Para una correcta valoración de las inundaciones costeras, es
necesario contar con series de observaciones instrumentales acerca de la sobreelevación
del nivel del mar. Basándose en estos datos, se elaboran modelos numéricos que reflejen
las particularidades del área, permitiendo representar la posible alteración del nivel
del mar al paso de un evento peligroso. En la actualidad, no existen estas observaciones
para la región de estudio; solo testimonios visuales y muy subjetivos. Pero al mismo
tiempo, es necesario obtener alguna representación del fenómeno, por lo cual se decidió
acudir a métodos numéricos que permitieron modelar los eventos a partir de la
información meteorológica de archivo, incluso para los casos en que la información
básica detallada está totalmente ausente.
La elaboración de un modelo dinámico de sobreelevación del nivel del
mar por arrastre es una tarea más complicada que un modelo de surgencia ciclónica.
Aunque se emplean las propias ecuaciones de aguas someras, no es posible establecer
parámetros "a priori" para obtener el campo de viento. Lo ideal es disponer de
un modelo de circulación atmosférica a escala local, acoplado a uno de circulación de
las aguas tomando en cuenta el relieve submarino y la configuración costera. Pero en el
INSMET aún no están operativos tales modelos, por lo que se decidió obtener una
aproximación media del campo de viento, a partir de las cartas sinópticas de archivo.
Siguiendo las recomendaciones de Breshtnaider
(1966), SNIP (1976; 1983) y Shore Protection Manual(1984), se procedió a la aplicación de un modelo simple de sobreelevación del
nivel del mar a partir de las ecuaciones de aguas someras, con los siguientes principios:
El campo de viento es uniforme en velocidad y dirección.
El campo de viento es cuasi - estacionario. Esta aproximación es
válida puesto que la persistencia característica de los sures con el viento en los
rumbos (180° ± 22,5°) sobre el área de estudio es mayor de
12 horas.
La orientación de la alteración del nivel del mar coincide con el eje
"X", normal a la línea costera, mientras que en el eje "Y" es nula.
No se tienen en cuenta las irregularidades de la configuración
costera.
El viento cuasi - estacionario se determinó por el método de
Abuziarov y Shamraev (1977), de forma semejante que para los cálculos del oleaje extremo
realizados por Mitrani et al. (1997), considerando que la latitud media del acuífero es
de 22°N y que la diferencia media entre las temperaturas del agua y el aire es de 0 a
2°C.
Eliminando los términos de orden menor de [10 -2 ], la
ecuación del movimiento en el plano "XZ" se reduce a solo dos términos.
¶ Z/¶ X = (- 1/r w.g ) .
¶ tx
/¶ Z
(1)
donde:
g - aceleración de gravedad
r w - densidad del agua de mar
t x = - r
a . Cd .U10 2 . cos b - tensión superficial del viento
Cd - coeficiente de resistencia de la superficie marina
r a - densidad del aire
U10 - velocidad del viento a 10 m sobre el nivel del mar.
b - ángulo entre la dirección del viento y
el eje "X"
En diferencias finitas, la formulación final será:
D Z =
[D X .(r
a /r w) . Cd
U10 2 . cos b ] / [g (Z +
D Z)]
(2)
Donde:
D Z - sobreelevación del nivel del mar (en
m)
D X - distancia recorrida por el viento (en
m)
Z - Profundidad media del acuífero.
Por datos de expediciones realizadas en los mares cercanos a Cuba entre
1967 y 1994, los autores del presente texto determinaron que durante la temporada invernal
las temperaturas del aire sobre el mar en la zona de estudio oscilan entre 24° y 28° C
como promedio, mientras que las temperaturas de la superficie marina oscilan entre 26° y
31°C con salinidad mayor de 36 %. Estos valores indican densidades medias del aire de
1,17 Kg/m y del agua de 1.018 Kg/m. Para simplificar el proceso de cálculo, el
coeficiente de resistencia superficial se calculó solo en función del viento. Se aplicó
la fórmula de Deacon para vientos mayores de 10 m/s actuando sobre la superficie marina
inclinada, recomendada por Roll (1968):
Cd = (0.8 + 0.114 U10 ) .10-3 (3)
La ecuación propuesta para el cálculo de
D
Z se resuelve por aproximaciones sucesivas, tomando como D Z
inicial a la unidad. En general converge antes de las cinco primeras iteraciones, con un
orden de 10-3.
