INFORME TÉCNICO PROYECTO DE INVESTIGACIÓN ENE2010-21711-C02-01

Desarrollo e Integración de Técnicas de Seguimiento de Estado y Diagnóstico de Fallos para la implementación en los sistemas de supervisión de instalaciones offshore de turbinas

ANÁLISIS DE LAS ZONAS DE ESTUDIO PARA LA SELECCIÓN DE LA UBICACIÓN IDÓNEA EN EL MAR

INDICE: 1.- INTRODUCCIÓN 2.- CORRIENTES MARINAS. 2.1.- Desplazamientos de las Corrientes. 2.2.- Circulación de las Aguas Profundas. 3.- OCEONAGRAFÍA FÍSICA EN EL GOLFO DE VIZCAYA 3.1.- Corrientes Superficiales en el Golfo de Vizcaya 3.2.- Corrientes Profundas en el Golfo de Vizcaya 4.- LA CIRCULACIÓN EN EL MAR MEDITERRÁNEO 4.1.- Introducción 4.2.- Circulación Multiescala y Variabilidades 4.3.- Circulación a Gran Escala 4.4.- Escala de Circulación Sub-Cuenca 4.5.- Circulación Mesoescala 4.6.- Modelado 4.7.- Conclusiones 5.- LA CIRCULACIÓN DE LAS CORRIENTES EN EL MEDITERRÁNEO OCCIDENTAL 5.1.- Introducción 5.2.- Agua de Origen Atlántico 5.2.1.- El Mar de Alborán 5.2.2.- La Cuenca de Argelia 5.2.3.- La Cuenca Liguro-Provenzal-Catalana 5.2.4.- El Mar Balear 5.2.5.- La Cuenca Algero-Provenzal 5.3.- Conclusiones 6.- MAPA DE FLUJOS DE ENERGÍA EN EL ESTRECHO DE GIBRALTAR PARA SU APROVECHAMIENTO COMO FUENTE DE ENERGÍA RENOVABLE 6.1.- Introducción 6.2.- Dinámica del Intercambio a Través del Estrecho . 6.2.1.- El Intercambio Medio 6.2.2.- Influencia de la Topografía 6.2.3.- Mareas 6.2.4.- Rotación Terrestre 6.2.5.- Otras Causas de Variabilidad Temporal 6.2.6.- Oscilaciones de la Interfase 6.3.- Objetivos 6.4.- Metodología 6.4.1.- Modelo y Observaciones 6.4.2.- Observaciones 6.5.- Resultados del Modelo Numérico 6.5.1.- Descripción del Cálculo 6.5.2.- Resultados 6.5.2.1.- Secciones Transversales 6.5.2.2.- Secciones Longitudinales 6.5.2.3.- Secciones Horizontales 6.6.- Indicadores 6.6.1.- Porcentaje del flujo de Energía Umbral 6.6.2.- Porcentaje Temporalidad del Sentido del Flujo de Energía 6.6.3.- Porcentaje de la Dirección Media de los Flujos de Energía 6.7.- Comprobación del Modelo con las Observaciones 6.8.- Conclusiones 6.9.- Zonas de Especial Interés en el Estrecho. 6.10.- Evaluación Energética 6.10.1.- Método 7.- REFERENCIAS

 

1.- INTRODUCCIÓN El aprovechamiento energético a través de la utilización de Turbinas de Corriente Marina requiere de un estudio profundo de los recursos existentes, en este caso de la naturaleza, características y ubicación de la corrientes marinas existentes en el litoral español. Aunque ya se han realizados esfuerzos importantes en la investigación de la dinámica de la circulación de las corrientes marinas, lo bien cierto es que el conocimiento de su naturaleza concreta y específica, necesaria para estudios precisos de viabilidad económica de su aprovechamiento energético, requiere de la realización de esfuerzos de investigación adicionales.

2.- CORRIENTES MARINAS Se denominan corrientes marinas al desplazamiento de un lugar a otro de las masas de agua, es decir su movimiento horizontal es llamado corriente, podemos definirla en función de su rumbo y velocidad o intensidad horaria. El origen de las corrientes oceánicas lo podemos atribuir a 3 causas:

   

-­‐‑ Las variaciones de densidad en el seno del agua: circulación termohalina. -­‐‑ Los vientos: circulación eólica. -­‐‑ Las mareas y ondas internas.

La superficie del océano es calentada por el Sol de forma desigual; en latitudes bajas el calentamiento es mayor, el agua se expande y aumenta su nivel. Esta diferencia de nivel con respecto a las aguas frías hace que fluya el agua desde la caliente a la fría. Un ejemplo de esta causa sería la Corriente del Golfo de Méjico, la cual repercute en el Mar Cantábrico. La clasificación de las corrientes en función de sus características podemos ordenarlas por: -­‐‑ El origen: Corrientes de deriva o corrientes de arrastre, cuando su causa principal es el viento. Corrientes de densidad, cuando su causa son los cambios de densidad producidos por variaciones en la temperatura y salinidad de las masas de agua, o Corrientes de gradiente, cuando su causa es la diferencia de presiones entre dos áreas. -­‐‑ Su localización: Oceánicas o Costeras o Locales -­‐‑ Su profundidad: Superficiales o Intermedias o Profundas -­‐‑ Su temperatura: Calientes o Frías -­‐‑ Su duración: Permanentes o Estacionales o Accidentales. Desde hace unas cuantas décadas se sabe que la estructura de las corrientes marinas a escala global es tridimensional, con movimientos horizontales en los que el viento juega un importante papel y con movimientos verticales, en los que la salinidad y las temperaturas son las fuerzas impulsoras. Las corrientes superficiales, observadas y estudiadas desde hace siglos, están por lo tanto ligadas, por movimientos convectivos de agua, a corrientes profundas de características mucho menos conocidas pero cuyo estudio en los últimos años ha  

recibido un fuerte impulso debido a su importancia oceánica y climática. En el Atlántico Norte las corrientes principales forman circuitos de aguas cálidas y frías, cuyo principal giro, que bordea al anticiclón de las Bermudas/Azores, está compuesto por el trío de la corriente del Golfo (Gulf Stream), la corriente de Portugal y Canarias, y la deriva Norecuatorial, que lo cierra al llegar al Caribe. Sin embargo, si añadimos al sistema de corrientes superficiales del Atlántico Norte el caudal aportado por la corriente del Norte de Brasil nos encontramos con una primera complicación, ya que no existe una corriente semejante en superficie que devuelva todo ese caudal al Atlántico Sur. Existe así un transporte neto superficial de agua desde el Atlántico Sur al Atlántico Norte que indica que esos circuitos cerrados superficiales son insuficientes para explicar el sistema.

Figura 1.- Corrientes superficiales en el Atlántico Norte La corriente del Norte de Brasil, alimentada por la corriente sur-­‐‑ecuatorial, es una corriente importante, que no ha recibido en la explicación de las corrientes marinas la consideración que se merece. Los anillos de giro anticiclónico que se forman en ella y que cruzan el Ecuador frente al nordeste brasileño, aportan un considerable caudal neto al Atlántico Norte, de unos 15 Sv aproximadamente (estas mediciones son muy aproximadas; algunas medidas dan un caudal superior: 9 Sv en Marzo y 36 Sv en Julio), es decir, el equivalente a unas 100 veces o más el caudal del Amazonas en su desembocadura (1 Sverdrup es un caudal de 1 millón de metros cúbicos por segundo). Este flujo llegado del hemisferio sur al hemisferio norte se junta con un flujo tropical difuso de otros 15 Sv que llega al Caribe proveniente del este y del nordeste, alimentado en parte por la corriente de Canarias, con lo que el caudal total de la Corriente del Golfo que inicia su recorrido al norte de Cuba suma unos 30 Sv.  

¿Pero qué ocurre con el agua excedentaria que ha llegado del sur al Atlántico Norte? Pues que la Corriente del Golfo la transporta hacia el nordeste, y al llegar al extremo septentrional del Atlántico, a los Mares Nórdicos, aumenta su densidad por enfriamiento y se hunde. Desde allí, por niveles profundos e intermedios, vuelve hacia el hemisferio sur. Se forma así en el Atlántico una especie de cinta rodante (conveyor belt), con un flujo neto positivo hacia el norte en superficie y con un flujo neto positivo hacia el sur en las profundidades. Esta circulación (llamada también MOC, Meridional Overturning Circulation, circulación meridiana volteante) funciona de forma continua. Su rodillo impulsor se encuentra en los Mares Nórdicos y en el Mar del Labrador. Los Mares Nórdicos —nombre de reciente acuñación (a no confundir con el Mar del Norte)— se encuentran en la zona subpolar del Atlántico, al norte del paralelo que pasa por Groenlandia-­‐‑Islandia-­‐‑Noruega. Por eso a veces se les llama también (con un poco de humor etílico) mares GIN (Greenland-­‐‑ Iceland-­‐‑ Norway). Por otra parte, el Mar de Labrador, que es también una zona de hundimiento, se ubica al sur de Groenlandia y al este de la Península de Labrador. La Corriente del Golfo es una Corriente Oceánica que desplaza una gran masa de agua cálida procedente del Golfo de México y que se dirige al Atlántico Norte. Alcanza una profundidad de unos 100m y una anchura de más de 1000 km. en gran parte de su larga trayectoria, lo que da una idea aproximada de la enorme cantidad de energía que transporta y de las consecuencias tan beneficiosas de la misma. Se desplaza a 1,8 m/s aproximadamente y su caudal es enorme: unos 80 millones de m3/s. La circulación de esta corriente asegura a Europa un clima cálido para la latitud en que se encuentra e impide la excesiva aridez en las zonas atravesadas por los trópicos en las costas orientales de América (por ejemplo: México y las Antillas). También, determina en buena parte la flora y la fauna marina de los lugares por los que pasa, por ejemplo, los artrópodos y cefalópodos arraigan peor en las costas del País Vasco que en otras como las de Galicia, donde su influencia es mayor. Es provocada por la acción combinada de los vientos globales, especialmente, de los vientos del oeste, vientos constantes o planetarios en la zona templada del Hemisferio Norte, de la alta concentración salina de sus aguas y de la baja temperatura de la misma cuando llega a latitudes próximas al polo (lo cual se denomina circulación termohalina) y del movimiento de rotación del planeta.

2.1.- DESPLAZAMIENTOS DE LAS CORRIENTES Los desplazamientos de las masas de agua de los océanos son debidos a diversos factores que podríamos agrupar en dos tipos diferentes de energía: mecánica y no mecánica. Dentro del primer grupo incluiríamos los vientos (que en definitiva se originan también por un efecto térmico sobre las capas atmosféricas). Cuando el viento sopla sobre el agua ejerce una fuerza sobre su superficie en la misma dirección. La componente de esta fuerza depende así mismo de la rotación de la tierra (efecto coriolis) y de la presencia de barreras continentales. En cuanto a las causas «no mecánicas» podemos considerar las variaciones térmicas que afectan a un volumen importante de las masas del océano y que a través de un efecto termohalino (Ta-salinidad) provoca grandes desplazamientos de masas incluso de un océano a otro. A la hora de diferenciar las corrientes superficiales de las profundas nos puede servir como punto de referencia la situación de la termoclina. La termoclina es una discontinuidad térmica  

muy marcada que se produce a una cierta profundidad, y así podemos diferenciar dos zonas, la que se encuentra por encima de dicha termoclina y la inferior. En algunas regiones pueden existir en realidad dos o más termoclinas, si bien suele definirse como tal a la discontinuidad térmica más próxima a la superficie. Esta termoclina puede ser permanente o estacional y estar más o menos marcada en función de la insolación y de la temperatura atmosférica, lo cual influye en la profundidad a la que aparece. Mientras que en los mares ecuatoriales y tropicales la termoclina es muy marcada, permanente y bastante profunda debido al predominio, durante todo el año, de altas temperaturas así como a la gran penetrabilidad de luz y calor en estas aguas; a medida que nos alejamos del Ecuador, la termoclina va atenuándose siendo menos profunda, llegando a desaparecer y/o manteniéndose de forma estacional (tal como ocurre en nuestras latitudes). El movimiento del agua del mar, desde la superficie hasta la termoclina principal es producido principalmente por el viento y su dirección dominante es de E a W mientras que el flujo de las aguas profundas tiende de N a S. Un modelo hipotético nos daría en el Ecuador una estrecha corriente de W a E llamada «Contracorriente ecuatorial» con una anchura de 300-500 km. y una velocidad de un nudo. Por encima y por debajo se extiende una amplia zona hasta 30o N y 30o S donde la corriente fluye hacia el W. Entre 40º y 50º la corriente vuelve a fluir hacia el E (deriva eólica del W) y por encima de los 50o nos encontramos con las regiones subpolares y polares con corrientes producidas por los vientos del E (Figura 2). Otro factor importante a considerar es la llamada «espiral de Ekman». Una masa de agua puede considerarse como un conjunto de láminas, la superior impulsada por el viento empuja a la inferior por rozamiento, así la velocidad de esta última capa es inferior y su sentido se encuentra ligeramente desviado hacia la derecha en el hemisferio N (efecto coriolis). 2.2.- CIRCULACIÓN DE LAS AGUAS PROFUNDAS. Como ya se comentó en la introducción, se ha comprobado como en las capas más profundas del océano también existen corrientes de 10-20 cm/s Parece ser que en dos puntos del globo, al W del Atlántico Norte y en las cercanías de la Antártida, las aguas superficiales ricas en oxígeno se hunden desde la superficie, así siempre el agua profunda es muy fría (un poco por encima del punto de congelación), incluso en los trópicos. Otro fenómeno a destacar y del que hablaremos detenidamente más adelante, es la corriente de agua mediterránea que entra en el Atlántico con un caudal de 30.500 km3/año. La topografía del fondo del estrecho de Gibraltar condiciona la profundidad a la que discurre en una primera etapa esta corriente, posteriormente esta profundidad depende de la densidad del agua atlántica (separándose del fondo cuando hay más de 1.200 metros de profundidad) y a medida que avanza hacia el norte va ascendiendo a la vez que pierde sus características propias.

 

Figura 2 : Modelo a gran escala de circulación oceánica.

3.- OCEANOGRAFÍA FÍSICA EN EL GOLFO DE VIZCAYA 3.1.- CORRIENTES SUPERFICIALES EN EL GOLFO DE VIZCAYA Las primeras observaciones sobre las corrientes superficiales del Golfo de Vizcaya datan de finales del pasado siglo (Garstang, 1898) y comienzos del presente (Bernanrd, 1905), utilizando botellas de cristal con un mensaje en su interior se observó una deriva hacia el SE y SW con velocidades comprendidas entre las 8 y 30 millas diarias. En el último trabajo mencionado, realizado entre 1901 y 1904, se indica ya la circulación general del golfo, con las contracorrientes costeras, sobre todo en la costa francesa durante los meses invernales.  

Las primeras botellas al ir sin lastrar presentan el inconveniente de que son movidas más por el viento que por las corrientes, defecto puesto de manifiesto por CHARRUTHERS en 1927. En 1920 NELSON realiza una serie de minuciosos estudios sobre las características que deben cumplir estas botellas y así KURK (1956), empleando botellas lastradas con arena y arrojadas desde alta mar, obtiene una importante información sobre la circulación general en el Golfo de Vizcaya. La corriente del Golfo cruza el Atlántico dirigiéndose hacia el NE y mientras la rama principal asciende hacia el norte de Europa, otra rama gira al sur de las Islas Británicas para dirigirse al SE y luego al SW recorriendo el Golfo de Vizcaya en el sentido de las agujas del reloj (Figura 3). De esta forma, los flotadores arrojados lejos de la costa presentan una deriva, siguiendo la circulación general, hacia el SE. De lo anteriormente expuesto podemos deducir un modelo para la circulación general en el Golfo de Vizcaya influido decisivamente por la corriente del Golfo. Dicha corriente es débil y el agua que penetra por el norte a lo largo de la plataforma continental irlandesa alcanza Finisterre al cabo de más de dos años, lo cual supone una velocidad aproximada de 1 cm/s (TREGUER et al., 1979). En estudios llevados a cabo a escala local (CONTRERAS, 1966-1977) se podía apreciar la dificultad de interpretación de las corrientes superficiales costeras (corrientes de marea). En este caso se utilizaron tarjetas plastificadas que lanzadas al mar un mismo día aparecían indistintamente en las costas cantábricas asturianas o al NE, en las Landas francesas. A través de un programa realizado por el Instituto Geográfico Basco (IBANEZ, 1979), se abordó el estudio de las corrientes costeras superficiales durante un ciclo anual considerando los mapas de traslación de las tarjetas y los mapas metereológicos con indicación de vientos dominantes en este período de tiempo. A la vista de los gráficos de desplazamiento de tarjetas observamos cómo en enero las tarjetas se dirigen al N-NE, lo cual coincide con una dominancia de vientos de componente NW en más del 50% de los días, una sola tarjeta fue recuperada al W del punto de lanzamiento y en este caso se trataba de una tarjeta con la funda de plástico rota y que fue recogida a 40 brazas de profundidad por un arrastrero frente al puerto de Pasajes. En febrero las tarjetas sufrieron una fuerte traslación hacia el norte, llegando hasta Sables d’Olone en Francia. Las tarjetas arrojadas al W alcanzaron una mayor latitud al N, observándose una menor intensidad en la dinámica de estas traslaciones para las arrojadas en Fuenterrabía. En este mes dominaron los vientos de componente W, constituyendo el SW y el NW un 84% de las observaciones. En marzo la traslación también se realiza hacia el E-NE, pero en forma más moderada. Durante este mes dominan los vientos del SW y NW, siendo muy frecuentes los temporales. En el mes de abril la traslación sigue la misma dirección, alcanzando, sin embargo, mayores distancias que en el mes anterior. Los vientos dominantes son ya del NW y disminuye la frecuencia e intensidad de los temporales. En mayo parece existir una cierta estabilidad en las aguas del fondo del Golfo de Vizcaya con una moderada migración de tarjetas hacia el E-NE. En este mes dominan los vientos del NWN. La misma situación se mantiene en el mes de junio y la primera mitad de julio, recuperándose  

las tarjetas al E de las posiciones de lanzamiento. La situación cambia radicalmente en los días posteriores en que las tarjetas son recuperadas al W. Ello está correlacionado directamente con la variación del régimen de vientos dominantes que comienzan a ser de componente E al finalizar el mes. En agosto la situación general de los vientos dominantes se invierte con respecto al mes anterior, dominan los de componente E y SE manteniéndose un porcentaje de NW. En este mes las tarjetas son trasladadas en su mayor parte hacia el W, pero esporádicamente y bajo la acción de vientos de componente NW las tarjetas cambian de sentido sufriendo una migración inversa hacia el E-NE. Esto explicaría las irregularidades ya puestas de manifiesto por Contreras (1966) en los meses estivales. Estos cambios de dirección de las corrientes se ponen mejor de manifiesto en el mes de septiembre. En efecto, las tarjetas lanzadas desde Mundaca en los primeros días del mes aparecen en la costa francesa, lo que corresponde con vientos dominantes de componente NW en los primeros días del mes. Por el contrario, las tarjetas lanzadas posteriormente desde San Sebastián aparecen siempre al W de la posición de lanzamiento. Merece especial atención el caso de las tarjetas lanzadas el día 20 de septiembre desde San Sebastián, a los 9-10 días se encontraron el 5,6% de ellas en la playa de Bakio. Durante esos días dominaron vientos del SE. Lo que llama la atención es el hecho de que las tarjetas «viajaron» juntas y en casos como el presente fueron recogidas a gran distancia en una misma playa. Este fenómeno viene a explicar la acumulación de objetos flotantes, tanto de origen natural (maderas, ramas) como antrópico (plásticos y petróleo) que ocasionalmente aparecen en nuestras playas, en muchos casos en forma repentina. Unos días más tarde, las tarjetas lanzadas en Santander (el día 25) sufrieron una traslación inversa, dirigiéndose a Vizcaya; en esos días volvieron a dominar vientos del NW. En octubre, a un predominio de vientos del NE corresponde una tendencia general de la corriente hacia el W, si bien se produce una recuperación al E del punto de lanzamiento. En noviembre la situación se invierte y el predominio de vientos del SW produce una fuerte corriente costera ascendente, volviendo a una situación similar a la observada en febrero pero con mayor intensidad. En diciembre se mantienen estas características si bien en forma más moderada y con predominio de vientos del SW. Como conclusión podríamos definir para las corrientes que afectan a la costa vasca dos patrones o modelos bien distintos. En primer lugar en los meses invernales, frente a la cornisa cantábrica discurre una corriente W →Ε que se toma S →Ν al llegar a la costa francesa. Esta corriente homogénea alcanza su máxima intensidad en noviembre y febrero (en función de los vientos dominantes) con velocidades de un nudo (para distancias superiores a los 100 km.) El segundo modelo de circulación se produce desde mediados de julio hasta finales de octubre con corrientes de tipo oscilatorio, siempre paralelas a la costa y con un desplazamiento hacia el W en julio y agosto como consecuencia de los vientos dominantes.

 

3.2.- CORRIENTES PROFUNDAS EN EL GOLFO DE VIZCAYA Como resultado de campañas oceanográficas realizadas por los franceses en el Golfo de Vizcaya (FRUCHAUD et al., 1976) se descubrió como la principal característica de los 500 metros superficiales es la homogeneidad. Esta profundidad constituye el «techo» de una vena de agua mediterránea que cruza el estrecho de Gibraltar a una velocidad de 2,5 m/s y asciende paralela a la costa portuguesa para penetrar en el Golfo donde se va disgregando formando núcleos de volumen variable que terminan dispersándose. La velocidad media de esta corriente es de 18 m/h La estructura variable de esta vena, compuesta por núcleos de volumen variable, a veces aislados, indica la naturaleza turbulenta de este flujo de origen mediterráneo. Por lo general las aguas cercanas al fondo sobre la plataforma continental son relativamente estables encontrándose bolsas frías, con temperaturas de vientos de componente NW en más del 50% de los días, una sola tarjeta fue recuperada al W del punto de lanzamiento y en este caso se trataba de una tarjeta con la funda de plástico rota y que fue recogida a 40 brazas de profundidad por un arrastrero frente al puerto de Pasajes. En febrero las tarjetas sufrieron una fuerte traslación hacia el norte, llegando hasta Sables d’Olone en Francia. Las tarjetas arrojadas al W alcanzaron una mayor latitud al N, observándose una menor intensidad en la dinámica de estas traslaciones para las arrojadas en Fuenterrabía. En este mes dominaron los vientos de componente W, constituyendo el SW y el NW un 84% de las observaciones. En marzo la traslación también se realiza hacia el E-NE, pero en forma más moderada. Durante este mes dominan los vientos del SW y NW, siendo muy frecuentes los temporales. En el mes de abril la traslación sigue la misma dirección, alcanzando, sin embargo, mayores distancias que en el mes anterior. Los vientos dominantes son ya del NW y disminuye la frecuencia e intensidad de los temporales. En mayo parece existir una cierta estabilidad en las aguas del fondo del Golfo de Vizcaya con una moderada migración de tarjetas hacia el E-NE. En este mes dominan los vientos del NWN. La misma situación se mantiene en el mes de junio y la primera mitad de julio, recuperándose las tarjetas al E de las posiciones de lanzamiento. La situación cambia radicalmente en los días posteriores en que las tarjetas son recuperadas al W. Ello está correlacionado directamente con la variación del régimen de vientos dominantes que comienzan a ser de componente E al finalizar el mes. En agosto la situación general de los vientos dominantes se invierte con respecto al mes anterior, dominan los de componente E y SE manteniéndose un porcentaje de NW. En este mes las tarjetas son trasladadas en su mayor parte hacia el W, pero esporádicamente y bajo la acción de vientos de componente NW las tarjetas cambian de sentido sufriendo una migración inversa hacia el E-NE. Esto explicaría las irregularidades ya puestas de manifiesto por Contreras (1966) en los meses estivales. Estos cambios de dirección de las corrientes se ponen mejor de manifiesto en el mes de septiembre. En efecto, las tarjetas lanzadas desde Mundaca en los primeros días del mes aparecen en la costa francesa, lo que corresponde con vientos dominantes de componente NW  

en los primeros días del mes. Por el contrario, las tarjetas lanzadas posteriormente desde San Sebastián aparecen siempre al W de la posición de lanzamiento. Merece especial atención el caso de las tarjetas lanzadas el día 20 de septiembre desde San Sebastián, a los 9-10 días se encontraron el 5,6% de ellas en la playa de Bakio. Durante esos días dominaron vientos del SE. Lo que llama la atención es el hecho de que las tarjetas «viajaron» juntas y en máximas de 15,4 m., otro ejemplo conocido y más cercano es el de la Bahía de St. Malo en Francia con amplitud de 12 metros, por el contrario en el Mediterráneo o en el paralelo 20o N en la costa atlántica africana la marea es casi inexistente y muy pequeña en Canarias (Figura 8). En nuestra costa la amplitud máxima es de 4,4 m. (Iribar and Ibañez, 1982) en mareas vivas equinocciales y la mínima de 2.2 metros. En función de estos datos podríamos diferenciar en la zona intermareal tres niveles: el supralitoral con una altura de 0,7 m., donde únicamente llega el agua de mar en las pleamares de las mareas vivas, por debajo la zona mediolitoral con una altura de 2,8 metros y que podría subdividirse en mediolitoral superior, media e inferior y que es la zona típicamente sometida a la acción de las mareas, donde puede encontrarse una flora y fauna típicamente intermareal (por ejemplo, en la isla de Txatxarramendi en la Ría de Guernica) y por debajo y con una altura de 0,9 m., la zona infralitoral (que se prolonga por debajo de la línea cero de marea) y que permanece sumergida a excepción de las bajamares de mareas vivas. Esta zonación intermareal teórica puede modificarse bastante en la realidad en aquellos lugares muy expuestos a la acción del oleaje y que tanto abundan en la costa vasca. En estos casos la zona supralitoral se eleva varios metros por encima de su nivel normal. El efecto de la emersión periódica tiene una gran importancia en el desarrollo de la flora y fauna marina que puebla la zona mareal y que habitualmente se encuentra estratificada. Numerosas especies de algas (fucáceas) necesitan esta emersión periódica para sobrevivir y según su resistencia mayor o menor a la desecación ocupan niveles más o menos elevados, observándose en ciertos lugares una clara zonación de las comuni- dades que habitan la franja costera intermareal. Las corrientes superficiales en el Golfo de Vizcaya se pueden decir que son variables, tanto en intensidad como en dirección, dependiendo básicamente de los vientos que hayan soplado en el Atlántico Occidental los días precedentes. De cualquier forma una rama de la Corriente del Golfo gira antes de llegar a las Islas Británicas orientándose hacia el SE, al principio girando hacia el SW y penetrando el Golfo de Vizcaya, para finalmente dirigirse al oeste en el Cantábrico. Cerca de la costa podemos distinguir en invierno, una corriente que discurre hacia el este, paralela a ella y que gira al norte al llegar a las costas francesas, y en verano, básicamente entre los meses de Julio y Octubre, otra corriente, también paralela a la costa. Ambas son de tipo oscilatorio, dependiendo de los vientos reinantes aunque en los meses de Julio y Agosto suele predominar la dirección oeste.

 

Figura 3: Modelo de circulación de las capas de agua en el Atlántico NE. Corriente de Golfo (Gulf stream) Circulación de la capa subsuperficial a 100 m. de profundidad. En este caso las corrientes se deben al efecto termohalino. (Según HELLAN-HANSEN & NANSEN, 1926)  

4.- LA CIRCULACIÓN DEL MAR MEDITERRÁNEO 4.1.- INTRODUCCIÓN El mar Mediterráneo es un mar de latitud media semi-encerrado, o sistema oceánico casi aislado. Muchos de los procesos que son fundamentales para la circulación general de los océanos del mundo también se producen en el Mediterráneo, ya sea de manera idéntica o análoga. El Mar Mediterráneo intercambia agua, sal, calor y otras propiedades con el Océano Atlántico Norte. El Atlántico Norte se sabe que juega un papel importante en la circulación termohalina global, como el sitio principal de formación de aguas profundas e inferiores de la celda termohalina global (cinta transportadora), que abarca los océanos Atlántico, Sur, India y Pacífico. El agua salada originaria del Mediterráneo puede afectar a los procesos de formación de agua y la variabilidad e incluso la estabilidad del estado de equilibrio global termohalino. La geografía de todo el Mediterráneo se muestra en la Figura 1A y la distribución de aguas profundas topografía y la compleja disposición de las costas e islas en la Figura 1B. El mar Mediterráneo se compone de dos cuencas de tamaño casi idéntico, unidas por el estrecho de Sicilia. El Adriático se extiende al norte entre Italia y los Balcanes, la comunicación con la cuenca oriental del Mediterráneo por el estrecho de Otranto. El mar Egeo se encuentra entre Grecia y Turquía, conectado a la cuenca oriental a través de los varios estrechos del arco islas griegas. La circulación del Mediterráneo se ve obligado por las aguas intercambio a través de los estrechos diversos, por la fuerza del viento, y por flujos en flotación en la superficie debido a flujos de agua fría y caliente. La investigación sobre las circulaciones generales y la circulación termohalina del Mar Mediterráneo sus variabilidades, la identificación y cuantificación de los procesos críticos relevantes para la circulación de los océanos y la dinámica climática implica varias cuestiones. Cuestiones conceptuales, metodológicas, técnicas, y en científicas incluyen, por ejemplo, la formulación de múltiples escalas (por ejemplo, cuenca, subcuenca, mesoescala) modelos dinámicos interactivos no lineales; la parametrización de las interacciones aire-mar y flujos, la determinación específica de los procesos regionales de formación y las transformaciones de agua, la representación de la convección y las condiciones de contorno en modelos de circulación general. Está implicado un sistema oceánico no lineal de tres componentes cuyos componentes son: (1) interacción aire-mar, (2) formaciones y transformaciones de masas de agua y (3) elementos de circulación y las estructuras. El documento se centra en los elementos de circulación y sus variabilidades. Sin embargo, con el fin de describir la circulación, las masas de agua deben ser identificadas y descritas.

 

Figura 1. (A) Geografía del Mar Mediterráneo y nomenclatura de las sub-cuencas mayores y estrechos. (B) Topografía del fondo del Mar Mediterráneo y las localizaciones de las formaciones de las masas de agua diferentes. Tabla 1 Masas de Agua del Mediterráneo Nombre de Masa de Agua Aguas profundas del mar Egeo Agua del Adriático Agua Profunda de Creta Agua Intermedia de Creta Agua Profunda del Mediterráneo Oriental Transitoria del Mediterráneo Oriental Agua Intermedia Levantina Agua del Atlántico Modificada Agua Transicional del Mediterráneo Agua Intermedia de Invierno Agua Profunda del Mediterráneo Occidental

 

Acrónimo(inglés) AGDW AW CDW CIW EMDW EMT LIW MAW TMW WIW WMDW

4.2.- CIRCULACIÓN MULTIESCALA Y VARIABILIDADES La nueva imagen de la circulación general en el Mar Mediterráneo que está surgiendo es compleja, y compuesta por la interacción de tres escalas espaciales predominantes: escala de cuenca (incluyendo la circulación termohalina (vertical), la escala sub-cuenca, y la de mesoescala. La complejidad y las escalas se derivan de las múltiples fuerzas impulsoras, de fuertes influencias topográficas y costeras, y de los procesos internos dinámicos. Existen: corrientes libres, límites y chorros que se bifurcan, serpean y crecen y derraman vórtices de anillo, giros ciclónicos y anticiclónicos permanentes y recurrentes a escala de subcuenca, y remolinos pequeños de mesoescala, pero enérgicos. Como las escalas están interactuando, los aspectos de todas son necesariamente discutidas cuando se habla de cualquier escala individual. El camino para la difusión del Agua Intermedia Levantina (LIW, acrónimo en inglés ) de la región de formación a los mares adyacentes, junto con la circulación termohalina se muestran en la Figura 2, donde todo el Mediterráneo se muestra esquemáticamente en dos cuencas conectadas (Occidental y Oriental). Las células termohalinas internas existentes en el Mediterráneo occidental y oriental tienen interesantes analogías y diferencias entre sí y con la circulación global termohalina. En la cuenca occidental (Figura 3) de la célula a escala de cuenca termohalina es conducida por agua profunda formada en el Golfo de León y se extiende desde allí. Se han identificado giros importantes a escala de sub-cuenca en la termoclina principal en los mares de Alborán y Baleares. Existe una intensa actividad de mesoescala y se demuestra por las inestabilidades a lo largo de la corriente de la costa, por los remolinos a medio mar y a lo largo del de la turbulencia del borde exterior del flujo del giro a escala de sub cuenca.

Figura 2. Esquema de las células termohalinas y trayecto del Agua Intermedia Levantina en el Mediterráneo. La célula termohalina a escala de cuenca de la cuenca oriental se representa de forma genérica en la Figura 3B y discutirá con más detalle en la siguiente sección. La circulación general a escala de cuenca de la termoclina principal se compone de giros a escala de subcuenca de energías dominantes enlazadas por chorros a escala de sub-cuenca. La actividad de mesoescala se muestra con un campo de remolinos internos, meandros a lo largo de la frontera de flujo turbulento de un giro a escala de sub-cuenca, y como segmentos de meandros de chorros. El chorro de agua del Atlántico con sus inestabilidades, bifurcaciones, y múltiples caminos, viaja desde Gibraltar hasta el Levantine es una característica a escala de cuenca que no se muestra en la Figura 3 por esto también pertenece al flujo de retorno del agua intermedia.

 

Figura 3.- Esquema de las escalas de las variabilidades de circulación en (A) Mediterráneo occidental y (B) Mediterráneo oriental. 4.3.- CIRCULACIÓN A GRAN ESCALA Los procesos de importancia global para la dinámica del clima oceánico incluyen la circulación termohalina, la formación y la transformación de masas de agua, la dispersión, y la mezcla. Estos procesos se muestra esquemáticamente en la Figura 4A y B para las cuencas occidental y oriental. Las cuencas mediterráneas son cuencas de evaporación (lagunas), con flujo de agua fría del Atlántico a través del Estrecho de Gibraltar y en el este del Mediterráneo por el Estrecho de Sicilia. Aguas relativamente frescas de origen atlántico que al circular en el del Mediterráneo aumentan su densidad debido a la evaporación (E) que es superior a la precipitación (precondicionamiento salinidad advectiva), y luego forman nuevas masas de agua a través de eventos de convección impulsados por un enfriamiento local intenso (Q) debido a las tormentas de invierno. Agua del fondo se produce: en la cuenca occidental (WMDW) en el Golfo de León (Figura 4) y de la cuenca oriental (Figura 4B) en el Adriático sur (EMDW, que se hunde hacia abajo a través del Estrecho de Otranto). Recientes  

observaciones indican también formación en aguas profundas (LDW) en la cuenca del noreste de Levante durante los inviernos excepcionalmente fríos, donde regularmente es agua intermedia (LIW) formada estacionalmente. La evidencia ahora muestra que la formación de LIW ocurre en la mayor parte de la cuenca levantina, pero preferentemente en el norte, probablemente debido a factores meteorológicos. La LIW es una masa importante de agua que circula a través de las cuencas del este y oeste y contribuye principalmente al flujo desde Gibraltar hasta el Atlántico, mezclada con un poco de EMDW y junto con WMDW. Además, aguas intermedias y profundas (pero no de fondo) se forman en el mar Egeo (AGDW) que se proporcionan a la cuenca oriental a través de sus estrechos. Como se verá más adelante, el agua conocida como AGDW, ahora se identifica como Agua Intermedia de Creta (CIW) y Agua Profunda de Creta (CDW). Preguntas importantes de investigación se relacionan con la fase de preacondicionamiento, formación, difusión, dispersión, y mezcla de estas masas de agua. Esto incluye: fuentes internas y forzadas de variabilidad; el espectro y las cantidades relativas de los tipos de aguas formadas, recirculación dentro de las cuencas mediterráneas, y flujos a través de los estrechos, y ubicaciones reales de surgencia. Una descripción cualitativa de toda la cuenca de la circulación termohalina en la cuenca occidental del mar Mediterráneo ha sido recientemente proporcionada por Millot (véase Bibliografía). Resultados sobre la base de cruceros en diciembre de 1988 y agosto de 1989 indicaron que la capa más profunda en el Mediterráneo occidental era 0.12ºC más cálida y sobre 0.33 PSU más salina que en 1959. El análisis de estos datos junto con los de anteriores cruceros ha mostrado una tendencia de las temperaturas al continuo aumento en las últimas décadas. Sobre la base de la consideración del calor y el contenido de agua del Mediterráneo, la tendencia de la temperatura en aguas profundas se especuló originalmente que era el resultado de los gases de efecto invernadero en el calentamiento local. Un argumento más reciente considera que la reducción antropomórfica de los flujos del agua de río en la cuenca oriental es la principal causa de esta tendencia al calentamiento. Desde el comienzo del siglo XX, cuando las primeras investigaciones en el Mar Mediterráneo se llevaron a cabo (1908), hasta mediados de 1980, tanto las cintas transportadoras intermedias como profundas de la cuenca oriental presentaron características bastantes constantes. El Adriático ha sido históricamente considerado como el principal contribuyente a las aguas profundas y de fondo del mar Jónico y así como de las cuencas levantinas, lo que indica un ciclo casi perfecto tanto en las características de la repetición de masas de agua y las tasas de formación durante este largo período. Roether y Schlitzer en 1991 encontraron que la circulación termohalina en la cuenca oriental se compone de una única célula convectiva coherente que conecta las cuencas de Levante y el Jónico y tiene un tiempo de rotación de 125 años por debajo de 1200 m. Sus resultados indicaron que el agua formada en el Adriático es una mezcla de las aguas superficiales (AW) y Agua Intermedia Levantina (ILW) del Mediterráneo. El mar Egeo ha sido reportado como una posible fuente secundaria, proporcionando aguas densas a las capas inferiores intermedias y/o profundas, a saber, Agua Intermedia de Creta (CIW), que afectó principalmente a la región adyacente del Arco de Creta en el Mediterráneo oriental. Desde 1946 se observaron aumentos de las densidades en el sur del Mar Egeo en 1959-1965 y 1970-1973. Estos hechos se produjeron en condiciones meteorológicas extremas. Sin embargo, las cantidades de agua densa producida nunca fueron suficientes para afectar a todo el Mediterráneo oriental. La imagen tradicional histórica de las propiedades del agua se ilustra en la Figura 5A mediante una sección vertical oeste-este de la salinidad a través del Mediterráneo oriental.

 

Figura 4.- Los procesos de interacción de aire-mar, la formación de masa de agua, dispersión, y la transformación. (A) Mediterráneo Occidental, (B) Mediterráneo oriental, (C) Mediterráneo oriental (después de la transitoria Mediterráneo Oriental).  

 

Figura 5. Secciones verticales oeste-este de la salinidad en el Mediterráneo Oriental. (A) 1987, (B) 1995, (C) 1999. Después de 1987, se produjeron los cambios más importantes en la circulación termohalina y propiedades del agua en toda la cuenca, jamás detectada en el Mediterráneo. El mar Egeo, que sólo había sido un contribuyente menor a las aguas profundas, llegó a ser más eficaz que la del Adriático, como nueva fuente de aguas profundas y del fondo del Mediterráneo oriental. Esta fuente proporciona una masa de agua más caliente, más salina, más densa y profunda que el agua existente profunda del Mediterráneo Oriental (y de fondo) (EMDW) de origen Adriático. Su producción total fue estimada para el período comprendido entre 1989-95 en más de 7 Sv, que es tres veces mayor que la del Adriático. Después de 1990, esta CIW parecía estar formada en el sur del mar Egeo con características modificadas. Esta CIW más cálida y más salina (menos densa que la más antigua) sale del mar Egeo, principalmente a través del estrecho arco occidental de Creta y se propaga en las capas intermedias, en los llamados horizontes LIW, en la mayor parte del mar Jónico, bloqueando la ruta del oeste de la LIW. Estos cambios han alterado profundamente las cintas transportadoras profundas/internas y superiores/abiertas del Mediterráneo oriental. Este cambio abrupto en el “clima oceánico” del Mediterráneo ha sido nombrado el Transitorio Mediterráneo Oriental (EMT). Varias hipótesis han sido propuestas en relación con las posibles causas de este evento termohalina único, entre las que se incluyen: (1) la redistribución interna de sal, (2) cambios en la presión atmosférica local, obligando a combinarse con un cambio a largo plazo de la salinidad, (3) cambios en los patrones de circulación que conducen al bloqueo situaciones relativas al Agua del Atlántico Modificada (MAW) y el (LIW), y (4) las variaciones en el agua más fresca de entrada proveniente del Mar Negro a través del Estrecho de los Dardanelos. La producción de aguas profundas locales más densas de lo habitual comenzó en el invierno de 1987, en la meseta Kiklades del Egeo meridional. La combinación del aumento continuo de la salinidad en el Egeo meridional durante el período comprendido entre 1987- 92, seguido por caída de la temperatura significativa en 1992 y 1993 causó la formación masiva de agua densa. El aumento de la salinidad en general en el mar de Creta era alrededor de 0.1 psu,  

debido a un período constante de disminución de las precipitaciones sobre el Egeo y el Mediterráneo oriental. Este fenómeno meteorológico podría atribuirse a una variabilidad de mayor escala de la atmósfera como la Oscilación del Atlántico Norte. Por otra parte, la capa de red superior (0- 200 m), de transporte de sal en el mar Egeo desde el Levante se incrementó de una a cuatro veces durante el período 1987-94 debido no sólo a la época seca, sino también por los cambios significantes de las características de las vías de comunicación de agua. Esta era una fuente secundaria de sal para el Egeo sur, que ha precondicionado la formación de agua densa. El segundo período se caracteriza por el enfriamiento de las aguas profundas alrededor de 0.35ºC, en relación con los inviernos excepcionalmente fríos de 1992 y 1993. La pérdida mayor de calor en invierno desde 1985 en el Adriático y desde 1979 en el Egeo se observó en 1992. Durante este invierno un vuelco casi total de la columna de agua se produjo en el mar de Creta. La densidad del agua recién formada, es decir, de la llamada Agua Profunda de Creta (CDW), alcanzó su valor máximo en 1994- 95 en el mar de Creta en el Egeo meridional. La producción masiva de agua densa causó un profundo y fuerte flujo de salida través del arco de estrechos de Creta hacia el mar Jónico y las cuencas levantinas. Curiosamente, el pico de la tasa de producción, alrededor de 3 Sv, se produjo en 1991-92 cuando el 29.2 𝜎! isopícnicas se elevó hasta la capa superficial. Si bien su producción en aguas profundas en el Egeo es cada vez más eficaz con el tiempo, en el Adriático se detuvo después de 1992. Las condiciones en 1995 se ilustran en la Figura 5B por una sección vertical oeste-este de la salinidad a través del Mediterráneo oriental. El período comprendido entre 1995-98 se caracteriza por la continua disminución de la producción de CDW, de 1 a 0,3 Sv. El nivel de CDW en el estrecho se encuentra aproximadamente a las profundidades de umbral (800-1000m). El flujo de salida profunda también se ha debilitado, especialmente los del oeste del Estrecho de Creta. Por otra parte, la densidad del flujo de agua saliente ya no es suficiente para hundirse hasta el fondo y por lo tanto el agua procedente del reciente flujo de salida del mar Egeo se ha establecido por encima de la masa de agua de abajo más antigua del Egeo, en capas de entre 1500 y 2500m. Por otro lado, el mar Egeo sigue contribuyendo a la CIW para las capas intermedias del Mediterráneo oriental. La salinidad en el Mediterráneo oriental en el año 1999 se muestra en la Figura 5C. La intrusión de las densas aguas del mar Egeo inició una serie de modificaciones no sólo en la hidrología y la dinámica de toda la cuenca, sino también en la estructura química y algunos parámetros biológicos del ecosistema. El CDW densa, muy oxigenada ha llenado las partes profundas e inferiores del Mediterráneo oriental, que sustituye al antiguo origen de EMDW Adriático, que se ha levantado varios cientos de metros. Este proceso llevó a aguas pobres en oxígeno, ricas en nutrientes más cerca de la superficie, por lo que en algunas regiones la mezcla de invierno puede traer nutrientes adicionales a la zona eufótica, mejorando la producción biológica. Después de 1991, el flujo de salida profundo de Creta comenzó a ser compensado por la intrusión en el Egeo meridional de las capas emergidas de viejas aguas medias del Mediterráneo oriental que se encuentran lo suficientemente superficiales en las proximidades del Estrecho de Creta. Estas aguas, a saber, el Agua Transicional del Mediterráneo (TMW), poco a poco formaron una capa distinta intermedia (150- 500m) al sur en el mar Egeo, que se caracteriza por la temperatura, salinidad y oxígeno mínimos y de nutrientes máximos. Esto ha aumentado la estratificación ya débil y enriquecida con nutrientes de uno de los mares más oligotróficos del mundo. Esta nueva estructura impide la convección profunda de invierno de 250m. Finalmente, en 1998-99, la presencia de la TMW se redujo mucho, principalmente como resultado de la mezcla. Los cambios simultáneos en ambas cintas transportadoras superiores y profundas del Mediterráneo oriental pueden afectar a los procesos y las características del agua de los mares  

vecinos. La contribución del Egeo a las capas intermedias y profundas aún está activa. La variabilidad en las aguas intermedias pueden alterar el precondicionamiento de la formación de agua densa en el Adriático, así como en el Mediterráneo occidental. Por otro lado, los cambios en las aguas profundas puede afectar a las características de la formación de LIW. Si el régimen termohalina actual regresará eventualmente a su estado anterior o llegará a un nuevo equilibrio es todavía una cuestión abierta. 4.4.- ESCALA DE CIRCULACIÓN SUB-CUENCA La Figura 6 muestra los patrones de circulación en el Mediterráneo occidental para los diferentes tipos de aguas. El AW en el Mar de Alborán fluye anticiclónicamente en la porción occidental de la cuenca occidental, mientras que un patrón más variable se produce en la parte oriental. La vena que fluye de España a Argelia se denomina el chorro Almería-Orán. Más al este, la MAW es transportada por la Corriente de Argelia, que es relativamente estrecha (3050 km) y (200-400) de profundidad en el oeste, pero se hace más ancha y más delgada conforme avanza hacia el este a lo largo de la pendiente argelina hasta el Canal de Cerdeña. Meandros de pocas decenas de kilómetros, a menudo remolinos costeros, se generan debido al carácter inestable de la corriente. Los remolinos ciclónicos son relativamente superficiales y de corta duración, mientras que los anticiclonicos duran semanas o meses. La corriente y sus fenómenos asociados de mesoescala pueden ser perturbados por los remolinos de mar abierto. La zona de almacenamiento que está formada por el embalse de MAW en la cuenca argelina desconecta el flujo de entrada del flujo de salida normalmente en escalas de tiempo relativamente cortas. La variabilidad grande a mesoescala caracteriza el Canal de Sicilia. En el mar Tirreno, tanto el flujo a lo largo de Sicilia y la península italiana y la actividad a mesoescala en el mar abierto son las características dominantes. Los flujos de MAW oeste-este de Córcega se juntan y forman la corriente llamada Liguro-Provenzo-Catalana, que es la Corriente Norte de la cuenca a lo largo de las costas al sur-oeste de Europa. La actividad de mesoescala es más intensa en invierno, cuando esta corriente se vuelve más gruesa y más estrecha que en el verano. Hay también una fuerte variabilidad estacional en la mesoescala en el mar Balear. Intensa actividad barotrópica de remolinos de mesoescala se propaga al mar desde la costa de invierno a primavera, e induce una variabilidad estacional en mar abierto.

 

Figura 6. Esquema de la circulación de masas de agua en el Mediterráneo occidental. (A) MAW-WIW; (B) LIW-TDW: (C) TDW-WMDW  

Hay evidencia de que el Agua Intermedia de Invierno (WIW) formada en el Mar de Liguria y el Golfo de León puede ser mayor que el de Agua Profunda en el Mediterráneo Occidental (WMDW). Esta WIW puede salir en Gibraltar con LIW más fácilmente que la WMDW. Además, aparte de la LIW también hay otras aguas intermedias con origen en el Mediterráneo oriental que circulan y participan en los procesos de la cuenca occidental. Una vez que el WMDW ha distribuido y acumulado a profundidades superiores a 2000m en la cuenca argelino-provenzal, el camino más fácil para ella es hacia las profundidades del mar Tirreno ( 3900m). La cantidad de WMDW sin mezclar, en el Mediterráneo occidental y especialmente en el sur del Mar Tirreno se controla automáticamente por la densidad del flujo en cascada desde el Canal de Sicilia y por tanto de los procesos de formación de agua densa en el Mediterráneo oriental. El Tirreno al sur, es un lugar clave para la mezcla y la transformación de las masas de agua, los procesos dentro del Mediterráneo oriental desempeñan un papel dominante en toda la cuenca del Mediterráneo. En la cuenca de la región oriental las características energéticas a escala sub-cuenca (chorros y giros) están vinculadas a la construcción de la circulación en toda la cuenca. Existen importantes variabilidades e incluyen: (1) la forma, posición y fuerza de los giros permanentes de la sub-cuenca y sus lóbulos inestables, centros múltiples y de meandros mesoescala y remolinos, (2) patrón de meandros, estructura de bifurcación, y fuerza de los chorros permanentes y (3) aparición de remolinos y torbellinos transitorios aperiódicos, chorros, y filamentos. La figura 7 muestra un modelo conceptual en el que un chorro de agua atlántica entra en la cuenca oriental a través del estrecho de Sicilia, serpentea por el interior del mar Jónico, que se cree alimenta a la mitad del chorro Mediterráneo, y sigue sembrando a través de la central de Levante todo el camino hasta las costas de Israel. En la cuenca levantina, este Chorro Medio Mediterráneo se bifurca, un ramal va hacia Chipre y luego hacia el norte para alimentar a la corriente de Asia Menor, y una segunda rama se separa y fluye hacia el este, y luego se vuelve hacia el sur. Importantes características de sub-cuenca incluyen: el giro ciclónico de la isla de Rodas, el giro anticiclónico en Mersa Matruh, y el sistema de remolinos anticiclónicos del sudeste de Levante, entre ellos el remolino recurrente Shikmona al sur de Chipre. El diámetro de los giros es generalmente de entre 200 y 350 km. El flujo en la termoclina superior es del orden de 10-20cm/s. Una tabulación de las características de la circulación en el Mediterráneo oriental y sus características se presentan en la Tabla 1.

 

Figura 7. Características de circulación a escala sub-cuenca y mesoescala en el Mediterráneo oriental. Durante el período comprendido entre 1991-95, una gran característica anticiclónica de tres lóbulos desarrollado en el Levante sur-oeste (desde el extremo oriental del Paso cretense, 26ºE hasta 31ºE), bloqueo el flujo LIW libre hacia el oeste, , desde el Levante en el Jónico, causando una recirculación de la LIW dentro de la Cuenca oeste de Levante. A pesar de que remolinos anticiclónicos múltiples y coherentes eran también muy comunes en el área antes de 1991 (como el Ierapetra y Mersa Matruh), en 1991-95 el patrón difiere significativamente, con tres anticiclones de tamaño relativamente grande cubriendo toda la zona. Esta característica parece comprender el Anticiclón Mersa-Matruh y Ierapetra. Más aún, las imágenes de 1998-99 de TSM de infrarrojos indican que el área aún estaba ocupada por grandes estructuras anticiclónicas. En los conjuntos de datos recogidos a finales de 1998 y principios de 1999 se indica que este patrón de circulación se había invertido a ciclónico, lo que confirma el carácter transitorio de estos remolinos. En consecuencia, la Corriente Atlántico Jónico (AIS) no estaba fluyendo desde Sicilia hacia el Jónico del norte, sino directamente hacia el este cruzando el mar Jónico central hacia el pasaje cretense (Tabla 2). La variabilidad estacional de la circulación de la década de 1980 en el Mar Egeo meridional ha sido reemplazada por un patrón bastante constante en el período de la EMT (1991-98). Por lo tanto, los remolinos del mar de Creta estaban en una evolución estacional en la década de 1980 (siempre presente), mientras que en la década de 1990 hubo una sucesión constante de tres giros principales (un ciclón en el oeste, un anticiclón en la región central y de nuevo un ciclón al este) que presentó variabilidad espacial.

4.5.- LA CIRCULACIÓN MESOESCALA La escala horizontal de remolinos de mesoescala está generalmente relacionada con un radio de deformación algo más grande que el de Rossby. En el Mediterráneo el radio interno es  

O(10-14) km o cuatro veces menor que los valores típicos para la mayor parte de los océanos del mundo. El estudio de las inestabilidades de mesoescala, meandros y remolinos por lo tanto requiere un muestreo de una resolución muy fina. Por esta razón, las características de mesoescala sólo recientemente se han encontrado diferentes, tanto en las cuencas occidental y oriental, incluyendo las variabilidades de mesoescala asociadas con las corrientes costeras de la cuenca occidental y de remolinos energéticos mesoescala de mar abierto en la cuenca levantina. En la cuenca occidental, intensos fenómenos de mesoescala se han detectado utilizando la información vía satélite y las mediciones de corrientes. La actividad de mesoescala se presenta como la inestabilidad a lo largo de las corrientes costeras (es decir, la corriente de Argelia) que conducen a la formación de remolinos de mesoescala que eventualmente se pueden mover a través de la cuenca o interactuar con la corriente misma. A lo largo de la Corriente de Argelia remolinos ciclónicos y anticiclónicos se desarrollan y evolucionan durante varios meses, derivando lentamente hacia el este (a unos pocos kilómetros por día). Los remolinos anticiclónicos en general, aumentan de tamaño y se desprenden de la costa. Algunos pueden desplazarse cerca del talud continental de Cerdeña, donde existe una corriente bien definida de LIW, donde son capaces de tirar de fragmentos de LIW hacia el mar. Antiguos remolinos marinos se extienden profundamente en la columna de agua y duran desde varios meses hasta un año. A veces entran en las regiones costeras e interactuan con la Corriente de Argelia. En las zonas costeras las corrientes mesoescala parecen estar cizalladas fuertemente en sentido vertical. Esto indica claramente que los remolinos pueden modificar la circulación sobre un área relativamente amplia y por períodos de tiempo relativamente largos. Los remolinos a lo largo de la costa argelina, pueden ser especialmente vigorosos, la inducción de corrientes de una fortaleza de 20-30 cm/s por períodos de unas pocas semanas. Variaciones más complejas de las corrientes también se han medido a 300 metros y a veces a 1000 m. La actividad de mesoescala se ha observado en la cuenca del norte (es decir, a lo largo del oeste y del norte de las Corrientes de Córcega). Los remolinos costeros corsos son típicamente anticiclónicos y ubicados mar adentro a lo largo de la costa de Córcega. Una serie de experimentos se llevaron a cabo para investigar los fenómenos de mesoescala en el mar de Liguria. Los resultados de la medida de una matriz de 1-año para la zona costera del sur en el Canal de Córcega se muestran en la (Figura 8D). Las corrientes mesoescala se caracterizan por la ocurrencia permanente y por una estructura baroclínica con amplitud relativamente grande en la superficie, moderada en el nivel intermedio y todavía perceptible en la profundidad, lo que indica un cizallamiento grande vertical de las corrientes horizontales. Un muestreo dedicado de alta resolución en la cuenca levantina llevó al descubrimiento de remolinos energéticos de mesoescala de océanos abiertos, así como chorros y filamentos. Esto fue confirmado por un experimento de mesoescala en agosto-septiembre de 1987 en la cuenca oriental. Remolinos de mesoescala que interactúan dinámicamente con la circulación general se producen con diámetros del orden de 40-80 km. A partir de este análisis se han revelado una notable interacción energética sub-cuenca/mesoscala en la cuenca levantina y una termostad notable en el Jónico. La figura 8A muestra una sección transversal de temperatura de perfiles XBT recogidos en el verano de 1987 a través del chorro la MedioMediterráneo, al oeste de Chipre Giro, MMJ, y la frontera norte del remolino Shikmona (sección ABCD se muestra en la Figura 8C). La figura 8B muestra la sección de XBT idéntica tras un a filtro pirámide, con la aplicación de una distancia horizontal de influencia de 50 km. El filtro ha eliminado características escala muy pequeños mientras se mantiene la estructura de mesoescala.

 

Figura 8. (A) sección transversal de la temperatura de mesoescala XBT en POEM AS87 largo de la sección ABCD. (B) Sección transversal de temperatura filtrada de la utilizando un filtro de pirámide con radio de influencia de 50 km. (C) Ubicación de la sección transversal superpuesto a la anomalía de altura dinámica de la encuesta AS87 (excepto XBT). (D) Velocidades de una matriz de medición de corriente en el Canal de Córcega. 4.6.- MODELADO Una investigación realizada en la década de 1980 y la imagen del desarrollo de la circulación del Mediterráneo multiescala fueron acompañados por una nueva era del modelado numérico en todas las escalas. Los esfuerzos de modelado incluyeron: modelos de agua en masa, modelos de circulación general, y modelos de datos de asimilación. La dinámica en los modelos incluyeron: ecuaciones primitivas, las formulaciones no hidrostáticos y cuasigeostrofía. La asimilación de las encuestas de cooperación del Mediterráneo oriental de los años 1980 y 1990 en modelos dinámicos desempeñaron un papel significativo en la identificación de características a escala sub-cuenca. Los resultados de los modelos numéricos que se muestran en la Figura 9 muestran la existencia de numerosas características a escala sub-cuenca, tal como se esquematiza en la figura 7.  

Figura 9. Campo de velocidades para el Mediterráneo oriental a 10m de profundidad a partir de un modelo dinámico mediante ecuación primitiva de resolución de remolino. En los últimos años el modelado numérico de la circulación general del Mediterráneo ha avanzado mucho. El aumento de la capacidad de procesamiento informático ha permitido el diseño de modelos de resolución de remolinos con espaciado de cuadrícula de un octavo y un dieciseisavo de grado en toda la cuenca y más alto en algunas de sus partes. Un ejemplo del resultado de dicho modelo se muestra en la Figura 10. Muchos de estos modelos incorporan sofisticadas parametrizaciones, forzamiento atmosférico (por ejemplo, esquemas interactivos) que imitan con éxito los mecanismos existentes de retroalimentación entre la atmósfera y el océano. Se han llevado a cabo estudios utilizando forzamiento atmosférico perpetuo de 1 año, sobre todo con el objetivo de estudiar el ciclo estacional, así como forzamiento atmosférico interanual. Los estudios se han centrado principalmente en la reproducción y la comprensión del ciclo de las estaciones, los procesos de formación de agua profunda e intermedia y de la variabilidad interanual del Mediterráneo. Estos han demostrado la existencia de una fuerte respuesta del Mar Mediterráneo al forzado atmosférico estacional e interanual. Tanto la variabilidad estacional e interanual del Mediterráneo parece ocurrir en la escala de giro subcuenca.

 

Figura 10. Temperatura y superposición de vectores de velocidad a 10m de profundidad a partir de una simulación numérica de todo el mar Mediterráneo. (B) A color. El Jónico y las zonas orientales Levantinas parecen se más propensos a los cambios interanuales que el resto del Mediterráneo. Experimentos de sensibilidad de forzamiento atmosférico muestran que las anomalías en los grandes eventos de viento invernales pueden cambiar el tiempo de ocurrencia del ciclo estacional. Esto introduce el concepto de una "memoria" del sistema que 'condiciona previamente' el mar en escalas de tiempo del orden de una estación a un año. En los estudios de formación de agua profunda e intermedia, el uso de forzamiento atmosférico de alta frecuencia (6h), (en contraste con el forzado mensual utilizado anteriormente) era crucial en la correcta reproducción de las profundidades de convección observadas y las tasas de formación. Esto demuestra la naturaleza intermitente y con frecuencia violenta de este fenómeno, que está vinculado a una serie de eventos de tormentas específicas que se producen durante cada invierno en lugar de a un enfriamiento gradual y  

continuo durante dicho invierno. El uso de los modelos numéricos de alta resolución, tanto en el oeste y el este del Mediterráneo, permitió el estudio del papel de los remolinos baroclínicos, que se forman en la periferia de la chimenea por las inestabilidades del borde serpenteante de la corriente, en la convección de mar abierto. Estos remolinos se demostró que afectaban la flotabilidad horizontal hacia el centro de la chimenea, reduciendo así la eficacia del enfriamiento atmosférico en la producción de una capa profunda de mezcla por convección. Estos resultados están de acuerdo con anteriores trabajos teóricos y de laboratorio. La capa de LIW, que se extiende sobre el conjunto del Mediterráneo se encontró que juega un papel importante tanto en la parte occidental (Golfo de León) y las del Este (Mar Adriático) en los sitios de formación de aguas profundas y más específicamente en el "precondicionamiento" del proceso de formación. Se demostró que la existencia de esta capa influye mucho en la profundidad de penetración de la convección de invierno en estas áreas. Esto está relacionado con el hecho de que la capa LIW con su alto contenido en sal disminuye el contraste de densidad en las capas intermedias, permitiendo así que la convección penetre más profundamente. Este resultado muestra la existencia de teleconexiones e interdependencias entre sub-cuencas del Mediterráneo. Una serie de modelos numéricos han sido desarrollados para simular y comprender los orígenes y la evolución de la Transitoria del Mediterráneo Oriental. Estos modelos indican que los cambios observados pueden ser al menos parcialmente explicados como una respuesta en el forzamiento a la variabilidad. El cambio observado, con aguas profundas de muy alta densidad producido en el mar Egeo, ha sido muy bien reproducida por los modelos. Experimentos de sensibilidad sin la anomalía de la precipitación, confirman que este factor fue un importante contribuyente a la aparición y evolución de la Transitoria del Mediterráneo Oriental, ya que actuó como un "precondicionador 'a esta última por el aumento importante de la salinidad en la zona. El aumento de la producción de aguas profundas en el Mar Egeo ha supuesto un depósito de sal en las capas profundas y de fondo con una disminución simultánea en las de más arriba. A medida que la tasa de rotación de las aguas por debajo de 1200 m se ha estimado en más de 100 años, esta sal tardará muchas décadas para volver a las aguas superiores. Su regreso, sin embargo, bien podría inducir cambios en la circulación termohalina, teniendo en cuenta la dependencia de las dos posibles fuentes de aguas profundas en la fase de preacondicionamiento de la salinidad. Por lo tanto, pasarán muchas décadas antes de que el Mediterráneo oriental vuelva a un nuevo estado cuasi-estacionario. Una pregunta interesante a este respecto es si el sistema recuperará su modo de funcionamiento anterior, con una sola fuente de producción en aguas profundas en el Mar Adriático o evolucionará hacia una forma totalmente diferente, tal vez incluso con una dirección imprevista.

4.7.- CONCLUSIONES El mar Mediterráneo se sabe ahora que tiene una termohalina compleja, con una conducción de flujo de viento y agua impulsada por circulación multi-escala con variabilidad interactiva. La vigorosa investigación reciente, tanto experimental como de modelado, ha llevado a esta imagen interesante y compleja. Sin embargo, la historia completa todavía no se ha escrito. Debemos esperar a ver como se desarrolla la historia y ver cuantos estados de la circulación existen, ¿qué cambios se producen y si se repiten o no las condiciones.

 

5.- CIRCULACIÓN DE LAS CORRIENTES EN EL MEDITERRÁNEO OCCIDENTAL 5.1.- INTRODUCCIÓN Un argumento es que una masa de agua se extiende desde un área de origen forzada por el efecto de Coriolis siguiendo las isobatas, con lo que fluye principalmente hacia la izquierda a lo largo del talud continental en un mar cerrado. Otro argumento es que las fuerzas principales que rigen la circulación general, muestran variaciones espaciales suaves, de modo que no quedará ninguna ramificación en medio de un mar. La creencia básica es que las grandes corrientes son generalmente estructuradas como venas inestables, en vez de flujos anchos y suaves, siguiendo por lo general la costa y/o el talud continental, en lugar de cruzar el mar. Otra creencia es que los fenómenos de mesoescala se deben principalmente a la inestabilidad de estas corrientes costeras y pueden tener una importancia importantísima para la circulación de todas las masas de agua. Hace 25 años, una cantidad relativamente grande de mediciones realizadas in situ, estaban disponibles en la parte norte del mar, recogidas ya sea para estudiar los procesos de formación de agua densa, o en el marco de los programas ordinarios realizados por los laboratorios costeros. Por lo tanto, en esa zona los fenómenos se han comprendido mejor, y los diagramas de circulación de 1987 se detallaron mejor, especialmente debido a que la propia circulación era bastante estable. En la parte meridional del mar, los datos hidrológicos eran muy escasos y de series de tiempo actual no está disponible, por lo que eran principalmente basados en datos obtenidos por teledetección, aunque coherentes con toda la disposición de datos in situ, y sobre la base de los argumentos teóricos mencionados los diagramas fueron dibujados. Esto explica por qué era esencialmente, tan incompletos e hipotéticos. Sin embargo, estos diagramas de circulación se presentaron como "nuevas referencias” para futuros trabajos, en el entendimiento claro de que serían sin duda complementados muy poco, y en caso necesario, “corregidos". Como cuestión de hecho, se llevaron a cabo importantes experimentos en todo el mar, sobre todo por los equipos de la EUROMODEL/MAST-1,2 (COM-La Seyne, ICM-Barcelona, SO-La Spezia y UIB-Palma) en asociación con la mayoría de los otros grupos interesados en el Mediterráneo occidental, mientras que varios experimentos de laboratorio sofisticados y modelos numéricos se llevaron a cabo, principalmente por otros equipos de este grupo (EUROMODEL Group, 1995). Entre los estudios experimentales, algunos son esenciales, ya que han permitido una notable mejora de los diagramas de circulación. Durante el experimento MEDIPROD-5, llevado a cabo en la cuenca de Argelia en 1986-1987 en el marco del Experimento Mediterráneo Occidental de Circulación Violette ZLA, 1990., se realizaron más de 100 CTD durante un crucero de 1 mes, lanzando cinco boyas a la deriva y con el despliegue de 28 correntímetros en ocho amarres durante 9 meses. Posteriormente, en 1990-1991 en el experimento PRIMO-0 durante el cual más de 60 correntímetros en 15 amarres fueron desplegados para varios meses entre los canales de Córcega e Ibiza, en los que fueron recogidos datos CTD con regularidad. En el período 1993-1994 el experimento PRIMO-1 hizo observaciones interesantes entre Cerdeña, Túnez y Sicilia. El experimento Tetis-2/MAST-2 fue puesto en marcha dos veces al mes entre Francia y Argelia. Finalmente, durante los cruceros Argel y ELISA/MAST-3 en el período 1996-1997 cerca de Argelia, se mostraron intensivamente diversos fenómenos de mesoescala. Todo ello permitió un marcado desarrollo de los diagramas de 1987, con el objetivo principal del trabajo de presentar y discutir nuevas características esquematizadas de circulación. Se propuso nuevos argumentos acerca de la formación, circulación y mezcla de las aguas  

intermedias y profundas, principalmente, lo que podría modificar las ideas generalmente aceptadas sobre el funcionamiento de todo el mar Mediterráneo. 5.2.- AGUA DE ORIGEN ATLÁNTICO 5.2.1.- El Mar de Alborán En primer lugar es necesario mencionar que, sobre todo gracias al experimento de Gibraltar, una gran cantidad de artículos fueron publicados sobre la dinámica del estrecho. Entre los resultados definitivos ya obtenidos, se puede concluir que: Los flujos podrían ser significativamente menores que los estimados previamente, el intercambio tiende a ser máximo a principios del año y submáximo más tarde, el agua del Mediterráneo puede ser levantada desde unos pocos cientos de metros, y la mayor parte de la señal barotrópica es inducida por el forzado de la presión atmosférica.

Figura 11. Circulación de Agua Atlántica Modificada (MAW) y Agua Intermedia de Invierno (WIW)

 

Figura 12. Circulación del Agua Intermedia Levantina (LIW) y el Agua Densa del Tirreno (TDW). El agua del Atlántico en el mar de Alborán describe, como ya se ha esquematizado, un giro anticiclónico casi permanente en el oeste y un circuito más variable en el este. Se realizaron varios experimentos en este circuito cuando era ciclónico mientras que algunas imágenes de infrarrojos indican claramente que los filamentos se extienden al este hacia al Cabo de Gata durante días, al parecer en relación con fuertes vientos del oeste. No obstante, el circuito en el este podría ser anticiclónico la mayor parte del tiempo. En tal situación, la vena que fluye desde España a Argelia es ahora comúnmente llamada 'el chorro Almería-Orán, y su parte oriental fue escogida a menudo para realizar estudios de dinámica frontal. Pequeños remolinos ciclónicos fueron representados también ahí, así como todo el giro occidental, Mientras que las variaciones en la estructura de los giros se han documentado, especialmente con imágenes infrarrojas de en las que también se consideraron datos altimétricos. Modelos numéricos y experimentos de laboratorio (1996) destacan el acoplamiento entre el régimen del Estrecho de Gibraltar, el patrón general del flujo atlántico en el Mar de Alborán, y la circulación subyacente del agua del Mediterráneo. El nombre de "Agua del Atlántico Modificada" (MAW), ahora se utiliza sistemáticamente para referirse a la superficie del agua en todo el Mar Mediterráneo. Excepto en algunos lugares, el MAW forma una capa de 100-200 m caracterizada por el aumento de la salinidad, debido a la evaporación y mezcla, de 36.5 en Gibraltar a 38.0 a 38.3 en el norte del Mediterráneo occidental, y de una temperatura media, por debajo de la capa de mezcla, de 14 – 15ºC. Un punto crucial es el espesor de la capa de MAW reciente en el mar de Alborán que ahí es generalmente mayor de 200m, aunque marcadamente variable en el tiempo y el espacio. Esto se refiere a la parte de MAW antigua que completa en esta región su circuito en sentido antihorario en el mar (como se indica en los diagramas de 1987), y las aguas más someras intermedias que proceden del sur a lo largo del talud continental español (como se detalla más adelante). A profundidades menores de 200 m, estas aguas se encuentra con la entrada de MAW reciente y por lo tanto se desvía hacia el este. 5.2.2.- La Cuenca de Argelia  

Más al este, las formas de flujo del MAW lo que ahora comúnmente se llama 'la Corriente de Argelia”. Como se estimó a partir en MEDIPROD-5 a partir de un conjunto de datos recogidos con un intervalo de muestreo de pocos kilómetros a lo largo de secciones que llegaron a la costa argelina, y con el apoyo del conjunto de datos ARGIERS, el flujo de esta corriente era de 1.7 Sv, de acuerdo con otras inferencias. Esta corriente es relativamente estrecha (30- 50km) y profunda (200-400m) en la costa. cerca de 0ºE, pero se hace más ancha y más delgada, en tanto avanza hacia el este. No obstante, su carácter inestable a veces conduce a la generación de meandros de unas pocas decenas de kilómetros de longitud de onda, pero la corriente continúa fluyendo a lo largo de la pendiente argelina hasta el canal de Cerdeña. La mayoría de las veces, este carácter conduce a la generación de una serie de remolinos costeros (50-100 km de diámetro), evidenciado claramente con imágenes infrarrojas, boyas a la deriva y barcos a la derivas, así como con los registros in situ de corrientes y temperaturas, (1990-1997). Más o menos como hipótesis de imágenes de satélite de (Millot 1985), los remolinos de ambos signos la mayor parte del tiempo están generados hacia el este desde 1-2ºE, los ciclones son relativamente superficiales y de corta duración, y se propagan a una velocidad más o menos constante de 35 km/día. Por lo tanto, sólo los anticiclones pueden obtener una amplitud notable y duración de semanas/meses, asociándose con un afloramiento que definitivamente no es inducido por el viento. Estas características son compatibles con unas condiciones específicas estudiadas con modelos numéricos (Beckers y Nihoul, 1992; Mortier, 1992) y experimentos de de laboratorio, (Chabert d'Hières et al., 1991). En conjunto, esta permanencia de los remolinos cuasi aumenta la mezcla entre las aguas residentes y las superficiales recién entradas. No obstante, no todos ellos tienen una extensión vertical suficientemente grande como para modificar notablemente la circulación de todas las masas de agua. De hecho, dos remolinos anticiclónicos, muestreados con la orientación de imágenes de infrarrojos, están claramente asociados con corrientes superficiales de más de 50cm/s y una firma hidrológica clara en la capa superficial, al menos (Millot et al., 1990), sin forzar una importante corriente a 100 m. Por otra parte, la hipótesis planteada en 1985 de que los remolinos costeros podrían extraer más y más energía de la corriente media, por lo que podría desplazarse hacia el este, más lentamente, y haciéndose más profunda, tiene que ser rechazada, ya que su diámetro, profundidad y energía cinética fluctúa sin ninguna tendencia especial (Millot et al., 1997). De hecho, entre las decenas de remolinos anticiclónicos mesoescala evidenciados con los datos de satélites durante los 9 meses del experimento MEDIPROD-5, sólo uno indujo corrientes importantes a profundidades de 100 metros y más (1000 metros al menos). Para llegar a una interpretación coherente del conjunto de datos, se propuso (Millot, 1994) considerar al "evento", básicamente, como un meandro aislado de la Corriente de Argelia, que genera en la capa superficial, entre su borde interior y la costa, un remolino anticiclónico anteriormente denominado ‘remolino costero’ (50-100 km de diámetro) y en la capa más profunda, un remolino anticiclónico mayor (150 km de diámetro), con los ejes de los dos remolinos no centrados inicialmente. La estructura de dos capas de este evento tiene similitudes con los sistemas atmosféricos de latitudes medias, y está de acuerdo con otros experimentos de laboratorio (Obaton et al., 1998), sin haber sido reproducido hasta ahora por ningún modelo numérico. Tal como se especifica más adelante, estos eventos son de importancia dramática para la circulación de todas las masas de agua. La progresión de la pendiente a lo largo tanto de la Corriente de Argelia como de sus fenómenos asociados de mesoescala pueden ser perturbados por los que hemos llamado “remolinos del mar abierto", es decir, remolinos que vagan en la cuenca media. Sobre la base exclusiva de las imágenes infrarrojas, Taupier-Letage y Millot (1988) describieron una  

situación en la que dos remolinos de estos, de 200 km de diámetro se podían observar claramente desde junio a octubre 1984 por lo menos (estos meses se corresponden, respectivamente, con el aumento y la disminución del gradiente de temperatura de la superficie del mar en general entre las aguas recién ingresadas y residentes), lo que explica la permanencia relativamente larga. De acuerdo a estas imágenes, la Corriente de Argelia interactuó con el remolino más occidental durante todo el período y se extendió directamente desde la pendiente de Argelia hacia las Islas Baleares. Téngase en cuenta que la entrada de agua atlántica reciente a través de los canales de Baleares, bajo la influencia de los remolinos de mesoescala de Argelia, se esquematizan en el diagrama de circulación original. Estas entradas se han documentado, esencialmente con otra serie de imágenes de infrarrojos y datos hidrológicos recogidos cerca de las Islas Baleares (Lopez-García et al., 1994). Por otra parte, dicha situación se encontró durante la mayor parte del experimento MEDIPROD-5: la corriente entera interactuó durante meses con un remolino abierto al mar, extendiéndose hacia el mar antes de llegar a ≈6ºE (Benzohra y Millot, 1995a; Millot et al,. 1997). Estas interacciones se detuvieron cuando el evento descrito en el párrafo anterior avanzó hacia el este, se acercó al remolino de mar abierto. Este último fue empujado hacia el mar y por lo tanto ya no interactuó con la corriente (Millot et al,. 1997). Un análisis detallado de este remolino de mar abierto (Benzohra y Millot, 1995b), y la sensación de que la energía está disponible más por la corriente que por el remolino, lleva a pensar que en tales situaciones, la corriente no es pasiva, y por tanto no desviada: es más probable, que el remolino perturba la corriente que se vuelve inestable y proporciona energía al remolino a través de interacciones. 5.2.3.- La Cuenca Liguro-Provenzal-Catalana Los flujos de MAW del oeste y este de Córcega se juntan y forman lo que los italianos llaman "la Corriente de Liguria", que en realidad es una entidad que fluye a lo largo del talud continental, al menos hasta el Canal de Ibiza. Los franceses la llaman la corriente LiguroProvenzal, y los españoles la “Corriente Catalana” por tanto se propuso llamarla la corriente "Liguro-Provenzal-catalana". Sin embargo, esta corriente, de hecho, tiene su origen antes del Mar de Liguria y continúa al sur del Canal de Ibiza, lo que llevaría a un nombre extremadamente largo. Teniendo en cuenta que esa corriente es una característica de la zona norte de todos los mares semicerrados, se propuso el nombre de "Corriente del Norte", lo que implica añadir un adjetivo cuando se trata de mares diferentes, (Millot 1992 De acuerdo con varios estudios realizados por los franceses (Alberola et al, 1995a;. Conan and Millot, 1995; Sammari et al, 1995), su flujo es máximo (1.5-2 Sv hasta; 700 dbar, el límite entre el MAW y la aguas intermedias no están fácilmente definidos) durante una temporada de invierno relativamente largo (de diciembre a mayo), su estructura cambia marcadamente cada temporada. En verano, la Corriente del Norte es relativamente ancha y poco profunda, y muestra una variabilidad de mesoescala reducida. El viento del noroeste sopla con frecuencia en el Golfo de León por lo que el agua de la superficie es relativamente fresca. A la inversa, el mar Balear es mucho menos ventoso, debido a una capacidad de protección de los Pirineos, de modo que la capa de agua mezclada viene a ser la más caliente que se encuentra en el Mediterráneo occidental. Un frente térmico muy intenso, que generalmente no es bien diferenciado del Frente Norte de las Baleares, se crea más o menos en el eje de los Pirineos. Como consecuencia, la relativamente fría Corriente del Norte fluye en una dirección perpendicular a este plano, por debajo de la capa de mezcla relativamente caliente (Lopez-García et al., 1994). En invierno, la Corriente del Norte se vuelve más gruesa y más estrecha y tiende a fluir cerca de la pendiente. En este momento, se desarrollan meandros de mesoescala relativamente intensos que serpentean con amplitudes y longitudes de onda de unas pocas decenas hasta un centenar de kilómetros. Estos meandros tienen velocidades de fase de 10 a 20 km/día e inducen una variabilidad muy grande.  

Las variaciones estacionales de la variabilidad de mesoescala asociada a esta corriente también se ha estudiado en el mar Balear con series temporales de corriente de 5 años (Font et al., 1995). Estas parecen estar en consonancia con la descrita por primera vez por TaupierLetage y Millot (1986) y apoyada por los trabajos antes mencionados. Esta variabilidad se incrementa dramáticamente a finales de otoño y disminuye repentinamente a finales del invierno. Una tendencia al descenso suave se observa desde la primavera hasta el otoño. También se ha confirmado (Alberola et al, 1995a;. Sparnocchia et al, 1995) que una intensa turbulencia barotrópica de mesoescala asociada se propaga lentamente hacia el mar, de invierno a primavera, e induce a una gran variabilidad estacional en el mar abierto. Las características principales de la Corriente del Norte por sí mismas, así como las de sus meandros mesoescala, pueden considerarse ahora como bien descritas. Durante el invierno 1990-1991, la formación de agua densa se estudió con un amarre en el mar de Liguria (Astraldi ADCP de et al., 1995) mientras que el flujo de la Corriente del Norte se estimó con transectos CTD ( de conductividad, temperatura y profundidad) y medidores clásicos de corriente amarrados en las costas de Niza (Alberola et al., 1995a). Los episodios de hundimiento del agua eran más bien escasos y el transporte no varió con claridad, probablemente porque este invierno fue relativamente leve. Por lo tanto, no se pudo, establecer ninguna variación estacional con precisión del transporte de la Corriente del Norte indicativa de sus relaciones con la formación de agua densa, un proceso de extensamente estudiado con modelos analíticos y numéricos (Crepon et al., 1989; Madec et al, 1991a, b). La vieja hipótesis de que la corriente podría verse forzada por la fuerza del viento ha sido verificada con numerosos modelos numéricos sin proporcionar una información clara, mientras que la descarga de agua dulce ha sido mencionada como un candidato para el forzado de la Corriente del Norte (Thoux et al. (1988). 5.2.4.- El Mar Balear La ramificación de la Corriente del Norte, en el sur del Mar de Baleares indicada en el diagrama de 1987 ha sido apoyada por varios estudios llevados a cabo durante la última década (Font et al, 1988;. Pinot et al, 1995;. Salat, 1995 ). En el mar medio, las estructuras de mesoescala han sido generalmente vinculadas a la inestabilidad de la ladera a lo largo de la circulación debido a las características batimétricas, pero también puede ser debidas a interacciones con el MAW reciente que entra a través de los canales de Baleares (La Violette et al, 1990;. Maso y Tintoré , 1991; García-Ladona et al, 1994;. López-García et al, 1994;.. Pinot et al, 1994). En invierno, las aguas superficiales en el Golfo de León son arrastradas hacia el sur por los vientos del noroeste, lo que conduce al Frente Norte de Baleares a lo largo de las Islas Baleares (Lopez-García et al., 1994). Esta es probablemente la posición más meridional del frente, y por tanto la difusión más reducida hacia el norte de la MAW reciente, así como el efecto de la fuerza del viento que se ve perturbado por la orografía de las islas. Parte de la Corriente del Norte continúa hacia el sur desde el Canal de Ibiza, pero con cada vez menos energía y un aumento de la variabilidad de mesoescala (Lopez-García et al, 1994; López-Jurado et al, 1995). Tarde o temprano, tiende a entrar en el Mar de Alborán y se encuentra con el flujo energético del MAW reciente, por lo tanto es desviada hacia la cuenca argelina. 5.2.5.- La Cuenca Algero-Provenzal Los datos de Tetis-2 y ELISA apoyan claramente este diagrama (básicamente una vena que fluye en sentido antihorario a lo largo del talud continental) y también podría hacer hincapié  

en algunos cambios dramáticos de la vena cerca de la esquina suroeste de Cerdeña. Al sur de Cerdeña, y según se estima en dos ocasiones con la isoterma de 13.4ºC, la vena era relativamente estrecha ( ≈ 50km), profunda (800m) y sin mezcla de (máxima de ≈ 13.9ºC a 250-300m y valores de 13.8ºC sobre 200m con sección de 50 km. Al oeste de Cerdeña, la vena es más amplia , ( ≈ 120km) y menos profunda ( ( ≈ 750m) y máximos de 13.8ºC se encuentran sobre unos 50-100 m con sección de 10-20 kilómetros solamente. Por lo tanto, se convirtió en la vena más ancha, más delgada y más fresco dentro de ≈ 100km a lo largo de la pendiente. Comparativamente, en su trayectoria de casi 2000km a lo largo de las pendientes italianas, francesas y españolas, sufrirá muchas menos modificaciones y, con más o menos la misma forma y máximos que se desarrollan lentamente ≈13.4ºC en el Golfo de León y 13.2ºC en el Estrecho de Gibraltar. Varios fenómenos podrían explicar estos cambios alrededor de la esquina suroeste de Cerdeña. A medida que estos cambios parecen ser frecuentes, y no permanentes, podrían estar relacionados con la distribución general de la densidad y características de la circulación en el mar Tirreno y la Cuenca de Argelia, pero en primer lugar este fenómeno, que considera una vena intermedia que desemboca en una cuenca de características concretas, no se había estudiado todavía. En segundo lugar previsto por Millot., (1987b) está apoyado ahora principalmente por Fuda et al. (1998) y por los datos de ELISA establecen que es obvio que algunos remolinos argelinos que salen de la pendiente de Argelia interactuan con la vena del LIW allí, y atrapa y/o envía pedazos de la misma a la Cuenca Argelina media, donde los se encuentran valores máximos de 13,6-14.0ºC y 38.55 a 38.70. Otro fenómeno hipotético considera que la vena es inestable y genera anticiclones: esto podría ser debido al ángulo de la pendiente hacia la derecha y (Pichevin and Nof, 1996) y al hecho de que el LIW fluye desde el Mar Tirreno, más o menos como un chorro intermedio (Afanasyev and Fillippov, 1996), y/o a un aumento en el gradiente de densidad vertical entre el mar Tirreno y la Cuenca Argelina que podría reducir el grosor y crear vorticidad negativa. Nótese que los remolinos también se pueden generar a través de procesos de inestabilidad que perturban a una vena de agua intermedia que fluye a lo largo de una pared recta y vertical (Baey et al., 1995). Para hacer un paralelismo con los Meddies generados por la salida del Mediterráneo, desde Gibraltar, y aunque los mecanismos podrían ser diferentes, se propuso el nombre de Leddies para estos anticiclones hipotéticos, ya que deben ser eddies (remolinos) compuestos principalmente de LIW. Los conjuntos de datos que se recogieron durante el Estudio de ELISA (Estudio Interdisciplinario de Eddies y Leddies en la Cuenca Argelina), sin duda proporcionará una mejor comprensión de los diversos fenómenos. 5.3.- CONCLUSIONES Desde el punto de vista más general, los conjuntos de datos recogidos durante las últimas 2 décadas indican que el papel de la formación y la mezcla de aguas intermedias en el Mar Mediterráneo Occidental es esencial y subestimado notablemente. De hecho, durante los inviernos suaves y, probablemente, durante los otros inviernos también, la cantidad de peso en agua formada en la cuenca Liguro-Provenzal, obviamente, puede ser más grande que la del WMDW. Del mismo modo, el LIW per se no es claramente la única masa de agua que entra por el Canal de Sicilia y se mezcla en el mar Tirreno, de modo que una gran cantidad de agua que circula en el Mediterráneo occidental, si bien no se caracteriza por los valores de temperatura, especialmente grandes (i. e., TDW), en parte también se origina en el Mediterráneo oriental. Estas aguas intermedias no se han tenido en cuenta sin embargo, en los modelos de circulación general. Las razones son simples que explican esta deficiencia de nuestro conocimiento actual. Básicamente, las aguas de densidad intermedia necesariamente se mezclan fácilmente con las aguas que le rodean a fin de que, a pesar de que generalmente su núcleo se pueda identificar,  

sus límites no se pueden. Por lo tanto, sin ningún tipo de estimación precisa de la cantidad de estas aguas intermedias diversas, y a pesar de que su circulación se puede especificar, una comprensión clara del funcionamiento de todo el mar todavía no se ha logrado. Para sintetizar las principales cuestiones en una sola, y hacer frente a un punto ya tratado en varias ocasiones, debe ser interesante discutir los procesos que llevan a un agua profunda como la WMDW, que se encuentra a una profundidad de 2000 m, y más, a elevarse a 300 m en el estrecho de Gibraltar. Varios procesos pueden ser invocados. Uno es la difusión con las aguas intermedias, el proceso principal para la cinta transportadora del mundo marino, pero la proporción entre toda la superficie del mar y la de la región de convección no parece lo suficientemente grande, y no hay razones para utilizar mayores coeficientes de difusión. La mezcla en la región de convección también puede ser invocada para reducir la densidad WMDW, pero se produce durante un pocos días/semanas, probablemente no todos los años, y se trata de cantidades de agua relativamente pequeñas. Otro proceso propuesto por Stommel et al. (1973) es el efecto Bernouilli, pero Kinder y Parrilla (1987) demostraron que puede ser eficaz para aspirar agua sobre no más de, ≈1000m, es decir, (intuitivamente) una profundidad bastante grande. Incluso, si reportan los valores extremos de 12.75ºC y 38.42 típicos de la parte inferior del WMDW en el oeste del Mar de Alborán, consideran que 12.9ºC y 38.43 son valores representativos de WMDW en la capa. Como valores similares se encuentran cerca de los 1000m en la mayor parte del mar, parece que sólo las aguas asimiladas a la parte superior del WMDW '(sic. puede ser elevadas por dicho proceso. Por lo tanto, es necesario preguntarse si el agua que se encuentra cerca de 1000 m en el mar y/o con LIW en el Estrecho de Gibraltar es WMDW per se, es decir, el agua directamente originada en la parte más profunda del Golfo de León. Es evidente que durante los inviernos suaves, aguas WIW y más en general, aguas intermedias menos profundas de ≈1500m se forman en el Golfo de León y el Mar de Liguria, por lo que, incluso durante los inviernos fríos, cuando las aguas profundas alcanzan la parte inferior, (i.e. WMDW per se y BW) se observa claramente, que también se forman aguas intermedias aunque con menor claridad de identificación. Estas aguas intermedias, "que se pueden asimilar a la parte superior del WMDW”, fluirán hacia fuera en Gibraltar más fácilmente que el WMDW per se. Mientras tanto, otras aguas intermedias pueden ser encontradas en el Golfo de León y el Mar de Liguria a menos de 1500m que tienen un origen diferente, y que pueden venir desde el mar Tirreno y ser identificadas como PST y/o que han sido objeto de diversos procesos de mezcla en todo el mar. Contrario a lo anterior, estas aguas intermedias no pueden ser asimiladas a WMDW. Sin embargo, las aguas intermedias pueden fluir hacia el mar de Alborán y elevarse en Gibraltar. Por lo tanto, se debe tener cuidado al tratar con el origen de las aguas que se encuentran por debajo del LIW en el Estrecho de Gibraltar. En cualquier caso, la comprensión actual de la circulación tiene en cuenta una variabilidad relativamente grande de los parámetros hidrológicos a lo largo del camino medio de una masa de agua específica (véase GarcíaLafuente et al., 1995) y subraya la necesidad de recoger tantas series temporales prolongadas como sea posible. ¿Qué pasa con WMDW per se y cómo se evacua del mar? En otras palabras, una vez el WMDW ha llenado toda la parte más profunda de las profundidades de la Cuenca ArgelinoProvezal de (profundidades máximas de ≈ 2.900 m, ¿es más fácil que fluya hacia arriba, hasta 300 metros a través del Estrecho de Gibraltar o hacia abajo a partir de 2000 metros a través de la Canal de Cerdeña? A pesar de que no ha realizado ninguna estimación cuantitativa de las masas de agua de mezcla, no se ha ejecutado ningún modelo numérico dedicado y no se llevado a cabo ningún experimento de laboratorio, imaginamos que la ruta más fácil para el WMDW, una vez que se ha distribuido y acumulado a profundidades mayores de 2000m en la cuenca Algero- Provezal, es hacia las profundiades del mar Tirreno (por debajo de 3900m).  

Obviamente, la parte superior del WMDW se mezcla con las aguas intermedias, pero, de acuerdo con Zodiatis y Gasparini (1996), los flujos verticales relacionados con la bien conocida estructura de paso del mar Tirreno, juegan un papel menor en los intercambios entre el WMDW y el agua superior. Por lo tanto, ¿cómo puede elevarse el WMDW? Teniendo en cuenta las grandes profundidades (≈2000 m) alcanzadas por el flujo en cascada (durante todo el año) desde el Canal de Sicilia, la mayor parte de la corriente ascendente de WMDW podría ocurrir a través de la mezcla turbulenta en parte más al sur del mar Tirreno. Sin tener en cuenta cualquier cambio en las características del flujo en cascada, es evidente que cuanto mayor sea la cantidad de WMDW en el mar, más somera será su parte superior y más intensa la mezcla. Si esta cantidad es baja, el flujo en cascada alcanza un nivel de equilibrio más suavemente y "flota sobre” el agua residente, según lo representado por Sparnocchia et al. (1999). Pero si esta cantidad es grande, la mezcla turbulenta entre el WMDW y el flujo en cascada será intenso. Dado que sabemos que la cantidad de WMDW formada tanto (de acuerdo a los estudios en el Golfo de León) y residente en el sur (de acuerdo a los estudios en la cuenca de Argelia y el Canal de Cerdeña) muestra una gran variabilidad en las escalas estacional y más prolongadas, está claro que el afloramiento de WMDW muestra una variabilidad similar. Téngase en cuenta que la cantidad de WMDW sin mezclar en el Mar Mediterráneo occidental (más especialmente en el sur del Mar Tirreno), es controlado automáticamente por la densidad del flujo en cascada, y por lo tanto por los procesos de formación de agua densa en el Mar Mediterráneo Oriental. En cualquier caso, el TDW podría ser una etapa importante en la transformación del WMDW. Un parámetro importante a considerar cuando se trata de estos fenómenos de mezcla es la cantidad de aguas intermedias de más edad, (i.e. WIW, LIW y TDW) que, después de haber procedido en torno a la cuenca Algero-Provenzal y, finalmente, al este a lo largo de la pendiente de Argelia, entra en el mar Tirreno y se mezcla con el flujo en cascada. De acuerdo con la cantidad de estas viejas aguas intermedias, el flujo en cascada será más o menos aclarado, y por lo tanto alcanzará más o menos fácilmente la capa WMDW. También se puede considerar que parte del flujo de las viejas aguas intermedias son forzadas en el mar Tirreno por estos fenómenos de mezcla. En cualquier caso, está claro que la mayor parte de las aguas intermedias y profundas formadas en el mar Mediterráneo occidental puede ser que asciendan por el flujo en cascada desde el Canal de Sicilia hasta un nivel desde donde puede ser elevado con mayor facilidad a través del Estrecho de Gibraltar. Por lo tanto, el mar Tirreno meridional es en realidad un lugar clave para el funcionamiento de todo el Mediterráneo occidental. Sólo teniendo en cuenta los fenómenos que ocurren en este lugar clave, queda claro que el Mediterráneo oriental tiene un papel dominante en todo el mar Mediterráneo. Esto se demuestra, además, por las distintas estimaciones de flujo que consideran que los valores en el Estrecho de Gibraltar y en el Canal de Cerdeña son más o menos similares, y por lo tanto representan una cantidad bastante pequeña de agua densa formada en el Mediterráneo occidental. Por lo que se refiere a la circulación de las masas de agua, y aunque se sigue considerando que el Mar Mediterráneo Occidental/Oriental funcionan básicamente de la misma manera y presentan similares características de la circulación (Millot, 1992), es evidente que los fenómenos específicos que ocurren en el sur del Mar Tirreno inducen a grandes diferencias. En esencia, los procesos de mezcla permanentes y grandes que se producen en esta región conducen a las aguas profundas al oeste (excepto en el mar Tirreno muy profundo) a tener una tasa de renovación más rápida y una circulación más intensa que en el Este. Las diferentes edades de las aguas profundas de los mares del Mediterráneo occidental/oriental ciertamente tienen consecuencias significativas en sus características biogeoquímicas y tal vez, a través de procesos de mezcla, en las de aguas intermedias e incluso  

superficiales. Sin embargo, deben ser realizados datos más específicos y modelos para comprobar si la diferente productividad de las aguas superficiales de los mares Mediterráneo occidental/ oriental podrían derivarse de los fenómenos de mezcla que ocurren en el sur del Mar Tirreno.

6.- MAPA DE FLUJOS DE ENERGÍA EN EL ESTRECHO DE GIBRALTAR PARA SU APROVECHAMIENTO COMO FUENTE DE ENERGÍA RENOVABLE

6.1.- INTRODUCCIÓN Dentro del emergente campo de las energías renovables, nuestro país es pionero en la generación de energía eólica y se encuentra relativamente bien ubicado en el ranking de energía solar (en sus dos facetas, fotovoltaica y termosolar). Otra fuente potencial de energía renovable que está prácticamente ignorada en nuestro país es el océano (mareas, oleaje) y también la extraíble a partir de las corrientes marinas. El proyecto que se presenta está relacionado con estas últimas. Para que la extracción de energía a partir de ellas sea rentable y técnicamente realizable a coste razonable es deseable que las corrientes sean unidireccionales y de cierta intensidad. A título de ejemplo, el flujo de energía de una corriente estable y permanente de 1 ms-1 (cifra de referencia a la hora de pensar en rentabilidad ) es de unos 500 Wm-2, de modo que una turbina de palas tipo molino eólico, cuya eficiencia alcanza valores por encima de 0.4 para turbinas de tres palas (Burton et al., 2001), que son más eficientes que las de eje vertical tipo Darrieus (Gorban et al., 2001), puede extraer unos 60 kW de potencia en continuo, equivalente a 0.52 GWh al año. La turbina de tres palas está considerada hoy día la más rentable para generar electricidad y es el generador y sistema utilizado en las granjas eólicas. Cuando una turbina de este tipo se diseña para trabajar inmersa en el mar, por razones técnicas y de coste, es deseable que mantenga una orientación fija, lo que la sitúa en desventaja con sus homólogas eólicas que son orientadas para encarar el viento y no precisan por ello de vientos constantes en dirección. Una central eléctrica basada en la energía de las corrientes marinas tendría tanta más rentabilidad, vida media y menor coste de mantenimiento cuanto más unidireccionales fuesen las corrientes. No es fácil encontrar en el océano lugares que reúnan estos dos requisitos, unidireccionalidad e intensidad de corriente relativamente alta. Algunos ejemplos son las grandes corrientes de contorno occidental de las cuencas oceánicas (Gulf Stream, Kuroshio, Aghullas). La distancia desde costa hasta el lugar donde ubicar la central, que debiera instalarse en el lugar cercano al núcleo de la corriente, el cual suele fluir hacia el exterior de la plataforma continental, es generalmente de decenas de km, lo que conllevaría importantes pérdidas y elevados costes de transporte para incorporar la energía generada a la red eléctrica. En nuestras costas, ciertas áreas del Estrecho de Gibraltar reúnen condiciones favorables para la instalación de centrales eléctricas de este tipo y se localizan relativamente cerca de costa. El Estrecho es un lugar donde se ha desarrollado y continúa desarrollándose una intensa actividad de investigación oceanográfica y su dinámica está bastante bien comprendida. Sin embargo, los lugares en los que la teoría de la dinámica del intercambio de aguas predice la existencia de intensas corrientes unidireccionales no están totalmente descritos y faltan detalles que son importantes a la hora de llevar adelante un proyecto de ingeniería encaminado a extraer este tipo de  

energía del océano. Sobre la idoneidad de estos lugares y su potencialidad como fuente rentable de energía renovable se centra este estudio.

Figura 1. Potencial de corrientes marinas en el Estrecho de Gibraltar.

6.2.- DINÁMICA DEL INTERCAMBIO A TRAVÉS DEL ESTRECHO. UNA BREVE SINOPSIS. 6.2.1 El intercambio medio La evaporación media que sufre el Mediterráneo (en torno a unos 0.7 m/año, Josey et al., 1998; Josey, 2003) y los procesos de formación de agua profunda que tienen lugar en su interior conduce al establecimiento de un doble intercambio a través del Estrecho de Gibraltar en el cual aguas de origen Atlántico, relativamente dulces (salinidad ∼ 36.5) y cálidas entran por superficie y las aguas modificadas en el interior del Mediterráneo (agua Mediterránea, formada en cuencas bien identificadas dentro de este mar, Hopkins, 1999) escapan como contracorriente profunda, más salina (salinidad ∼ 38.5) y fría. El volumen de agua transportado por cada una de estas corrientes es del orden de 106 m3s-1 (Lacombe y Richez, 1982; Bryden y Kinder, 1992; García Lafuente et al, 2000, 2002a; Candela, 2001) con una corriente entrante que excede a la saliente en un 5% aproximadamente (unos 50.000 m3s-1) para reponer las pérdidas evaporativas y mantener el balance hídrico. Estas cifras están determinadas por la propia evaporación y por las importantes restricciones topográficas que impone la geometría del Estrecho a los flujos intercambiados (Armi y Farmer, 1988; Bryden y Kinder, 1992; García Lafuente y Criado Aldeanueva, 2001).

 

Figura 2.1.- Mapa del Estrecho de Gibraltar mostrando la batimetría y las características topográficas más importantes. Se han señalado las tres secciones notables, a saber, la sección del Umbral de Espartel (1), la del Camarinal (2) y el Estrechamiento de Tarifa (3). También se indican las dos zonas en las que existen corrientes preferentemente unidireccionales, hacia el océano Atlántico en la capa profunda (Mediterránea) en la zona 2 y hacia el mar Mediterráneo en la capa superficial en la zona 1. 6.2.2 Influencia de la topografía Morfológicamente, el Estrecho tiene dos mitades bien definidas (figura 2.1), la parte oriental, angosta y bastante profunda, y la occidental más ancha y sensiblemente menos profunda. Ambas mitades quedan separadas por la sección del umbral principal de Camarinal que representa el “cuello de botella” del Estrecho (mínima sección transversal). La parte más estrecha (sección (3) en la figura 2.1) controla el volumen de agua Atlántica entrante en sentido hidráulico, es decir, estableciendo una sección de control (Armi y Farmer, 1985, 1988; Bryden y Kinder, 1991; García-Lafuente y Criado Aldeanueva, 2001; Delgado et al, 2001). Al este de esta sección de control el flujo entrante acelera hasta alcanzar su máxima velocidad, con valores de pico por encima de 1.5 ms-1 (García- Lafuente et al., 2000). El flujo saliente a través de esta sección se mueve con mucha menor velocidad debido a la gran profundidad y área transversal de salida por la que fluye. En el umbral de Camarinal se establece una segunda sección de control que, en este caso, afecta principalmente al flujo saliente, el cual acelera hacia el oeste mientras que el flujo entrante progresa lentamente hacia el este pues ahora es él quien encuentra incrementada su área transversal. La cuenca de Tánger al oeste del umbral de Camarinal actúa como un reservorio de agua Mediterránea que se deja notar haciendo que el flujo saliente disminuya su velocidad. Más al oeste el flujo acelera de nuevo al disminuir la profundidad y reducirse la sección de salida por la presencia del Banco Majuan de modo que el agua Mediterránea alcanza de nuevo velocidades críticas en el umbral de Espartel (picos cercanos a los 2 ms-1, Sánchez Román et al, 2009), donde se sitúa la última puerta que el agua Mediterránea encuentra en su camino hacia el océano abierto. La figura 2.2 esquematiza el doble intercambio.  

Figura 2.2.- Velocidades medias a lo largo de la sección indicada por la línea roja en el mapa insertado en la esquina inferior izquierda. Los colores azules indican velocidades hacia el Atlántico los rojos hacia el Mediterráneo y la línea gruesa blanca la interfase de velocidad cero (que no coincide con la interfase de salinidad que separa las aguas Atlánticas de las Mediterráneas, línea roja de trazos). Las líneas negras muestran esos perfiles medios de velocidad referidos a la escala que aparece en la parte superior de cada una de las tres gráficas. Al superponer las intensas corrientes de marea al flujo medio, solamente la capa inferior en las inmediaciones del umbral de Espartel (E) y la capa superior en la parte este del Estrecho (este) mantienen la dirección de la corriente que tienen en el estado “medio”. En el resto de los lugares, las corrientes de marea tienen intensidad suficiente como para invertir la dirección de la corriente total instantánea. El mapa ha sido confeccionado con la salida del modelo numérico CEPOM desarrollado por el ENEA (Sannino et al., 2002, 2004), que ha sido parcialmente utilizado en este informe. 6.2.3.- Mareas Las corrientes de marea son intensas en el Estrecho de Gibraltar (Candela et al., 1990; GarcíaLafuente et al., 2000; Bruno et al, 2002, Sánchez Román et al., 2009). No tienen la misma intensidad en todos los lugares y/o profundidades pero, aún así, la dinámica instantánea en el Estrecho está claramente determinada por ellas. Para hacerse una idea de su importancia baste mencionar que el volumen de agua transportado en una y otra dirección durante cada ciclo de marea (hacia el Atlántico mientras la marea sube, hacia el Mediterráneo, mientras la marea baja) excede los flujos asociados al intercambio “medio” en un factor de 3, llegando a ser hasta 5 veces mayores en periodos de mareas vivas (García Lafuente et al, 2000). Por esta razón, la norma general esperada es que las corrientes totales inviertan en cada lugar y profundidad durante el ciclo de marea y, salvo contadas excepciones, así ocurre. En particular, eso ocurre en el umbral de Camarinal causando pérdidas del control hidráulico con la periodicidad de la marea, lo que se traduce en la liberación de un solitón interno que se desintegra en trenes de ondas internas de gran amplitud ha medida que se desplaza hacia el interior del Mediterráneo (Armi y Farmer, 1988; Bruno et al, 2002, Sánchez Garrido et al, 2008, 2010). Tras la liberación del solitón, la corriente Mediterránea saliente invierte durante un cierto tiempo (alrededor del 30% del ciclo de marea) y se mueve hacia el mar Mediterráneo. Si embargo los controles hidráulicos del umbral de Espartel y del estrechamiento de Tarifa no llegan a desbordarse (o lo hacen muy raramente), lo que lleva a que la corriente entrante en el Mediterráneo al este del control hidráulico de Tarifa y la  

saliente al oeste del umbral de Espartel mantengan un alto grado de unidireccionalidad independientemente del forzamiento de marea. Esas dos zonas han sido señaladas como lugares adecuados para granjas de molinos movidos por corrientes marinas en la figura 2.1.

Figura 2.3.- Estructura de velocidades “medias” en la sección transversal al Estrecho indicada en el mapa insertado en la esquina inferior izquierda (sección de Camarinal). Los colores azules indican flujo hacia el Atlántico, los rojos hacia el Mediterráneo y la línea gruesa blanca la superficie de velocidad nula. Ese patrón representa una situación “media”. En presencia de mareas la pendiente transversal puede cambiar notablemente, incluso invertir signo, quedando más levantada por la parte sur. Es consecuencia de la inversión de corrientes que ocasiona el forzamiento mareal. El mapa ha sido confeccionado con la salida del modelo numérico CEPOM desarrollado por el ENEA (Sannino et al., 2002, 2004) 6.2.4.- Rotación terrestre La rotación terrestre establece una pendiente transversal tanto de la superficie libre como de la interfase que separa aguas entrantes Atlánticas y salientes Mediterráneas y que responde al forzamiento externo a distintas escalas temporales (Garrett et al., 1989; García Lafuente et al, 1990; Candela et al, 1990). Para una situación de intercambio “medio”, la capa entrante es más delgada en la parte norte del Estrecho y más gruesa en la sur (figura 2.3). La velocidad tiende a ser mayor en la región donde la capa es más delgada lo que unido a la estructura que tiene el flujo a lo largo del Estrecho (figura 2.2), hace que los lugares donde se esperan altas velocidades sean la parte nororiental para el flujo entrante (zona 1 en figura 2.1). El razonamiento puede extenderse a la capa inferior en la que la rotación tiende a acelerar espacialmente el flujo en la mitad sur. Esto junto con la mencionada estructura longitudinal del flujo saliente hace que sea la parte suroccidental del Estrecho el lugar que reúne las mejores condiciones para encontrar las corrientes profundas más intensas (zona 2, figura 2.1). En ambas regiones existe una fuerte tendencia a mantener la unidireccionalidad de las corrientes incluso en presencia de la marea, tal y como se ha esbozado en el epígrafe anterior. 6.2.5.- Otras causas de variabilidad temporal Añadida a la fuerte variabilidad temporal asociada a la marea, existen otros mecanismos que ocasionan fluctuaciones de cierta importancia vinculados a agentes meteorológicos: viento y presión atmosférica (Candela et al., 1989; García Lafuente et al., 2002b, 2002c). La segunda es la mayor fuente de variabilidad debido al efecto barométrico que produce sobre el nivel del  

mar a escala de cuenca Mediterránea, forzándolo hacia abajo cuando la presión está por encima de la media (y obligando a evacuar agua a través del Estrecho para permitir ese descenso de nivel) y al contrario cuando la presión disminuye por debajo de esa media. Los vientos locales, que pueden llegar a ser intensos en esta zona, tienden a covariar positivamente con el forzamiento de presión: una alta presión sobre la cuenca occidental Mediterránea es acompañada usualmente por vientos de Levante en el Estrecho y ambos agentes tienden a desplazar agua hacia el Atlántico por efecto barométrico y por tensión superficial, respectivamente (García Lafuente et al., 2002c). Lo contrario ocurre cuando se instala una baja presión en la cuenca occidental Mediterránea. Estos forzamientos, en circunstancias extremas, tienen una influencia notable en el campo de velocidades y por tanto en el de flujos de energía asociados. A escala estacional también hay una leve fluctuación de los flujos intercambiados (Bormans et al., 1986; Garrett et al., 1989; Candela, 2001;, García Lafuente et al., 2002a, 2004, 2007) que sigue el ciclo anual de calentamiento-enfriamiento de las aguas y que conlleva cambios ligeros en las corrientes. La amplitud de esta fluctuación es poco importante (menor del 10% del intercambio neto). 6.2.6.- Oscilaciones de la Interfase En la interfase que separa los flujos de entrada y salida la velocidad es pequeña (nula por definición, si se habla del intercambio medio), es decir, la posición que ocupa debe ser evitada en cualquier iniciativa encaminada a extraer energía del campo de corrientes. La marea produce importantes desplazamientos verticales de esta interfase (Armi y Famer, 1988; Bryden et al., 1994; Bray et al., 1995; García Lafuente et al., 2000) reduciendo y/o aumentando los espesores de las capas Atlántica y Mediterránea según el momento del ciclo de marea. En la mitad oriental del Estrecho solamente los 60 u 80 metros superiores de la columna de agua están relativamente fuera del alcance de las oscilaciones de la interfase. En la mitad más occidental es la parte más profunda de la capa Mediterránea la que está relativamente de la influencia de las oscilaciones de la interfase.

6.3.- OBJETIVOS La finalidad de este trabajo es la de dibujar flujos de energía asociados a corrientes marinas en la zona del Estrecho de Gibraltar. Como se ha expuesto con anterioridad existen dos zonas del Estrecho que reúnen condiciones muy favorables para el aprovechamiento energético de corrientes, en la parte occidental la zona del umbral de Espartel (zona 2, ver figura 2.1), y en la oriental la zona cercana a la sección de mínima anchura (Zona 1, figura 2.1). A pesar del potencial de la zona de Espartel, resulta en práctica poco viable la extracción de energía en este lugar debido a su elevada profundidad. Las corrientes más intensas se sitúan cerca del fondo, de unos 360 m de profundidad. Además de ello esta zona queda relativamente lejos de la costa española, lo que añade dificultad a la labor de extracción de energía en este punto. Estas dificultades no se encuentran sin embargo en la zona del estrechamiento, donde se pueden encontrar intensas corrientes entrantes al Mediterráneo en la capa superficial muy cerca de costa (a apenas 1 milla). Por esta razón nuestro estudio se centra en la parte oriental del Estrecho, y más concretamente por motivos político-diplomáticos cerca del litoral español, entre la localidad de Tarifa y Punta Carnero (ver figura 2.1).

 

6.4.- METODOLOGÍA El estudio se va a realizar considerando dos enfoques, mediante un modelo numérico y unos datos experimentales provenientes de la instalación de tres fondeos y sólo se van a usar para demostrar que los datos numéricos proporcionan valores razonables, es decir, que son fiables.

6.4.1.- Modelo y observaciones El modelo hidrodinámico utilizado para la elaboración de mapas de energía es el modelo de circulación general MITgcm, desarrollado en el Massachusetts Institute Technology (Marshall et al. 1997). El modelo posee una altísima resolución entre las secciones de Espartel y Punta Europa. La resolución espacial en la dirección a lo largo del eje del Estrecho es de dx=50 m, en la dirección transversal dy=200 m, mientras que en profundidad dz=7.5 m en los primeros 300m de la columna de agua, incrementándose gradualmente hasta 105 m hacia el fondo. Igualmente los datos de batimetría son de gran resolución, provenientes de la digitalización de la carta náutica publicada por Sanz et al. 2001. El modelo reproduce satisfactoriamente el intercambio medio y la dinámica de mareas en el Estrecho (ver Sánchez-Garrido 2009), y proporciona salidas de los campos de velocidad, salinidad y temperatura cada 20 minutos durante una simulación que cubre un período de un mes tropical. De este modo se reproduce el ciclo quincenal mareas vivas- mareas muertas. Las características de los tres fondeos vienen descritas en la siguiente tabla:

 

6.4.2.- Observaciones En esta ocasión, fundamentalmente, se ha hecho un estudio comparativo entre el modelo y las medidas de los fondeos con la finalidad de ver cómo se adapta el primero a los resultados de los valores medidos, sin llegar a profundizar en el comportamiento de las corrientes. Queda pendiente esta parte para un futuro trabajo, pues consideramos que si lo incluyéramos en este primer informe resultaría muy extenso y complicaría su comprensión.

6.5.- RESULTADOS DEL MODELO NUMÉRICO

6.5.1.- Descripción del cálculo. La expresión para los flujos de energía que hemos utilizado para esta primera parte del estudio es la siguiente:

Las velocidades, según el modelo CEPOM desarrollado por el ENEA (Sannino et. al 2002, 2004) consisten en matrices tridimensionales cuyos elementos se corresponden con un valor de velocidad para cada punto de los pertenecientes a la malla, por tanto, la media del flujo de energía se obtuvo a partir de la expresión (1) calculada para cada instante de tiempo, sumando todas estas contribuciones y dividiendo el resultado final por el número total de datos. Matemáticamente, lo anterior se escribe de la siguiente manera

donde “ρ” indica densidad, “u” la componente de velocidad a lo largo del Estrecho, y “v” la transversal al Estrecho. (Comentar también que “v” suele ser despreciable frente a “u”). A partir de la expresión anterior no se obtiene información sobre el sentido de los flujos de energía y es interesante estudiar el comportamiento del flujo según si éste va en sentido positivo o si va en sentido negativo. Para obtener promedios de flujos de energía unidireccionales (o en un solo sentido) se ha hecho considerando el signo de “u” en la fórmula (2), separando flujos de energía positivos y negativos. Se ha considerado “u” porque esta componente es totalmente dominante frente a “v”.

siendo Ep y En el flujo de energía positivo y negativo, respectivamente. Como ya se ha mencionado en apartados anteriores, es muy importante que el flujo, además  

de tener cierta intensidad, mantenga la misma dirección. Para averiguar esto, se ha considerado, en primer lugar, el sentido de avance del flujo de energía, de la forma que acabamos de señalar; con este criterio, se crea un vector complejo en cada uno de los puntos de la malla con las componentes u y v para cada instante de tiempo y se calcula la media del ángulo que forman

Las dos matrices así obtenidas, una para cada sentido, nos da la media del ángulo que forma la dirección de la velocidad con la componente tangencial del grid. Esto nos indica, a su vez, la media de la dirección del flujo en todos los puntos de la malla. De esta forma se ha podido calcular un porcentaje de las ocasiones en que el flujo mantiene su dirección media ± 20º mediante la comparación del ángulo en cada punto de la malla, en cada instante de tiempo con el ángulo medio en dicho punto. Por otro lado, se ha calculado el promedio, en valor absoluto, del perfil de la componente u de la velocidad con respecto a la profundidad, es decir,

5.2.- Resultados Se ha trabajado fundamentalmente con una sección longitudinal a la que denominamos con S1 próxima a la costa española, tres secciones transversales S2, S3 y S4, más o menos equiespaciadas, haciendo, a partir de éstas, una ampliación en la parte de la costa española y mapas horizontales para un espesor de profundidad determinado. Para una mejor visualización de la zona de trabajo, podemos observar la figura 5.1 que viene a continuación.

 

Figura 5.1.- Mapa del Estrecho de Gibraltar con la batimetría; al norte la costa española y al sur una parte del continente africano. Se ha representado la sección longitudinal, S1, en rojo, y las tres transversales S2, S3 y S4, en azul. 6.5.2.1.- Secciones transversales. Primeramente vamos a estudiar las secciones transversales S2, S3 y S4, por ese orden, recordemos que son las representadas en azul en la figura 5.1. Calculamos la media de los flujos de energía de corrientes haciendo un zoom en la zona que se encuentra en el ángulo superior derecha, es decir, la costa española.

 

 

Como ya se mencionó anteriormente, es importante que los flujos sean unidireccionales, por tanto, vamos a calcular promedios de flujos de energía en un solo sentido. Recordemos que esta distinción la hacíamos a partir del signo de la componente “u” en la fórmula (2), separando flujos de energía positivos y negativos (ecuaciones (3) y (4)). Una vez separado el flujo de acuerdo al sentido de las corrientes, calculamos la media para cada uno de ellos y en las figuras siguientes se pueden ver los resultados.

 

También podemos ver el comportamiento de estas corrientes de energía para cada sección transversal cuando nos encontramos con mareas vivas y mareas muertas.

 

6.5.2.2.- Secciones longitudinales A continuación, vamos a trabajar con la sección longitudinal y se va a proceder de modo  

semejante a sus análogas transversales. La sección longitudinal, la describíamos como S1 y está situada cerca de la costa española.

Se ha querido mostrar, para las secciones longitudinales, el comportamiento de los flujos en sentido positivo y negativo con el mismo criterio que en las transversales, por tanto, se ha aprovechado el cálculo realizado entonces con el que se obtuvo Ep y En las figuras 5.12.1 y 5.12.2.

En esta sección hemos incluido dos secciones longitudinales siguiendo el fondo de 100 y 200 m aproximadamente pues, como se ha mencionado al principio de este informe, son profundidades en las que pueden operar diferentes tipos de molinos hidráulicos. Estas isobatas  

son las que se encuentran al norte del Estrecho de Gibraltar, cerca de la costa española.

Figura 5.13.- Media del flujo de energía para la isóbata de 100 m cercana a la costa española. Al igual que con la sección longitudinal S1, los casos más favorables tienen lugar en el extremo occidental de la zona objeto de nuestro estudio, en frente de Tarifa, que es la más estrecha.

Figura 5.14.- Media del flujo de energía para la isóbata de 200 m cercana a la costa española. Al igual que en la sección longitudinal S1, los casos más favorables tienen lugar en el extremo occidental de la zona objeto de nuestro estudio, en frente de Tarifa, que es la más estrecha.

6.5.2.3.- Secciones horizontales Describimos las secciones horizontales como aquellas secciones que comprende el Estrecho de Gibraltar visto desde arriba considerando un espesor dado. Dicho espesor lo hemos tomado entre las profundidades de 26.250 y 71.250 m; la elección del límite inferior, numéricamente, ha sido conforme a considerar una profundidad suficiente para permitir el paso del tráfico marítimo, en cuanto al límite superior, se trata de evitar interfases con velocidades próximas a cero y porque a mayores profundidades, las corrientes marinas son más débiles. También en este caso, calculamos la media del flujo de energía del espesor que hemos considerado, para una situación normal y para mareas vivas y mareas muertas, haciendo un zoom de cada figura para abarcar mejor la zona de los tres fondeos.

 

Siguiendo con el procedimiento de las secciones transversales y longitudinales, de nuevo volvemos a representar Ep y En ya calculadas, promediando verticalmente entrelos límites de 26.250 y 71.250 m. De esta forma, representamos la media de los flujos de energía positivos y negativos para las secciones horizontales entre el espesor considerado.

 

 

Figura 5.19.- Media vertical del flujo de energía para mareas muertas en una sección horizontal de espesor comprendido entre las profundidades de 26.250 a 71.250 m. Al norte se encuentra la costa española y al sur la costa marroquí. Se han señalado con unos asteriscos en color rojo los tres puntos donde se encuentran situados los tres fondeos. Se aprecia una cierta simetría entre el norte y el sur la cual es debido a la rotación de la Tierra, como ya se dicho en un apartado anterior. En la figura 5.19.1, situada a la derecha de ésta hacemos un zoom en la zona donde se encuentran los tres fondeos.

Figura 5.19.1.- Media vertical del flujo de energía para mareas muertas en una sección horizontal de espesor comprendido entre las profundidades de 26.250 a 71.250 m. Ampliación de la figura 5.19 a la zona de los tres fondeos marcados en rojo.

6.6.- INDICADORES Con la simple representación de los flujos de energía en las diferentes secciones se pueden hacer algunas valoraciones a priori, pero también se han desarrollado determinados aspectos  

para su profundización. De esta forma, observando la media de los flujos de energía en las secciones transversales, se ha estudiado el porcentaje de las ocasiones en que los flujos de energía están por encima de cierto valor umbral. Dado que el flujo positivo es más interesante en las proximidades del litoral español, región en la que nos estamos centrando, se ha calculado el porcentaje de las ocasiones en que el flujo es positivo y negativo. Por último, siguiendo un procedimiento análogo a los casos anteriores, se ha calculado el porcentaje de las ocasiones en que la dirección de la velocidad y, por tanto, del flujo de energía, mantiene la dirección media con una variación de ± 20o. Por otro lado, se ha representado el perfil vertical de la velocidad, es decir, cómo varía la velocidad o, lo que es lo mismo, el flujo de energía, con la profundidad. 6.6.1.- Porcentaje del flujo de energía umbral. Con las tres figuras de las secciones transversales que mostramos a continuación, queremos conocer el porcentaje de las ocasiones en que cada punto de la sección el flujo de energía se encuentra siempre por encima de los 400 w/m2. Se ha tomado este valor umbral por ser una cantidad representativa a partir de la cual es interesante la instalación de algún aparato que aproveche estas corrientes.

 

6.6.2.- Porcentaje temporalidad del sentido del flujo de energía. Las figuras que aparecen a continuación muestran el porcentaje de las ocasiones en que el flujo se mantiene positivo y viceversa. El procedimiento se ha conseguido contabilizando el número de veces en el tiempo que la componente u de la velocidad se mantiene con signo positivo o negativo. Se ha realizado para las secciones transversales y para la sección horizontal de espesor comprendido entre los 26.250 a 71.250 m.  

 

6.6.3.- Porcentaje de la dirección media de los flujos de energía. Finalmente, para tener más claro cómo de uniforme es la dirección de las corrientes marinas, en las figuras que aparecen a continuación se puede observar, para cada sentido, el porcentaje de las ocasiones en que la velocidad o el flujo de energía mantiene su dirección media ± 20º.

 

Figura 6.9.1.- Porcentaje de las ocasiones en que la velocidad o el flujo de energía positivo en cada punto mantiene su dirección media ± 20o en la sección transversal S3; a la izquierda se encuentra la costa marroquí y a la derecha la costa española. Con sentido positivo se hace referencia a que el flujo va dirigido de oeste a este, es decir, desde el Atlántico al Mediterráneo.

 

Figura 6.9.2.- Porcentaje de las ocasiones en que la velocidad o el flujo de energía negativo en cada punto mantiene su dirección media ± 20o en la sección transversal S3; a la izquierda se encuentra la costa marroquí y a la derecha la costa española. Con sentido positivo se hace referencia a que el flujo va dirigido de este a oeste, es decir, desde el Mediterráneo al Atlántico.

Figura 6.11.1.- Porcentaje de las ocasiones en que la velocidad o el flujo de energía positivo en cada punto mantiene su dirección media ± 20o en la sección horizontal de profundidad comprendida entre los 26.250 a 71.250 m. Al norte la costa española y al sur la marroquí. Se han señalado con unos asteriscos de color rojo los tres puntos donde se encuentran situados los tres fondeos. Con sentido positivo se hace referencia a que el flujo va dirigido de oeste a este, es decir desde el Atlántico al Mediterráneo.

Figura 6.11.2.- Porcentaje de las ocasiones en que la velocidad o el flujo de energía positivo en cada punto mantiene su dirección media ± 20o en la sección horizontal de profundidad comprendida entre los 26.250 a 71.250 m. Al norte la costa española y al sur la marroquí. Se han señalado con unos asteriscos de color rojo los tres puntos donde se encuentran situados los tres fondeos. Con sentido negativo se hace referencia a que el flujo va dirigido de este a oeste, es decir, desde el Atlántico al Mediterráneo.

Para tener una mejor visualización de la dirección de la velocidad en el Estrecho, se incluye la siguiente figura con la sección horizontal de espesor comprendido entre las profundidades de 26.250 a 71.250 m; en ella aparecen la media del flujo de energía en sentido positivo integrado verticalmente y, con flechas negras, la dirección de la velocidad en sentido positivo, también promediada verticalmente. Dado que la malla del modelo es muy tupida y una flecha en cada punto que indique la velocidad haría la figura muy enrevesada e incomprensible, sólo se ha dibujado un número reducido de ellas, pero el suficiente para tener una idea de la dirección de los flujos de energía. Mencionar que los datos de las componentes de velocidad que nos proporciona el modelo se dan referenciadas al grid y, para la elaboración de esta figura, la media vertical de la velocidad se ha corregido con un ángulo de rotación para orientar la dirección de la velocidad a unos ejes que podrían ser el de longitud para la  

componente u y de latitud para la componente v.

 

6.6.4.- Perfil de velocidad.

 

 

6.7.-COMPROBACIÓN DEL MODELO CON LAS OBSERVACIONES Como ya se adelantó anteriormente, en este informe sólo nos interesa comparar el modelo con las medidas in situ, dejando para un futuro un análisis interpretativo de los resultados. Las medidas experimentales se han obtenido mediante unos fondeos realizados en unas campañas FLEGER. Estos últimos los identificamos enumerándolos del 1 al 3, siendo el 1 el que se encuentra más al oeste, el 2 el que le sigue según nos adentramos hacia el Mediterráneo y el 3 el situado en la parte más oriental, como se puede ver en las figuras de las secciones horizontales. El procedimiento seguido para el cálculo del flujo de energía en cada instante de tiempo ha sido el mismo para ambos casos, teniendo en cuenta los intervalos de tiempo  

correspondientes: para el modelo recordamos que eran 20 minutos y para los fondeos 1, 2 y 3 son de 2, 3 y 2.5 minutos, respectivamente. En la adaptación de estos métodos, en el modelo se han tomado los datos concretando con las coordenadas de cada uno de los fondeos y en éstos se ha trabajado durante el periodo de un mes pues, como ya se ha dicho, el modelo proporciona un mes tropical. En primer lugar se muestran las figuras y se comentan a continuación.

 

6.8.- CONCLUSIONES La primera conclusión y la más importante de todas es que el modelo proporciona unos resultados satisfactorios como para poder continuar el estudio de las corrientes marinas por este camino. La comparativa entre éste y los fondeos demuestra que el modelo proporciona unos datos sobreestimados, llegando a ser hasta tres veces mayores que los experimentales. También observamos, y coincide para ambos enfoques, que se obtienen mejores resultados en la zona donde se encuentra el fondeo 1, el situado en el extremo más occidental y menos profundo de la zona que abarca nuestro estudio. Sería interesante ampliar la zona de estudio a una más cercana a la punta de Camarinal. También sería importante realizar algún fondeo cerca de esta zona para su comparación. Dado que estamos trabajando en las cercanías de la costa española, a la vista de los resultados, parece más apropiado considerar los flujos cuando estos avanzan en sentido positivo. Para hacer una valoración del comportamiento de los flujos de la zona de interés de nuestro estudio, encontramos que se dan, al menos de forma suficiente, condiciones de direccionalidad y de potencia de los flujos de energía.

6.9.- ZONAS DE ESPECIAL INTERÉS EN EL ESTRECHO En este apartado se presentarán sobre la malla de estudio las zonas de mayor interés atendiendo a los parámetros aplicados en el proceso de estudio. Las condiciones que se tienen en cuenta son las siguientes: • • • • • • •  

Velocidades media por sección. Velocidades de corriente mayores de 1.5 Kn obtenidas con el modelo numérico. Profundidades de fondeo menores de 100 m. Exclusión de zonas militares. Exclusión de zonas de pesca. Exclusión de las zonas delimitadas para el emisario eléctrico y gaseoducto. Exclusión de la zona del Parque Natural del estrecho.

Aplicando los parámetros anteriores como filtros, podemos obtener en la malla las zonas que cumplan todos los criterios y que serán las de mayor interés. Se pueden obtener dos tipos de gráficos utilizando la velocidad media por sección o la velocidad obtenida por el método numérico y con un mínimo de 0.77 m/s (ver Tabla 17 y 18 del Anexo de la tesis):. Como se puede observar en ambos gráficos, en la costa española existe una zona en el área denominada Bajo de los Cabezos de gran interés, en la cual la corriente se acelera aproximadamente a 2 Kn, con unas profundidades medias de 50 a 20 metros y fondos de grava y roca. El gráfico de áreas de interés ,que utiliza la velocidad media por sección, incluye además otras zonas de interés en la costa española, con velocidades del orden de 2 m/s, como son la zona de los Lances de Tarifa con profundidades medias de 50 m y con fondo de arena y la zonas desde la isla de Tarifa hasta punta Camorro con profundidades medias de 50 y fondo de grava. En la costa marroquí se distingue una zona de especial interés en ambos gráficos en frente de punta Malabata con profundidades medias de 50 metros, fondo de roca y velocidades de 2 Kn y en el gráfico que utiliza la velocidad media por sección, la zona de punta Cires, con fondo de grava, profundidades de 60 m y velocidades de 2m/s. De entre las zonas de interés de la costa española, la zona de los Bajos de los Cabezos y los Lances de Tarifa, al tener muy próximo el emisario eléctrico del estrecho resulta de especial interés ya que se podría utilizar para tender el cable de conexión a la costa.

Figura 8.1.- Zonas de interés considerando la velocidad media por sección marcadas en verde.

 

Figura 8.2.- Zona de interés considerando la velocidad máxima del modelo numérico marcadas en verde.

Como se puede observar en ambos gráficos, en la costa Española existen una zona en el área denominada Bajo de los Cabezos de gran interés, en la cual la corriente se acelera aproximadamente a 2 Kn, con unas profundidades medias de 50 a 20 metros y fondos de grava y roca. El gráfico de áreas de interés ,que utiliza la velocidad media por sección, incluye además otras zonas de interés en la costa española, con velocidades del orden de 2 m/s, como son la zona de los Lances de Tarifa con profundidades medias de 50 m y con fondo de arena y la zonas desde la isla de Tarifa hasta punta Camorro con profundidades medias de 50 y fondo de grava. En la costa marroquí se distingue una zona de especial interés en ambos gráficos en frente de punta Malabata con profundidades medias de 50 metros, fondo de roca y velocidades de 2 Kn y en el gráfico que utiliza la velocidad media por sección, la zona de punta Cires, con fondo de grava, profundidades de 60 m y velocidades de 2m/s. De entre las zonas de interés de la costa española, la zona de los Bajos de los Cabezos y los Lances de Tarifa, al tener muy próximo el emisario eléctrico del estrecho resulta de especial interés ya que se podría utilizar para tender el cable de conexión a la costa.

6.10.- EVALUACIÓN ENERGÉTICA 6.10.1.- Método Para estimar la potencia aprovechable se hará uso de las siguientes expresiones;  

Potencia Disponible = 0,5*Densidad*Caudal*Velocidad_Media2 (Gw) Siendo el caudal de entrada en un día de 1,2 Sv y la velocidad media, la obtenida como velocidad media por sección. Esta magnitud nos da una idea por sección de la energía total disponible. Potencia aprovechable= 0,5*Densidad*Rendimiento*A*Velocidad_media3 (Mw.) Siendo el rendimiento el mecanismo instalado (hélice, turbina, etc.), A el área la superficie de corriente que pueda captar el mecanismo y la densidad del agua Atlántico (Aprox.1012 Kg./m3). Se supondrá un área de aprovechamiento circular con un diámetro de 15 metros y un rendimiento de la maquina, que según consulta a los proveedores se encuentra en el 43%. La potencia también se evaluará empleando la velocidad de obtenida en cada sección y la obtenida en el estudio numérico. Esta magnitud nos da una idea en cada una de las cuadriculas del malla de la energía que se podría obtener por dispositivo instalado. Estos dos parámetros se mostrarán en toda la malla mediante una gráfica en las zonas de interés detectadas.

Figura 10.1.- Evaluación de potencia disponible en todo el malla con velocidad media de la sección. Potencia disponible expresada en Gw según la barra cromática lateral

 

Figura 10. 2.-Evaluación de potencia aprovechable en todo el malla con velocidad media de la sección. Potencia aprovechable expresada en Mw. según la barra cromática lateral

Figura 10.3. Evaluación de la potencia aprovechable en todo el malla con la velocidad del modelo numérico. Potencia aprovechable expresada en Mw según la barra cromática lateral

 

6.10.2.- Potencia y Energía de las Zonas de Interés Se presentan los resultados de evaluar la potencia aprovechable en las diferentes localizaciones de interés halladas en el estudio con la velocidad media de sección ZONA DE BAJO DE LOS CABEZOS Las coordenadas y potencia, considerando la velocidad media por sección de esta zona, se recogen en la siguiente tabla: Tabla 4. Zona del Bajo de los Cabezos

ZONA DE LOS LANCES DE TARIFA Las coordenadas y potencia, considerando la velocidad media por sección, de esta zona , se recogen en la siguiente tabla: Tabla 5. Zona de los Lances de Tarifa

ZONA ISLA DE TARIFA- PUNTA CAMORRO Las coordenadas y potencia, considerando la velocidad media por sección, de esta zona , se recogen en la siguiente tabla: Tabla 6. Zona de isla Tarifa-punta Camorro

 

  Los resultados muestran en las evaluaciones generales potencias disponibles en las secciones de un máximo de 6382 Gw. Considerando las dos fases de marea de 6.2 horas y el periodo de una año se podrían obtener 28.8 * 106 Gwh. Esta energía podría cubrir las necesidades de toda la UE cifrada en 1999 en 2.53 * 106 Gwh. En cuanto la potencia aprovechable en el estrecho, podemos distinguir la diferencia entre los resultados obtenidos con la velocidad media por sección y el modelo numérico. Los resultados con la velocidad media por sección presenta un máximo de 900 Mw por sección mientras que el modelo numérico presenta solo un máximo de 131 Mw. Eligiendo el valor mas conservador se podrían tener un energía por dispositivo en el periodo de un año de 5.92 * 105 Mwh. En cuanto a las zonas de interés se disponen de una amplia zona en los Bajos de los Cabezos con una potencia máxima aprovechable por dispositivo de 298 Mw. Este zona tendría una capacidad de obtención de energía, considerando las dos fases de marea, un año y un dispositivo de 1.34 106 Mwh. Esta zona presenta una profundidad de fondeo adecuada, proximidad al emisario eléctrico, amplitud, por lo que resulta de mayor interés para la instalación de un posible parque. Tampoco se puede descartar por la proximidad a la costa la zona de la isla de Tarifa a punta Camorro, con un máximo de 208 Mw. de potencia obtenible por dispositivo y una energía 9.4 105 Mwh. Esta zona puede ser la más interesante para la instalación de un primer prototipo.

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