ntifi('!!
mOc1F'
1 n
?400
A/?qOO
A,
<JIIF'
+ipne
Iln"
exactitud
10
veces
superior
a
los
sensores
de
presión
convencionales.
Se
basa
en
un
cristal
oscilante
que
da
una
frecuencia
de
salidas
ent"re
40
KHz
y
36
KHz,
dependiendo
de
la
présión.
Rango:
O a
400
libras
por
pulgada
cuadrada.
Resolución:
±
0'001%
de
la
escala
total.
Sensor
de
Temperatura.
Es
un
termistor
Fenwall,
modelo
GB32JM19
como
elemento
sensible,
y
de
un
oscilador
incluido
en
el
panel
electrónico.
La
frecuencia
de
salida
oscila
entre
2048
Hz
y
4096
Hz
seg~n
la
temperatura..
Para
92
temperaturas
fuera
de
rango
se
registra
canal
correspondiente.
Rango:
-3"C
él.
35°C.
Reloj
de
Cuarzo.
Consiste
en
un
oscilador
patrón
cristal
de
cuarzo
que
oscila
a
Intervalos
de
muestreo:
180
minutos.
Precisión:
~
0'5
s/dia.
3.1.4.-
Correntímetro
manual.
32768
Hz.
un
cero
en
el
basado
en
un
El
correntimetro
que
disponemos
es
de
la
casa
VALFPORT,
serie
1000,
y
cuyo
número
de
serie
es
el
1923.
En
él,
la
corriente
mueve
una
hélice
que
mediante
un
acople
magnético,
abre
y
cierra
un
relé
Reed
situado
en
el
interior
del
aparato.
Cada
impulso
en
el
relé
corresponde
a
una
revolución
de
la
hélice.
La
medida
de
la
dirección
de
la
corriente
se
obtiene
mediante
una
brújula
incorporada,
suspendida
de
una
única
articulación
inmersa
en
silicona.
Al
cerrar
el
contacto
de
la
brújul~.
un
mecanismo
magnético
hace
que
se
incline
y
haga
conexión
con
uno
de
los
36
contactos
de
una
placa
de
circuito
impreso,
10
que
da
una
93
tnl~r~n~i~
~n
la
medidA
d~
la
dirección
d~
±
~o.
Características
técnicas.
Alimentación:
12
voltios
en
corriente
continua,
2
baterías
de
6
voltios.
Consumo:
100
mA.
Peso:
46
kg.
Lastre:
opcional,
hasta
90
kg.
Duración
del
ciclo
de
.lectura:
4
segundos.
Sensor
de
velocidad.
Rango
de
medida:
0'03
a
5'00
m/s.
Precisión:
mejor
que
1'5
%.Resolución:
mis.
Sensor
de
dirección.
Rango
de
medida:
0°
a
360
0
Precisión:
mejor
que
1°.
Resolución:
mejor
que
1°.
Sensor
de
profundidad.
Profundidad
máxima:
1000
metros.
Resolución:
0'5
m.
Sensor
de
temperatura.
Temperatura
de
funcionamiento:
-soC
a
40°C.
94
±
0'01
3.1.5.-
Sonda
CTDS.
La
sonda
CTDS
que
disponemos
es
la
sonda
VALEPORT
serie
600,
nómero
de
serie
1524.
Esta
sonda
permite
las
medidas
"in
situ"
de
conductividad,
temperatura,
profundidad
y
salinidad.
Características
técnicas.
Sensor
de
conductividad.
El
sen30r
es
de
tipo
inductivo
y
consta.
de
dos
espirales;
una
de
las
cuales
emite
una
señal
a
la
otra
espiral
a
través
del
agua.
El
agua
actúa
como
medio
en
la
inducción.
La
magnitud
de
la
señal
detectada
en
la
segunda
espiral
es
proporcional
a
la
conductividad
del
agua
de
mar
v
por
10
tanto
los
problemas
asociados
con
el
recubrimiento
de
los
electrodos.
Rango:.
hasta
60
mohmfcm.
Precisión:
0'1
mohm/cm.
Sensor
de
temperatura.
El
sensor
es
un
termistor
linealial-izado,
que
da
una
señal
alta
de
salida
lineal
y
estable.
Está
montado
en
una
pequeña
cápsula
situada
dentro
de
la
célula
de
95
conductividad.
Rango:
-5°C
a
40°C.
Precisión:
±O.lOC.
La
profundidad
se
obtiene
a
partir
de
un
sensor
de
presión
montado
también
en
la
célula
de
conductividad.
Se
utiliza
para
la
conversión
una
densidad
de
1026
kgjm
3
y
un
valor
de
g =
9'806
m/s
2
en
toda
la
columna
de
agua.
Rango:
10 a
200
metros.
Precisión:
±l
%.
La
salinidad
se
obtiene
a
partir
de
las
sefiales
de
los
sensores
de
conductividad
y
temperatura.
No
se
incorpora
ninguna
corrección
de
presión,
ya
que
el
aparato
opera
a
profundidades
donde
esta
corrección
se
considera
despreciable.
Rango:
O a
40
ppt,
Precisión:
±0'35
ppt
entre
10
% Y
35
% Y
entre
5°C
y
35°C
La
sonda
está
unida
a
la
unidad
,de
superficie
mediante
un
cable
que
transmite
las
señales
recogidas.
El
cable
está
recubierto
de
una
funda
de
poliuretano.
96
3.1.6.-
Lectora
de
cintas.
La
lectora
de
cintas
es
de
Aanderaa
Instruments,
modelo
2650,
número
de
serie
307.
Las
cintas
magnéticas
que
lee
son
las
de
1/4"
en
un
código
binario
de
10
bits.
Para
la
traducción
de
los
datos,
dispone
de
una
salida
RS232C
para
conexión
con
el
ordenador.
Los
datos
leidos
de
la
cinta
se
convierten
primero
a
un
código
binario
de
10
bit
paralelo,
y
después
a
un
código
en
serie
ASCII
que
consta
de
siete
caracteres.
La
cinta
corre
de
manera
contínua
a
una
velocidad
de
6'1
cm/s.
Características
Técnicas.
Rango
en
baudios:
baudios.
seleccionable
de
50
a
9600
Formato
de
los
datos:
7-bit
ASCII,
paridad
seleccionable
y
bits
de
parada.
3.1.7.-
Ecosonda.
En
los
trabajos
de
reconocimiento
del
fondo,
hemos
trabajado
con
una
ecosonda
de
la
marca
Furuno,
FE-88l
MARK.
modelo
El
sistema
se
compone
de
una
unidad
de
superficie,
97
un
transductor
de
señal
eléctrica
en
onda
sonora.
una
fuente
de
alimentación
de
corriente
continua
y
un
generador
de
220
voltios
de
corriente
alterna.
El
registro
de
las
caracteristicas
geométricas
del
fondo
se
realizó
de
modo
continuo
sobre
papel
seco
electrosensible.
El
sistema
de
medida
consiste
en
la
emisión
de
una
señal
ultrasónica
que,
tras
rebotar
sobre
el
fondo
es
devuelta
al
transductor.
La
ecosonda
proporciona
una
aproximada
de
la
naturaleza
del
fondo
diferente
capacidad
de
penetración
en
tipos
de
suelos.
Características
técnicas
idea
bastante
debido
a
su
los
diversos
Rango
de
protundidades:
5,
lU,
~O,
50,
100,
2UU,
500
metros.
Profundidad
mínima
medible:
de
5,
lO,
~O
y
50
m.
1
m.
en
las
escalas
Exactitud:
±
1%
para
velocidad
del
sonido
de
1500
mis.
98
3.2.-
Proceso
de
datos.
3.2.1.-
Estación
meteorológica.
Los
datos
de
la
estación
meteorológica
se
encuentran
grabados
en
cinta
magnética
digital
en
binario
de
10
bitsjdato,según
palabras
de
12
datos
por
muestras
con
bit
final
de
sincronismo.
Dichos
datos
se
pasan
a
cinta
en
ASCII,
que
los
lee
y
procesa.
compatible
con
el
Micro-VAX~II
Los
canales
de
información
en
los
que
se
registran
datos
son
los
siguientes:
Canal
1 :
Referencia.
Canal
2 :
Velocidad
máxima
del
viento.
Canal
3 :
Velocidad
media
del
viento.
Canal
4:
Dirección
del
viento.
Canal
5 :
Temperatura
del
aire.
Canal
8 :
Presión
atmosférica.
Los
listados
de
datos
correspondientes
a
estos
canales
se
presentan
como
se
indica
a
continuación:
Columna
Información
Canal
1
Número
de
registro
1
2
Fecha
(dia,mes,año)
del
registro
3
Fecha
(hora.
minuto)
del
registro
99
4
Velocidad
máxima
del
viento
2
5
Velocidad
medía
del
viento
3
6
Dirección
del
viento
4
7
Temperatura
del
aire
5
8
Presión
atmosférica
8
Los
datos
grabados
han
de
ser
convertidos
a
las
magnitudes
físicas
mediante
unos
polinomios
de
ajuste,
cuya
entrada
es
N,
número
de
muestras
del
codificador
de
la
estación,
y
su
salida.
el
parámetro
buscado.
Dichos
polinomios
son
especificos
de
cada
medidor,
corno
se
verá
a
+.
. ,
con~lnuaCl0n.
Para
la
estación
meteorológica
con
número
de
serie
1044,
se
tiene.
d.l):
Canales
2 v
3:
Velocidades
máxima
y
media
del
El
polinomio
para
la
conversión
a
datos
físicos
del
sensor
de
velocidad
del
viento
(2740)
en
la
estación
meteorológica
uti.lizada,
es:
V(m¡sg)
=
0'0746.N
siendo
N
la
grabación
del
sensor
de
velocidad
en
el
canal
2 6
en
el
canal
3.
b.l):
Canal
4:
Dirección del
viento.
Para
el
sensor
de
dirección
del
viento
(2750)1
el
polinomio
a
utilizar
es:
100
D(grad.sexag.)
=
1'5
+
O'349.N
c.l):
Canal
5:
Temperatura.
Para
el
sensor
2775
utilizado
en
la
estación
meteorológica
se
tiene:
T(OC)
=
(A+a)
+
(B+b).N
+
c.N2
siendo:
A =
-45'216
a =
1'552
B =
9'058.10-
2
b =
-9.'473.10-
3
C =
9'614.10-6
d.1):
Canal
8:
Presión
atmosférica.
El
sensor
2810
que
mide
la
presión
atmosférica
en
la
estación
meteorológica,
convierte
el
dato
registrado
en
dato
físico
por
el
siguiente
polinomio:
siendo:
p{mb)
= A +
B.N
A =
8'95977.102
B =
2'01154.10-1
Para
la
estación
meteorológica
Aanderaa
DL-l,
número
de
serie
623,
en
los
diferentes
canales
se
tienen
101
los
coeficientes
que
se
indican
a
continuación!
a.2):
Canales
2 y
3.
Velocidades
máxima
y
media
del
viento.
En
esta
estación
el
sensor
de
velocidad
del
viento
es
el
2740
y
el
polinomio
para
la
conversión
a
dato
fisico
es:
V(m/sg)
=
O'0746.N
siendo
N
la
grabación
del
sensor
de
velocidad
en
el
canal
2 ó
en
el
canal
3.
b.2):
Canal
4.
Dirección
del
viento.
Para
el
sensor
(2750)
de
dirección
del
viento.
el
polinomio
es:
D(grad.sexag.)
=
1'5
+
0'349.N
siendo
N
la
grabación
del
sensor
en
el
canal
4.
c.2):
Canal
5.
Temperatura.
En
este
caso
para
el
polinomio
de
conversión!
T(OC)
=
(A+a)
+
(B+b).N
+ c.N2
Las
constantes
que
se
tienen
en
est~
sensor
son:
A =
-45'580
102
B
==
9'055.10-2
b
==
-9'473.10-3
e =
9'614.10-6
siendo
N
la
grabación
del
sensor
de
temperatura
en
el
canal
3.
d.2):
Canal
8.
Presión
atmosférica.
El
polinomio
que
convierte
a
dato
físico
el
sensor
de
presión
2810
es
el
siguiente:
donne
p(mb)
= A +
B.N
A
==
9'089.102
B =
1'803.10-1
siendo
N
la
lectura
del
canal.
Con
los
datos
obtenidos
en
los
diterentes
canales
se
ha
realizado
un
tratamiento
cuyos
resultados
se
muestran
en
un
capitulo
posterior.
3.2.2.-
Correntímetro
autónomo.
El
correntímetro
autónomo
nos
permit~
trabajar
con
el
método
euleriano
t
dando
información
local
con
gran
cobertura
en
el
tiempo.
103
Se
ha
trabajado
básicamente
con
un
correntimetro.
Dado
que
este
correntimetro
es
un
equipo
de
la
casa
Aanderaa
al
igual
que
la
estación
meteorológica,
el
codificador
es
el
mismo
y
por
tanto,
la
extracción
de
la
información
y
el
sistema
de
grabación
es
muy
similar
en
ambos.
En
el
caso
del
correntimetro
los
canales
de
información
son
los
siguientes:
Canal
1 :
Referencia.
Ca.no.l
2:
Tempera.tura.
del
a.
gua..
Cana
1 . 3 ;
Conductividad.
Canal
4:
Presión.
CRnal
5 :
Dirección
de
la
corriente.
Canal
6:
Velocidad
media
de
la
corriente.
Los
listados
de
datos
se
presentan
por
columnas
de
la
siguiente
manera:
Columna
Información
Canal
1
Número
de
registro
1
2
Fecha
(dia,mes,año)
3
Fecha
(hora,minuto)
4
Temperatura
2
-,
5
Salinidad
6
Presión
4
104
7
8
Dirección
Velocidad
media
5
6
Los
datos
registrados
vienen
en
número
de
cuentas
N,
para
el
intervalo
de
muestreo
elegido,
y
han
de
convertirse
en
valores
fisicos
del
parametro
deseado,
lo
cual
se
realiza
en
sistema
de
proceso
antes
de
obtenerse
el
Banco
de
Datos.
Dicho
paso
se
realiza
mediante
unos
polinomios
de
ajuste
con
coeficientes
especificos
para
cada
correntimetro
y
cada
transductor.
El
polinomio
general
de
ajuste
es:
P =
(A+a)
+
(B+b)~
+
c.N~
+
d.N3
\'
es
el
::::orrespondiente
dato
bruto
registrado
en
el
canal
y P
es
el
dato
fisico
en
la
unidad
de
medida
que
se
indica.
Los
coeficientes
para
cada
uno
de
los
canales
se
dan
a
continuación
para
el
correntimetro
número
8142.
a.
1)
.
Canal
2:
Temperatura.
P =
T(OC)
A =
-2'681
a =
1'830.10-1
B =
2'332.10-2
b
-S'lOO.lO-Ir
105
c =
-1'
344
.
10-
6
d =
1'937.10-
9
b.l).
Canal
3:
Conductividad.
P
==
C(mmho/cm)
A
==
-0'07283
B =
0'07383
c.l).
Canal
4:
Presión.
P
==
p(kgjcm
2 )
A =
-4)
LI
QO
B =
0'07732
d.l).
Canal
5:
Dirección.
P
==
dirección
(grados
sexag.)
referida
al
~
magnético.
A =
1'500
B =
3'490.10-1
e.1).
Canal
6:
Velocidad.
p =
V(cm/s)
A =
1'100
B =
1'0422.10-1
para
bt
=
30
minutos.
Para
el
correntimetro
8522
los
coeficientes
de
106
cada
uno
de
los
canales
son:
a.
2)
.
Canal
2 :
Temperatura.
p = T(OC)
A =
-2'692
a =
1'830.10-1
B =
2'327.10-2
b =
-5'100.10-
4
C =
-1'344.10-6
d =
1'937.10-9
b.2).
Canal
3:
Conductividad.
P =
C(mmho/cm)
A =
-2'190.10-
1
B =
7'300.10-2
c.2).
Canal
4:
Presión.
P =
p(kgJcm
2 )
A =
-7'816.10-1
B =
1'533.10-2
d.2).
Canal
5:
Dirección.
P =
dirección
(grado
sexag.)
referida
al
N
magnético.
107
A
6'697_10-1
B =
3'507.10-
1
C =
-7'621.10-6
d =
8'720.10-9
e.2).
Canal
6:
Velocidad.
p =
V(cm/s)
A =
1'100
B =
0'3100
para
At
=
10
minutos.
La
salinidad
se
obtiene
a
partir
de
la
medida
de
conductividad
del
canal
3.
Los
valores
de
S
se
calculan
a
partir
de
unos
polinomios
en
los
que
hay
que
tener
en
cuenta
la
lectura
simultanea
del
canal
de
temperatura
y
la
presión
media
del
fondeo.
3.2.3.-
Mareógrafo.
Cada
grabación
de
datos
del
mareógrafo,
a
los
intervalos
de
tiempo
prefijados,
se
compone
de
cuatro
datos
y
un
bit
final
de
sincronismo.
Al
igual
que
en
el
correntimetro
y
la
estación
meteorológica,
los
datos
se
pasan
a
código
ASCII
compatible
con
el
Micro
Vax
11
que
los
lee
y
procesa.
Los
canales
de
información
son
los
siguientes:
108
Canal
1:
Referencia
Canal
2:
Temperatura
Canal
3:
Presión
(parte
más
significativa)
Canal
4:
Presión
(parte
menos
significativa)
Los
listados
de
datos
físicos
presentan
cinco
columnas:
Columna
Información
Canal
1
Número
de
registro
1
2
Fecha
(día,
mes,
año)
3
Fecha
(hora,
minutos)
4
Temperatura
2
.s
Presión
Total
3 y 4
Los
valores
de
las
magnitudes
físicas,
temperatura
y
presión,
se
tienen
mediante
unos
polinomios
de
ajuste
que,
pasamos
a
describir
a
continuación:
a).
Canal
2:
Temperatura.
El
polinomio
para
el
termómetro
modelo
2907,
y
en
el
rango
ya
indicado
es:
T(OC)
= A +
B.N
+
C.N2
+ D.N3
siendo
N
la
lectura
del
canal
y
los
coeficientes:
A =
-2'662
B
3'501.10-
2
109
C =
-4'827.10-6
D =
9'309.10-9
El
cálculo
de
la
temperatura
debe
ser
previo
al
de
la
presión
con
objeto
de
determinar
los
coeficientes
que
se
deben
aplicar
al
cálculo
de
la
presión.
b).
Canales
3 y
4:
Presión.
El
polinomio
de
conversión
es
el
siguiente:
P(libra¡pulgada
2 ) = A +
B.N
+
C.N2
+ D.N3
El
valor
de
N
se
obtiene
a
partir
de
las
lecturas
de
los
canales
3 y
4.
N =
)J3.1024
+
N4
Mientras
que
los
coeficientes
del
polinomio
tienen
un
valor
diferente,
dependiendo
del
rango
de
temperatura
en
que
estemos
trabajando.
T
(OOC-100C)
T
(10°C-20°C)
T
(20°C-30°C)
A
-85'32472
-85'
19446
-85'22795
B
2'641932.10-3 2'640097.10-3 2'640273.10-3
e
:-8'815403.10
10
¡
[l'725745.10-10
-8'736445.10-
10
)
i I i
D
1'685765.10-16
¡
l'
534974.10-16
¡
1'513244.10-
1 6 j
La
profundidad
real
del
agua
que
tenemos
se
obtiene
segtin
la
expresión:
110
1 1
D
(metros)
=
6'89476
(P
-
Pa)
d g
siendo
P
la
presión
total
medida,
Pa
la
presión
atmosférica,
d
la
densidad
del
agua
y g
la
gravedad
(m/s
2 )
en
el
lugar
de
medida.
3.2.4.-
Correntimetro
manual.
La
obtención
de
los
datos
es
instantánea,
se
transmiten
por
cable
a
una
unidad
de
superficie
donde
se
obtienen
ya
como
datos
físicos.
3.2.5.-
Sonda
CTDS.
La
obtención
de
datos
es
instantánea,
transmitida
por
cable
a
una
unidad
4e
superficie
en
forma
de
datos
físicos.
El
proceso
por
el
que
pdSdil
105
dalos
desde
el
instante
en
que
se
produce
la
grabación
hasta
el
momento
en
que
analizamos
105
resultados.
queda
reflejado
en
el
cuadro
que
presentamos
a
continuación.
A
partir
de
las
medidas
registradas
por
el
sistema
de
grabación
del
equipo
que
se
trate,
pr,ocedemos
a
la
lectura
de
los
datos
codificados
mediante
la
lectora
de
cintas.
en
el
caso
de
datos
provenientes
de
la
estación
111
meteorológica,
correntímetro
autónomo
ó
mareógrafo.
Leidos
los
datos
brutos
de
grabación,
procedemos
a
la
conversión
a
dato
físico
mediante
los
polinomios
anteriormente
indicados.
Este
paso
se
realiza
por
medio
de
unos
programas
desarrollados
por
el
Departamento
de
Física
para
el
equipo
informático
con
el
que
hemos
trabajado
(Micro-Vax
11.
Digital).
Por
un
lado,
las
series
temporales
de
las
diferentes
magnitudes
medidas
pasan
a
formar
parte
del
banco
de
datos
oceanográficos
y
por
otra
parte
pasan
a
ser
tratados
mediante
105
programas
de
tratamiento
de
datos.
estadístico
y
espectral.
Los
resultados
obtenidos
junto
con
la
aplicación
de
los
modelos
matemáticos
que
convengan
en
cada
caso,
serán
lo
que
nos
permitirá
pasar
a
la
etapa
final
del
tr~bajo,
analizar
los
resultados
del
problema
que
estamos
abordando.
112
Programa
v
Archivu
Ddtu~
Medidor
Registrador
v
Datos
Codificados
v
Lector
Descodificador
v
I
Ordenador
__
--------------->
i
v
Datos
Físicos
v
Progrdillds
de
Pruceso
v
¡
¡Biblioteca
I
<-~,
de
i
Programas
'---------j!
Series
Temporales
i
I
v v
Proceso
Estadistica
Proceso
Espectral
v
)
v
I
Mqdelos
Matemáticos
i
~----------~~----------~I
'
v
Anallsis
Resultados
113
v
, ¡
3.3.-
CRmpaña
de
toma
de
datos.
3.3.1.-
Localización
del
tramo
de
estudio.
La
isla
de
Gran
Canaria
está
situada
entre
los
27°
43'5
minutos
y
28°
11'4
minutos
de
latitud
(N)
y
los
15°
21'S
minutos
y
15°
50'de
longitud
(W),
en
el
Oc~ano
Atlántico,
segón
observamos
en
la
figura
3.3-1,
con
237
Km
de
longitud
de
costa
y
una
superficie
aproximada
de
1532
Km
2 • La
altura
máxima
de
la
isla
se
encuentra
en
la
zona
centro
y
es
de
1950
m.
En
la
isla
hay
dos
zonas
con
geología
y
clima
muy
dispares,
que
vienen
s
por
el
diámetro
NE-SW.
El
área
donde
hemos
desarrollado
nuestro
estudio
se
encuentra
en
la
costa
Este
de
la
isla,
como
queda
reflejado
en
la
figura
3.3-2
en
los
alrededores
de
un
lugar
llamado
Taliarte
situado
geográficamente
por
las
coordenadas
siguientes:
Latitud:
27°59
minutos
-
27°
59'5
minutos
(N)
Longitud:
15°21
minutos
-
15°
22
minutos
(W)
La
elección
de
esta
zona
como
referencia
para
el
trabajo
la
hemos
hecho
por
dos
motivos
principalmente.
Por
un
lado
r
la
costa
en
la
que
está--
situada
está
fuertemente
influenciada
por
la
presencia
de
los
vientos
alisios,
presentes
durante
todo
el
año
en
las
Islas,
y
114
por
otra
parte,
porque
se
nos
facilitaba
la
instalación
de
aparatos.y
su
vigilancia,
ante
la
cercanía
del
Centro
de
Tecnología
Pesquera.
La
costa
en
este
sitio
es
un
acantilado
bajo
con
rasas,
limitando
al
Norte
y
al
Sur
se
tienen
varias
playas
de
arena
separadas
por
cantiles
bajos.
como
son
la
playa
del
Hombre
y
las
de
~elenara
y
Salinetas.
Para
estudiar
la
batimetría
del
área
en
la
que
trabajamos.
reaíizamos
varias
pasadas
con
la
ecosonda
durante
una
de
las
campañas
de
toma
de
datos.
Estos
reconocimientos
del
fondo
los
hicimos
tanto
en
dirección
transversal
como
en
dirección
paralela
a
la
costa.
Los
resultados
de
la
ecosonda
y
las
cartas
nadticas,
nos
han
permitido
trazar
con
cierta
precisión
las
isobatas
de
la
zona
(fig.
3.3-3).
En
un
mapa
como
el
que
acabamos
de
.comentar,
hemos
representado
las
las
longitudinales
fundamentalmente
en
(fig.
cinco
que
3.3-4)
.
radiales
hemos
Sus
geográficas
son
las
siguientes:
Radial
Rl
(latitud:
27°59'25"
N;
15°21'50"
w-
15°21'00"
W)
Radial
R2
(latitud:
27°59'18
11
Ni
15°22'10"
w-
15°21'00"
W)
115
y
tres
trabajado
coordenadas
longitud:
longitud:
Radial
R3
(latitnc1:
'27°.=iQ'11"
N'
, .
longit.lld:
15°22'23"
w-
15°21'00"
w)
Radial
R4
(latitud:
27°59'5"
N;
longitud:
15°22'23"
w-
15°21'00"
w)
Radial
R5
(latitud:
27°58'55"
N'
. ,
longitud:
15°22'23"
w-
15°21'00"
W)
Longitudinal
Ll
(longitud:
15°21'54"
W;
latitud:
27°59'25"
N-
27°58'55"
N)
Longitudinal
L2
(longitud:
15°21'46"
Wj
latitud:
27°59'25"
N-
27°58'55"
N)
Longi
tudina
1
1.3
(1
ongi
tud:
15°21'38"
W;
latitud:
27°58'55"
N-
27°51'55"
N)
Los
perfiles
batimétricos
que
resultaron
del
registro
de
la
ecosonda
para
cada
una
de
estas
radiales
y
longitudinales,
los
representamos
gráficamente
en
las
ocho
gráficas
siguientes,
considerando
una
escala
horizontal
1:10.000
y
la
vertical
1:1.000
en
todos
ellos
(f
ig.
3.3-5,
...
,
3.3-12).
De
ellos
observamos
que
el
área
de
Toliorte
y
hosto
olconzor
los
100
m
de
profundidad
la
pendiente
es
uniforme,
creciendo
rápidamente
hasta
los
500
m,
para
volverse
a
tener
pendientes
algo
más
suaves.
Los
fondos
junto
a
la
zona
costera
son
de
arena
y
un
poco
más
alejado
de
ésta
ya
116
son
de
arena
y
piedra.
3.3.2.-
Incidencias
de
las
campañas.
Con
respecto
a
la
toma
de
datos,
hay
que
indicar
que
debido
a
su
propia
naturaleza
(series
temporales)
las
dificultades
que
surgen
por
la
medición
en
si,
como
por
ejemplo
un
funcionamiento
incorrecto
del
aparato,
no
se
aprecian
en
el
instante
en
que
se
efectua
la
medición,
sino
una
vez
que
se
procesan,
por
lo
que
debido
a
esto
hemos
tenido
bastantes
problemas.
a)
Datos
meteorológicos,
obtenidos
por
medio
de
la
estación
meteorológica.
La
instalación
de
la
(Aanderaa
DL-2,
número
d~
serie
estación
meteorológica
1044)
se
llevó
a
cabo
en
una
explanada
de
tierra.
que
existe
cerca
del
edificio
que
alberga
al
Centro
de
Tecnologia
Pesquera
de
Taliarte
del
Excmo.
Cabildo
Insular
de
Gran
Canaria
(fig.
3.3-3).
Sus
coordenadas
son:
Latitud:
27°
59'5
minutos
(N)
Longitud;
15
0
22
minutos
(W)
con
lo
cual
quedaba
el
sistema
de
medida
en
la
zona
que
se
queria
estudiar
y a
la
vez
bajo
la
atención
del
vigilante
nocturno
que
tiene
dicho
Centro.
Pero
por
117
problemas
ajenos
a
la
instalación
no
se
pudo
realizar
en
dicha
explanada.
teniendo
que
hacerse
en
una
zona
más
cercana
al
edificio
y
que
en
principio
parecia
buena
también,
según
la
opinión
de
los
técnicos
de
la
casa
que
procedieron
a
su
instalación.
El
13
de
Mayo
de
1986
comenzó
la
grabación
de
la
cinta
de
la
estación
meteorológica.
El
intervalo
de
muestreo
fue
de
30
minutos
y
los
parámetros
medidos
fueron
temperatura
velocidades
máxima
del
aire,
presión
atmosférica,
y
media
del
viento,
asi
como
su
dirección.
Esta
cinta,
que
llamaremos
a
partir
de
ahora
E130586.
atendiendo
a
la
nomenclatura
utilizada,
se
recogió
en
el
mes
de
S~ptiembre,
y
en
ella
el
ntimero
de
datos
registrados
fué
de
5333.
La
forma
de
denominar
las
cintas.
como
por
ejemplo
la
recien
enunciada:
E130506.
nos
indica
por
la
letra
que
la
inicializa
el
aparato
que
se
trata.
Así
E
corresponde
a
estación
meteorológica,
e
a
correntimetro
y M
al
mareógrafo.
y a
continuación
los
números
que
siguen
corresponden
a
la
fecha
en
que
comienza
dicha
grabación,
con
las
dos
primeras
cifras
para
el
dia
del
mes,
otras
dos
para
el
mes,
y
las
últimas
para
el
año.
Asi
130506
nos
indica
la
cinta
que
comenzó
el
13
de
Mayo
de
1986.
Este
número
aparece
también
en
las
gráficas,
tal
como
se
ver~más
adelante,
para
indicar
el
fichero
o
cinta
de
la
que
se
representan
gráficamente
los
resultados.
Posteriormente
se
procedió
118
a
la
lectura
y
al
procesamiento
de
la
cinta.
tras
numerosos
problemas
derivados
de
la
puesta
a
punto
de
la
nueva
instrumentación
y
de
los
programas
de
conexión
y
de
tratamiento.
Es
en
este
momento
cuando
a
la
vista
de
los
resultados
obtenidos
se
observa
que
los
datos
de
dirección
del
viento
diferian
de
las
direcciones
predominantes
que
tiene
el
viento
en
esa
zona.
Pensando
en
una
mala
ubicación
de
la
estación,
se
coloca
ésta
en
la
azotea
del
edificio
y
se
empiezan
a
registrar
datos
el
13
de
enero
de
1987
tras
innumerables
problemas
en
la
nueva
instalación.
Para
esta
cinta
(E130187)
el
intervalo
de
muestreo
fue
también
de
30
minutos,
~egistrándose
3776
datos
y
recogiéndose
el
1
de
Abril.
proceso
de
datos
se
llevó
a
cabo
poco
después,
comprobcindose
que
los
resultados
si
eran
conformes
o
los
conocidos
en
la
zona.
Una
vez
comprobado
que
la
nueva
ubicación
no
presentaba
problemas,
se
pasó
a
colocar
una
nueva
cinta
(la
tercera),
el
día
2
de
Abril,
que
llamaremos
E020487,
también
a
30
minutos
de
velocidad
de
muestreo,
en
la
que
se
tienen
3926
datos,
recogiéndose
para
la
lectura
y
procesamiento"el
día
16
de
junio
de
1987.
Por
otra
parte,
para
aprovechar
los
datos
recogidos
en
la
primera
cinta
se
alquiló
una
estación
meteorológica
Aanderaa
DL-l
número
de
serie
623,
cuyas
119
características
técnicas
~e
han
dado
anteriormente,
para
situarla
en
el
primer
emplazamiento
y
teniendose,
en
tal
caso,
datos
de
ambas
estaciones,
registrados
cada
uno
en
el
mismo
intervalo
de
tiempo.
De
este
modo
se
podría
proceder
posteriormente
a
una
correlación
entre
las
dos
series
temporales,
dirección
en
la
corrigiendose
los
problemas
de
primera
mediante
el
factor
la
de
correlación
que
resulte.
La
instalación
se
efectuó
el
mes
de
Junio,
empezando
la
grabación
el
23
de
dicho
mes
v
con
un
intervalo
de
muestreo
de
30
minutos
en
ambas
estaciones.
Las
ctntas
se
recogieron
el
9
de
Julio.
Como
resultado
deL
procesamiento
de
la
cinta
correspondiente
a
la
estación
alquilada,
sólo
se
obtuvieron
valores
de
temperatura
y
presión
atmosférica
ya
que
el
registrador
del
sensor
de
vientos
estaba
en
malas
condiciones
según
se
comprobó
al
cabo
de
los
dias
de
muchas
verificaciones.
En
cuanto
a
los
datos
registrados
por
la
otra
estación,
se
desecharon
los
datos
de
108
días
23
y
24
de
Junio
por
ser
erróneos.
Esta
cinta
es
la
que
se
ha
llamado
E2506B7
grabada
a
una
velocidad
de
30
minutos
y
contiene
696
datos.
Después
de
estos
sucesos
se
continuó
con
la
toma
de
datos,
iniciándose
una
nueva
cinta
el
día
11
de
Julio
de
1987
(E110787).
El
período
de
muestreo
se
cambió
a
10
minutos
porque
se
hizo
coincidir
con
la
velocidad
de
120
muestreo
de
los
correntimetros
fondeados,
y
dado
que
se
necesitaba
un
mayor
número
de
datos
se
disminuyó
el
tiempo
de
grabación.
Esta
cinta
estuvo
hasta
el
dia
28
de
Agosto,
observándose
que
la
grabación
se
habia
detenido
porque
las
pilas
se
acabaron
bastante
antes
de
10
previsto.
Así
pues
la
cinta
E110787,
con
3960
datos,
consideramos
que
finalizó
el
día
7
de
Agosto
en
lo
referente
al
tratamiento
de
datos
del
viento,
pero
los
datos
de
presión
y
temperatura
fallaron
antes,
por
10
que
sólo
se
pudo
tratar
hasta
el
día
4
de
Agosto.
La
grabación
de
datos
continuó
con
una
nueva
cinta
el
día
31
de
Agosto,
E310887,
y
en
la
que
se
mantuvo,
por
olvido,
la
velocidad
de
muestreo
a
10
minutos.
Los
problemas
volvieron
a
surgir
con
las
pilas
y
se
decidió
cambiar
pilos
y
cinto.
El
dia
9
de
Septiembre
a
primeras
horas
de
la
mafiana
se
efectuó
el
cambio,
.teniendose
en
la
cinta
que
se
había
quitado
1335
datos.
La
E090987
estuvo
grabando
desde
el
9
de
Septiembre
hasta
el
23
de
Octubre,
siendo
la
velocidad
de
grabación
de
los
datos
de
60
minutos,
ya
que
al
ir
a
cambiarse
al
reloj
el
tiempo
de
muestreo,
se
cometió
un
error
en
el
manejo.
Los
datos
que
se
tienen
en
esta
cinta
son
1062.
Finalmente,
la
última
cinta
que
se
ha
tratado
de
la
Estación
~eteorológica
es
la
que
se
instaló
el
28
de
121
Octubre
del
mismo
año,
finalizando
la
grabación
el
27
de
Diciembre.
volviéndose
Se
corrigió
la
velocidad
de
muestreo,
a
registrar
datos
cada
30
minutos
y
teniéndose
en
total
2881
datos.
b)
Medidas
de
corrientes,
correntimetro
autónomo.
registradas
con
un
El
correntímetro
Aanderaa
(número
de
serie
8142)
se
fondeó
a
una
distancia
de,
aproximadamente,
500
m~tros
de
la
bocana
del
Puerto
de
Taliarte
(fig.
3.3-3).
Las
coordenadas
geográficas
de
dicho
punto
son
las
que
damos
a
continuación:
Latitud:
27°
59'2
minutos
Longitud:
150
21'5
minutos
(N)
(W)
La
primera
instalación
del
equipo
se
llevó
a
cabo
en
la
misma
época
que
la
de
la
estación
el
14
de
Mayo
de
1986.
la
cinta
de
denominamos
de
manera
análoga
a
la
meteorológica,
grabación
la
de
los
otros
aparatos,
la
letra
inicial
corresponde
a
una
C,
es
decir
del
correntimetro
y
seguidamente
la
fecha
en
la
que
se
inicializó
10
grabación.
En
este
coso
se
trota
de
10
cinta
C140586.
La
profundidad
de
fondeo
del
aparato
fué
de
unos
40
metros,
muestreo.
siendo
de
30
minutos
l~
velocidad
de
122
En
la
instalación
del
correntimetro
se
dejaron,
en
la
superficie
del
mar,
un
par
de
boyas
de
señalización
que
permiten
la
localización
del
aparato
sumergido
para
así
dirigirnos
hacia
donde
se
encuentra
y
recuperarlo
por
medio
de
una
señal
acústica
que
emite
la
unidad
que
se
tiene
en
cubierta
(a
la
que
se
llama
"accoustic
release"),
que
lo
libera
del
fondeo
que
se
ha
puesto
y
hace
que
emerja
a
superficie.
Al
cabo
de
algunas
semanas
de
la
instalación
se
produjo
el
robo
de
las
boyas,
con
lo
que
se
perdió
la
señal
visible
de
superficie.
pero
atendiendo
a
que
el
liberador
acústico
se
tenia
en
buen
estado,
según
se
comprobó
en
pruebas
realizadas
antes
de
la
instalación
definitiva,
se
esperó
a
que
una
vez
finalizado
el
verano
del
uño
86,
el
volumen
de
datos
hiciera
que
tuvieramos
una
serie
temporal
de
datos
de
corrientes
durante
unos
cuantos
meses.
Una
vez
transcurrido
este
tiempo
se
intentó,
por
medio
del
liberador
acústico
que
el
aparato
saliese
a
superficie,
pero
inexplicablemente
el
sistema
no
funcionaba.
Las
salidas
a
la
zona
de
instalación
eran
prácticamente
diarias,
utilizándose
la
zodiac
de
la
Cruz
Roja
de
la
playa
de
~elenara,
con
la
que
se
trabajaba,
dada
la
falta
de
embarcación
propia.
Pasado
un
tiempo
y
vistos
los
resultados
de
la
123
búsqueda,
pensamos
que
las
pilas
del
ancla
de
liberación
podrian
haberse
agotado
y
fuese
ese
el
motivo
por
el
que
no
respondiese
a
la
señal
emitida,
por
10
que
se
abandonó
este
procedimiento.
Para
continuar,
se
hicieron
arrastres
con
dos
barcos,
resultando
negativos
todos
los
intentos.
También
se
contrataron
a
unos
buzos
profesionales
que
tampoco
encontraron
el
aparato;
desestimándose
que
continuaran
con
la
búsqueda
por
la
carestia
que
representaban.
Hacia
el
mes
de
Diciembre
se
contactó
con
el
Equipo
de
Actividades
Subacuáticas
de
la
Comandancia
de
la
Guardia
Civil
de
Las
Palmas.
que
desinteresadamente
nos
prestaron
su
valiosa
ayuda.
resultando
infructuosa,
una
vez
más,
la
búsqueda.
En
el
mes
de
Enero,
gracias
a
un
ecosonda
de
gran
resolución
que
estuvo
en
Las
Palmas
durante
una
temporada
para
realizar
unos
trabajos
de
batimetria,
se
llevaron
a
cabo
unas
pasadas
por
la
zona
en
que
presuntamente
se
encontraba
y
un
poco
alejado
de
ella
se
vislumbraron
unas
manchas
que
podian
corresponder
al
correntimetro;
Se
volvieron
a
intentar
por
aquella
zona
los
arrastres
con
barco
y
las
inmersiones
del
equipo
de
-."
submarinistas
de
la
Guardia
Civil,
resultando
que
se
localizó
el
aparato
al
cabo
de
nueve
meses
desde
la
124
instalación.
Lo
que
ocurrió
fué
que
al
estar
sin
señalizar
en
superficie,
por
la
desaparición
de
las
boyas,
los
pescadores
que
faenari
por
los
alrededores
echaron
unas
redes
para
desarrollar
sus
labores
de
pesca
y
éstas
atraparon
y
enredaron
a
la
paleta
que
dirección
de
la
corriente
de
tal
manera
indica
la
que
cuando
recibia
la
señal
acústica
le
era
imposible
subir
a
la
superficie
del
mar.
De
la
serie
temporal
correspondiente
a
esa
primera
cinta,
C140586,
sólo
se
pudieron
aprovechar
parte
de
los
datos.
los
registrados
antes
de
que
fuera
atrapado
por
las
redes
para
los
canales
de
velocidad
y
dirección,
mientras
que
los
datos
de
temperatura
y
salinidad
no
se
vieron
afectados.
En
esta
cinta
el
número
de
datos
registrados
fue
de
4091.
calculándose
que
hacia
el
dia
9
de
agosto
finalizó
la
grabación.
Una
vez
procesados
los
datos
y
analizados
los
resultados
obtenidos,
pensamos
en
verificar
la
idea
que
se
tenia
acerca
del
modelo
de
corrientes
en
la
costa
de
Taliarte.
Para
ello
alquilamos
un
correntimetro
también
de
la
casa
Aanderaa
(número
de
serie
8522),
instalándose
ambos
en
la
misma
vertical
pero
-a
diferentes
profundidades.
Hacia
105
20
m.
se
el
correntimetro
nQ
8522
y
más
abajo,
40
metros,
el
número
125
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500 Server Error: Internal Server Error for url: https://convert.identific.com:2053/api/status/78bdf128-2372-4703-bba8-5e452656cbc3
En
el
área
de
trabajo
y
con
la
malla
que
hemos
definido
anteriormente,
formada
por
las
cinco
radiales
y
las
tres
transversales
(flg.3.3-4),
vértices
del
reticulado
perfiles
realizamos
en
de
los
dirección
de
la
corriente,
salinidad
y
velocidad
y
temperatura
durante
varias
campafias,
amp1iandose
ocasionalmente
el
muestreo
a
otros
puntos
en
dirección
a
la
playa
de
Si'llineras
y
hacia
mar
abierto.
Con
las
medidas
realizadas
en
estos
puntos,
recogimos
información
de
10
qUe
ocurre
en
los
primeros
metros
de
la
capa
superficial
del
océano.
En
esos
puntos
se
midieron
perfiles
de
corrientes,
en
las
primeras
decenas
de
metros
de
la
capa
superficial
y
también
medidas
de
salinidad
y
temperatura
a
las
mismas
profundidades,
COD
la
sonda.
127
CAPITULO
4:
TRATAMIENTO
DE
DATOS
DE
GANDO.
4.1.-
Introducción.
En
el
marco
del
objetivo
principal
del
trabajo,
el
modelo
de
circulación
costera
en
Gran
Canaria,
hemos
mencionado
ya.
que
el
agente
causante
de
las
corrientes
en
la
capa
superficial
eS
t
fundamentalmente
el
viento.
Por
tanto,
si
pretendemos
predecir
la
circulación
en
una
zona
costera
nos
es
imprescindible
disponer
del
régimen
de
vientos
en
esa
zona
y
para
ello,
se
requieren
series
largas
de
tiempo
de
la
intensidad
y
dirección
del
•
+-
vlen"o.
Según
comentamos
anteriormente,
los
únicos
datos
existentes
en
el
momento
de
realizar
el
estudio
son
los
del
Instituto
Nacional
de
~eteorologia.
La
serie
temporal
más
larga
y
completa
de
datos,
de
las
estaciones
meteorológicas
de
Gran
Canaria,
corresponde
al
observatorio
que
tienen
instalado
en
el
Aeropuerto
de
Gando
y
es
a
ella
a
la
que
nos
referiremos.
Los
datos
que
nos
interesan
para
nuestro
estudio
son
los
de
velocidad
y
dirección
del
viento.
El
sistema
de
toma
de
datos
en
la
estación
del
Aeropuerto
no
registra
en
continuo,
sino
que
los
datos
se
graban
en
instantes
prefijados.
Las
horas
a
las
que
corresponden
128
los
datos
tratados
son
las
1,
7,
13
Y
18
partes
meteorológicos
que
distribuye
el
Nacional
de
Meteorología.
en
los
que
se
horas.
Los
Instituto
recogen
las
observaciones
a
las
horas
citadas,
nos
indican
que
la
intensidad
se
registra
en
Km/h,
y
la
dirección
del
viento,
viene
~nicamente
el
nombre
de
uno
de
los
dieciseis
sectores
en
que
sopla
aquel.
También,
tanto
en
velocidad
como
en
dirección,
como
calmas.
aparecen
datos
registrados
El
período
de
tiempo
que
hemos
dispuesto
para
el
estudio
fue
el
comprendido
entre
los
años
1976
y
1985,
ambos
inclusive.
Esta
serie
temporal
de
vientos
la
estudiamos
de
varias
maneras.
Primeramente
tratamos
lo
que
le
sucede
a
cada
uno
de
los
años
y
al
conjunto
de
los
10
años
en
lo
que
llamamos
inicialmente
"año
total".
Paralelamente
vamos
observando
que
el
viento
presenta
unas
características
diferentes
de
unos
meses
a
otros,
por
10
que
tratamos
cada
mes,
resultante
de
los
10
años.
4.2.-
Estudio
general
del
periodo
76-85.
Las
representaciones
gráficas
siguientes,
para
cada
año,
la
que
tenemos
son
las
serie--
temporal
de
velocidades
y
dirección,
los
histogramas
de
intensidades
y
direcciones
y
las
rosas
de
vientos
de
16
puntas.
La
129
anchura
de
los
intervalos
de
velocidad,
es
de
2
mis.
eligiéndose
dicho
valor
para
mantener
la
coherencia
con
la
anchura
que
hemos
escogido
en
el
tratamiento
de
nuestra
estación
meteorológica.
También.
para
cada
uno
de
los
años,
estudiarnos
la
distribución
de
velocidad
del
viento.
con
idéntica
anchura
de
intervalo.
así
como
el
régimen
escalar
y
los
direccionales.
en
aquellas
direcciones
cuyo
porcentaje
sea
significativo.
A
partir
de
los
datos
anuales
del
periodo
76-85,
hemos
construido
un
año
"total",
para
.el
que
también
representa.mos
las
series
temporales
de
velocidad
y
dirección
del
viento,
los
histogramas
de
intensidad
y
de
dirección,
la
rosa
de
vientos,
así
como
la
distribución
de
la
velocidad.
el
imen
escalar
y
los
regímenes
direccionales
en
las
di~ecciones
N,
NNE
Y
NNW.
Dicho
año
lo
hemos
construido
de
manera
que
resume
toda
la
información
referente
a
los
10
años.
Así
pues,
el
número
de
datus
lralados
es
de
14612
y
respecto
de
ellos
existe
un
14'84
%
de
calmas.
En
el
tratamiento
que
aplicamos
a
los
datos
del
Il1::>titutu
Ncu.:luHal
de
:-feleurolugia.
hay
que
tener
en
cuenta
que
los
que
aparecen
como
calmas,
tanto
en
intensidad
como
en
dirección
del
viento,~orresponden
a
velocidades
inferiores
a 1
km/hora
(0'28
mis).
Es
decir,
que
en
los
regímenes
escalares
y
direccionales
t
no
130
tenemos
en
cuenta
dichoR
vAlores
por
10
que
estaremos
tratando
con
velocidades
mayores
ó
iguales
a
dicho
mínimo
y
no
coincidiendo
los
ceros.
Aún
as1,
la
diferencia
entre
el
tratamiento
de
los
regímenes
sin
incluir
las
calmas
e
incluyendolas,
bajo
la
hipótesis
de
que
a
cada
dirección
le
asignamos
un
número
de
calmas
inversamente
proporcional
a
su
velocidad
media.
sólo
es
significante
en
aquellas
direcciones
en
que
el
número
de
calmas
sea
de
un
porcentaje
importante
(48).
Igualmente,
en
los
histogramas
(de
intensidad
y
de
direcciones)
y
en
las
curvas
de
distribución
de
la
velocidad
el
porcentaje
óe
calmas
no
figura
representado,
aunque
si
se
indica
explícitamente
su
valor.
Este
hecho
provoca
un
truncamiento
en
los
regimenes
y
en
las
funciones
de
distribución
que
deberá
tenerse
en
cuenta
el
compararlas
con
otros
datos
procedentes
de
otras
fuentes
de
información.
En
las
gráficas
que
nos
referimos,
indicamos
el
porcentaje
de
calmas
en
el
periodo
representado
Pasamos
analizado
en
vientos,
de
a
continuación
a
resumir
este
periodo
de
diez
años
acuerdo
con
lo
tratado
en
teórico
del
presente
trabajo.
lo
que
se
ha
de
datos
de
el
capitulo
Si
observamos
la
serie
temporal
de
la
velocidad
131
riel
viento
poro
los
diez
años.
representada
en
la
figura
4.2-1,
se
desprende
a
primera
vista
un
compo~tamiento
similar
de
la
velocidad
en
el
transcurso
de
los
años.
En
estos
gráficos
de
series
temporales
de
velocidad,
el
eje
horizontal
representa
el
tiempo,
expresado
en
día,
mes
y
año
y
la
hora
de
medición,
mientras
que
en
el
eje
mis
vertical
la
escala
de
intensidades
va
desde
los
O
hasta
los
25
mis,
representando
en
un
centímetro
la
velocidad
de
2'275
mis.
La
elección
de
e~ta
escala
de
velocidades
viene
impuesta
por
el
dimensionado
del
eje
en
los
programas
de
dibujo
con
los
que
hemos
trabajado.
Dado
que
en
esta
gráfica
no
podemos
apreciar
la
distribución
de
las
calmas
a
lo
largo
de
los
afias,
si
podremos
hacerlo
(figs.
4.2-2,
en
...
,
las
series
temporales
por
año
4.2-11).
En
la
tabla
4.2-1.
presentamos
de
forma
resumida
las
características
y
parámetros
estadísticos,
de
las
series
anuales
de
intensidad
del
viento,
en
el
período
1976-1985
que
estamos
estudiando.
En
la
-columna
que
sigue
a
la
del
año
tenemos
indicado
el
número
de
datos
anual
(N),
a
continuación
la
velocidad
media
expresada
en
mis.
Las
tres
columnas
siguientes
corresponden
a
la
desvioción
eatandard,
la
132
curtosis
y
el
coeficiente
de
asimetría
de
la
serie
temporal
de
velocidades.
Finalmente,
en
las
dos
últimas
columnas
indicamos
para
cada
año
el
porcentaje
de
calmas
registrado
respecto
del
número
de
datos
N y
la
dirección
del
viento
que
incide
con
mayor
frecuencia
(viento
reinante)
así
como
su
porcentaje.
uo
(Il!i
S)
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04
-0'9: -0'06
!4'H
I
IINE(39'93)
1 i i
TABLA
4.2-1
De
forma
general
podemos
observar
en
dichas
figuras,
que
las
calmas
aparecen
justamente
y
con
mucha
mayor
frecuencia
en
los
meses
de
Enero.
Febrero.
Noviembre
y
Diciembre,
y
son
prácticamente
inapreciables
en
el
periodo
de
Mayo a
Agosto.
Esta
apreciación
visual
133
la
comentamos
y
posteriormente,
detallamos
presentando
los
resultados
en
la
tabla
4.2-2
para
cada
uno
de
los
doce
meses,
resumen
de
los
10
años
de
observaciones.
En
dicha
tabla,
en
la
columna
que
indicamos
con
~
nos
referimos
~l
número
de
datos
de
intensidad
que
tiene
el
mes
en
el
periodo
de
los
diez
años.
Los
tres
valores
que
aparecen
a
continuación
hacen
referencia
a
la
velocidad
registrdda
en
el
periodo,
en
primer
lugar
la
mayor
de
las
registradas,
la
sigue
la
velocidad
más
pequeña
y a
continuación
la
velocidad
media
del
conjunto
de
los
diez
años
en
el
mes
correspondiente.
La
sexta
columna
es
desvia.ción
~jdréÍmetros
asimetria.
esta.nddrd,
y
lo.
séptima
y
octdva
estadísticos
curtosis
y
coeficiente
En
las
dos
últimas
columnas
tenemos
la
1us
de
la
direción
reinante
en
el
mes
y
el
porcentaje
con
el
que
se
presenta,
y
el
tanto
por
ciento
de
calmas
en
el
mismo
periodo.
Observamos
asímismo,
una
variación
en
las
velocidades
medias
mensuales
registradas
en
los
10
años.
En
los
meses
en
que
la
aparición
de
calmas
es
frecuente.
las
velocidades
disminuyen
frente
a
los
valores
que
tienen
en
los
meses
con
mucha
menor
frecuencia
de
calmas
(fig.
4.2-12).
Así
por
ejemplo,
en
el
mes
de
Diciembre
en
que
la
velocidad
media
es
--la
de
valor
inferior
en
el
año
total,
el
porcentaje
de
calmas
que
se
presenta
es
el
de
mayor
tanto
por
ciento
(29'19).
134
Lógicamente,
este
resultado
que
observamos
en
esta
última
gráfica
influirá
a
la
hora
de
representar
los
regímenes
escalares
del
viento
para
cada
uno
de
los
meses
resumen
de
la
década
76-85.
Es
decir,
que
meses
como
Enero,
Noviembre
y
Diciembre
en
que
las
calmas
son
considerablemente
importantes,
no
tienen
el
mismo
peso
que
el
resto
de
los
meses.
La
serie
temporal
de
la
dirección
del
viento
en
los
diez
afias
de
observaciones
(fig.
4.2-13)
indica
una
clara
importancia
de
los
sectores.
N.
NNE
Y
NE.
Ya
en
la
tabla
4.2-.1
veidffios
que
los
vientos
reindules
en
la
década
es~án
en
la
dirección
del
primer
cuadrante.
Este
comportamiento,
asi
la
aparición
de
las
calmas
como
el
hecho
ya
comentado
de
y
la
poca
variabilidad
de
la
dirección
en
el
period~
Mayo-Agosto
son
hechos
que
se
nh<:;f>rvi'm
('nn
mn"hfl
mAyor
el
Ari
dad
en
1
as
gráf
i
cas
correspondientes
a
la
serie
temporal
de
dirección,
para
cada
uno
de
los
años
(figs.
4.2-14,
...
,
4.2-23,
inclusives).
135
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TABLA
4.
2-2
En
la
tabla
4.2-3
que
tenemos
a
continuación
se
indica
para
cada
año
r
los
porcentajes
de
las
dieciseis
direcciones
en
que
trabajamos
en
los
datos
de
viento,
calculados
respecto
del
número
total
de
datos
anuales
dados
en
la
tabla
4.2-1
de
este
mismo
apartado.
136
WNW
1976
37'02
25'27
0'61 0'20
O'i5
8'95
!97?
4&'70
19'51
2'6ü
·:"89
1'580'34
:0'68 :
l'
3 O
1'92
0'&9
0'48
O'
1
~
'J'
07
O'
14
0'75
2'74
!
1978
i&g'0!
12'67
"78
1'03
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IJ'
27
O'
[4
D'
41
1'64
TABLA
4.
2-3
Atendiendo
a
los
resultados
obtenidos
para
cada
uno
de
los
meses
(tratando
los
correspondientes
a
los
diez
años
en
conjunto)
apreciamos
una
diferencia
notable
en
la
dirección
del
viento,
y
que
resumimos
a
continuación.
Durante
los
dos
primeros
meses
del
año
la
dirección
reinante
es
la
N
seguida
a
continuación
de
la
NNE,
con
una
ligera
diferencia
en
los
porcentajes
y
ya
con
menor
frecuencia
la
dirección
NE;
cada
uno
de
estos
dos
meses
tiene,
aproximadamente,
un
55
%
de
los
vientos
en
estas
tres
dir~cciones,
y
los
porcentajes
de
calma
dados
en
la
tabla
4.2-2,
resultando
que
hay
cerca
de
un
22 %
de
vientos
en
otras
direcciones.
137
En
el
mes
de
Marzo,
van
disminuyendo
las
calmas
así
como
los
vientos
en
otras
direcciones
diferentes
a
lo
reinonte
(dirección
N,
NSE y
NE),
teniendo
solomente
un
11 %
en
las
otras
direcciones,
y
aumentando
hasta
un
35'24
y
32'34
%
en
las
direcciones
N y NNE.
Análogos
resultados
se
presentan
en
Abril.
A
partir
observamos
que
del
mes
de
Mayo y
la
dirección
del
viento
hasta
Agosto,
presenta
unas
características
muy
marcadas
y
con
clara
diferencia
de
los
meses
anteriores
y
posteriores
a
los
recientemente
citados.
En
este
periodo
de
tjempo.
las
calmas
tal
como
se
tienen
en
la
tabla
4.2-2,
disminuyen
mUchisimo
y
además,
las
direcciones
N.
NNE
Y
NE
aumentan
considerablemente
sus
porcentajes,
disminuyendo
casi
en
las
restantes
hasta
desaparecer
los
vientos
direcciones.
En
el
mes
de
Junio
la
dirección
reinante
pasa
a
ser
la
NNE
manteniendose
hasta
Octubre,
y
volviendo
A lA
dir~cci~n
N Rn
lOR
dOR
últimos
meses
del
año.
En
Septiembre,
desaparece
el
comportamiento
anterior
aunque
se
sigue
teniendo
una
gran
influencia
de
las
mismas
direcciones,
pero
empiezan
a
registrarse
más
calmas
así
como
otras
direcciones
diferentes
a
las
tres
mayoritarias.
Continua
en
Octubre
aumentando
considerablemente
el
porcentaje
de
calmas,
así
como
la
138
aparición
de
vientos
en
distintas
direcciones,
y
ya
en
los
últimos
meses,
Noviembre
y
Diciembre,
en
que
la
dirección
reinante
pasa
a
ser
la
X y
aumentan
las
calmas
con
bastante
frecuencia.
Resumimos
los
porcentajes
anteri~mente
comentados
en
la
tabla
4.2-4
de
resultados.
Para
cada
mes
correspondiente
a
la
serie
de
10
años
tratada
conjuntamente,
hemos
representado
las
rosas
de
vientos
para
una
mejor
visualización
de
lo
anterior
(figs.
4.2-
24,
4.2-25
•...
,
4.2-35).
:'1es
(10
años)'
:...¡
('ro)
':\NE
(%)
NE
(%)
¡
Enero
25'
16
20'89
7'26
Febrero
27'74
24'47
5'65
,
Marzo
35'2'+
32'34
6'29
Abril
30'75
28'42
Mayo
41'
45
37'26
9'35
Junio
33'83
46'25
lU'9:l
Julio
33'87
59'35
4'76
Agosto
35'16
55'00
I
Septiembre
32'67
44'92
9'
17
'!
!
Octubre
30'81
32'90
7'02
Noviembre
24
'B.1
22'08
6'25
Diciembre
22'82
19'11
6'94
TABLA
4.2-4
139
Los
resultados
que
hemos
obtenido
y
que
acabarnos
de
relatar,
tanto
en
intensidad
como
en
dirección
de
los
vientos,
coincidell
I.;on
la
climatología
de
la
zona
en
que
los
vientos
alisios,
de
mayor
velocidad
y
soplando
en
dirección
NNE
hacen
su
aparición
hacia
el
mes
de
Mayo
siendo
muy
raros
los
vientos
en
otras
direcciones
ocurriendo
esto
hasta
el
m~s
de
Agosto.
Mientras.
el
resto
del
año
aunque
se
mantiene
la
dirección
Norte
muy
marcada.
surgen
vientos,
con
relativo
porcentaje,
en
otras
diiecciones
y
siendo
importantes
las
calmas
registradas
(23).
Seguidamente
pasamos
a
la
representación
de
los
histogramas
de
la
velocidad
del
viento
considerando
una
anchura
de
intervalo.
de
2
mis.
sin
considerar
las
calmas
y
ta
1
en
el
como
se
ha
dicho,
primer
intervalo
representado,
(figs.
4.2-36
....
,
4.2-46).
El
histograma
de
estos
corresponde
a
los
diez
años
primer
y
los
restantes
a
cada
uno
de
ellos.
Para
esa
misma
anchura
de
intervalo
y
sin
tener
en
cuenta
el
porcentaje
de
calmas
en
la
representación,
tenemos
los
gráficos
de
las
distribuciones
de
la
velocidad
para
el
resumen
de
los
diez
años
tratados
(fig.
4.2-47)
Y
para
cada
uno
de
ellos
(figs.
4.2-48,
...
,4.2-57).
Observándolos.
hemos
apreciado
una
diferencia
en
la
forma
que
tiene
la
curva
de
distribución
en
el
período
de
tiempo
tratado.
140
Comentemos
detenidamente
las
gráficas
de
la
distribución
de
la
velocidad
del
viento.
En
todas
ellas
(figs.
línea
4.2-47,
...
,4.2-57)
rc-prcscntamos
con
una
de
trazo
continuo
la
distribución
escalar
de
la
velocidad
en
el
periodo
que
se
indica
en
cada
una
de
las
figuras.
Las
diez
curvas
de
distribución
de
frecuencias
presentan
unas
características
comunes:
-
Tienen
una
asimetría
con
sesgo
negativo,
es
decir,
que
la
distribución
tiene
la
"cola"
izquierda
más
larga
que
la
derecha,
respecto
del
máximo.
Por
~anto,
la
velocidad
media
anual
será
más
peque~a
que
la
moda.
El
coeficiente
de
sesgo
de
Pearson
definido
por
la
siguiente
expresión:
Sesgo
(Pearson)
=
y
aplicado
a
cada
año,
tomamos
la
moda
como
v -
moda
a
teniendo
en
cuenta
que
el
valor
central
del
intervalo
de
mayor
frecuencia
(9
mis),
resultan
105
valores
siguientes:
141
Año
Sesgo
(Pea:rson)
1976
-0'42
1977
-0'33
1978
-0'39
1979
-0'35
1980
-0'44
1981
-0'52
1982
-0'48
1983
-0'68
1984
-0'37
1985
-0'61
-
Son
distribuciones
bimodales
con
un
máximo
centrado
durante
todos
los
años
en
9
mis
y
otro
en
el
intervalo
de
3
mis
en
los
años
1982,
1983
v
1985
Y
el
resto
de
los
años
en
el
intervalo
de
5
mis.
Segtin
los
resultados
de
la
tabla
4.2-3
para
cada
uno
de
los
años,
observamos
que
existen
unas
direcciones
preferenciales
que
contienen
un
alto
porcentaje
de
los
datos
totales.
Esto
nos
indica
claramente
que
el
viento
reinante
(aquel
en
el
que
tenemos
mayor
frecuencia)
con
sus
dos
sectores
próximos
asociados,
son
la
característica
esencial
en
estas
curvas
de
distribución
de
frecuencias,
es
decir
son
el
régimen
de
vientos
característico
de
la
zona
(alisio)
con
altas
intensidades
centradas
en
el
intervalo
de
clase
9
rn/s.
Superpuesto
a
este
régimen
reinante,
se
suele
presentar
otro
régimen
secundario
sin
direcciones
muy
definidas,
142
que
denominamos
"residual"
y
de
baja
generalmente
centrado
en
el
intervalo
de
intensidad,
3
mis.
La
superposiciÓn
de
ambos
regimenes
produce
una
distribución
de
velocidades
de
claras
características
asimétricas
con
sesgo
negati·vo.
La
rama
negativa,
cola
izquierda,
suele
tener
un
máximo
secundario
(dl~tribución
bimuddl)
que
e~
~epresentativa
del
régimen
reinante
residual.
Por
el
contrario,
la
rama
positiva
no
experimenta
ninguna
variación
apreciable,
baja
intensidad
del
régimen
residual.
debido
a
la
Estas
conclusiones
pueden
comprobarse
en
las
figuras
4.2-58
Y
4.2-59,
correspondientes
a
una
media
del
mes
de
Enero,
significación,
y
en
el
que
los
alisios
son
de
escasa
al
mes
de
Julio
donde
son
claramente
<;ignifi~i'ltiv()c;.
En
Al
primer
CASO
se
presenta
una
distribución
bimoda!,
con
el
máximo
(viento
reinante)
centrado
en
el
intervalo
de
5
mis
y
el
secundario
en
9
mis.
Mientras
que
en
Julio
(mes
tipico
de
alisios)
es
una
distribución
prácticamente
simétrica
centrada
en
el
intervalo
de
11
mis.
Para
el
mes
de
Julio
resulta
lógico
a
la
vista
de
la
figura
4.2-59,
que
la
curtosis
sea
positiva
(distribución
leptocúrtica),
mientras
que
en
Enero
no
debe
ocurrir
tal
cosa.
Si
volvemos
a
la
tabla
4.2-2,
observamos
que
eieci
vamente
ocurre_.asi,
por
lo
que
la
curva
de
frecuencias
del
mes
de
Agosto
debe
ser
igualmente
leptocúrtica
y
la
del
resto
de
los
meses
143
platicúrticas
rlp.
ffiRyor Ó
menor
mRnp.ra.
En
p.sa
mismR
tabla.
el
coeficiente
de
asimetría
de
Fisher
es
positivo
en
los
dos
primeros
y
los
dos
últimos
meses
del-
año
y
negativo
en
el
resto.
En
el
primer
caso
la
velocidad
media
mensual
es
mayor
que
la
moda
de
la
distribución,
y
al
contrario
para
los
coeficientes
negativos.
Con
objeto
de
poder
poner
de
manifiesto
estas
conclusiones,
comprendidas
hemos
representado
en
entre
la
4.2-47
y
la
4.2-57,
las
figuras
la
curva
de
distribución
de
frecuencias
de
la
velocidad
escalar
para
el
año
total
y
para
cada
uno
de
los
años
del
periodo
que
~st1!d~.éimos
.
Por
otra
parte
hemos
representado
las
distribuciones
de
los
regímenes
direccionales
reinantes
v
de
sus
asociados,
la
distribución
suma
de
ellos
y
la
distribución
residual,
como
diferencia
entre
esta
suma
y
el
régimen
escalar
anual,
con
cierta
asimetria
y
sesgo
positivo.
Esta
representación
pone
en
evidencia
en
forma
determinante
que
el
régimen
reinante
y
sus
asociados.
presenta
una
distribución
más
simétrica
y
claramente
con
moda
9
mis.
mientras
que
la
residual
está
centrada
en
el
intervalo
de
3
mis.
Este
procedimiento
determina
en
forma
clara
y
sencilla
el
desglose
de
las
dos
distribuciones
y
como
consecuencia,
poder
individualizar
los
dos
regímenes
de
vientos.
144
En
definitiva
podemos
decir
que
el
régimen
reinante
con
sus
dos
sectores
asociados
es:
(i)
N -
NNE
-
NE
(1i)
NNW
- N -
NNE
siendo
los
sectores,
NE
en
el
primero
y
NNW
en
el
segundo
de
poca
trascendencia.
Las
de
este
tiltimo,
suelen
ser
distribuciones
de
tipo
platicúrticas
y
por
tanto
de
insegura
definición
de
su
moda.
Por
~on~iguiente
podríamos
resumir
los
dos
regímenes
en
uno
centrado
en
las
direcciones
principales
~
-
~NE,
es
decir
el
sector
comprendido
entre
los
348'75°
y
los
33'75°
(donde
hemos
consideiado
el
N
centrado
en
los
0°).
He~umimos
en
la
tabla
4.~-5,
que
presentamos
a
continuación
los
porcentajes
anuales
de
la
direccion
reinante,
así
como
sus
asociadas
y
de
la
distribución
residual.
145
UO
!HW
rfl
N
(fl
NNE
(%)
YE
(%
)
Residual
(tl
1976
8'95
37'02
25)
27
11'
1 4
1977
lfB'70
¡g'
59
:
4'
52
1978
48'01
22'
67
:0'48
19
7 9
30'07
39'52
ti'
e5
9'45
1980
24'
11
42'49 7' ! 7
Q/22
1981
27'
19
40'68
7 '
~
1',
,
'o
j : 1 '
}S
1982
27'
B 1
38'97
10'48
11'
78
1983
19'25
)8'Q
:
3'
77
:
3'
Q 1
!984
24'
59
i¡5'70
10'59
9/4-2
1985
25'96
}9'
93
8'~6
:
l'
37
;f..fic
lotai :
31'
27
35'33
7'
; 5
1:'21
TABLA
4.2-5
Las
direcciones
preferenciales
se
representan
(figs.
4.2-47,
...
,4.2-57)
con
lineas
de
trazo
discontinuo
separados
por
distintas
marcas
según
la
dirección
que
se
trate
y
aparecen
en
cada
una
de
las
g!'áficas.
Igualmente
se
ha
representado
la
distribución
de
velocidades
correspondiente
a
la
distribución
suma
de
las
direcciones
mayoritarias
de
las
que
hemos
hablado.
Observamos
que
para
todos
los
años
esta
última
distribución
se
aproxima
bastante
a
la
distribución
total
escalar
del
año.
Si
además
consideramos
los
porcentajes
anuales
de
calmas,
dados
en
la
tabla
4.2-1,
resultará
como
diferencia
una
distribución
residual
para
cada
año
representada
a
la
derecha
de
cada
figura,
por
otra
gráfica
de
distribución
de
la
velocidad.
Es
decir,
que
la
distribución
escalar
total,
con
un
modo
en
9
mis
en
algunos
años
y
otros
con
dos
máximos,
en
3 Ó 5
mis
y
146
en
9
mis,
parece
ser
la
resultante
de
dos
distribuciones
de
velocidad.
Una,
que
corresponde
a
las
direcciones
con
porcentajes
considerablemente
altos
que
tienen
siempre
un
máximo
en
la
moda
(9m/s)
y
otra
distribución
escalar
que
hemos
llamado
residual
que
contiene
la
información
del
resto
de
las
direcciones
y
con
porcentajes
que
oscilan
entre
un
9'22
%
para
1980
y
un
14'52
%
en
el
77,
y
con
la
máxima
frecuencia
en
la
velocidad
de
3
mis.
Lo
anteriormente
expuesto
se
puede
justificar
atendiendo
a
la
importancia
que
tienen,
en
el
transcurso
del
añe,
los
vientos
de
procedencia
de]
Norte
que
son
generalmente
de
intensidad
alta
y
estos
se
combinan
con
. t
Vlen~os
mucho
más
débiles
procedentes
de
otras
direcciones,
destacandose
entre
ellos
los
vientos
de
sectores
del
Sur
y
Sureste,
que
soplan
con
menor
frecuencia
a
lo
largo
del
año.
Hemos
escogido
un
año,
1982,
para
ajustar
la
curva
para
la
variable
tipificada,
tanto
para
la
distribución
escalar
anual,
como
para
la
distribución
escalar
de
las
direcciones
principales
y
la
distribución
que
hemos
llamado
residual
(fig.
4.2-60).
En
la
primera,
desaparecen
los
dos
máximos
que
existían
(en
3
mis
y 9
mis)
pasando
a
ser
7
mis
al
tipificarse.
La
distribución
de
velocidades
de
las
direcciones
prin~ipales.
suaviza
147
mucho
su
aspecto
manteniendose
el
máximo
en
9
mis.
Y
por
último
t
la
distribución
residual,
que
al
tipificarse
mueve
su
máxImo
hacia
la
derecha
(5
mis).
Para
contrastar
lo
anteriormente
expuesto
hemos
representado
la
curva
de
distribución
de
la
velocidad
para
los
meses
del
año
que
hemos
llamado
"año
total".
Hemos
escogido
105
meses
de
Enero
y
Julio
porque
en
Canarias
son
dos
meses
que
desde
el
punto
de
vista
meteorológico
son
diferentes.
El
mes
de
Julio
se
caracteriza
por
estar
las
islas
bajo
la
fuerte
influencia
de
los
alisios,
mientras
que
en
Enero
no
ocurre
esto.
Obse::vando
las
figuras
4.2-58
Y
4.2-59,
vemos
rápidamente
tal
comportamiento.
Mientras
en
Julio
la
distribución
de
velocidad
conjunta
de
las
direcciones
N,
:-';:\"E
Y
NE,
que
representa
un
97'98
%,
se
confunde
prácticamente
con
la
distribución
total
del
mes,
resultando
por
tanto
para
la
distribución
residual
(otras
direcciones)
un
0'65
%
de
los
datos,
en
el
mes
de
Enero
la
distribución
total
es
bimodal
y
además,
considerando
las
distribuciones
con
mayor
frecuencia,
sólo
alcanzamos
el
57'99
%
de
los
datos.
Si
a
este
añadimos
1
as
calmas
mensuales,
resulta
distribución
de
velocidades
residual
llega
a
que
ser
la
del
18'06
%
lo
que
indica
una
cierta
importancia
del
resto
148
de
las
direcciones.
Tanto
la
distribución
de
velocidades
de
las
direcciones
principales
y
de
las
residuales.
son
bimodales.
La
primera.
los
picos
están
situados
en
los
5 y 9
m/sg.,
al
igual
que
en
la
distribución
mensual,
y
p.n
lñ
rp.sidual
están
en
3 y
9
m/sg.
Dada
la
forma
característica
de
la
curva
representada
en
la
figura
4~2-59,
tipificamos
la
variable
resultando
una
distribución
que
aparentemente
es
normal,
pero
que
al
aplicar
el
test
x2
no
cumple
con
las
condiciones
de
normalidad.
En
la
figura
4.2-61
se
resume
en
un
gráfico
de
histograma
de
dirección
del
viento,
10
que
ocurre
en
el
conjunto
de
los
aftas
trabajados,
y
en
otras,
(fig.
4.2-
62,
...
,
4.2-71,
inclusives)
el
histograma
correspondiente
a
cada
uno
de
los
diez
años.
Aqui
también
observamos
una
pequeña
diferencia
en
el
Lrdrl~~ursu
d~l
p~riudu
estudiado,
y
que
comentamos
a
continuación.
En
los
tres
primeros
años,
la
dirección
reinante
era
la
N,
siguiendola
en
porcentaje"la
NNE
y
como
tercera
dirección
la
NNW,
mientras
que
a
partir
de
1979
pasa
a
ser
dirección
reinante
la
NNE
seguida
de
la
N y a
continuación
la
NE
disminuyendo
bastante
la
frecuencia
en
dirección
NNW.
En
las
rosas
de
vientos
de
16
sectores
que
hemos
149
representado.
para
el
resumen
de
todos
los
años
(fig.
4.2-72),
así
como
para
cada
uno
de
ellos
(figs.
4.2-73
a
la
4.2-82)
observamos
claramente
10
anteriormente
expuesto.
Estas
diferencias,
tanto
en
los
histogramas
de
intensidad
como
en
los
de
dirección
para
cada
ano,
nos
hacen
pensar,
tal
como
ha
ocurrido,
que
los
sensores
del
Instituto
Nacional
de
Meteorología
en
el
Aeropuerto
de
Gando
cambiaron
de
emplazamiento,
con
10
que
se
tiene
una
pequeña
variación
en
las
distribuciones
debido
al
~Amhio
pn
lB
orogrAfía
de
los
alrededores.
Para
finalizar
analizamos
y
resumimos
los
resultados
obtenidos
en
el
estudio
de
los
regímenes
escalares
y
direccionales
del
viento.
L~s
regímenes
escalares
anuales
los
tenemos
en
las
figuras
desde
la
4.2-83
a
la
4.2-92.
Los
mejores
resultados
para
el
distribución
normal,
ajuste
los
tenemos
habiendose
probado
con
con
la
la
exponencial
y
la
logarítmica.
La
recta
ajustada
a
los
puntos
debe
del
régimen
está
representada
considerando
que
pasar
por
los
tres
puntos
siguientes.
El
primero
que
corresponde
a
una
probabilidad
del
50
% Y
se
le
asocia
una
ordenada
equivalente
a
la
velocidad
media
anual.
El
segundo
y
tercer
punto
tienen
como
abcisas
el
150
16
% Y
el
84
% Y
como
ordenadas
la
velocidad
media
más
la
desviación
y
menos
la
desviación,
respectivamente.
En
general
observamos
que
las
mayores
dispersiones
para
esta
recta
se
presentan
para
velocidades
altas.
El
coeficiente
de
correlación
(r)
y
el
error
típico
de
la
estima
(Syx)
para
cada
régimen
escalar
anual
los
tenemos
en
la
tabla
4.2-6.
AÑ'O
r
SyX
;
1976
-0'9772
1'0965
1977
-0'9835
0'9342
1978
-0'9427
2'1094
!
1979
-O'
976.5
1'1136
1980
-0'9752
1'1439
1981
-0'9847
0'7977
I
1982
-0'9799
0'9139
1983
-0'9584
0'6067
1984
-0'9813
0'8824
1985
-0'9818
0'8693
TABLA
4.2-6
Para
las
observaciones
del
Instituto
Nacional
de
Meteorolog1a
y
respecto
a
los
regimenes
direccionales,
únicamente
hemos
representado
aquellas
direcciones
en
que
el
porcentaje
de
datos
es
considerable,
como
por
ejemplo
la
N y
la
NNE.
151
Referente
a
la
dirección
Norte
(N),
a
excepción
de
un
año,
los
regímenes
direccionales
en
esta
dirección
presentan
un
aspecto
muy
bueno,
con
prácticamente
ninguna
dispersión
de
108
puntos
respecto
de
la
recta
de
ajuste
(figs.4.2-93,
...•
4.2-102,
inclusives).
Los
coeficientes
de
correlación
y
el
error
típico
de
la
estima
para
el
régimen
direccional
N
ajustado
en
cada
año
los
tenemos
en
ia
tabla
4.2-7.
AÑO
r SYX
-0'9737
1'1766
1977
-0'9855
0'8749
1970
-0'9401
2'0104
1979
!
-0'9861
0'7616
1980
I
-0'9766
0'9859
1981
-0'9662
1'1806
1982
-0'9856
0'6762
1983
-0'9932
0'3987
1984
-0'9794
0'8078
TABLA
4.2-7
Prácticamente
se
tienen
resultados
similares
para
el
régimen
direccional
NNE,
en
el
que
representamos
en
las
figuras
comprendidas
entre
la
4.2-103
y
la
4.2-112
152
los
correspondientes
a
cada
uno
de
los
años
de
estudio.
En
la
tabla
4.2-8,
tenemos
para
esta
dirección
NNE
los
valores
obtenidos
para
el
coeficiente
de
correlación
y
el
error
típico
de
la
estima,
representan
al
régimen
normal.
de
.
las
rectas
4ue
ANO R SYX
1976
-0'9776
I
1'0858
1977
-0'9708
1'2397
1978
-0'9791
0'9320
1979
-0'9760
0'9988
1980
-0'9722
1'2091
1981
-0'9743
1'0320
1982
-0'9663
1'1800
1983
-0'9728
I
0'9258
1984
!
-0'9648
1'2056
1985
-0'9786
0'9436
TABLA
4.2-8
Finalizamos
el
estudio
de
los
datos
del
Instituto
Nacional
de
Meteoro1ogia,
con
los
gráficos
construidos
para
el
conjunto
de
los
diez
años.
El
régimen
escalar
(fig.
4.2-113)
en
la
zona
de
velocidades
pequeñas,
debido
a
que
no
se
consideran
las
co.lmo.s,
se
aleja
ligeramente
de
10
recto
de
oju5te
del
153
régimen,
pero
para
el
resto
de
velocidades
se
ajustan
muy
bien.
Para
este
conjunto
de
los
10
años,
representamos
mensualmente
los
regímenes
escalares,
(figs.
4.2-114
a
la
4.2-125)
que
presentan
en
general
ajustes
buenos
excepción
de
las
velocidades
bajas
en
meses
tales
como
Julio.
Los
regímenes
direccionales
que
presentamos
(figs.
4.2-126
Y
4.2-127)
respectivamente
en
las
direcciones
N y
NNE,
que
son
las
de
mayor
frecuencia
en
el
periodo
de
los
10
afias
de
tratamiento,
tienen
ajustes
relativamente
buenos
tal
como
se
observa.
Para
terminar
ya
con
este
apartado
presentamos
en
j a
tabla
4.2-9
los
valores
del
coeficiente
de
correlación
y
del
error
típico
para
los
regímenes
escalar
y
direccionales
(~
y
NNE)
para
el
conjunto
de
lu~
úlez.
ctiius.
y
en
la
tabla
4.2-10,
los
correspondientes
a
los
regímenes
escalares
de
los
meses
obtenidos
de
la
década
completa.
iR.
escalar
(10
años)
i
iR.
dir.
(N)
(lO
años)
r
-0'9337
-0'9321
iR.
dir.
(NNE)
(10
años)
¡
-0'9681
i
TABLA
4.2-9
154
SYX
2'2637
2'2900
1'2939
Mes r
Syx
Enero
-0'9304
1'8924
Febrero
-0'9678
1'1539
!'-larzo
-0'9295
2'3322
Abril
-0'9686
1'2837
i'Iayo
-0'9750
1'1481
Junio
-0'9721
1'2105
Jul
io
-0'9613
1'4228
Agosto
-0'9641
I
1'3710
i
Septiembre!
-0'9566
1'5054
Octubre
-0'9800
0'7965
Noviembre
I
-0'9491
1'4430
Diciembre
-0'9196
2'0283
TABLA
4.2-10
155
CAPITULO
5:
TRATAMIENTO
DE
DATOS
DE
TALIARTE.
5.1.-
Meteorología.
Tratamos
a
continuación
los
resultados
obtenidos
con
la
estación
meteorológica
(Aanderaa,
número
de
serie
1044)
instalada
características
anterior.
en
Taliarte
(Gran
Canaria)
y
de
cuyas
ya
hemos
hablado
en
un
capitulo
El
periodo
en
que
ha
estado
instalado
el
aparato
es
desde
el
día
13
de
Enero
de
1987
hasta
el
27
de
Diciembre.
es
decir
practicamente
durante
todo
el
año.
Por
los
problemas
ya
comentados~
en
determinadas
épocas
la
grabación
de
datos
sufrió
algunas
alteraciones
debido
a
fallos
en
el
funcionamiento
del
equipo:
por
esto
en
meses
tales
como
Agosto,
en
el
que
sólo
existen
datos
de
los
primeros
siete
días,
los
resultados
pueden.
diferir
ligeramente
a
los
que
s~
tendrían
si
el
registro
no
se
hubiese
detenido,
aunque
es
de
esperar
que
no
esencialmente.
El
estudio
de
todas
las
variables
obtenidas
10
vamos
a
desarrollar
por
meses
y
no
por
cintas
grabadas,
teniendo
en
cuenta
que
en
algunos
casos
el
mes
no
está
completo,
bien
porque
en
el
intervalo
de
cambio
de
la
cinta
transcurrieron
unos
dias
en
que
estuvo
parada
la
estación
o
por
problemas
de
mal
funcionamiento
del
aparato.
156
La
velocidad
de
muestreo
para
la
grabación
dp.
d~tos
fue
siempre
de
treinta
minutos,
a
excepción
de
las
cintas
El10787
Y
E310887
(según
la
nomenclatura
empleada)
en
que
variamos
el
intervalo
a
diez
minutos,
y
tambien
la
E090987
en
que
se
pasó
a
sesenta
minutos
por
los
motivos
ya
explicados.
Todo
el
tratamiento
que
hemos
desarrollado
10
hemos
hecho
para
datos
registrados
cada
treinta
minutos.
F.n
las
dos
cintas
en
que
el
periodo
es
inferior
(10
min.)
hemos
procedido
a
calcular
los
valores
medios
de
cada
tres
da~os
para
todas
laG
variables,
a
excepción
de
la
dirección
del
viento,
por
lo
que
el
número
de
datos
tratados
seré
N/3,
siendo
~
el
número
de
datos
totales
que
existen
en
la
cinta.
En
cuanto
a
la
dirección,
dado
que
esta
variable
se
registra
en
el
instante
prefijado
por
el
reloj
interno
del
aparato,
lo
que
hacemos
es
seleccionar
el
valor
correspondiente
que
se
tiene
en
el
instante
deseado,
por
lo
qe
son
valores
reales
y
no
promediados.
Para
la
otra
cinta
que
no
se
grabó
a
treinta
minutos,
E090987,
hemos
trabajado
con
los
datos
tal
como
se
registraron
(60
min.),
promedio.
sin
ningún
tipo
de
Las
variables
atmosféricas
registradas
con
la
estación
meteorológica
son
velocidad
máxima
y
media
del
viento
durante
el
tiempo
de
muestreo,
así
como
su
157
dirección
(referida
al
Norte
magnético)
en
el
instante
de
grabación.
También
se
registran
valores
medios
de
temperatura
y
.de
la
presión
atmosférica,
en
el
intervalo
de
tiempo
entre
dos
medidas
sucesivas.
Dado
que
según
acabamos
de
comentar
la
dirección
estó
referida
al
Norte
magnético,
hemos
tenido
en
cuenta
en
.el
tratamiento
de
estos
valores
la
declinación
magnética
en
las
Islas
Canarias
y
que
es
de
nueve
grados
apróximadamente.
Es
decir
que
estamos
refiriendo
nuestros
datos
al
Norte
geográfico.
Analizamos
primeramente
los
resultados
de
intensidad
(máxima
y
media)
y
dirección
del
viento
para
pasar
a
continuación
a
la
temperatura
y a
la
presión
atmosférica.
Finalizaremos
este
apartado
con
el
estudio
comparativo
entre
los
datos
de
viento
del
Instituto
~a.ciona.l·
de
Meteorología,
cuyo
tratamiento
ya
hemos
visto
en
el
capitulo
anterior,
y
los
datos
obtenidos
con
nuestra
estación.
Ya
hemos
dado
anteriormente
las
características
técnicas
por
10
de
los
sensores
de
la
estación
meteorológica,
que
únicamente
indicamos
referente
a
la
intensidad
y
dirección
del
viento,
lo
relacionado
con
las
calmas.
En
el
tratamiento
de
la
serie
de
datos
del
Observatorio
de
Gando
se
consideraban
las
calmas
como
158
los
valores
de
velocidad
inferiores
a 1
km/hora
(0'278
mis).
Atendiendo
a
esto,
para
la
serie
temporal
registrada
con
nuestra
estación
meteorológica
los
valores
que
se
tienen
de
calmas
son
escasos:
en
el
mes
de
Febrero
(siete
datos),
en
Junio
(tres
datos),
y
en
Septiembre
(un
dato)
para
la
velocidad
media,
mientras
que
para
la
máxima
no
hay
ninguno.
Por
tanto,
como
el
porcentaje
es
tan
pequedo
los
hemos
incluidos
en
el
tratamiento
no
influyendo
prácticamente
en
resultados
obtenidos.
En
las
continuación
gráficas
que
vamos
a
aparece
una
etiqueta
que
nos
comentar
indicará
los
a
en
primer
lugar
el
tipo
de
aparato
del
que
se
representan
los
datos,
seguido
del
nombre
del
emplazamiento
y
que
en
el
presente
trabajo
hemos
comentado
que
es
Taliarte.
A
continuación
viene
indicado
el
código
de
la
cinta
o
fichero
que
se
trata
y
el
número
de
datos
que
contiene.
En
la
tercera
linea
se
indica
el
periodo
de
tiempo
que
se
representa
y
el
número
de
datos
representados.
En
las
figuras
comprendidas
entre
la
5.1-1
y
la
5.1-16,
representamos
las
series
temporales
de
la
velocidad
máxima
para
los
doce
meses
de
1987
en
que
estuvo
instalada
la
~stación.
Téngase
en
cuenta
que
el
número
dé
gráficas
es
mayor
que
el
número
de
meses,
puesto
que
en
algunas
ocasiones
el
cambio
de
cinta
se
159
hizo
a
mediados
del
mes,
series.
representandose
éste
en
dos
Del
estudio
de
las
figuras,
junto
con
los
datos
expresados
en
la
tabla
5.1-1
deducimos
el
comportamiento
de
la
velocidad
máxima
del
viento
que
medimos
en
mis.
En
principio,
observamos
en
la
gráfica
5.1-7
unos
picos
bastante
acentuados
respecto
de
las
intensidades
en
las
horas
cercanas.
Igualmente,
en
otras
figuras
como
las
3.1-12
Y
5.1-13,
los
máximos.
que
se
tienen
son
demasiado
altos
comparados
con
los
registrados
de
antes
y
después.
Por
tanto
podríamos
considerar
que
dichos
valores
son
registros
erróneos
del
aparato.
También
en
el
mes
de
~oviembre
(fig.
5.1-15)
aparecen
un?s
picos,
algunos
de
e!los
saltos
bruscos,
que
nos
hacen
pensar
en
Ulla
posible
anomalia
en
el
sistema
de
registro.
Como
el
número
de
posibles
datos
erróneos
es
muy
bajo,
los
podemos
eliminar
sin
ningún
problema,
ya
que
su
porcentaje
sobre
los
totales
no
es
significativo.
En
los
meses
desde
Junio
hasta
Agosto,
inclusives,
observamos
de
la
tabla
5.1-1
que
el
valor
medio
mensual
de
la
velocidad
máxima,
así
como
la
velocidad
media,
ha
aumentado
considerablemente
respecto
del
resto
del
año.
Este
resultado
coincide
con
10
que
conocemos
para
el
entorno
en
que
nos
encontramos,
con
fuerte
inestabilidad
atmosférica
y
alta
turbulencia,
como
e5
la
aparición
y
160
posterior
dominio
de
los
alisios.
:EC~A
'~~á!V:!láx
;~max
¡'[media
:
:itÍn,
}
:~~:¡io
i:-liil:
:J'5'~68¡1i'I,S%:!9'6'}';''l
u'ji·ni
6'55&2:l4'24M
,
'!
• I
. .
B'gaGO'26'2592!
0'37301
6'42B~¡21'3356
I ¡
:Oct.
(1-231!
1'4920;
&'562'j26'&322!
D'J730!
6'2440!17'90401
, , j : ! I
:Oct.
123-31\1
2'03881
6'B401il?'GOB8i
O'7460¡
4'8415112'60741
I ; • • ¡ • i
:Novb.
(l-30)l
!'4920i
g'40S7i24'9910j
O'3130i
6'2397\19'84361
i i I I ¡ I I
¡Dic~.
¡¡-271j
1'19361
7'6039i21'484Si
0'29841
5'1137115'36761
l'
I i r 1 . f j
TABLA
5.H
Analizamos
a
continuación
las
series
temporales
de
la
velocidad
media
del
viento
(fig.
5.1-17,
...
,
5.1-32).
161
Observamos
en
el
periodo
del
25
al
30
de
Junio
(fig.
5.1-23)
unos
picos
muy
acentuados
que
se
observaron
también
en
la
serie
de
la
intensidad
máxima
del
viento,
exactamente
en
el
mismo
tiempo.
y
que
tal
como
se
dijo
probablemente
cnrrAspnndA
A
un
error
en
la
medición.
Otros
posibles
errores
que
se
enunciaron
para
la
velocidad
máxima,
aparecen
en
la
velocidad
media,
como
por
ejemplo
los
picos
de
las
gráficas
5.1~28,
.5.1-29
Y
5.1-31.
Los
valores
numéricos
de
la
tabla
5.1-1,
muestran
en
cuanto
a
los
valores
de
medias
mensuales
la
velocidad
media
del
viento,
e~
aumento
a
partir
Junio
y
hasta
el
mes
de
Agosto
de
dicha
magnitud,
nos
de
de
para
tener
a
partir
de
ese
mes
unas
velocidades
medias
fllellSUdles
más
pequeñas.
Asimismo
observamos
que
los
registros
mínimos
de
la
velocidad
media
son
superiores
en
el
periodo
Junio-Agosto
que
en
el
resto,
en
que
se
encuentran
con
más
frecuencia
valores
inferio~es.
Relacionado
con
la
velocidad
máxima
y
con
la
media
introducimos
a
continuación
el
factor
ráfaga
para
nuestra
serie
de
datos.
Definimos
el
factor
ráfaga
como
la
relacjón
que
existe
entre
la
velocidad
máxima
y
la
velocidad
media
del
viento
en
un
determinado
intervalo
de
tiempo
(49).
En
lo
referente
a
la
duración
del
periodo
temporal
p~ra
promediar
la
velocidad
del
viento,
no
162
existe
unanimidad
en
cuanto
a
prefijar
dicho
valor.
Por
tanto,
dado
que
además
nuestros
datos
están
registrados
a
diferentes
intervalos
de
tiempo
(10,
30
Y
60
minutos,
segtin
la
cinta
de
grabación)
hemos
calculado
el
factor
ráfaga
medio
para
todos
los
meses
del
año
1987,-
siendo
los
valores
obtenidos
los
que
presentamos
a
continuación,
indicando
el
tiempo
sobre
el
que
se
ha
obtenido
la
velocidad
media.
?'lES
FACTOR
RAFAGA
Enero
(30
min.
)
1'57
Febrero
(30
mino
)
1147
:"larzo
(30
mino
)
1'48
Abril
(30
min.
)
1'42
Yrayo
(30
mino
)
1'37
Junio
(30
min,
)
1'37
Julio
(10
mino
)
1'27
Agosto
(10
mino
)
1'27
Septbr.
(60
mino
')
l'
53
Octubre
(60
mino
)
1'47
Novbre.
(30
mino
)
1'45
Dicbre.
30
mino
)
1'60
La
serie
temporal
de
dirección
del
viento
está
representada
en
las
figuras
que
van
desde
la
5.1-33
hasta
la
5.1-48.
Observandolas
atentamente
vernos
un
comportamiento
diferente
en
el
periodo
Junio-Agosto
que
en
el
resto
del
año.
En
general,
las
direcciones
que
se
presentan
a
10
163
año
son
la
N,
NNW,
y
largo
de
todo
el
frecuentemente
la
NNE.
En
los
meses
comprendidos
menos
entre
Enero
y
Abril,
inclusives,
surgen
con
relativa
frecuencia
vientos
del
segundo
cuadrante
(de
procedencia
africana).
En
Mayo,
la
aparición
de
Astn~
e~
menor
y
yR
a
partir
de
Junio
hasta.
Agosto,
desaparecen
por
completo,
para
volverse
a
registrar
con
cierta
frecuencia
desde
Septiembre
hasta
finales
de
año.
La
representación
determinar
con
cierta
que
hemos
comodidad
la
adoptado
permite
persistencia
del
viento
(50),
es
decir
el
tiempo
durante
el
cua
1
el
viento
sopla
constantemente
en
un
sector
determinado.
Este
concepto
fundamental
en
Oceanograf1a
puede
ser
determinado
a
partir
de
estas
representaciones
de
forma
muy
cómoda..
Como
ejemplo
de
10
anteriormente
dicho
exponemos
en
la
tabla
5.1-2,
la
persistencia
máxima
expresada
en
horas
y
su
correspondiente
bisector.
164
MES
PERSISTENCIA
BISECTOR
Enero
43
NNW-N
Febrero
53
N-NNE
Marzo
43
N-NNE
Abril
66
NNW-N
Mayo
102
NNW-N
Junio
196
NNW-N
Julio
195
NNW-N
Agosto
·86
NNW-N
Septiembre
80
, -
NNW-N
Octubre
57
,
N-NNE
+"--
:"ioviembre
60
NNW-N
Diciembre
37
NNW-N
TABLA
5.1-2
Si
estudiamos
conjuntamente
las
series
temporales
de
velocidad
media
y
dirección
del
viento,
entendemos
más
claramente
su
comportamiento.
En
general,
cuando
los
vientos
que
soplan
son
los
reinantes
(provenientes
del
Norte)
las
velocidades
medias
registradas
nos
indican
que
son
aproximadamente
del
orden
de
los
6-8
mis,
y
cuando
el
viento
es
del
segundo
cuadrante,
su
intensidad
disminuye,
siendo
vientos
débiles
de
velocidades
del
orden
de
2-3
mIs.
En
165
el
periodo
Junio-Agosto,
la
época
en
que
soplan
los
alisios
como
hemos
dicho
ya,
los
vientos
aumentan
su
velocidad,
9 Y
11
mIs.
teniendose
como
valor
medio
aproximado
entre
Continuemos
con
las
series
temporales
de
la
temperatura
(fig.
5.1-49,
...
,5.1-64).
Hay
que
indicar
que
en
la
cinta
Ell0787,
105
canales
de
temperatura
y
prps;nn
fal1Rrnn
antes
que
109
que
registran
la
velocidad
y
direcci6n
del
viento,
por
10
que
el
registro
de
esas
variables
finaliza
el
dia
4
de
Agosto.
Resumirnos
en
la
tabla
5.1-3
los
valores
méximos,
mínimos
y
medios
le
la
temperatura
y
la
presión,
para
cada
uno
de
los
Ineses
del
estudio.
Estos
se
han
representado
gráficamente
en
la
figura
5.1-65.
Observamos
un
comportamiento
similar
para
las
series
de
temperatura
mínima
mensual
y
media
mensual
a
lo
largo
del
afio
de
muestreo.
Los
primeros
meses
del
afio
se
caracterizan
por
una
temperatura
muy
similar,
a
partir
de
Abril
aumenta
gradualmente
hasta
el
mes
de
Septiembre
en
que
se
registran
¡os
valores
superiores
de
las
temperaturas
mínima
y
medias
mensuales
y
posteriormente
continua
con
una
lenta
disminución.
En
cambio,
la
temperatura
máxima
mensual
se
comporta
de
manera
diferente.
En
el
transcurso
del
año
presenta
unos
altibajds
más
acusados
en
unos
meses
que
en
otros,
asi
Septiembre
tiene
un
valor
muy
elevado,
166
el
registro
igual
que
de
el
correspondiente
a
~arzo,
que
es
una
temperatura
calurosa
para
el
mes
citado.
Este
puede
deberse
según
observamos
eil
la
figura
5.1-35
de
la
serie
temporal
de
dirección
del
viento
en
Marzo,
que
corresponde
con
la
penetración
de
aire
africano
(más
cálido)
en
las
Islas.
La
temperatura
mínima
registrada
en
el
afio
corresponde
al
mes
de
Diciembre
(13'49
0
el
y
la
máxima
es
en
Septiembre
(35'06
0
C),
10
que
resulta
una
oscilación
extrema
de
21'57
0
C.
En
cuanto
a
la
temperatura
media
del
mes más
cálido
(Septiembre)
con
22.9qo
e y
lA
riel
meR
m~s
frío
(Febrero)
con
17'55
0
e,
dan
una
oscilación
entre
ambos
de
5'44
0
C.
En
cuanto
a
!a
oscilación
media
diurna
es
generalmente
menor
en
los
meses
de
invierno
que
en
los
de
verano,
observamos
en
las
correspondientes
gráficas.
tal
como
En
resumen
podemos
decir
que
el
clima
en
la
zona
de
Taliarte
y
durante
el
año
1987,
corresponde
a
un
invierno
templado.
con
unas
temperaturas
mínimas
moderadas
y
unas
máximas
suaves;
los
veranos
son
más
calurosos,
con
valores
altos.
aunque
no
frecu~ntes,como
máximos
y
los
mínimos
ligeramente
suaves.
En
esta
estación
se
suelen
registrar
valores
altos
de
temperatura
por
las
noches.
Las
series
temporales
de
la
presión
atmosférica,
167
expresada
en
milibares,
para
los
meses
en
que
se
registraron
datos
las
tenemos
desde
la
hasta
la
5.1-81.
Al
igual
que
hicimos
en
representamos
en
la
figura
5.1-82
figura
5.1-66
la
temperatura,
las
series
correspondientes
a
la
presión
mínima,
por
meses,
para
el
año
de
muestreo.
media
y
máxima,
La
variabilidad
de
In
presión
atmosférico
en
el
transcurso
del
año
es
pequeña,
por
ejemplo
para
la
presión
media
mensual
la
diferencia
entre
el
menor
valor
(Septiembre)
y
el
máximo
(Febrero)
es
de
aproximadamente
de
9 mb.
En
general,
observamos
que
es
en
invierno
cuando
tenemos
las
presiones
más
altas,
coincidiendo
con
la
presencia
en
la
zona
del
anticiclón
de
Azores,
tal
como
comentamos
anteriomente.
Tambien
en
esta
época
se
registran
las
presiones
mínimas
ahsnl11tas,
rl~hirlas
a
IRs
borrascas
Canarias·,
que
desde
el
Atlántico
Norte
llegan
168
a
FECHA
T
]l1n,
(
OC)
T
!Iledia
(OCl
P
~1D,
ímbl
: P
!Ileéia
ímb)
,
P llíjI,
(mo)
Ene,
(13-31)'
15'181~
1B'01781
21'5245:
99~'5425il003'9557
1013'4509
1
i i
Feor,
(1-28) i
12,'7732
17'55281
25'0644¡1001'l80511009'541411016'06591
~arz.
(Hill
15'4635
,
i
Abri
i
(2-30
l i t6'!22ii
:
17'0658:
re'58l;!
i
'Junio
(;-14)
¡
18'3895
!B't056,
2I'6CB3i
¡
7'
538!
i
! ¡
¡Dicb.
(1-27)1
13'4920i
:8'7164\
! i ¡ í
, . ,
28'0505
I
992'9332:1005'~156¡1015'2613i
. ¡ I
24'1056i
996'1517!1004'4497!1011'2440!
23'9!341
999'9736
1
1005'780711008'82
•• ¡
, ¡ 1
25'833J!
990'J182i¡004'6933!¡OlJ'65211
¡ I 1
24'2009
1
991'927411003'346311010'83591
¡ ; i 1
TABLA
5,
:-3
Pasamos
a
continuación
a
comentar
los
resultados
obtenidos
desde
la
figura
5.1-83,
hasta
la
5.1-97,
correspondientes
a
h{stogramas
de
la
ve}ocidad
media,
con
una
anchura
de
intervalo
de
2
mIs.
169
Durante
tres
últimos,
los
tres
primeros
meses
del
año
y
en
los
la
distribución
de
velocidades
es
muy
similar.
En
general,
observamos
que
el
máximo
del
histograma
corresponde
a
velocidades
pequeñas
del
viento,
comprendidas
entre
2 y 4
mis,
teniendose
un
el
primer
intervalo
(0-2
porcentaje
considerable
en
mis).
A
partir
de
los
4
mis,
los
intervalos
son
de
menor
frecuencia,
únicamente
en
Febrero
y
~arzo,
segundo
pico
en
el
histograma
para
se
tiene
un
velocidades
superiores
(intervalo
8-10
mis).
Este
puede
deberse
a
la
influencia
de
vientos
alisios,
de
velocidad
mayor
según
comenta.bamos
"
que
empieza.n
desde
esas
fechas
a
dejars~
notar.
Ya
desde
Abril
hasta
Septiembre,
los
histogramas
presentan
un
aspecto
diferente
a
los
obtenidos
en
oLrus
meses
y
recién
descritos.
El
intervalo
con
mayor
frecuencia
corresponde
ahora
a
velocidades
superiores,
normalmente
se
situa
entre
los
8-10
mis,
e
incluso
en
el
mes
de
Julio
(periodo
del
11
al
31)
está
en
el
siguiente
intervalo
(10-12
mis).
Observamos
en
estos
meses.
como
el
número
de
datos
de
intensidad
inferior
a 2
mis,
va
disminuyendo,
leniendose
en
Julio
que
no
se
registran
valores
en
ese
intervalo.
Los
histogramas
correspondientes
a
la
velocidad
máxima
ut::l
vlt::ulu
se
rei-'reseUldIl
desde
la
figura
número
170
5.1-98
hasta
la
5.1-112.
La
anchura
de
los
intervalos
es
la
misma
que
en
los
histogramas
de
velocidad
media.
El
comportamiento
mensual
de
la
intensidad
máxima
es
análogo
al
descrito
para
la
media:
un
periodo
en
el
que
el
máximo
se
encuentra
en
los
primeros
intervalos,
concretamente
en
el
de
4-6
mis,
y
otra
época
(Abril-
Septiembre)
en
el
que
el
pico
del
histograma
se
ha
trasladado
a
la
derecha,
mis.
en
valores
de
10-12
ó
12-14
Poro
lo
dil"ección
representemos
los
histogrcmes
(~igs.
5.1-113
•...
,5.1-127),
considerandose
16
sectores
cada
uno
con
una
anchura
de
22'5°.
En
éstos
vemos
más
claramente
los
comentarios
que
hicimos
en
las
series
temporales
de
dirección.
Los
periodos
de
Enero,
Febrero,
Marzo
y
Abril
(figs.
5.1-113,
5.1-114,
5.1-115
Y
5.1-116,
respectivamente)
se
caracterizan
porque
existen
más
direcciones
en
que
sople
el
viento
con
porcentaje
considerable,
que
en
los
meses
siguientes.
En
el
mes
de
Enero
(fig.
5.1-113),
la
dirección
N
es
la
reinante,
seguida
de
la
dirección
NNW
y
la
SSW
es
la
dominante.
En
este
periodo
existen
vientos
procedentes
de
otras
direcciones
coa
frecuencias
bastante
considerables
como
son
la
S
(14'64
%),
la
SSW
con
un
11'49
% Y
con
un
11'26
%
la
dirección
NW.
Ya
con
171
mp.nor
frp.r.\lp.nr.;
a
~e
t:i
enen
vientos
en
el
resto
de
las
direcciones.
En
Febrero
(fig.
5.1-114)
el
viento
de
dirección
N
ha
aumentado
considerablemente,
y
la
dirección
NNE
también.
con
la
N.
La
dirección
reinante
y
la
dominante
coinciden
Se
mantiene
con
una
frecuencia
de
15'70
%
la
~NW,
mientras
que
disminuyen
los
vientos
procedentes
del
S y
del
SSW.
Durante
e 1
mes
de
;Vrarzo
(fi
g.
5.1-115)
la
direccian
reinante
sigue
siendo
la
~
y
la
dominante
es
del
\NE. En
conjunto
el
histograma
de
direcciones
es
similar
al
del
mes
anterior,
ónicamente
se
incrementan
ligeramente
los
vientos
con
componente
E,
NE,
ENE Y
E.
En
Abril
(fig.5.1-116),
los
vientos
reinantes
y
dominantes
coinciden
con
las
direcciones·
del
mes
anterior.
En
general,
el
histograma
recuerda
al
de
Marzo,
aunque
ahora
los
vientos
provenientes
del
N
han
aumentado
su
porcentaje
de
aparición
y
también.
de
manera
menos
evidente.
ocurre
10
mismo
en
el
s.
aunque
sector
En
la
figura
5.1-117
del
mes
de
Mayo,
observamos
que
el
viento
reinante
es
del
N.
sector
en
el
que
coincide
la
dirección
dominante.
Respecto
de
los
meses
anteriores
se
produce
un
aumento
de
cerca
de
un
6 %
en
172
la
frecuencia
de
datos
observados
en
la
dirección
N y
en
la
NNE
el
incremento
es
de
casi
un
5
%.
Estas
variaciones
se
justifican
con
la
disminución
en
los
porcentajes
registrados
en
el
resto
de
las
direcciones,
para
el
mes
de
Mayo
frente
al
de
Abril,
desapareciendo
casi
por
completo
direcciones
tales
como
las
S,
SSW
y
SW
entre
otras.
Los
datos
correspondientes
al
mes
de
Junio,
para
los
dias
comprendidos
entre
el
primero
y
el
14,
y
entre
el
25
y
el
30,
tratados
en
el
histograma
.de
dirección
se
representan
en
la
figura
5.1-118.
La
direccion
reinante
es
la
S y
la
dominante
la
NNW.
Teniendo
en
cuenta
la
carencia
de
datos
entre
ambos
periodos
del
mes,
aún
se
sigue
manteniend6
el
gran
porcentaje
de
la
dirección
N.
En
cambio
la
dirección
NNW
aumenta
bastante
considerablemente
el
número
de
registros,
mientras
que
la
KNE
disminuye
en
casi
un
13
%
su
frecuencia
de
nh~ervAcinne~.
R~
decir,
pArece
que
en
Junio
se
produce
un
ligero
cambio
en
la
dirección
del
viento
respecto
de
los
meses
anteriores:
seguimos
con
la
dirección
N
como
reinante
pero
influyen
considerablemente
los
vientos
que
proceden
del
NNW.
Para
el
mes
de
Julio
representamos
las
histogramas
de
dirección
en
dos
gráficos.
El
primero
(fig.
5.1-119)
es
el
correspondiente
a
los
nueve
primeros
días
en
el
173
que
la
cinta
de
grabación
es
la
E250687
y
30
minutos
~s
el
intervalo
de
muestreo.
El
otro
periodo
(11-31
de
Julio)
corresponde
a
la
cinta
E110787,
en
el
que
la
velocidad
de
grabación
de
los
datos
es
de
10
minutos
y
el
gráfico
correspondiente
a
estas
fechas
es
el
5.1-120,
pero
en
el
que
se
han
representado
los
valores
de
la
dirección
cada
media
hora.
El
aumento
que
se
produce
en
el
porcentaje
de
la
dirección
N
es
bastante
notable,
llegandose
a
un
67'41
% .
La
dirección
NNW
disminuye
a
un
26'13
%
su
frecuencia
mensual.
El
resto
de
las
direcciones
tambien
disminuyen
sus
porcentajes,
teniendose
incluso
que
en
direcciones
que
anteriormente
se
registraban.
en
eL
mes
de
Julio
han
disminuido
por
completo.
Sólo
se
tienen
vientos
del
N,
NNE,
NW
y
N~W,
al
igual
que
en
los
meses
pasados
la
N
es
la
dirección
reinante
v
la
dominante,
la
NNW.
Para
el
mes
de
Agosto
sólo
se
registraron
datos
de
velocidades
y
direcciones
en
los
siete
primeros
dias.
El
histograma
de
direcciones
para
este
periodo
es
el
que
tenemos
en
la
figura
5.1-121.
En
estos
siete
días
la
dirección
reinante
sigue
siendo
la
N y
la
dominante
coincide
con
ésta.
Aún
a
pesar
de
los
pocos
datos
registrados
en
este
~eriodo
frente
a
los
otros
meses
el
histograma
nos
indica
un
comportamiento
muy
similar
del
viento
al
de
loa
mesea
paa~d05:
una
presencia
muy
174
importante
de
las
direcciones
N y
NNW,
y
prácticamente
nula
en
el
resto.
Los
histogramas
de
dirección
del
mes
de
Septiembre
se
tienen
en
las
figur~s
5.1-1.22
y
5.1-123.
La
primera
corresponde
a
los
nueve
primeros
dfas
del
mes
en
que
la
velocidad
de
grabación
de
la
cinta
es
de
10
minutos,
aunque
los
datos
se
han
tratado
cada
30.
La
otra
gráfica
representa
el
histograma
para
el
resto
del
mes,y
se
han
tratado
a
la
misma
velocidad
en
que
se
tomaron
(60
minutos).
El
sector
~
es
donde
tenemos
en
Septiembre
el
viento
reinante
y
el
dominante.
La
distribución
de
direcciones
que
observamos
en
ambas
figuras,
nos
indica
que
se
produce
una
disminución
del
porcentaje
en
las
direcciones
N Y
NNW,
si
comparamos
con
los
meses
de
verano,
~demás
vuelven
a
registrarse
con
cierta
frecuencia
vientos
de
otros
sectores.
Es
decir
que
tenemos
un
comportamiento
similar
al
del
periodo
Enero-
Abril.
En
las
figuras
5.1-124
y
5.1-125
representamos
los
histogramas
para
el
mes
de
Octubre.
En
la
primera
tenemos
los
valores
registrados
cada
60
minutos,
entre
el
1 Y
el
23,
mientras
que
en
la
segunda
corresponde
a
los
cuatro
últimos
dfas
siendo
la
velocidad
de
grabación,
nuevamente
de
30
minutos.
El
viento
procedente
del
N
se
sigue
manteniendo
como
viento
175
reinante
y
tambien
como
dominante
durante
todo
el
mes.
La
frecuencia
del
N
ha
disminuido,
aumentando
bastante
el
porcentaje
en
la
dirección
NNE
y
en
otras.
Si
hasta
ahora
hemos
encontrado
ci~rta
similitud
en
los
histogramas
que
hemos
comentado,
no
ocurre
lo
mismo
con
el
de
la
figura
5.1-125,
en
el
que
tenemos
unos
dfas
en
que
el
viento
tiene
una
clara
componente
S y
direcciones
cercanas,
pero
que
no
resultan
significantes
en
el
mes
completo
por
lo
cual
podemos
resumir
diciendo
que
el
mes
de
Octubre
~s
similar
a
Septiembre.
El
histograma
de
direcciones
para
Noviembre
es
ei
cppresentado
en
la
gráfica
5.1-126.
La
dirección
reinante
cambia
en
este
periodo
a
la
NNW,
y
la
dominante
8S
la
misma
aún
a
pesar
de
haber-
disminuido
su
frecuencia
de
uno
manero
muy
importante.
En
cambio
direcciones
como
la
SSE,
s,
WSW,
NW
y
NNW
se
registran
en
este
mes
de
forma
acusada.
Finalizamos
los
comentarios
de
los
histogramas
de
dirección
con
el
de
Diciembre
(fig.
el
sector
en
el
que
sopla
el
5.1-127).
El
NNWes
viento
con
mayor
frecuencia
y
la
S,
la
dirección
dominante.
Respecto
del
mes
anterior
vuelve
a
aumentar
el
porcentaje
de
las
direcciones
N,
NNE,
NNW
y
NW,
disminuyendo
por
consiguiente
los
registrados
en
otras
direcciones.
En
resumen
del
año
de
muestreo
en
que
estuvo
la
176
estación
en
Taliarte.
se
observa
la
importancia
durante
todo
el
periodo
de
los
vientos
procedentes
del
N,
existiendo
además
dos
épocas
diferentes
tal
como
observamos
en
los
datos
del
Instituto
~acional
de
Meteorologia
en
el
Aeropuerto
de
Gando.
El
periodo
Mayo-
Agosto.
en
el
que
practicamente
la
procedencia
de
los
vientos
es
del
N y
del
NNW,
y
sectores
cercanos
con
mucha
menor
frecuencia,
v
para
el
resto
de
las
direcciones
en
que
no
se
registran
datos.
Durante
los
otros
meses
del
afto,
aunque
se
mantiene
el
sector
N
como
el
correspondiente
a
la
dirección
reinante,
ya
es
posible
encontrar
vientos
procedentes
de
dirección.
cualquier
En
la
figura
5.1-128
se
tiene
representado
el
histograma
de
16
direcciones
anual.
Hay
que
indicar
que
los
datos
registrados
y
tratados
en
el
periodo
del
9
de
Septiembre
al
23
de
Octubre,
son
cada
60
minutos,
a
diferencia
de
los
del
resto
del
afio
que
estén
tratados
cada
media
hora.
Esto
lo
hemos
hecho
así
porque
no
es
de
esperar
variaciones
importantes
en
los
resultados,
si
los
datos
en
vez
de
cada
60
minutos
se
hubiesen
obtenido
a
30,
a
lo
más
existe
una
ligera
diferencia
en
las
frecuencias,
pero
el
comportamiento
del
viento
en
el
mes
seria
muy
similar.
Observamos
en
la
representación
la
importancia
de
los
vientos
procedentes
del
N y
del
NNW,
177
así
como
del
NNE.
También
para
la
velocidad
media
y
máxima
tenemos
re~resenLddu
lus
currespondientes
histogramas,
para
el
año
de
datos
(fig.
5.1~129
Y
5.1-130,
respectivamente).
En
el
primero
observamos.
que
tiene
dos
máximos,
uno
situado
en
el
intervalo
de
2-4
mis
y
el
otro
en
el
de
8-
10.
Para
la
otra
representación,
que
también
presenta
dos
picos.
estos
se
han
desplazado
un
intervalo
más
a
la
derecha
de
los
recien
citados.
Los
histogramas
de
la
temperatura,.
para
cada
mes
riel
afto
de
mue9treo
en
Taliarte,
se
representRn
en
lAS
figuras
comprendidas
entre
la
5.1-131
hasta
la
5.1-145
inc!usives,
y
para
el
afio
total
el
histograma
es
el
representado
en
5.1-146.
Para
la
presión
los
histogramas
mensuales
son
los
representados
en
las
figuras
5.1-147,
...
,
5.1-161
, Y
para
todo
el
año
es
la
gráfica
5.1-162.
Las
rosas
de
vientos,
de
16
sectores
y
anchura
de
2
mIs
por
intervalo,
se
tienen
en
el
conjunto
de
figuras
entre
la
5.1-163
y
la
5.1-177.
En
las
rosas,
seguimos
observando
la
diferencia
en
las
dos
épocas
del
año
en
cuanto
a
la
dirección
en
que
soplan
los
vientos,
y
--"
además
relacionado
con
la
intensidad.
En
general,
se
aprecia
que
los
vientos
procedentes
de
la
dirección
178
reinante
y
de
las
cercanas
a
ésta,
son
vientos
con
intensidades
mayores
que
el
resto
de
las
direcciones,
siendo
éstos
de
velocidades
bajas
(unos
3 ó 4
mis,
aproximadamente).
De
forma
análoga
a
como
se
desarro
11 ó
el
tratamiento
de
los
datos
de
viento
del
Instituto
Nacional
de
~eteorologia,
para
el
emplazamiento
de
Gando,
continuamos
con
las
representaciones
gráficas
de
la
curva
de
distribución
de
la
velocidad
del
viento
para
cada
uno
de
los
meses
y
para
el
afio
de
1987,
referidas
a
la
estación
meteorológica
instalada
en
Taliarte.
Estas
son
las
figuras
numeradas
desde
la
5.1-178
hasta
la
5.1-
:91,
correspondiendo
esta
úítima
a
la
gráfica
del
año
de
muestreo.
Si
las
estudiamos
detenidamente
hay
una
clara
diferencia
entre
ellas,
en
su
forma,
referido
al
mes
que
se
trate
en
la
representación.
Asi
observamos
que
los
meses
comprendidos
entre
Enero
y
Septiembre
y
Diciembre,
las
curvas
bimodales,
unos
meses
más
grande
el
Abril,
y
entre
son
en
general
pico
de
menor
intensidad
y
otros
en
que
ocurre
al
revés.
en
el
periodo
intermedio
(Mayo-Agosto)
la
Mientras
que
función
de
densidad
presenta
un
~nico
modo.
Tal
diferencia
en
el
aspecto
de
la
curva
concuerda
con
el
hecho
ya
comentado
de
que
en
g~neral,
ld~
funciull~~
üe
[r~cueIlcia.
üe
la.
179
zona
en
que
se
está
trabajando,
están
especialmente
afectadas
por
los
vientos
provenientes
del
N y
éstos
son
de
intensidad
mayor
que
los
que
proceden
de
direcciones
"residuales
fl
que
se
caracterizan
por
ser
de
menor
velocidad.
Así
en
el
periodo
eminentemente
de
alisios,
en
que
ya
comentamos
la
casi
nula
incidencia
de
vientos
en
cUdIquier
oLrd
ll.irecciólt,
Id
[ullclúu
de
deuslddd
está
gobernada
por
aquellos,
que
son
vient6sde
velocidades
alrededor
de
los
8 Ó 9
mis.
Mientras
que
en
los
otros
meses,
en
que
sí
existen
vientos
en
cualquier
dirección,
aunque
siguen
siendo
más
importantes
los
del
Norte,
se
ti¡:mA
Imi'!
r.nmpn¡;¡ir.ión
c:lA
vAlnr.iñac:les
provenientes.
una
distribució~
de
los
vientos
N y
otra
de
los
vientos
en
otras
direcciones.
Dependiendo
de
la
frecuencii
de
éstos
en
el
mes,
el
primer
pico
será
mayor
o
menor
que
el
segundo.
En
definitiva
podríamos
imaginar
que
cuando
los
vientos
alisios
están
totalmente
definidos
eliminan
o
"barren",
con
su
alta
persistencia,
al
resto
de
los
posibles
vientos
que
provienen
de
otras
direcciones
r.uya
persistencia
está
muy
limitada
por
la
propia
configuración
del
anticiclón.
La
figura
5.1-191,
en
que
se
tiene
la
función
de
densidad
para
el
año
completo,
vemos
que
lógicamente
según
lo
expuesto
anteriormente,
es
bimodal.Un
pico
de
la
función
se
centra
en
la
velocidad
de
3
mis
y
el
otro
en
los
9
mis.
180
En
5.1-205
viento.
las
figuras
comprendidas
entre
representamos
los
regimenes
es
decir
la
función
de
la
5.1-192
Y
la
escalares
del
distribución
o
acumulativa,
para
cada
uno
de
los
meses
del
año
en
que
se
tomaron
datos.
En
general.
a
exepción
de
algunos
puntos
correspondientes
a
velocidades
altas,
el
ajuste
que
se
tiene
para
el
régimen
escalar
de
velocidades
es
bastante
bueno.
La
figura
5.1-197,
correspondiente
a
íos
días
registrados
de
Junio,
muestra
como
a
velocidades
superiores
a
los
14
m/s,se
alejan
los
puntos
de
la
recta
de
ajuste
del
rC:15iJII<::ll.
E~Lu
!lli~lIlu
ucurre
eH
el
periodo
del
9
al
30
de
Septiembre
(fig.
5.1-201)
,
debido
a
una
mayor
dispersión
de
los
valores
a
dichas
velocidades.
En
la
figura
5.1-206
se
tiene
el
régimen
escalar
de
velocidades
correspondiente
al
año
completo,
obtenido
a
partir
de
los
resultados
de
los
diferentes
meses.
Los
regímenes
direccionales
que
hemos
representado
son
en
las
dos
direcciones
en
que
se
tiene
un
mayor
porcentaje
de
datos:
la
N y
la
NNW.
En
primer
lugar,
los
regímenes
en
la
direccion
N
se
tienen
en
las
gráficas
desde
la
5.1-207
hasta
la
5.1-219,
para
todos
los
meses
del
año
de-o
muestreo.
El
ajuste
de
los
puntos
a
las
curvas
del
régimen
suelen
ser
bastante
buenos;
únicamente
las
exepciones
del
mes
de
181
Junio
y
la
segunda
parte
grabada
del
mes
de
Septiembre,
para
velocidades
altas,
tienen
una
mayor
dispersión.
El
régimen
direccional
N,
para
el
periodo
del
28
al
31
de
Octubre,
no
se
ha
representado,
ya
que
en
esta
dirección
existen
pocos
datos
comparado
con
las
frecuencias
del
resto.
La
figura
5.1-220
es
la
representación
del
régimen
direccional
N
para
1987.
Tambien
aquí
hay
una
cierta
dispersión
de
puntos
en
las
velocidades
altas,
y
que
incluso
no
aparecen
en
el
gráfico
por
es~ar
fuera
de
la
escala.
Para
la
dirección
NNW
tambien
hemos
representado
el
régimen
direccional
para
cada
uno
de
los
meses
(figs.
5.1-221
a
5.1-233)
y
el
anual
(fig.
5.1-234).
Para
ellos
se
tienen.
por
regla
general
buenos
ajustes.
Aparte
del
mes
de
Junio,
al
de
Octubre
le
ocurre
algo
similar:
a
velocidades
altas.
los
puntos
representados
se
alejan
considerablemente
de
la
curva
de
ajuste.
Para
el
régimen
direccional
(NNW)
del
año
1987,
el
ajuste
se
observa
que
es
bueno.
Para
todos
los
regímenes
representados
hemos
calculado
el
coeficiente
de
correlación
de
la
recta
ajustada
así
como
el
error
típico
dela
estima,
valores
que
resumimos
a
continuación
en
la
tabla
5~1-4.
182
R.
escalar
R.
J.
iN)
R.
D.
(NNWl
¡
?ERIODO
!'!
Syx
r
SyI
!'
By!
, , '
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(13-3111-ü'9775!
0'8429:-0'9908)
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Jt
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0'86841-0''1521;
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O'7486i
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0'0888;-0'9640; ]'752:i-o'qm;
0'6106;
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[':1331-0'960;:1 !'2800i
o ,
r28-111H'9346 I'Ú48!
---
---
i
---
---
i
i
"f!
:Hovb.
(1-30)
i_
Ü
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1
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~-O'91341
2'5739i-o'91941
2'48821-0'91771
2'51171
jI!
¡ ¡ ! 1
TABLA
5.1-4
Como
resumen
final
diremos
que
las
características
más
importantes
detectadas
a
10
largo
de}-afto
son
las
siguientes:
~
Hay
una
periodicidad
diurna
correspondiente
al
183
efecto
brisa,
disminuyendo
en
los
meses
con
fuerte
predominio
de
los
alisios.
'"
La
temperatura
y 1 a
presión
condicionan
fuertemente
el
efecto
brisa.
'"
Los
vientos
reinantes
son
claramente
del
Norte
en
todos
los
meses
del
afio,
excepto
en
Noviembre
y
Diciembre,
que
son
NNW.
'"
La
segunda
dirección
prefer~ncial,
muy
baja
respecto
a
la
reinante
es
la
NNW,
excepto
en
Noviembre
y
Diciembre
que
es
la
N.
'"
La
persistencia
de
los
vientos
es
muy
alta,
su
unidad
Se
puede
considerar
eri
dias.
'"
Por
lo
que
respecta
al
viento
podemos
considerar
dos
estaciones
claramente
definidas,
la
correspondiente
d
los
alisius
UOmil1dutes
y
de
muy
alta
versisteucia.
(Junio,
Julio,
Agosto
y
Septiembre)
y
la
correspondiente
a
la
de
dirección
N
más
otras
superpuestas.
'"
Los
vientos
procedentes
del
Sur
son
de
baja
persistencia
aunque
pueden
tener
altas
velocidades.
Para
finalizar
este
apartado
correspondiente
a
los
resultados
meteorológicos,
comparemos
los
obtenidos
por
la
estación
instalada
en
Taliarte
con
los
datos
del
Observatorio
de
Gando
y
que
ya
tratamos
en
el
capitulo
anterior.
Nos
centraremos
en
los
resultados
de
la
intensidad
184
y
dirección
del
viento
para
el
ado
de
muestreo
en
Taliarte
y
el
año
calculado
a
partir
del
periodo
76-85
de
registros
de
Gando.
observamos
que
existe
una
pequeña
diferencia
entre
ambas
series.
Para
la
primera
serie
de
datos,
tenemos
que
son
los·
vientos
procedentes
del
N
los
reinantes
y
la
dirección
NNW
como
segunda
dirección
principal.
Mientras
que
en
Gando
la
dirección
reinante
es
la
NNE
seguida
de
la
K.
Si
atendemos
a
la
dirección
del
viento
durante
el
transcurso
del
año,
la
coincidencia
es
total.
Tal
como
hemos
dicho
existen
prácticamente
dos
épocas
claramente
diferentes,
los
meses
comprendidos
desde
:inales
de
Septiembre
hasta
Marzo
y
por
otra
parte
los
meses
de
Abril,
Mayo,
Junio,
Julio
y
Agosto.
Estos
últimos
corresponden
a
la
época
en
que
soplan
los
alisios
sobre
las
Islas
Canarias
(vientos
~drd~L~ri~Li~u~
pru~~d~"tes
del
NNE)
caracterizándose,
además,
estos
meses
por
la
ausencia
casi
absoluta
de
vientos
de
otras
direcciones.
Para
el
resto
del
año,
aunque
siguen
siendo
importantes
los
vientos
procedentes
de
sectores
cercanos
al
N.
la
aparición
de
otras
direcciones
es
un
hecho
bastante
común.
La
diferencia
existente
en
cuanto
al
comportamiento
global
del
año
puede
justificarse
en
185
parte
por
laG
características
orográficas
tan
importantes
en
las
Islas,
sin
olvidarnos
que
los
sectores
con
los
que
trabajamos
tienen
una
anchura
de
22'5Q,
por
lo
que
puede
existir
cierta
falta
de
precisión
en
las
medidas
del
Observatorio
de
Gando,
dado
que
los
datos
se
dan
por
sectores
y
no
por
su
dirección
en·
grados.
En
cuanto
a
la
velocidad
del
viento,
observemos
la
figura
5.1-235
en
la
que
representarnos
la
curva
de
frecuencias
de
la
intensidad
para
el
año
de
registro
en
Taliarte.
La
representación
que
resulta
es
Limadal,
<.;OIl
un
pico
centrado
en
la
velocidad
de
3
mIs
y
el
segundo,
de
mayor
frecuencia.
en
9
mis.
Esto
difiere
ligeramente
de
la
representación
que
teníamos
para
Gando
(fig.
4.2-
47)
que
sólamente
tenia
un
modo
en
9
mis,
aunque
en
el
intervalo
cuyo
valor
central
es
3
mis.
parece
empezar
a
formarse
otro
pico.
Esta
diferencia
puede
justificarse
si
tenemos
en
cuenta
que
la
velocidad
de
muestreo
en
ambas
series
es
distinta.
En
general,
en
los
datos
de
Taliarte
el
intervalo
es
de
30
minutos,
mientras
que
los
registros
de
Gando
son
cuatro
al
dia
(1,
7,
13
Y
18
horas),
por
lo
que
se
puede
estar
encubriendo
las
velocidades
más
bajas.
En
cambio,
la
curva
que
hemos
dibujado
considerando
las
direcciones
principales
(la
que
llamamos
suma)
tiene
un·comportamiento
muy
similar,
186
con
un
único
modo
en
9
mis.
Para
la
"residual"
ocurre
algo
parecido,
en
ambos
casos
corresponde
principalmente-
a
vientos
con
velocidades
bajas,
aunque
es
más
importante
en
Taliarte
(20'93
%)
que
en
Gando
(11'21
%).
Ter:ninamos
la
correlación
entre
ambas
series
de
vientos,
con
el
estudio
de
los
regímenes.
En
la
figura
5.1-236
representamos
de
manera
conjunta
el
régimen
escalar
de
cada
uno
de
los
diez
afias
que
tratamos
en
Gando.
Hemos
ajustado
los
diez
afios
de
datos,
resultando
la
recta
representada
en
la
gráfica
3.1-237.
Los
niveles
de
confianza
asociados
a
cada
valor
medio
de
los
diez
datos
se
representan
sobre
esa
misma
recta,
una
vez
que
se
han
ajustado
mediante
el
test
de
Student.
El
régimen
escalar
de
Taliarte
para
1987
es
la
línea
de
trazo
discontinuo
de
esa
figura.
Observamos
que
en
una
primera
aproximación
el
régimen
de
Taliarte
entra
en
el
limite
de
confianza
de
Gando,
por
10
que
al
nivel
de
probabilidad
del
95
%
podemos
admitir
que
ambos
regímenes
no
son
significativos.
En
la
figura
5.1-238,
representamos
los'
regimenes
direccionales
de
Gando
y
Taliarte,
el
ligero
desajuste
que
se
observa
en
las
bajas
velocidades
queda
justificado
realizada.
por
Hemos
la
interpretación
representado
sólo
-anteriormente
el
régimen
direccional
del
norte
por
ser
el
de
mayor
frecuencia
en
187
ambas
series.
El
resto
de
las
direcciones
de
frecuencia
mucho
menor
no
10
hemos
representado
por
considerarlos
no
correlacionados
y
opinamos
que
ésto
es
debido
a
que
las
distribuciones
no
son
comparables
por
la
gran
diferencia
en
el
n~rnera
de
observaciones.
5.2.-
Corrientes.
Tal
como
describíamos
anteriormente
en
lo
referente
a
las
campafias
de
toma
de
datos,
el
registro
dé
los
datos
de
corrientes
mediante
los
correntimetros
autónomos
pasó
por
varias
vicisitudes
debidas
a
causas
ext
e:r:-na s
en
'3
i .
Por
d~chas
razones
no
se
pudo
instalar
d\)r,~ntE~
<1n
cUlO
completo
el
aparato,
tal
como
era
iniciaimente
nuestro
deseo.
Así
pues,
los
datos
de
(:orr1,~ntes
(je
los
que
disponemos
son
los
registrados
en
los
fondeos
que
se
han
hecho
en
Mayo
de
1986
y
Junio
de
1987.
Veamos
a
continuación
los
resultados
obtenidos
tr"as
el
procesamiento
de
los
datos.
La
primera
instalación
del
correntimetro
fue
el
14
de
~ayo
de
1986
en
la
posición
dada
por
las
coordenadas
siguientes:
Latitud:
27°
(59'2)'
N
Longitud:
15°
(21'5)'
W
El
punto
elegido
tiene
una
profundidad
cercana
a
los
60
metros
y
la
del
fondeo
fue
de
aproximadamente
40
188
metros.
La
lectura
de
la
cinta
de
grabación
(C140586)
una
vez
que
se
recuperó
el
aparato
v
se
trataron
los
datos,
nos
indicó
que
hacia
el
24
de
Junio
fue
cuando
se
produjo
el
que
la
red
atrapase
ai
aparato
impidiendo
posteriormente
su
recuperación.
Dado
que
lus
medidos
de
dirección
y
velocidad
de
la
corriente
quedaron
afettadas
a
partir
de
este
hecho,
el
tratamiento
de
los
datos
de
esta
primera
cinta
Gnicamente
consideramos
datos
válidos
hasttl
el
d!a
23
de
ese
mes.
El
intervalo
de
grabación
en
ese
primer
fondeo
fue
d(~
30
:líirutos,
resultando
que
de
los
4091
datos
que
conti.er:e
~a
cinta.
los
prime::'os
1953
corresponden
al
perIodo
citddo.
üna
vez
procesados
y
tratados
estos
datos,
y
dado
que
el
periodo
de
grabación
de
las
otras
series
tp.mporfllp.s
dp.
corrip.ntp.s
P.S
dp.
un
mes,
indicamos
aqui
-para
poder
contrastar
mejor
los
resultados
este
mismo
intervalo
temporal,
considerando
los
treinta
días
comprendidos
entre
el
15
de
Mayo
y
el
13
de
Junio
(1440
datos).
Además,
de
los
cinco
canales
de
grabación
discutiremos
solamente
los
resultados
relativos
a
la
intensidad
y
dirección
de
la
corriente,
porque
en
los
otros
fondeos
fallaron
los
registros
de
estos
canales
189
según
hemos
indicado.
Para
una
mejor
visualización
gráfica
de
las
series
temporales
de
ambas
magnitudes
de
la
corriente,
hemos
dividido
el
período
total
tratado
en
tres.
E 1
primero
corresponde
a
las
fechas
entre
el
15
y
el
24
de
Mayo,
el
segundo
entre
el
25
de
~ayo
y
el
3
de
Junio,
y
por
~itimo
al
periodo
entre
el
4 y
el
13
de
Junio.
fn
las
gráficas
5.
2-1.
5.
2-2
Y
5.
2-3,
representa.mos
las
series
temporales
de
velocidad
de
la
corriente
para
cada
uno
de
los
tres
periodos.
El
origen
del
eje
de
intenGidadcs
es
el
cero
(valor
que
no
se
registra
en
la
grabación
porque
el
umbral
está
en
1'1
crll/s,)
It
m:,smos
v
el
valor
m~ximo
de
esta
escala
es
40
cmjs
(los
limites
en
todas
las
series
de
intensidades),
resultando
que
por
imposición
de
la
subrutina
de
dibujo,
un
centimetro
de
la
escala
de
velocidad
corresponde
a
3'64
cm/s.
Observamos
que
en
general
las
velocidades
son
pequefias
(la
velocidad
mínima
registrada
es
de
1'20
cm/s
el
día
6
de
Junio),
y
que
en
los
días
cercanos
al
25
de
Mayo
se
registran
los
valores
más
altos
del
periodo
(25'18
cm/s,
el
26
del
mes).
En
estos
dias
no
s6lo
la
velocidad
media
su
máximo
valor
s
ino
que
se
tiene
--
las
alcanza
mayores
variaciones
entre
la
velocidad
minima
y
máxima
diarias.
190
La
velocidad
media
calculada
a
partir
de
los
1440
datos
registrados
resulta
de
6'12
cmjs
y
la
desviación
3'81.
Este
alto
valor
que
presenta
la
desviación
está
en
parte
justificado
por
ser
corrientes
preferencialmente
de
mAreRS
y
por
consiguiente
estarían
relacionadas
con
la
media
y
desviación
de
la
carrera
de
marea,
es
decir
con
los
propios
coeficientes
de
marea
en
esa
época.
corriente
se
presentan
en
las
figuras
5.
2-4,
5.
2-5
Y
5.
2-6
primen:l
Dara
los
mismos
periodos
de
tiempo.
En
una
impresión
de
estas
sertes,
hay
periodicidad
en
ele
¿frección,
unas
veces
més
claramente
lo
que
si
se
observa
es
una
predominancia
que
de
,jirecc::ones
en
105
sectores
:\E,
E:'-JE
Y
por
otro
lado,
aunque
menos
definido,
las
corrientes
dirigidas
hacia
sectores
cercanos
al
W.
Estos
resultados
conjuntos
de
intensidad
y
dirección
de
la
corriente
nOD
hace
pensar
en
quc
a
lns
profundidades
del
fondeo
las
corrientes
son
preferencialmente
de
tipo
periódico
originado
por
la
ma~ea.
Para
confirmar
esta
posibilidad
contrastamos
esta
serie
con
los
registros
del
mareógrafo,
instalado
en
esa
misma
época
a
muy
poca
distancia
del
correntimetro
como
quedó
indicado
en
la
figura
3.3-3.
Los
resultados
gráficos
de
la
curva
de
ciarea
y
de
dirección
de
la
191
corriente
mostraban
una
fuerte
coherencia
entre
las
direcciones
asociadas
a
la
entrante
(NNE,
NE
,v
ENE),
mientras
que
en
vaciante
la
correspondencia
con
direcciones
cercanas
al
SW.
-no
era
tan
clara,
teniendose
incluso
direcciones
del
~E
y
otros
próximos.
Es
decir
la
entrante
est~
claramente
definida
en
permanencia,
mientras
que
ld
vaciante
queda
limitada
en
ciertos
casos
a
insta~tes
muy
definidos.
Las
series
de
velocidades
tienen
también
su
p.xpl~ci.l.ción.
Durante
los
dias
que
se
registran
las
ve'octdades
reás
grandes.
los
coeficientes
de
marea
son
del
pericdo
y
para
las
otras
los
f=8eF.:(;:entes
S8n
sensiblemente
inferiores.
aunque
como
P.S
j,jgico
existen
ciertos
desfases.
Estos
hechos
ponen
de
lllflId
Fiesta
que
puede
existir
una
corriente,
más
o
menos
pérmanente
de
dirección
~orte,
que
en
el
caso
de
vaciante
debe
ser
sobrepasada,
menor
definición
de
ésta.
lo
cual
justifica
una
Estos
resultados
anunciados
aquí,
se
tratarán
más
detalladamente
en
el
capitulo
siguiente,
donde
describiremos
también
el
tratamiento
espectral
que
hemos
aplicado.
En
las
tres
figuras
siguientes
(5.
-~-7,
5.
2-8
Y
S.
2-9)~
tenemos
repfesentada
la
serie
vectorial
de
las
corrientes
que
nos
dan
una
idea
de
como
va
variando
el
192
vector
de
la
corriente
con
el
tiempo.
Respecto
del
histograma
de
intensidades
que
representamos
con
una
anchura
de
3
cmjs
(fig.
5.2-10),
observamos
que
presenta
un
modo
~nicamente
en
el
intervalo
de
3-6
cm/s,
resaltando
la
importancia
de
las
bajas
velocidades
tal
como
comentabamos
en
la
serie
tempora
l.
El
histograma
de
direcciones
(fig,
5.2-11)
nos
r(~ilf
irma
lo
comentado
anteriormente.
distl"ibuciones
que
se
tienen
son
típicas
de
Las
las
corrientes
de
marea.
Para
la
entrante
las
direcciones
~sociadas
son
la,NE
y
la
E~Er
y
para
la
vaciante
los
sectores
K,
v'iN\·;.
En
nuestro
caso
ambas
están
claramente
descompensadas
en
frecuencia.
o
que
equivale
a
decir
en
tiempo.
Así
en
el
i~tervalo
temporal
que
estamos
tratando.
las
corrientes
asociadas
a
la
entrante
son
ctproximadamente
el
61'10
%
del
tiempo
y a
la
vaciante
el
38'90
%.
Estos
va10rcs
so
descompensan
aún
mán
en
las
figuras
en
que
se
representan
los
histogramas
de
direcciones
correspondientes
a
la
instalación
del
afto
siguiente,
en
que
tenemos
para
la
entrante
un
porcentaje
aproximado
de
un
73
%
frente
a
un
27
%
de
la
vaciante.
Este
desequilibrio
puede
quedar.
en
principio,
justificado
si
se
admite
una
corriente
cuasi
permanente
en
la
dirección
N.
193
A
partir
de
estos
resultados,
podemos
obtener
para
cada
carrera
de
marea.
el
porcentaje
medio
de
datos
que
se
tienen
en
entrante
y
en
vaciante.
Los
resultados
para
la
primera
instalación
correspondientes
para
una
carrera
de
rnflrp.fl.
~on
de
7'33
horas
para
la
entrante
y
de
4'67
para
la
saliente.
La
rosa
de
corrientes
5.
2-12)
nos
muestra
es
en
dirección
XE
~
la
dominante
es
una
corriente
dirigiaa
hacia
el
E~E.
_a
descompensación
C¿ll e d a e
Lu'
<:t
~íl
e n
te
p u e s t a d e m a
ni
f i e s t o .
En
el
tratamiento
de
los
datos
de
corrientes
suele
S~2r
f:'8C,J.ente
:a
representación
de
;as
componentes
(u,v)
.
....
;.n':enS1CélO.
Tal
representación
85
lo
que
llamamos
'diagrama
polar
de
corrientes"
y
que
para
el
período
que
8stamos
tratando
85
el
representado
en
la
figura
5.
2-
13.
~
partir
de
la
nube
de
puntos
y
por
el
método
de
mínimos
cuadrados
calculamos
la
recta
de
ajuste
a
dichos
puntos
con
el
fin
de
pasar
de
trabajar
con
las
componentes
u y v
de
la
corriente,
a
las
componentes
longitudinal
(sobre
la
recta
de
ajuste)
y
la
transversal
(perpendicular
a
la
anterior).
El
ángulo
que
se
indica
en
ese
mismo
gráfico,
es
respecto
al
eje
EW
y
es
el
que
resulta
del
método
de
ajuste
que
se
ha
tratado,
194
resultando
la
dirección
principal
la
ENE.
Este
método
nos
permite
trabajar
con
las
series
temporales
en
la.
l1ireccióIl
luugiLut..1iIlt:d
y
trdn~ver~dl
(figs.
5.2-16
Y
5.2-17),
por
comparaoión
respecto
a
las
series
temporales
en
dirección
~-S
y
E-W
(figs.
5.2-14
y
5.2-15)
se
podrán
deducir
las
posibles
distorsiones
sufridas
por
las
componentes.
En
el
fondeo
de
1987,
y
en
la
misma
coJumna
de
ague
58
~nstalaron
dos
correntímetros
profun.didades
aproximadas
de
20
y
40
a
m,
las
según
f i
C'
él
f(!
en
t e p n 1 él
fi
gllrA
.1
..
1-1.1.
T.A
il1si:dld:~i.on
se
lIevó
a
cabo
en
la
misma
zona
que
el
año
anterior.
par
Lo
que
id
profundidad
de
~icho pu~to
es
de
cerc,:¡
de
i.!nos
60
m.
La
fecha
en
la
que
comenzamos
a
grabar
datos
fue
el
23
de
Junio
para
finalizar
el
22
de
Julio.
Para
este
fondeo
el
intervalo
de
muestreo
de
los
datos
es
de
10
minutos.
Comentamos
a
continuación
los
resultados
gráficos
correspondientes
a
las
series
temporales
de
correntímetros.
ambos
Análogamente
al
tratamiento
gráfico-que
acabamos
de
ver,
hemos
representado
las
series
temporales
en
tres
partes.
simplemente
porque
corno
el
número
de
195
observaciones
es
tan
grande.
se
nos
permita
una
mejor
visualización
de
105
resultados.
Para
la
primera
parte
representam6s
los
datos
entre
el
23
y
el
30
de
Junio.
en
el
segundo
son
los
dias
comprendidos
entre
el
1 y
el
11
de
Julio
y
finalmente
en
una
tercera
representación
los
días
del
12
de
Julio
al
final
de
la
grabación.
Para
la
cinta
de
grabación
C230687-20
m.
tal
como
indicamos
la
profundidad
es
de
20
m.
En
este
caso
el
n
limero
de
es
t
os
grabados
es
de
4179.
La
serie
temporal
de
la
velocidad
de
la
corriente
lo
tene:nos
en
lds
figu:tó;:;
CUll
luo
UÚlll~L·U~
5.2-18,
5.2-19
y
3.2-20.
La
escala
elegida
para
este
representación
es
la
misma
que
para
las
series
de
intensidad
del
afio
86.
es
decir
de
f)
a
40
cmjs
y
se
hará
igual
para
el
otro
correntimetro.
A
primera
vista
observamos
que
las
velocidades
absolutas
son
mayores
que
las
registradas
en
el
afio
anterior,
10
cual
no
nos
debe
extrañar
ya
que
estamos
a
una
prorunqidad
menor
que
entonces
y
puede
ocurrir
que
estemos
registrando
las
corrientes
de
viento
!:iuperpusbtas
a
las
típicas
de
marea.
La
velocidad
media
durante
este
periodo
de
muestreo
es
de
10'12
cm/s
siendo
6'90
la
desviación,
los
citados.
valores
sensiblemente-
superiores
a
196
Las
velocidades
mayores
se
registran
entre
el
9 y
el
12
de
Julio,
exactamente
el
dia
12
con
una
velocidad
de
casi
0'8
nudos
(38'92
cm/s),
mientras
que
l~
minima
registrada
corresponde
al
umbral.
Esto
es
lógico,
puesto
que
ese
día
es
el
de
mayor
carrera
de
marea
del
mes
(0'94)
y muy
próximo
a
la
máxima
del
año
(1
,
09)
en
Septiembre.
Respecto
al
mínimo
corresponde
a
las
estoas
que
cuando
son
de
altas
carreras
de
marea
suelen
presentar
los
minimos
de
los
mínimos
ya
que
quedan
mucho
mejor
definidas
en
el
tiempo.
Por
otra
parte
en
la
figura
5.2-20
se
observa
que
a
partir
del
dia
12
hasta
e
.!..
1_
9,
es
decir
en
régimen
de
marea
descendente,
la.
intensidad
de
corrientes
va
disminuyendo
~)a'-lla+:j:h!:!~ellte.:"'Í2.entras
q-ue
ocurre
lo
contrario
en
el
l}f?r~od()
i~1;nHci.jdtamente
ilr.terior
(fig.
3.2-19)
entre
los
d:i_d.S
iJ.
Y
1.2
de
Julio.
dOllde
el
régimen
de
mareas
de
tipo
ascendente
queda
reflejado
en
las
corrientes.
Este
hecho
nos
vuelve
a
confirmar
la
gran
influencia
que
tiene
la
marea
en
la
resultante
general
de
la
circulación
en
nuestra
zona
de
estudio.
Para
la
dirección
de
la
corriente
(figs
..
5.2-22
Y
5.2-23)
representada
en
las
mismas
un
comportamiento
similar
al
5.2-21,
fechas,
del
año
observamos
anterior,
lo
que
parece
indicar
que
a
esta
profundidad
las
corrientes
rotatorias
siguen
siendo
importantes.
197
Si
atendemos
a
10
que
ocurre
en
un
periodo
de
doce
horas,
en
general
tenemos
durante
las
seis
primeras,
corrientes
hacia
el
NE
aproximadamente
y
posteriormente,
en
las
seis
siguientes
se
produce
un
cambio
brusco,
que
puede
ser
en
sectores
comprendidos
entre
el
SW
y
el
~w
con
muchas
fluctuaciones
reg"i
strarse
algún
dato
y
que,
incluso
en
direcciones
del
llega
a
:\E.
Esto
vuelve
a
inclinarnos
a
pensar
que
existe
una
corriente
permanente
en
dirección
N,NE
cuyo
efecto
se
superpone
a
la
de
marea.
Esta
corriente
deforma
las
elipses
puras
de
marea,
y
esta
deformación
provoca
una
distorsión
en
la
saliente.
Las
direcciones
de
sectores
~NE,
:\E
Y
ENE
correspondientes
a
la
propagación
de
la
onda
de
marea
en
entrante,
y
ld~
cUIT.ieIlLe~
dirigida.s
ha.cia
sectores
cercanos
al
W
que
corresponderían
a
la
marea
vaciante,
mucho
me~os
definida
que
la
llenante.
El
vector
de
la
corriente,
lo
representamos
para
períodos
de
siete
días.
El
primero
(fig.
5.2-24)
correponde
a
los
días
comprendidos
entre
el
24
y
el
30
de
Junio.
Los
siete
primeros
días
de
Julio
aparecen
en
la
figura
5.2-25
donde
se
aprecia
claramente
la
descompensación
entre
la
entrante
y
vaciante
anteriormente
vista.
En
la
gráfica
siguiente
(fig.
5.2-
26)
,
lenemos
el
periodo
entre
el
8 y
el
14
de
Julio,
y
198
finalmente.
los
siete
últimos
días
en
la
figura
(5.2-
27)
.
Observamos
en
estas
gráficas
con
mucho
mejor
detalle
10
recien
comentado.
En
1
as
sei
s
horas
correspondientes
a
la
fase
de
entrante
de
la
marea,
se
tiene
siempre
unas
intensidades
mayores
que
en
las
seis
horas
posteriores
o
anteriores
(caracterizadas
por
corrientes
débiles).
En
cuanto
a
la
dirección,
en
estos
seis
horas
es
en
los
sectores
enunciados
y
en
las
seis
siguientes
(correspondientes
a
la
saliente)
es
mucho
más
va.riable.
En
las
dos
ricas
siguientes
tenemos
los
~listogramas
de
velocidad
v
dirección
(figs.
5.2-28
Y
5.2-29.
respectivamente).
Para
el
primero,
la
anchura
de
intervalo
es
de
3
cm/s,
de
forma
análoga
a
los
otros
histogramas
de
intensidad
de
los
correntimetros.
Aunque
con
menor
frecuencia
que
en
los
datos
de
la
cinta
C140586
para
el
mes
que
tratamos.
seguimos
manteniendo
unos
intervalos
de
velocidades
bajas
(3-6
cm/s)
como
único
pico
de
la
distribución
de
velocidades
que
resulta
en
el
período.
En
cambio
velocidades
la
cola
derecha
de
esa
distribución
alcanza
superiores,
estando
por
tanto
más
amortiguada.
Al
igual
que
en
aquel
histograma.
en
ambos
la
velocidad
media
es
mayor
que
la
moda
por
10
que
resultan
tener
un
sesgo
positivo.
Si
consideramos
el
199
valor
central
del
intervalo
de
mayor
frecuencia
como
la
moda
y
según
el
coeficiente
de
sesgo
de
Peareon
definido
en
el
apartado
anterior
resulta
para
este
período
un
valor
de
0'81,
y
para
el
período
tratado
del
año
anterior
era
sensiblemente
inferior
(0'43).
En
el
histograma
de
direcciones
(fig.
5.2-29),
tenemos
representado
gráficamente
los
resultados
anteriormente
indicados.
La
dirección
reinante
es
en
este
caso
la
NE
y
la
segund.a
principal
la
NNE,
con
muy
poca
diferencia
una
de
otra
en
cuanto
a
sus
porcentajes.
~as
direcciones
consideradas
en
la
propagación
de
la
onda
de
marea
como
salientes
(SW
y
cercanas),
no
son
tan
~recuentes
como
las
de
entrante,
como
habíamos
indicado
ya.
En
particular
para
esta
serie
temporal
de
corrientes
el
purcentClje
de
ddtu~
en
eulré1ule
74'30%
mientras
que
para
la
vaciante
es
25'70%.
En
una
carrera
de
marea,
hemos
calculado
el
número
de
horas
por
término
medio
que
tendremos
resultando
para
la
entrante
8'92
horas
y
para
la
vaciante
3'08.
La
rosa
de
corrientes
(fig.
5.2-30)
nos
da
cuenta
de
manera
conjunta
de
la
intensidad
y
dirección
del
vector
velocidad
de
la
corriente.
La
dirección
asociada
a
la
corriente
dominante
es
la
NE,
que
coincide
para
este
caso
con
la
reinante
según
deciamos.
Finalmente,
el
diagrama
polar
representado
para
la
200
serie
temporal
de
este
correntímetro
es
el
que
tenemos
en
la
figura
5.2-31.
cuadrados
tiene
un
La
recta
ajustada
por
mínimos
ángulo
de
inclinación
de
prácticamente
38°,
en
sentido
antihorario
y
medido
respecto
de
la
dirección
E.
que
nos
indica
que
la
dirección
principal
está
en
el
sector
~E.
Al
igual
que
representamos
para
la
serie
de
datos
del
correntímetro
del
año
anterior
tenemos
en
las
gráficas
siguientes
(figs.
5.2-32
Y
5.2-33)
las
series
LeJJlpUI'dle~
ue
Ido
CUIIIl)UIlenleo:
~-S
y
E-W
n::bJ:Jeclivdlllenle.
También
tenemos
en
las
figuras
5.2-34
y
5.2-35,
las
representaciones
de
t.rd.nsversal,
obtenidas
dirección
principal.
las
series
longitudinal
a
partir
del
ángulo
de
y
la
El
otro
correntimetro
instalado
en
esa
misma
época
y
con
la
misma
cadencia
de
muestreo,
a
la
profundidad
de
40
m
(C230687-40
m)
es
el
que
tratamos
a
continuación.
Las
series
temporales
de
velocidad
y
dirección
las
hemos
repre~entado
en
los
tres
períodos
que
indicamos
en
el
tratamiento
de
la
serie
de
registros
de
corrientes
de
20
m y
con
las
mismas
escalas.
Las
primeras
(figs.
5.2-36,
5.2-37
Y
5.2-38)
indican
un
comportamiento
muy
parecido
representadas
para
la
profundidad
de
20
201
a
m.
las
Las
velocidades
máximas
de
la
serie
para
los
días
comprendidos
entre
el
9 y
el
12
de
Julio,
en
este
caso
el
día
9
(33'30
cm/s)
y
la
mínima
que
corresponde
al
valor
umbral
que
se
registra
con
el
aparato.
La
velocidad
media
del
período
total
de
grabación
es
de
10'53
cmjs
y
la
desviación
6'56.
Vemos
que
este
valor
medio
del
conjunto
de
datos
registrados
es
ligeramente
mayor
que
el
correspondiente
a
los
20
m.
Esto
aunque
en
un
prinicipio
puede
parecer
extrafio,
in
t
ent
a
l~effiOS
explicarlo
en
función
del
modelo
de
corrientes
que
proponemos
en
el
capitulo
siguiente.
series
temporales
de
la
dirección
para
los
t
:r:-
p s ;
,lt
e r v
él.
los
re
p r e s
en
t a
el
o s
(f
i g s .
5.2-39,
5.2-40
Y
'S.2-.é¡.1)
¡:os
muestran
en
una
primera
observación
visual
lo
mismo
que
las
series
del
correntímetro
fondeado
a
20
m,
es
decir
que
las
corrientes
a
esta
profundidad
se
deben
principalmente
a
las
mareas.
Aunque
en
este
periodo
de
1987
no
tenemos
datos
del
mareógrafo
en
Taliarte,
si
podemos
decir
que
según
sabernos
(3.5)
1 a
propagación
de
1 a
onda
de.
marea
es
desde
el
Sur
hdCid
el
NurtC'
y
cuauuu
llega
él
contornear
las
Islas
se
produce
una
pequefia
desviación
horaria
que
hace
que
la
propagación
sea
hacia
el
NNE· ó
NE
en
los
contornos
de
las
Islas.
202
Así
pues
observando
detenidamente
10
que
ocurre
en
periodos
de
doce
horas,
vemos
que
durante
seis
horas
las
direcciones
de
la
corriente
coinciden
prácticamente
en
su
totalidad
con
la
de
propagación
de
la
onda
y
en
las
seis
horas
siguientes
aunque
sigue
sin
estar
bien
definida
la
dirección
asociada
a
la
marea
saliente,
se
pre5enton
direcciones
cercanos.
Las
cuatro
representaciones
gráficas
de
la
serie
vectorial
de
la
corriente
(figs.
5.2-42,
...
,5.2-45)
dan
Und
v 1 s 1
ÚU
U1ULho
m6~
e 1
ara
de
: o
comentado.
El
histograma
de
intensidad
de
la
tig-ura
5.2-46
nOH
muestra
una
distribución
de
velocidades
con
dos
¡nodos.
en
:
os
intervdlüs
de
6-9
clll/~
y
12-15
CJlli~,
a.l.!rlclue
e!
segundo
no
parece
estar
muy
definido.
En
función
de
esta
represe~tación
parece
lógico
el
que
la
velocidad
media
sea
superior
en
el
correntimetro
de
40
m
puesto
que
observamos
que
las
frecuencias
de
los
intervalos
con
intensidad
menor
son
inferiores
que
las
registradas
en
el
otro
correntimetro.
En
cambio
el
histograma
de
direcciones
(fig.
5.2-
47)
se
parece
bastante
en
cuanto
a
las
direcciones
asociadas
a
la
propagación
de
la
onda
de
marea,
en
su
fase
de
entrante,
y
para
1 a
sa
1
iente.
hayal
gunas
variaciones
en
cuanto
a
que
el
sector
con
mayor
frecuencia
de
éstos
es
ahora
el
WSW
seguido
del
W.
Los
203
resultados
de
porcentajes
de
entrante
y
saliente
no
difieren
prácticamente
de
los
del
correntimetro
fondeado
a
20
metros,
resultando
73'30%
y
26'70%
respectivamente.
En
cuanto
al
número
de
horas
para
una
carrera
de
marea,
se
tiene
como
término
medi'o
para
la
llenante
8'80
horas
y
para
la
vaciante
3'20.
La
rosa
de
corrientes
representada
en
la
figura
~.2-4R
nos
indicR
que
el
sector
NE
es
donde
se
presenta
la
corriente
~einante
y
la
dominante
en
dirección
NNE.
El
diagrama
polar
de
las
componentes
(u,v)
de
la
( f j e.
rnllp.<;trAD
¡ n
r.onr:p.ntrflr.i
ón
de
valores
en
el
primer
cuadrante.
La
recta
de
ajuste,
de
dcue~do
con
el
método
de
mínimos
cuadrados
nos
indica
(;n8
!d
dirección
principal
de
esta
serie
temporal
es
ENE.
Por
último
representamos
en
las
figuras
comprendidas
entre
la
5.2-30
y
5.2-53
las
series
de
componentes
en
las
direcciones
N-S,
E-W,
longitudinal
y
transversal
para
el
periodo
que
estamos
tratando.
La
descripción
completa
de
los
perfiles
de
velocidad
obtenidos
con
el
correntimetro
manual
en
las
diferentes
campañas
realizadas,
no
la
haremos
aquí.
En
el
capitulo
sigui~nte
nos
apoyaremos
en
estos
resultados
para
obtener
nuestro
modelo
de
circulación
y
será
entonces
cuando
los
comentemos.
204
5.3.-
Niveles.
L05
únicos
datos
que
disponemos
del
mareógrafo
instalado
en
lo
zono
de
estudio
corresponden
al
afio
1986,
duran~e
el
periodo
comprendido
entre
el
14
de
Mayo
y
el
3
de
Julio.
Posteriormente
se
instaló
en
el
propio
Puerto
de
Taliarte
mecánico
propiedad
junto
a
un
mareógrafo
de
del
Institut
fUr
Meereskunde
de
tipo
la
Universidad
de
Kiel
y
cedido
al
Centro
de
Tecnologia
Pesquera,
para
poder
correlacionar
nuestros
datos
con
los
obtenidos
durante
varios
anos
por
este
organismo.
De
esa
forma
nos
seré
posible
obtener
las
componentes
de
largo
periodo,
as~
como
las
variaciones
del
nivel
medio.
La
instalación
del
aparato
se
hizo
en
una
zona
de
profundidad
entre
los
55
y
60
m,
y a
unos
30
metros
de
distancia
período.
del
correntímetro
fondeado
en
el
mismo
La
velocidad
de
grabación
de
los
datos
de
presión
y
temperatura
del
mareógrafo
fue
de
15
minutos,
teniendose
en
ese
tiempo
un
total
de
4785
datos.
Como
para
obtener
los
datos
que
nos
permitirán
representar
la
curva
de
marea
necesitamos
los
valores
de
la
presión
atmosférica
en
esos
mismos
instantes,
hemos
recurrido
a
la
primera
cinta
de
la
estación
meteorológica
(E130586)
,
que
según
habíamos
dicho
no
tratamos
por
registrar
205
V1Anto,
mientras
que
la
presión
y
temperatura
si
eran
correctas.
Por
tanto
como
estos
últimos
están
grabados
cada
30
minutos,
consideramos
105
registros
del
mereógrafo
para
ese
mismo
periodo.
Con
lo
cual.
el
número
de
datos
que
tratamos
es
de
2392.
La
representación
gráfica
de
la
curva
de
presión
del
mareógrafo
es
la
que
presentarnos
en
la
figura
5.3-1,
para
el
periodo
completo
de
grabación,
representando
en
metros,
frente
a
tiempo.
Observarnos
que
la
grabación
de
la
einta
~140586
fue
muy
buena,
teniendose
~niCdmente
unos
pocos
puntos
en
que
los
registros
fueron
errcir:eos.
Para
realizar
el
tratamiento
de
la
marea,hemos
seguido
el
procedimiento
espectral,
el
cual
consiste
en
que
a
partir
de
un
registro
de
longitud
dada,
se
obtiene
la
serie
de
sobreelevación
?l~)
de
un
punto
cada
hora.
Cuando
se
aplica
la
Transformada
Répida
de
Fourier,
se
obtiene
el
autoespectro,
el
cual
nos
proporciona
las
frecuencias
donde
se
concentra
la
energía.
El
gran
inconveniente
de
este
método,
es
la
frecuencia
máxima,
frecuencia
de
Nyquist,
que
según
habíamos
visto
es;
206
N
12..
donde
~
es
el
numero
de
puntos
con
que
se
trabaja,
en
nuestro
caso
4096,
y~t
el
tiempo
de
muestreo:
una
hora
en
nuestro
tratamiento.
Por
consiguiente
la
precisión
es:
Ni2.
~o
cual
no
permite
separar
frecuencias
muy
cercanas.
El
listado
de
los
puntos
significativos
de
nuestro
Y'egistro
es
el
correspondiente
a
picos
energéticos
en
el
Anexo
de
Figuras.
Con
el
procedimiento
espectral
no
se
puede
obtener
ni
la
amplitud,
sólo
relaciones,
ni
la
fase
de
cada
componente
armónica.
Posteriormente
veremos
cómo
se
puede
solucionar
este
posible
inconveniente.
La
gran
ventaja
del
procedimiento
espectral
es
que
podemos
detectar
los
componentes
de
periodos
distintos
a
los
puramente
provocados
por
la
marea
astronómica.
207
Por
otra
e
mediante
análisis
cruzado:
vicnto-
marea,
corrientes-marea,
se
pueden
deducir
importantes
parámetros
de
estabilidad.
Para
soslayar
el
análisis
armónico
hemos
realizado
el
procedimiento
siguiente:
El
Anuario
del
Instituto
Hifrográfico
de
la
Marina
(S:),
proporciona
las
constantes
Armónicas
del
Puerto
de
1 a
Luz
y
Las
Palmas.
Estas
constantes
con
las
cOrrespondientes
frecuencias
en
grado/hora
o
periodo
en
horas
obtenidas
de
Lisitzin
(52)
son
las
que
aparecen
en
el
cuadro
al
final
de
este
capitulo.
Con
estos
datos
y
lo~
~rocedentes
del
Almanaque
Naútico
podemos
expresar
la
onda
de
marea
por:
donde
para
cada
componente:
uu~:
velocidad
angular.
V~-\-
\J..""
~
ángulo
astronómico
tata
l .
.
l-\~:
ampl
i
tud
componente.
~~
fase.
r -
factor
nodal.
r"",
..
En
función
de
esto
hemos
calculado
1.
(\:.)
(Método
del
Almirantazgo(53»
representado
en
la
figura
5.3-1
208
para
el
período
comprendido
entre
el
14
de
~ayo
y
el
3
de
Julio,
como
habíamos
indicado.
La
comparación
de
nuestros
datos
y
la
marea
prevista,
están
representados
en
ias
figuras
comprendidas
entre
la
5.3-2
y
la
5.3-7.
El
ajuste
de
los
datos
es
suficientemente
exacto
para
el
fin
que
se
persigue
en
esta
Memoria.
es
decir
obtener
la
velocidad
angular
de
las
corrientes
de
marea
v
sus
fases
las
cuales
deduci~emosa
partir
de
las
dos
componentes
armónicas
más
sigllificativas.
es
decir
las
~efiJidi\lrnf15
""2.
y
S'2,.'
Ir)
-=
~
4'2
+ ,."
c:.&.>
(:,c..o
o t _
:'59
0
\+
2~
c..e')
(~c..ót
-
20
0 )
e
~~i42)
l41.
v
por-
ccnsiguiente:
V"=-
t~
f\~(:,c;,OOt
+'f
\'+2~
~
cM
(~~~\:.
+~
\
~'2..\41~)
\:.
2)
donde
1\
,B,
~-\
Y
~2.
son
incógnitas
a
determinar
experimentalmente.
Por
otra
parte,
la
relación
entre
105
listados
de
picos
energéticos
de
marea
y
corrientes
nos
permite
evaluar
las
componentes
más
significativas
de
origen
astronómico
y
no
astronómico.
En
definitiva
podemos
concluir
que
con
el
periodo
209
de
marea
registrado
nos
valida
la
utilización
de
la
previsión
de
marea
a
partir
de
las
constantes
armónicas
~ada5
por
el
Instituto
Hidrogr6fico
de
la
Marina.
CONSTANTES
ARMONICAS
PUERTO
DE
LA
LUZ
Y
LAS
PALMAS
(so
=
1'42)
?:·:C:le!1C!a
?~r:odo
J!!1lS
F~¿C31
hora:
joras
~;
l3.9~·~~
:2,42D6
~
1
:·0.
GJ~O
l2,OOOC
!"
~
~5r04:~
23'S3l!.~
'."
21.1;34
" . ,
'j
'<~5S9
14.0659
92,
.-
~~.::iD
t l ,
~
J.j 9
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..
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J
~2.905~
[1
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:1'9672
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11.9662
:2.
5711~
"
3~
01
13.3987
!
26.56B3
,
.~.
-,
...
.:.~
I
M~
~3
57.
%B2
6'2103
, .
!
~,
H.5285
12.1916
lO
l'
.¡
29.9589
12.0165
!
1 9
1
A
continuación
analizaremos
los
resultados
obtenidos
mediante
el
tratamiento
espectral
de
las
series
de
niveles
y
corrientes.
210
marea
y
de
corrientes
originadas
por
las
mareas
fue
el
que
tratamos
a
continuación.
a)
Series
de
trabajo.
Las
series
con
las
que
hemos
trabajado
las
denominaremos:
GC
09
i
t5
v
01
(:'íareógrafo)
GC
8142
y
01
(correntimetro.
Taliarte-40,
1Q)
GC
8142
v
02
(correntímetro.
Taliarte-40.
2Q)
GC
8322
v
01
(correntímetro.
To.lio.rte-20)
La
priemra
serie
corresponde
a
datos
escalares
de
;'11
t\J
ca
de
marea,
obtenida
en
metros
supuesto
g =
1'026
ccnstani:e
y
presión
él.tmosféricéI.
constante
e
igual
a
p~
::
1023
mBs.
Respecto
a
las
series
de
los
correntimetros
5010
hemos
trabajado
con
las
velocidades.
Hemos
obtenido
la
dirección
prioritaria
de
la
corriente
que
corresponde
(sobre
rosa
de
16
puntas)
al
~NE,
dirección
que
se
ha
tomado
como
eje
de
proyección
OX
(positivo),
correspondiendo
a
la
componentes
U.
La
dirección
ortonormal
cartesiana
üY
corr-esponde
a
la
dirección
WNW,
tomada
para
la
componente
V.
211
b)
Metodología
empleada.
Los
pasos
seguidos
con
las
series
anteriormente
descritas
han
sido:
1)
Pd~U
d
valores
físicos
de
los
datos
brutos
según
los
poi~llomios
de
calibración
dados
por
el
fabricante.
2)
E!iminación
de
los
datos
no
válidos
tanto
iniciales
como
finales.
3)
Proyección
de
las
velocidades
para
crear
las
series
U Y v.
4~
\0
se
ha
precisado
ningua
interpolación
de
,:atoc:.
.
5)
Suavizado
movi!
para
suavizado
de
las
series.
En
todos
los
casos
hemos
tomado
media
móvil
de
6
puntos,
con
lo
que
el
tamaño
de
la
serie
original
se
ha
rebajado
en
6
datos
(hemos
empleado
ventana
rectangular).
6)
Media
horaria
fija
en
todas
las
series.
El
ancho
de
1 a
ventana
depende
por
tanto
de
1
t1t
inicial.
Las
series
resultantes
tienen
por
tanto.
~t
= 1
hora.
7)
Las
series
resultantes
se
han
denominado:
212
ALT
945
(
Altura
de
marea
en
m.
)
U
814201
(Velocidad
long.
cinta
Tal.-40,
lQ)
V
81'"-201
(Velocidad
transv.
cinta
Tal.-40,
lQ)
U
814202
(Velocidad
long.
cinta
Tal.-40,
2Q)
V
814202
(Velocidad
trans\!o
cinta
Tal.-40,
2Q)
lj
852201
(Velocidad
long.
cinta
Ta1.-20,
lQ)
V
852201
(Velocidad
trans\.'.
cinta
tal.-20,
lQ)
8)
Hemos
trabajado
con
toda
la
serie
completa
por
lo
cual
se
han
utilizado
como
mínimo
2048
puntos
(caso
del
correntimetro
GC
8142Y01)
con
una-minima
prolongación
con
ceros.
En
los
demás
caso'?
hemos
trabajado
con
4096
puntos
e)
Tra~:dmj
ente
espectra
l.
Se
han
controlad¿
los
espectros
(auto
y
cross-
espectros)
a
tenor
de:
:tareas:
autoespectro
S1"l
Corrientes:
autoespectros
crossespectros
(rotat.
antihoraria),
~~v
(rot.
horaria),
Coeficiente
rotatatorio
(
~\A."
)¡
dirección
eje
mayor
elipse;
estabi
1
idad
de
dicho
ej
~-
(
E~v
).
213
Espectros
cruzados
corrientes-mareas:
crossespectr05
(.
Sv..(t
SV1
);
coherencia
(Ó~'2
'3:
1 );
espacio
de
fases
(
<p.
,tfo,,)
¡y
\A..'1
?
función
de
transferencia
o
respuesta
En
todos
los
casos
la
frecuencia
de
Nyquist
es
de
0'5
e/horas.
Los
espec~ros
han
sido
realizados
con
3U
grados
de
libertad
(ventana
rectangular
móvil
de
15
puntos).
Previamente
al
cálculo
espectral
se
ha
eliminado
tras
lo
cual
se
ha
aplicado
un
suavizado
de
flancos
con
la
ventana
de
Bingham,
a
cada
1/10
parte
extrema
(inicial
y
final),
para
eliminar
el
efecto
de
la
propia
ventana
de
N =
2048
puntos
correspondiente
a
la
serie
real.
Para
comprobar
la
posición
general
de
las
bandas
se
ha
obtenido
el
espectro
de
mareas
~?~
con
10
grados
de
libertad
y
dibujando
todo
el
espectro,
mientras
que
en
los
demás
casos
se
ha
empleado
un
número
de
grados
de
libertad
igual
a
30.
con
dibujo
de
la
parte
centra
1
exc
1
us
i
vamente
(zona
-
0'.\'2.5
f
~
..(
O'
~'2.S
",.;1).
d)
Interpretación
de
los
espectros.
214
F
::
loty
d.i)
Alltoespectros.
a)
S'?~
Fig.
F i
g.
De
este
caso
se
tienen
dos
salidas.
1:
S~"2
con
número
dé
grados
de
1
ibertad
igual
a
10.
Dibujo
de
-0'5
<.
~
(,0'5.
2 :
S'?~
con
número
de
grados
de
1 i
hertad
igua
1 a
30.
Di
"DUjO
de
-0"4.'2.5.(
~..(
O'
~'l5
..
Como
es
lógico
la
primera
es
una
expansióri
de
la
segunda
con
menor
suavizado.
Se
aprecian
los
picos
siguientes
en
orden
de
i
rnport
anc
í
a:
-
de
T
~
2
meses
a 1
mes
-
de
T
entre
55
y
50
horass
que
desaparecen
al
suavizar
fuertemente
-
de
T
entre
60
y
40
horas
tras
fuerte
suavizado
de
T
~
30
horas
que
se
atenua
al
suavizar
fuertemente
-
de
T
~
12
horas
Se
concluye
con:
Hay
fuertes
efectos
de
corto
término
de
periodicit.lad
muy
olla.
(:=¡utJt:!riUL"
tt
1
~t::HIltt!ltt).
215
Hay
un
pico
muy
abrupto
a
los
50-55
horas
que
se
"esparce!!
al
suavizar
a
60-40
horas.
-
No
se
aprecia
claramente
el
pico
diurno.
-
Hay
algún
tipo
de
onda
de
período
aproximado
sobre
las
16 a
18
horas.
Muy
claro
efecto
semidiurno
pero
con
energía
2
órdenes
inferiores
al
pico
máximo
(semanal-
binlensual)
.
Este
pico
crece
al
disminuir
el
suavizado
al
ser
muy
estrecho.
Espectros
corrientes.
Autoespectros
de
corrientes
de
serie
proyectada
sobr'e
la
dirección
longitudinal
transversal.
(dirección
N.NE)
y
Los
picos
o
bandas
fundamentales
son:
Banda
de
8~
a
60
horas.
Esta
banda
de
gran
energía
se
encuentra
en
las
dos
componentes
y
profundidades.
corresponde
a
fenómenos
comprendidos
entre
dos
dias
y
medio
y
tres
días
y
medio
de
duración.
Se
pueden
hacer
dos
hipótesis
de
su
origen.
Debido
a
una
fuerte
perturbación
meteorológica
de
esa
duración;
podría
ser
originada
por
el
viento
cuyo
espectro
puede
tener
en
ese
rango
un
fuerte
pico
de
energía,
observese
que
el
216
correntimetro
fondeado
a
cuarenta
metros
aún
teniendo
la
misma
banda
es
más
atenuada
en
energía,
así
mismo
en
la
componente
transversal
se
observa
con
las
mismas
características.
La
segunda
posibilidad
o
hipótesis
es,
como
veremos
posteriormente.
una
onda
atrapada
longitudinal.
Randa
de
42
a
32
horas.
Esta
banda
de
menor
energ:a
que
la
anterior
se
encuentra,
en
forma
muy
definida
en
los
componentes
longitudinales
, y
más
atenuada
en
la
componente
transversal.
Observerse
que
esta
banda
puede
ser
originada
como
banda
subarmónica
de
1 d
<~'l\erior.
v
por
consiguiente
del
mismo
probable
Bdnd~
de
ll'9
a
13
horas.
Esta
banda
muy
definida
en
ambas
comp0nentes,
corresponde
a
las
principales
componentes
semidiurnas
de
la
marea,
K2'
su
energía
está
algo
atenuada
en
la
componente
transversal
rspecto
a
la
longitudinal,
10
cual
es
lógico
por
los
ejes
alejados
para
proyectar
las
series.
Banda
de
23
a
26
horas.
hablar
de
picos
ya
que
Mejor
que
banda
podriamos
solo
es
banda
en
la
correspondiente
a
cuarenta
metros
de
profundidad.
Es
la
correspondiente
a
los
principales
componentes
diurnos
de
1 a
marea
1
as
K 1 ;
Pi;
0 1 •
217
Banda
de
17
a
20
horas.
Esta
banda
está
más
definida
en
la
cota
de
cuarenta
metros
que
en
la
de
20
metros
y
más
acusada
en
la
componente
transversal
que
en
la
longitudinal.
Su
origen
puede
ser
el
de
una
onda
transversal
atrapada
entre
las
islas.
Banda
de
15
a
16
horas.
Corno
la
anterior
está
más
definida
en
la
cota
de
cuarenta
metros
y
más
acusada
en
la
componente
transversal
que
en
la
longitudinal.
Puede
ser
aproximadamente
un
subarmónico
de
la
banda
treinta
y
dós
a
cuarenta
y
dos
que
se
refuerza
en
la
componente
transversa!
si
en
esta
existe
una
onda
atrapada
en
esta
dirección
como
vimos
en
la
banda
de
diez
y
siete
a
vei~te
horas.
Espectros
Rotatorios
Horarios
y
Antihorarios
y
Est~bilidad.
Banda
de
84
a
60
horas.
Este
banda
es
de
claro
sentido
antihorario
en
ambas
profundidades.
Con
alta
estabilidad.
Banda
de
42
a
32
horas.
Se
puede
considerar
que
para
ambas
profundidades
tiene
un
claro
sentido
horario.
Estabilidad
inferior
a
la
banda
semidiurna.
Banda
de
11'9
a
13
horas.
Para
ambas-profundidades
es
de
claro
sentido
antihorario,
Son
las
componentes
semidiurnas
de
la
marea.
Con
alta
estabilidad,
218
prácticamente
igual
que
la
banda
de
inferior
frecuencia.
Banda
de
23 a
26
horas.
Para
ambas
profundidades
es
sentido
horario
muy
definido
pero
no
muy
alta
estabilidad.
Banda
de
17
a
20
horas.
Para
la
profundidad
de
veinte
metros
es
de
sentido
horario
y a
la
profundidad
de
cuarenta
metros
el
mismo
sentido
pero
con
menor
definición.
Con
baja
estabilidad.
Banda
de
15
a
16
horas.
Como
en
la
anterior
para
a.mbas
pr'ofemdidades
es
de
sent
ido
hora.rio
aunque
mucho
~Ilenos
de
fin
ido
en
1 d
pro
tunel
i
dad
de
cuarenta
metros.
La
estabilidad
es
más
acusada
a
la
profundidad
de
veinte
met"!:'os
que
i:'l
la
de
cuarenta,
E~pectros
cruzados
marea/corriente.
La
coherencia
y
la
amplitud
de
la
función
de
respuesta
entre
la
marea
y
las
componentes
longitudinal
y
transversal
de
las
corrientes
es
alta
para
semidiurna
y
prácticamente
independiente
la
banda
de
la
profundidad.
y
ambas
son
superiores
para
la
componente
longitudinal
que
para
la
transversal
correspondientes.
Para
la
banda
84
a
60
horas
presenta
una
alta
función
de
respuesta
y
baja
coherencia
y
prácticamente
análogas
en
ambas
profundidades.
219
La
banda
de
42
a
32
horas
sigue
las
mismas
pautas
a~nque
menos
definidas
que
la
anterior.
Banda
de
17
a
20
horas.
Su
coherencia
es
pequeña
lIldicándo
que
se
puede
relajar
con
cierta
facilidad
y
con
una
función
de
respuesta
significativa
lo
cual
nos
confirma
que
esta
banda
se
puede
excitar
con
relativa
facilidad.
220
CAPITULO
6:
~ODELO
DE
CIRCULACION.
6.1.-
Introducción.
Cuando
se
pretende
estudiar
la
circulación
en
una
determinada
zona,
cuyas
propiedades
hidrodiná.micas
significativas
se
desconocen.
es
preciso
disponer
de
medidas,
para
deducir
a
través
de
eilas
cuáles
son
las
~oli(;itél.ntes.
Este
proceso
es
el
que,
de
manera
simbólica,
denominaremos
como
de
e\"aluación
del
"pulso
climático"
de
la
zona.
El
"pulse
climático"
de
las
islas
suele
ser
complejo.
por
las
fuertes
condiciones
de
contorno
que
éstas
imponen.
en
el
tratamiento
de
la
circulación
en
la
Efectivamente.
una
isla
es
un
obstáculo
que
se
:::l~f;;rDO!le
a
un
fluia
preestablecido,
por
consiguiente
modifica
drásticamente
el
flujo.
originundo
en
su
contorno
fenómenos
no
estacionarios
de
dificil
determinación.
que
se
suelen
superponer
a
la
circu~ación
que
se
quiere
determinar.
En
nuestro
trabajo,
referido
a
la
costa
Este
de
Gran
Canaria,
hemos
pretendido
determinar
las
fuerzas
solicitantes
principales,
su
evaluación
y
contraste
entre
ellas.
A
partir
de
10
cual
seleccionar
las
fundamentales
deducir.
posterior
podremos
como
consecuencia,
la
circulación
prioritaria
resultante.
~uestro
primer
objetivo,
para
la
determinación
de
221
las
causas
que
originan
la
circulación
en
la
zona,
son,
como
ya
hemos
indicado,
el
viento
y
las
fuerzas
de
marea
como
agentes
creadores.
y
la
posible
estratificación
de
las
aguas.
Una
vez
resuelto
ésto.
se
podrán
interpretar
los
posibles
movimientos
resultantes.
El
efecto
del
viento
sobre
la
capa
superficial
produce
movimientos
que
están
perturbados
por
la
propagación
de
la
onda
de
marea.
que
indudablemente
es
muy
significativa
al
acceder
a
profundidades
reducidas,
es
decir
en
la
franja
costera.
Se
originan
así
dos
regímenes
principales
de
corrientes
interactuantes.
cuya
~'esul
tdnte
está
a
su
vez
perturbada
por
efectos
o~iginados
por
ambas
causas
principales.
efectos
que
en
principio
podemos
considerar
secundarios.
Es
decir,
el
v 1 e
.\;
L
(J
o r 1 g
111
d.
r
dIlO
s 6
~
o u a m o v i m i e TI t o e TI
la.
capa
supcr-ficial,
sino
que
por
el
transporte
de
.Ekman
producir~
un
apilamiento
de
agua
en
la
costa
derecha
a
trayectoria,
originando
posteriormente
unas
corrientes
de
pendiente
o
retorno,
en
dirección
hacia
el
mar.
El
efecto
inverso
se
produce
sobre
la
costa
izquierda
a
la
dirección
preferente
del
movimiento
La
intensidad
de
estas
corrientes
de
pendiente
son
función
de
la
persistencia
del
viento
y
de
la
longitud
y
configuración
geométrica
de
la
costa.
Por
otra
parte,
222
independientemente,
de
la
persistencia
deL
viento.
se
originan
corrientes
inerciales
cuyo
periodo
de
giro,
en
nuestra
latitud,
es
aproximadamente
de
25'5
horas.
es
decir
un
valor
muy
próximo
a
las
componentes
diurnas
de
In
mflr~a
y.
por
~onsiguiente.
rle
rlifi~il
determinación.
Por
ultimo,
la
propia
variabilidad
del
viento
puede
originar
corrten"tes
pulsatiles.
cuyo
periodo
es
aproximadamente
igual
al
de
variación
del
viento.
En
función
de
este
úitimo
criterio,
el
efecto
brisa
del
viento
con
su
persis"tencia
y
periodicidad
es
fundamenta
~
.
En
cuanto
a
la
propagación
de
la
onda
de
marea,
causa
de
las
corrientes
rotatorias,
está
muy
condicionada
por
el
propio
contorno.
La
distorsión
de
cada
componente
es
un
problema
que
en
la
actualidad
no
es
bien
conocido.
Por
otra
parte,
al
abordar
la
onda
de
marea
la
plataforma
de
la
Isla
(Gran
Canaria),
se
produce
un
retraso
en
el
frente
de
onda
afectado,
originando
por
consiguiente
una
rotación
que
en
nuestro
caso
(propagación
S-N)
seria
en
sentido
antihorario.
Superpuesta
a
esta
rotación
está
la
originada
por
la
fuerza
de
Coriolis,
que
producirá
una
desviación
hacia
el
Este
y
por
consiguiente
una
rotación
en
sentido
horario.
La
resultante
de
ambas
rotaciones
producirá
una
223
circulación
horaria
o
bien
antihoraria,
en
torno
a
la
Isla.
Por
último,
pero
no
menos
importante,
el
efecto
de
encauzamiento
entre
Gran
Canaria
y
Fuerteventura
puede
originar
unas
ondas
largas
atrapadas.
con
sus
consiguientes
corrientes
asociadas
siendo
estas
ondas
de
mayor
periodo
que
las
inerciales.
El
conjunto
de
esta
circulación,
que
hemos
resumido
en
los
pérrafos
anteriores,
es
lo
que
pretendemos
cuantificar
y
posteriormente
modelizar,
no
como
modelo
matemético
sino
en
su
aspecto
físico,
que
es
importante
y
prioritario,
para
tener
la
base
de
particiél
en
el
posterior
tratamiento
matemático,
que
por
el
momento
no
se
puede
abordar
y
no.
es
objeto
del
presente
trabajo.
:::ff~ct
i
vamente,
sólo
un
correcto
conocimiento
del
modelo
físico
nos
pURdR
connllcír
A
un
mociRJo
mAtRmático
con
una
o
varias
capas,
su
posible
elección
sólo
esté
condicionada
por
el
modelo
físico
resultante.
6.2.-
Corrientes
producidas
por
el
viento.
Como
hemos
visto,
el
viento
es
la
causa
del
movimiento
en
la
capa
superficial
del
mar.
Desde
las
primeras
publicaciones
de
Ekman
se
admi
te-;
aunque
con
ciertas
reservas,
que
el
perfil
de
velocidad
es
de
tipo
no
plano;
la
proyección
del
perfil
sobre
un
plano
224
hOTizontol
es
1~
conocido
espiral
de
Ekman.
La
velocidad
en
superficie
forma
un
ángulo.
respecto
a
la
dirección
del
viento,
comprendido
entre
Estos
ángulos
están
referidos
al
:\orte
geo
ico,
con
el
mismo
criterio
para
la
dirección
del
viento
y
la
de
la
corriente.
El
ángulo
de
la
corr;ente
superficial
producida
por
el
viento
depende
de
las
condiciones
de
contorno
de
la
zona.
El
módulo
de
la
velocidad
en
las
inmediaciones
a
la
superficie
es
(2):
(6.1)
donde:
ll...*=
velocidad
de
fricción.
j. =
parámetro
de
Coriolis.
{)
=
profundidad
capa
Ekman.
Los
problemas
para
aplicar
la
expresión
anterior
derivan
de
la
dificultad
de
oalcular
experimentalmente
u.. y
D.
Este
parámetro,
como
sabemos,
es
función
del
coeficiente
de
viscosidad
turbulenta.
Esta
problemática
en
la
determinación
teórica
de
V o
(6.1)
condiciona,
desde
hace
afios
y
desde
un
~unto
de
vista
práctico,
a
225
intentar
relacionar
directamente
la
velocidad
superficial
de
la
corriente
con
la
del
viento.
Por
esta
dificultad,
se
intenta
el
ajuste
por
perfiles
planos
de
la
velocidad
de
la
corriente.
Baines,
(54)
propone
un
perfil
plano
para
casos
de
corrientes
en
canales;
posteriormente
Reid
(55)
lo
modifica
para
corrientes
en
profundidades
intermedias,
siendo
la
expresión
para
dicho
perfil:
::unoe:
u..
s =:
V(jJ.ocida.d
en
super:~cie.
~
-
profundidad
de
la
capa.
<"0
-
t'VY\..
::
parámetro
de
ajuste
del
perfi
l.
número
de
Reynolds.
(6.2)
función
del
El
poder
disponer
de
un
perfil
plano,
definido
por
la
corriente
superficiai.
presenta
enormes
ventajas
desde
el
punto
de
vista
de
la
elaboración
de
un
modelo,
yd
4ue
como
veremos
mds
adelante
es
racil
superponerle
al
perfil
de
las
corrientes
de
marea,
y
por
consiguiente
muy
cómodo
para
deducir
velocidades
medias~
De
las
medidas
de
corrientes
que
hemos
efectuado
226
con
el
correntimetro
manual,
representamos
el
perfil
de
velocidades
para
las
distintas
profundidades,
en
algunos
de
los
puntos
de
las
radiales
~'
longitudinales
en
que
hemos
trabajado
(figs.
6.2-1,
6.2-2).
Para
ellos
es
posible
ajustar
el
perfil
plano
eon
m -
~O'26.
En
la
figura
6.2-3
hemos
representado
los
distintos
perfiles
deducidos
por
algunos
investigadores
y
el
obtenido
en
el
presente
trabajo.
Creemos
que
a
la
dispersión
inherente
a
las
se
deben
afiadir
las
características
propias
del
empleado.
Efectivamente,
las
realizadds
con
los
correntimetros
portátiles
.s
, :
":~
~
e n
~)
r e s
en
t él r u n a b
aj
él
e s t él b
il
ida
den
di
re
c
ció
n •
por
lo
cual
hemos
admitido
la
hipótesis
de
realizar
la
media
escalRr,
cuando
las
direcciones
no
difieran
en
más
de
y
desechar
las
direcciones
no
.comprendidas
entre
estos
límites.
Por
último.
debemos
definir
lo
que
se
entiende
por
medid~
de
la
corriente
superficial.
A
partir
del
método
de
medida
euleriano
es
prácticamente
imposible
determinar
velocidades,
con
ciertas
garantías,
para
cotas
inferiores
a
metro
y
medio.
Por
el
método
lagrangiano,
por
otra
parte,
se
obtienen
siempre
velocidades
medias
con
una
dispersión
tanto
más
alta
cuando
menor
es
la
cota
de
medida.
Por
las
razones
expuestas,
hemos
admitido
la
velocidad
media
a
la
227
profundidad
z =
1'5
m.
como
representativa
de
la
velocidad
en
superficie.
Por
último!
hay
que
indicar
que
las
velocidades
que
se
deben
aplicar
para
obtener
el
perfil
de
ajuste
son
las
registradas
por
el
correntímetro
portát
i 1 ,
menos
las
velocidades
correspondientes
a
las
corrientes
de
marea
en
ese
instante.
registrada
por
el
correntírnetro
fondeado
a
cuarenta
metros
de
profundidad.
Con
este
procedimiento
hemos
pretendido
corregir
la
corriente
de
marea
superpuesta
a
la
del
viento
.
.
'\5
imi
smo,
de
las
medidas
de
corrientes
se
.deduce
quP
cuando
la
persistencia
del
viento
es
superior
a
las
seis
~loras.
muy
frecuente
es
nuestra
zona
de
estudio.
y
para
velocidades
del
viento
comprendidas
entre
8
m.s-
1 y
12
m.s-
1 •
la
rel
ación
\1
/\\11
o W
...
o
se
ima
al
4%.
Sabemos
que
desde
el
punto
de
vista
teórico
esta
aproximación
no
tiene
gran
consistencia,
pero
desde
el
punto
de
vista
práctico
es
imprescindible
para
disponer
de
una
estima
de
105
regímenes
de
corrientes,
a
partir
de
los
del
viento,
lo
cual
se
simplifica
al
máximo
ya
que
sólo
supone
realizar
un
cambio
de
escala
en
las
velocidades.
Asimismo.
esta
aproximación
es
muy
cómoda
para
deducir
las
corrientes
residuales
en
superficie,
como
posteriormente
comprobaremos.
228
De
las
medidas
realizadas
se
deducen,
para
nuestra
zona
de
estudio
las
siguientes
conclusiones:
~
La
velocidad
superficial
de
la
corriente
es
aproximadamente
el
4%
de
la
velocidad
del
viento.
Ambas
forman
un
ángulo
de
0 =
180°+20°.
~
La
profundidad
de
la
capa
de
Ekman
es
del
orden
de
los
treinta
metros.
*
El
perfil
de
velocidad
de
la
corriente
se
puede
admitir
plano.
es
de
z/zo=
0'6.
La
profundidad
relativa
de
la
inversión
En
función
de
lo
expuesto
anteriormente,
podemos
ob~ener,
para
la
zona
de
Taliarte,
las
estimas
de
los
regímenes
direccionales
de
corrientes
originadas
por
el
viento.
Por
las
razones
ya
expuestas
en
el
apartado
5.1
de
esta
Memoria
t
la
extrapolación
de
los
regimenes
de
Taliarte
a
Gando,
con
el
fin
de
tener
una
estima
más
consistente
en
función
del
mayor
n~mero
de
datos
de
medidas
en
la
última
zona,
sólo
es
posible
en
la
dirección
N
.por
lo
cual
el
régimen
de
corrientes
superficiales
queda
obligado
a
esta
dirección,
el
resto
de
las
direcciones
se
deberán
deducir
a
través
de
los
datos
obtenidos
en
Taliarte.
229
Otra
posibilidad,
eminentemente
práctica,
es
la
de
obtener
la
corriente
residual
en
un
intervalo
de
tiempo
producida
por
las
corrientes
de
viento,
las
cuales
superpuestas
a
las
residuales
originadas
por
la
marea,
nos
transporte
neto
tal
como
veremos
pos
ter
i
orr;]I~nt
e .
6.3.-
Corrientes
de
marea.
Como
hemos
visto
en
el
capitulo
2Q
la
forma
práctica
de
deducir
las
corrientes
de
marea
es
a
través
de
la
sobreelevdción
oris;inada
por
la
onda
de
marea.
Si
'(lt)()s
l<
nivel
del
mar
en
el
tiempo
t,
con
respecto
a
<..:ll
·:livel.
c'e
referencia
estableci.do.
se
puede
expresar
por:
(l\:.) ;:.0. 0
"*
~
Q.i.
~
(W
..
t.
-\-
\\)
\-
(6.3)
para
cada
componente
i
su
velocidad
es:
'\J(
-=
clVZi.
0<.+
ot
~t
donde
do..
es
un
constante
de
y d
el
desfase
de
la
onda
de
marea.
función
de·
la
O
son
frecuencS.a.
fric.ción
del
230
(6.4)
proporcionalidad
Tanto
o{
como
fondo
y
de
la
Bowden
(56)
y
posteriormente
Prandle
(42)
,
estudiaron
la
estructura
vertical
de
las
mareas,
en
función
de
las
elipses
que
describe
la
corriente
rotatoria.
La
definición
de
la
elipse
de
marea
en
función
de
la
profundidad
puede
darse
por:
Sus
ejes,
el
eje
mayor
f\
v
el
menor
~
y
por
tanto
su
excentricidad:
El
ángu
1 o
'f
formado
por
1 a
direcc
ión
de
1 a
corriente
maxima
y
el
eje
x.
A
La
fase
de
la
componente
estudiada.
Los
parámetros
que
definen
la
elipse.
así
como
su
estabilidad
en
el
tiempo.
se
pueden
estudiar
por
análisis
estadístico
o
por
análisis
espectral,
ambos
métodos
los
utilizaremos
y
compararemos
sus
resultados.
Indudablemente.
la
elip~e
puede
deformarse
por
varios
causas.
De
éstas
las
principales,
en
nuestra
opinión,
son:
el
efecto
de
fricción
por
fondo
y
la
superposición
de
otras
corrientes.
El
efecto
de
fricción
por
fondo
("efecto
fondo")
231
puede
ser
tan
acusado
que
es
capaz
de
provocar
una
degeneración
de
la
elipse
hasta
transformarla
en
"rectilínea
pulsátil".
Por
otra
parte,
el
"efecto
fondo"
suele
ser
más
acusado
en
bajamar,
10
cual
puede
provocar
un
giro
del
eje
principal.
El
efecto
de
superposición
de
otras
corrientes,
con
direcciones
preferenciales,
origina
una
amplia
corriente
de
distorsión
no
sólo
en
la
amplitud
de
la
marea,
sino
tambián
produce
un
desajuste
entre
la
entran~e
y
la
vaciante.
descompensando
el
tiempo
en
favor
de
la
dirección
preferencial.
Esto
puede
llegar
a
provocar
corrientes
pulsátiles
en
una
sola
dirección,
que
suelen
enmascarar
el
fenómeno
de
la
tipica
corriente
de
marea.
La
asimetría
de
las
corrientes
de
marea
origina
las
corrientes
residuales.
Estas
son
de
indudable
importancia
en
profundidades
reducidas,
puesto
que
son
las
responsables
del
movimiento
del
agua,
tanto
en
dirección
corno
en
amplitud,
que
se
origina
una
vez
eliminada
la
parte
armónica
de
la
corriente
de
marea.
Estudiemos
con
cierto
detenimiento
las
series
temporales
de
las
corrientes
registradas
a z =
40
ID Y
z =
20
m,
en
el
intervalo
del
5
al
19
de
Julio
de
1987.
Elegimos
este
intervalo
por
ser
el
de
mayor
carrera
de
marea,
durante
la
época
de
instalación
de
los
aparatos.
232
El
régimen
de
marea
ascendente
comienza
el
día
3,
aumentando
hasta
el
día
12
con
carrera
c =
0'94.
A
continuación,
comienza
el
régimen
descendente
hasta
el
did
19,
seg~n
5e
puede
observar
en
la
figura
(6.3-1).
Los
histogramas
de
direcciones
(figs.
6.3-2
y
6.3-
3)
correspondientes
a
las
series
de
datos
de
los
correntímetros
instalados
a
20
Y
40
metros
de
profundidad
presentan
dos
modas
correspondientes
a
lo
que
en
principio
podíamos
considerar
como
de
distintas
dist;-ibuciones,
y
desfasados
180°,
aproximadamente.
tstos
histogramas
pueden
ser
característicos
de
corrientes
de
marea,
de
corrientes
litorales
producidas
por
el
'.'iento,
o
por
un
efecto
derivado
del
viento:
las
corrientes
inercales.
En
el
caso
de
las
corrientes
litorales,
los
dos
modos
corresponden
a
cambios
en
el
régimen
de
vientos.
es
decir
a
la
brisa
y
al
terral;
principio,
debido
a
aunque
en
instalación
de
los
correntímetros,
la
profundidad
de
no
parece
probable
que
tengan
un
origen
provocado
por
el
viento.
En
nuestra
zona
de
estudio,
hemos
determinado
que
el
efecto
de
la
brisa
marina
esta
muy
debilitado
cuando
soplan
los
alisios,
cqmo
es
el
caso
presente.
Para
saber
si
los
histogramas
corresponden
a
corrientes
inerciales,
hay
que
estudiar
el
periodo
de
233
las
corrientes.
Por
otra
parte,
las
corrientes
inerciales,
tienen
un
período
de
25
horas,
aproximadamente,
en
nuestras
latitudes
y
es
evidente
que
el
período
principal
de
las
series
es
de
12
horas.
No
obstante,
para
confirmar
lo
progresivo
de
las
dicho
hemos
realizado
el
diagrama
corrientes
(fig.
6.3-4
Y
6.3-5)
Y
no
se
observa
ningún
circulo
caracteristico
inercial
del
período
teórico
previsto.
Los
pequeños
giros
que
aparecen
corresponden
él.
periodos
inferiores
a
las
2
horas,
ya
que
para
el
diagrama
progresivo
hemos
tumadu
como
unidad
de
desplazamieIlto
2
horas.
Para
tratar
de
aumentar
esta
posibilidad,
hemos
""'::>T"\Y"'<::>
sentado
tambi
én
"
para
ambos
correntímetros.
el
diagrama
progresivo
del
5
al
10
de
Julio
tomando
como
unidad
las
2
horas
(figs.
6.3-6
Y
6.3-7)
Julio,
y
el
correspondiente
al
período
del
con
análoga
unidad
(figs.
6.3-8
y
11
al
6.3-9).
16
En
estos
diagramas
inerciales,
con
latitudes.
queda
patente
la
carencia
de
círculos
el
período
característico,
en
estas
La
serie
temporal
de
la
velocidad
de
la
corriente
para
z =
20
m
es
la
que
representamos
en
la
figura
6.3-
10
Y
para
z =
l~O
m
es
la
6.
3-11.
Observamos
un
comportamiento
análogo
al
que
teníamos
en
la
figura
6.3-
1.
Es
decir.
un
aumento
progresivo
de
la
corriente
hasta
234
un
máximo
de
cerca
de
40
cm/s
(en
el
correntímetro
de
20
metros),
pr~cisamente
el
día
12,
y a
partir
de
esta
fecha
la
intensidad
de
la
corriente
disminuye
hasta
el
día
19,
fecha
en
que
comienza
de
nuevo
el
régimen
ascendente.
Teniendo
en
cuenta
las
figuras
6.3-12
y
la
6.3-13,
en
las
que
se
t;ene
representada
la
dirección,
podemos
asignar
las
direcciones
~\E.
E~E
a
la
entrante
y
las
direcciones
WSW~
w~w
a
la
saliente.
En
las
series
de
intensidad
de
la
corriente
(fig.
6.3-10,
6.3-11),
hemos
representado
por
E
la
entrante
y
por
S
la
caliente.
Vemos.
como
ya
habíamos
indicado,
que
la
entrante
está
mjs
definida
y
tiene
mayor
persistencia
que
la
saliente.
Ccmpé'lrélndo
las
figuréiS
6.3-14
6.3-15,
correspondientes
al
día
11
de
Julio
de
1987,
en
las
que
sobre
la
curva
de
la
marea
obtenida
por
los
datos
del
Anuario,
hemos
representado
el
vector
velocidad
de
la
corriente
para
ambas
profundidades,
observamos
que
la
entrante
corresponde
a
la
marea
ascendente
y
la
saliente
a
la
descendente
y
que
el
desfase
que
tenemos
es
de
1
hora
20
minutos
entre
ia
corriente
y
la
marea.
Aunque
hemos
representado
únicamente
este
dta,
el
desfase
calculado
para
otras
fechas
coincide
con
este
valor.
Estas
mismas
conclusio~es
se
observan
también
para
235
las
componentes
NS
y
EW
de
la
serie
temporal
de
la
intensidad
para
z =
20
m
(figs.
6.3-16
Y
6.3-17,
respectivamente)
y
también
para
z =
60
m
(figs.
6.3-18
y
6.3-19);
así
como
para
la
gráfica
de
la
serie
vectorial
para
ambos
correntimetros
(fig.
6.J-20
y
6.3-21).
Con
oh.jeto
de
facilitar
el
estudio
de
las
corrientes.
y
como
ya
he~os
indicado
(2.
,4),
giramos
los
ejes
U!1
ángulocX..y
proyectamos
sobre
ellos,
los
valores
de
la
serie
temporal
obtenemos
una
nueva
serie
de
proyeccicnes.
que
denominaremos
serie
longitudinal
y
serie
transversal.
El
cíngulo
o(
lo
determinan;¡os
por
~juste
por
mínimos
cuadrados
y
viene
indicado
en
el
d.
i a g
~
d
rn
a p::) 1 a r t
(figs.
6.3-22,
6.3-23)
;
para
el
corrent::metro
fondeado
a
20
m
dicno
ángulo
es
¡nientras
que
para
el
situado
a
40
ID
vale
a =
25'73°.
l.AS
series
rle
proyecciones
así
obtenidas
son
las
representadas
figuras
6.3-24,
para
la
componente
longitudinal
y
la
6.3-25,
para
la
transversal,
en
la
serie
de
20
m.
Para
la
otra
serie
son
las
gráficas
6.3-
26
Y
6.3-27,
respectivamente.
En
las
series
de
las
componentes
transversales
observamos
que
aún
siendo
\.\..e
»
u.
t . 1 a
medi
a
tempora
1
lit
di
sta
mucho
de
ser
cero.
Esto
puede
ser
debido
a
uno
de
los
dos
motivos
siguientes:
A
la
existencia
de
una
onda
larga
atrapada,
que
produce
corrientes
transversales
independientes
de
236
las
originadas
por
la
marea,
por
lo
cual
su
media
no
se
anula
en
función
de
la
componente
transversal
de
1 a
n:area.
El
otro
motivo
puede
ser
que
al
ajustar
por
mínimos
cuadrados
los
puntos
del
diagrama
polar,
el
ajuste
se
realiza
por
componentes,
y
no
por
mínima
distancia
ortogonal.
Para
dilucidar
cual
de
ambas
posibilidades
es
la
correcta,
utilizaremos
el
ajuste
que
hemos
deducido
para
las
corrientes
residuales
y
que
posteriormente
explicaremos.
La
corriente
residual
correspondiente
al
período
que
esta~os
estudiando.
es
decir
del
5
al
19
de
Julio.
para
z =
40
m
es
de
5'85
cm/s
y
dirección
37°
a
partir
del
\orte.
Para
z =
20
D
es
de
6'52
cmjs
y
dirección
de
L,5°
-:ambiéE
a
partir
del
\orte.
(Tablas
6.3-1
Y
6.3-2).
Las
componeu"tes
longitudinal
y
t:ransversal
son
las
representadas
en
las
figuras
6.3-28
y
6.3-29
para
el
primer
correntímetro
(z
=
40
m),
y
las
6.3-30
y
6.3-31
para
el
otro
(z
=
20
m).
Observamos
que
las
componentes
transversales,
aún
sin
tener
media
nula,
disminuyen
significativamente
respecto
al
eje
tomado
por
el
ajuste
de
mínimos
cuadrados.
No
obstante,
transversales
tenuamente
y
en
las
se
aprecia
en
las
longitudinales
con
total
claridad,
una
perturbación
de
periodo
aproximado
a
las
24
horas,
superpuesta
a
la
pro~ia
marea;
es
significativo
que
esta
perturbación
produce
una
componente
negativa,
muy
definida,
aún
más
que
la
237
positiva
lo
cual
es
pn
('jerto
·~Jllnto
~ngico,
ya
que
la
positiva
se
suma
a
la
entrante
y
la
puede
distorsionar;
por
otra
parte
la
negativa,
por
ser
la
saliente
muy
limitada.
queda
menos
perturbada.
Las
principales
consecuencias
derivadas
de
las
diferencias
entre
ambas
series
de
los
correntímetros
son
las
que
indicamos
a
continuación.
Las
velocidades
en
el
correntimetro
fondeado
a
20
metros
son
superiores
a
las
del
situado
a
40
m.
La
re~a.ción
en
pico
de
entrante:
Vl0/V40.
es
más
acusada
en
las
altas
velocidades
que
en
las
bajas,
llegando
en
estas
últimas
a
relaciones
i~feriores
a
la
unidad.
La
~lIedia
del
conjt:r1to
de
medidas
cel
pico
de
entrante
es
de
1':0;
este
valor
01
ajustor
e!
perfil
instont~neo
de
las
velocidades,
mediante
uno
de
tipo
parabólico,
nos
proporciona
un
valor
de
~
=
9,
que
está
de
acuerdo
con
los
valores
experimentales
obtenidos
por
Dronkers.
Teniendo
en
cuenta
el
perfil
plano
de
las
corrientes
originadas
por
el
viento
y
el
perfil
parabólico
se
obtiene
corno
resultante
el
perfil
representado
en
la
[lgurd
6.2-3
bi~.
cautela
en
la
saliente,
Debido
a
que
en
determinadas
condiciones
se
origina
una
corriente-muy
alta
en
intensidad
y
desplazada
una
con
la
siguiente
24
horas.
Este
hecho
nos
conduce
de
nuevo
a
pensar
que
debe
238
existir
und
onda
otropodd,
que
al
estar
en
fase
con
la
saliente
produce
un
efecto
resonante.
En
cambio,
no
es
tan
aparente
en
la
in~ensidad
de
la
entrante
y
si
10
es
en
forma
de
aumentar
significativamente
el
tiempo
de
entrante.
Con
el
fin
de
definir
el
giro
del
vector
rotatorio
en
cada
ciclo
de
marea,
hemos
representado
las
gráficas
correspondientes
a
los
dias
del
9
al
15
de
Julio,
teniendo
presente
que
los
vectores
representativos
son
instantáneos
y
no
valores
medios.
De
ellas
seleccionamos
tlguras
Ó.
3-32,
ó.
j-:.U
y
ó.J-J4
para
el
c:)rrentimetro
situado
a
20
m
de
profundidad
y
las
6.3-
j.J.
6.3-36
Y
6.3-37
para
el
otro,
en
las
fechas
que
se
indican.
Sos
hemos
decidido
por
esta
representación
para
evitar
que
el
proceso
del
promedio,
deteriore
el
fenómeno.
Se
denomina
por
O
el
vector
corriente
re
strado
más
próximo
a
la
pleamar
y
los
siguientes
vectores
están
definidos
de
hora
en
hora.
En
las
gráficas
observamos
que
las
elipses
están
muy
deformadas
y
descompensadas
en
tiempo.
El
sentido
de
giro
es
primordialmente
antihorario.
También
observamos
que
asi
como
la
entrante
está
muy
definida
en
el
primer
cuadrante
con
altas
velocidades,
la
vaciante
oscila
frecuentemente
entre
el
tercero
y
cuarto
cuadrante
y
bajas
velocidades.
239
Una
vez
más,
nos
debemos
inclinar
por
admitir
que
existe
una
corriente,
en
la
dirección
del
primer
cuadrante
que
elimina
o
amortigua
la
saliente.
Al
nivel
z = 4D m
no
se
puede
imaginar
que
dicha
corriente
sea
originada
por
el
viento.
:,a
justificación
teórica
se
podría
realizar
del
siguiente
¡Hodo:
C(l.!lsideremos
el
eje
coi..nciri.e
a.prcx
tmadamente
mayor
de
la
elipse,
que
con
el
eje
longitudinal
determinado
en
!as
~orrientes
residuales.
Si
proyectamos
sobre
este
eje
las
velocidades,
y
admitimos
para
simp~ificar
que
éstas
estén
originadas
primordialmente
por
10
ccmponente
M z ,
caracterizada
por
BU
velocidad
angular
W
2 y
amplitud
U2,
la
expresión
de
esta
corriente
oscilante
es!
Si
imaginamos
superpuesta
una
corriente
de
intensidad
Uo
la
resultante
seria:
240
Ahora
bien
u
será
cero
cuando:
...
'"
t -
\..J..J'2..,
-
Para
los
valores
de
U2
existentes
y
con
una
Uo
de
unos
10
cmjs
aproximadamente
cada
cuatro
horas,
se
anularia.
Al
haber
un
desfase
aproximado,
según
veíamos,
de
una
~ora
y
media
con
la
marea.
seria
de
cinco
horas
y
media
a
partir
de
in
pleamar
o
sea
en
régimen
de
saliente.
Pdra
determinar
la
corriente
que
superponemos
nos
apcvar:ws
en
las
corrientes
resid.uales.
6.4.-
Como
ya
hemos
visto
las
corrientes
residuales
son
las
resultantes
de
las
corrientes
de
marea,
una
vez
eliminadas
la
parte
senoidal,
puesto
que
son
producidas
por
la
asimetría
de
la
elipse
de
corrientes.
Si
trabajamos
con
el
método
euleriano,
la
--111-
corriente
residual
u..~
se
calcula
en
un
periodo
de
marea
mediante:
(6.5)
241
El
método
que
proponemos.
para
realizar
el
cálculo
de
las
corrientes
residuales
en
un
período
de
tiempo,
es
e 1 s i
gu
i
en
te:
Se
obtiene
la
rOsa
de
corrientes
de
16
puntas
de
ese
período,
asignando
a
cada
una
de
ellas
su
ángulo
central
o
eauivalentemente
su
ángulo
inicial.
Se
determina
la
frecuencia
y
la
velocidad
media
en
cada
direcci.ón,
de
deducción
inmediata
si
se
dispone
del
régimen
direccional
de
corrientes,
y
se
calculan
las
componentes
\-s.
E-W
del
vector
que
se
obtiene
mu~tip¡
ica:ldo
la
frecuencia
por
la
velocidad
media.
La
rest;.·.t:~t1te
de
:OOélS
:.a5
sumas
de
las
componentes
nos
~r0porc:i.cné!.n
e
1.
vector
N
\At:l
y
por
tanto
el
re~erido
él
lds
componentes
definidos
arn:eriorment
e.
'lediante
una
tra.nstormación
de
giro
(a)
105
de
ejes
de
referencia.
podemos
calcular
las
nuevas
componentes
referidas
a
esos
nuevos
ejes,
con
la
co~dición
de
minimizar
la
componente
transversal;
la
dirección
Ca)
es
la
de
la
corriente
residual.
Obsérvese
que
este
procedimiento
de
cálculo
se
puede
emplear
para
deducir
las
corrientes
residuales
originadas
por
el
viento
y
por
consiguiente
el
transporte
neto.
De
esta
forma,
podemos
conocer
en
las
distintas
capas
de
la
zona
sus
corrientes
de
deriva,
aunque
como
es
logico
el
solapamiento
entre
las
capas
242
puede
ocurrir.
pero
admitiendo
el
principio
de
superposición
se
puede
deducir
las
corrientes
residuales
resultantes.
Hemos
calculado
las
velocidades
residuales
para
ambas
series
temporales
de
dates
y
resultan
tener
una
alta
estabilidad.
Como
eiemplo,
incluimos
las
tablas
del
periodo
comprendido
entre
el
23
de
Junio
y
el
22
de
Julio
para
el
correntimetro
instalado
a
20
ro
y
que
posteriormente
hemos
subdividido
en
periodos
de
siete
dias
(Tabléis
6.4-1.
...
,
6.4-5).
Los
cálculos
para
la
oL'C!
serie
de
velocidades
los
presentamos
en
las
tablas
desde
la
6.4-6
hasta
la
6.4-10.
El
cuadro
resumen
para
observar
la
estabilidad
es
e 1 q u e i
Il
el
i e
El.r:1
o 5 a
con
t i n u a
ció
n :
PFHTODO
azo
a40
.
"\
....
1
...
e:)
::2
O V
re
:3
:
40
·23-29
Junio
60
65
6'61
8'66
29-6
Jul
io
49
50
7'90
8'38
7-13
Julio
48
57
7'62
6'72
'14-20
Julio
34
42
4'46
4'48
Refiriéndonos
de
nuevo
a
las
corrientes
de
marea
podemos
concluir
10
siguiente.
Dado
un
registro
de
corrientes
de
una
longitud
equivalente
a
un
mes
lunar
se
puede
con
relativa
facilidad
obtener
~a
corriente
residual,
presentando
semana
a
semana
una
alta
estabilidad.
Si
sumamos
vectorialmente
la
corriente
243
medida
y
la
residual,
marea.
se
obtiene
la
corriente
pura
de
Este
procedimiento
es
inverso
al
que
se
suele
Efectivamente,
para
corriente
residual
(57)
se
procedía
así:
se
obtenía
un
registro
largo
de
corrientes
(una
semana).
~ediante
filtrado
se
deducían
sus
componentes
armónicas
puras,
obtenida
la
nueva
serie
se
resta
del
registro
que
se
dispone
para
deducir
como
resultado
la
corriente
residual.
Los
métodos
de
deducción
directa
de
la
corriente
residual
(58),
eran
muy
laboriosos
y
de
no
mayor
exac~itud
que
el
propuesto
por
nosotros.
Se
obtenia
la
corriente
residual
proyectando
sobre
sectores
dsignando
artificialmente
sentido
a
las
componentes,
para
posteriormente
realizar
un
promedio.
ena
corrientes
registro
aplicación
del
método
de
marea
es
la
siguiente:
largo
de
corrientes
de
propuesto
a
Se
dispone
de
marea
y
de
las
un
su
correspondiente
rosa
de
corrientes
Cfig.
6.4-1).
Deducimos
por
el
método
propuesto
la
corriente
residual,
y
la
sumamos
vectorialmente
a
cada
dirección
de
la
rosa
de
corrientes
obteniendo
con
este
procedimiento
una
nueva
rosa
(fig.
6.4-2)
cuya
mayor
simetr~a
respecto
de
la
original
es
evidente.
Si
trabajamos
con
la
serie
de
datos
original
sumandole
vectorialmente
la
corriente
244
residual,
y a
la
nueva
serie
que
so
obtiene
se
la
trata
espectralmente,
se
consigue
una
ganancia
en
la
estabilidad
del
eje
mayor
de
la
elipse.
Tambié:,
es
posible
aplicar
la
corriente
residual
media
a
un
sólo
ciclo
de
marea.
Indudablemente
10
tinico
que
obtendremos
será
una
estima
de
la
realidad
ya
que
estamos
trabajando
con
un
sólo
ciclo
de
marea
y
una
cor:rient~
residuhi
media
de
un
periodo
mucho
mayor,
no
obstante
los
resultados
mejoran
en
una
mayor
simetría
de
las
e~ip<;f's.
Cen
este
criterio
hemos
dibujado
el
ciclo
de
marea
para
el
dla
tI
de
Julio,
en
el
que
se
han
incluido
los
valores
de
la
corriente
corregidos
mediante
la
corriente
residual
para
los
dos
aparatos
(figs.
6.4-
3,
6.
1.-4)
1
mientras
que
en
las
figuras
6.3-14
y
6.3-15
los
vectores
que
se
representaban
eran
los
de
la
serie
ori
g~
nfl
1 •
en
las
seis
gráficas
siguientes
(figs.
6.4-5,
...
,
6.4-
10)
para
los
mismos
dlas
que
se
habian
representado,
las
elipses
con
los
valores
corregidos
por
la
corriente
residual.
La
mejor
simetría
en
estas
es
evidente.
La
poslbilidad
de
obtener
un
régimen
de
corrientes
de
marea,
ajustándolo
a
un
régimen
normal
ha
sido
realizada
por
Tejedor
(50),
con
corrientes
de
no
fuerte
distorsión
y
por
Pugh
(59)
con
corrientes
de
marea
asimétricas.
El
régimen
que
deducimos
en
nuestra
zona
de
245
estudio
se
ajusta
a
una
función
de
distribución
normal
cuando
eliminamos
la
corriente
residual,
así
se
han
obtenido
los
regímenes
de
las
figuras
6.4-11
y
6.4-12,
para
cada
uno
de
los
dos
correntimetros.
246
CO~RIEHTES
RESIDUALES
Período:
5-7-87
a
20-7-87
z :
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6.3-1
247
CORRIENTES
RESIDU~LES
Período:
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TABLA
6.3-2
248
CORRlENTES
RESIDUALES
P~ríodo:
23-6-81
a
22-7-81
1 :
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6.4-2
250
CORRIENTES
RESIDUALES
Período:
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a
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Z :
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CORRIENTES
RESIDVALES
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z :
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Período:
23-6-81
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Z :
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RESIDUALES
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3'66
3'23
258
CONCLUSIONES
*
Debido
a
la
orografia
tipica
de
Gran
Canaria
es
muy
aventurado
realizar
correlaciones
entre
dos
estaciones
meteorológicas.
Sólo
se
puede
realizar
por
direcciones
topográficos
teniendo
muy
presente
los
accidentes
y
las
distribuciones
residuales
que
proponemos.
Mediante
las
distribuciones
residuales
hemos
realizado
la
correlación
Gando-Taliarte
y
justificado
sus
aparentes
discrepancias.
Existen
en
el
afio
dos
épocas
muy
diferenciadas
en
el
comportamiento
del
viento:
los
meses
comprendidos
entre
Mayo y
Agosto
caracterizados
por
direcciones
N y
NNW
con
muy
poca
frecuencia
en
el
resto
de
las
direcciones
y
los
meses
restantes
por
el
gran
predominio
de
los
vientos
del
Norte
pero
con
frecuencias
apreciables
en
el
resto
de
las
direcciones.
Los
vientos
alisios
presentan
persistencias
muy
altas,
en
ocasiones
superiores
a
150
horas.
*
La
ciculación
en
aguas
restringidas
en
la
zona
de
nuestro
estudio,
presenta
un
modelo
dinámico
tricapa.
La
superficial,
hasta
una
profundidad
de
treinta
metros,
es
originada
por
las
corrientes
de
vientos
y
marea.
En
la
intermedia,
desde
treinta
hasta
una
profundidad
de
50-55
metros,
dominan
las
corrientes
originadas
por
profunda,
desde
ondas
largas.
Por
último,
la
capa
los
55
a
los
75
metros,
donde
se
debe
259
tener
muy
en
cuenta
la
fricción
por
fondo,
en
la
corriente
de
marea
y
ondas
largas.
*
Debido
a
las
altas
persistencias
de
los
alisios,
las
corrientes
originadas
por
los
vientos
se
pueden
admitir
de
perfil
plano
tipo
Baines
con
parámetro
m = -
0'26
Y
con
una
profundidad
relativa
de
inversión
de
z/d
~
0'6.
Para
vientos
con
velocidades
comprendidas
entre
8
m/sy
12
mis
y
con
persistencia
superior
a
las
seis
horas,
se
puede
admitir
que
la
velocidad
de
la
corriente
superficial
es
lineal
con
la
velocidad
del
viento
y
coeficiente
0'04
y
forma
un
ángulo
de
180°
+
20°,
respecto
de
la
dirección
del
viento.
*
Una
buena
estima
del
régimen
de
corrientes
originadas
por
el
viento,
se
puede
obtener
con
facilidad
en
función
de
las
dos
conclusiones
anteriores.
Efectivamente,
por
la
última
sólo
mediante
un
cambio
lineal
de
escala
en
los
regímenes
direccionales
de
vientos
se
obtiene
el
correspondiente
régimen
direccional
de
corrientes
superficiales
y
mediante
el
perfil
propuesto
el
régimen
de
corrientes
originadas
por
el
viento
a
distintas
profundidades.
*
Las
capas
intermedia
y
profunda
admiten
un
perfil
plano
de
tipo
parabólico,
con
parámetro
O =
9.
260
La
suma
del
perfil
parabólico
y
el
de
viento
(proyectado
en
dirección
de
la
propagación
de
la
marea)
es
plano
y
de
tipo
Van
Veen
y
definidor
de
la
capa
superficial.
Las
corrientes
de
marea
presentan
una
fuerte
asimetría,
con
un
75%
de
entrante
y
corriente
dominante
NNE, y
un
25%
de
saliente,
de
corriente
dominante
WSW,
apróximadamente.
*
Como
consecuencia
de
la
conclusión
anterior
existen
unas
corrientes
residuales
muy
altas
que
se
pueden
calcular
con
cierta
facilidad
mediante
el
método
propuesto.
La
dirección
de
propagación
de
la
corriente
residual
es
apróximadamente
NNE
y
con
alta
estabilidad.
*
Se
puede
admitir
una
residual
en
las
corrientes
originadas
por
el
viento
de
alta
estabilidad.
La
dirección
de
propagación
es
en
época
de
alisios,
SSW.
*
La
asimetria
en
la
elipses
de
marea
se
reducen
sensiblemente
cuando
se
tiene
en
cuenta
la
corriente
residual.
*
El
régimen
de
corrientes
de
marea
se
ajusta
a
una
función
de
distribución
normal
si
se
tiene
en
cuenta
las
corrientes
residuales.
Se
han
detectado
modos
de
oscilación
atrapados
261
entre
las
Islas,
de
periodo
80
y
40
horas.
las
que
Se
observan
ondas
de
24
horas
muy
superiores
a
se
pueden
correlacionar
con
la
componente
diurna.
Cuando
están
en
fase
con
la
saliente
se
originan
fenómenos
de
resonancia,
aumentando
extraordinariamente
el
efecto
de
la
saliente.
Cuando
esta
onda
está
en
fase
con
la
entrante,
se
aprecia
un
aumento
del
tiempo
de
entrante
as1
como
un
incremento
de
la
propia
corriente.
La
diferencia
de
comportamiento
entrante
y
saliente
es
que
esta
onda
atrapada,
cede
energía
a
la
saliente
en
un
tiempo
muy
critico,
tiempo
de
saliente.
sin
aumentar
apreciablemente
el
Por
el
contrario,
en
entrante
nllm~ntn
<;¡;gnif;rnt;vnment~
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tiempo.
LoG.
efectos
de
resonancia
se
amortiguan
en
el
tiempo
como
suele
ocurrir
con
estos
tipos
de
ondas.
Estas
últimas
conclusiones
deberán
constituir
nuestra
futura
linea
de
investigación,
la
cual
se
deberá
tundamentar
en
la
medida
de
niveles
a
lo
largo
de
la
costa
Este
de
Gran
Canaria
y
de
la
costa
Oeste
de
Fuerteventura.
Sólo
así
se
podrá
detectar
las
posibles
ondas
atrapadas
cuyos
efectos
se
han
podido
apreciar
en
nuestro
trabajo.
Asímismo,
se
pretende
con
la
información
obtenida
formalizar
un
modelo
matemático
de
la
totalidad
de
la
zona
comprendida
entre
ambas
Islas.
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15
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Distribucion
escalar
Oistribucion escalar paro
las
direcciones principales
Dist
ribucion
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Distri bucion teórica escalar
Distri
bucion teorica
esca\ar
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Distri bucion teórica escalar
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G A N O O
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%
calmas)
Histograma
de
OIRECCIDN
%
30
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G A N O O
01-01-76
a
31-12-76
( 1464
datos.
17.62
%
calmas
I
Histograma
de
OIRECCION
%
-
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G A N O O
01-01-78
a
31-12-79
( 1460
datos.
18.84
X
calmas
I
Histograma
de
OIRECCIDN
%
FIgura 4.2-64
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