Los efectos meteorológicos

En otro orden de ideas, veamos que el efecto de la meteorología sobre el Delta es doble. De una parte, hay unas acciones directas, como la lluvia, que resta movilidad al sedimento de la playa seca, o la más importante: la del viento, que produce un transporte eólico apreciable a los campos de dunas del Fangar (margen Izquierda) y a la barra del Trabucador (margen Derecha). El transporte asociado a los vientos predominantes de mistral o cierzo (“vent de dalt”), de componente NW, puede compensar, en la primera área, una cierta parte del transporte litoral. Por el contrario, la acción del “vent de dalt” sobre el Trabucador resulta negativa, al mismo tiempo que favorece la migración transversal de arena de la playa, emergida hacia la orilla costera. De todos

modos, la acción indirecta de los agentes meteorológicos, como impulsores o influenciadores de la dinámica marina, resulta más relevante que otros mecanismos de acción directa.

Si entendemos la mecánica del medio marino como la superposición de oscilaciones de diferente periodo y amplitud, en primer lugar, encontraremos el oleaje generado por el viento. Las olas del viento y la circulación asociada a la zona de rompientes constituyen el agente impulsor principal para el transporte litoral de sedimentos al delta del Ebro. Los datos disponibles del oleaje direccional muestran que los estados del mar de levante son los más enérgicos y, por tanto, los que más condicionan la dirección del transporte longitudinal de la arena (Gómez y Sospedra, 1991; García, 1993).

Las mareas³⁴ no tienen un efecto importante sobre la evolución de la costa deltaica. Los datos obtenidos confirman que el rango de la marea astronómica local es de cerca de 20 cm (López, 1991). Por contra, las elevaciones de origen meteorológico que se producen coincidiendo con los temporales de levante, y que son debidos a la acción combinada de la presión atmosférica y del viento, pueden superar los 50 cm y transportar, perfil de playa arriba, el efecto erosivo de las olas. Ello se deduce del estudio de la circunstancia que conlleva una elevación máxima del nivel del mar, cual es la simultaneidad y conjunción de todos los posibles efectos hacia una elevación máxima de dicho nivel (a saber: efecto astronómico, efecto debido a la presión atmosférica, efecto “surge” debido a las olas generadas por el viento y efecto

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“wave set-up” debido al incremento del nivel del mar provocado por la rotura de las olas incidentes).

El estudio del nivel máximo alcanzado por las aguas del mar se debe, sobre todo, a un notable trabajo realizado por el Laboratori d’Enginyeria Marítima de la Universitat Politècnica de Catalunya y el Delft Hydraulics Laboratory (Steetzel et alt., 1991) llevado a cabo en la orilla de mar abierto del istmo del Trabucador.

En el trabajo en cuestión, se determina el nivel resultante del mar (h) por la composición de las siguientes contribuciones o parámetros:

h = MSL + ∆ηastr. + ∆ηatm. + ∆ηmeteo. + ∆ηwave.,

expresión matemática en la que deben tenerse en cuenta los siguientes significados:

MSL = nivel medio en reposo;

∆ηastr. = la fluctuación en el nivel del mar debido a efectos astronómicos (marea “standard”);

∆ηatm. = la fluctuación debido a oscilaciones de gran escala de la presión atmosférica (no necesariamente asociadas a temporales);

∆ηmeteo. = la sobreelevación de origen meteorológico o efecto de “surge”, que supone un incremento adicional del nivel del mar y coincide con la presencia de olas generadas por el viento;

∆ηwave. = el incremento del nivel del mar cerca de la orilla debido a la rotura de las olas incidentes (“wave set-up”).

Las tres primeras componentes están gobernadas por las condiciones en mar abierto. Las cuatro componentes, en su conjunto, determinan el nivel del mar en la cara expuesta de la duna (ver figura 23).

Fig. 23. Representación de las componentes del nivel medio del mar.

Analicemos ahora, separadamente, algunas de las diferentes componentes que intervienen en la fórmula general anterior:

*La componente astronómica: ∆ηastr.

A partir del análisis armónico de los datos de marea registrados en l’Ametlla de Mar (Baix Ebre), localidad marinera situada a unos 20 kilómetros al norte del Delta, entre los años 1988 y 1989, se ha calculado una carrera de 0.20 m. Por consiguiente, la contribución máxima de la marea es la siguiente:

∆ηastr. = 0.10 m.

*La componente atmosférica: ∆η^atm.

Del análisis de los datos obtenidos se ha concluido que existen fluctuaciones de nivel importantes asociadas con grandes fluctuaciones de gran escala en la presión atmosférica. En el caso de bajas presiones, el nivel medio del mar puede subir significativamente. Como primera estimación, siempre por el lado de la seguridad, una subida máxima adicional en el nivel del mar de

119 aproximadamente 0.20 m. nos parece del todo punto razonable. Por ello, consideramos: ∆ηatm. = 0.20 m.

*El efecto meteorológico: ∆ηmeteo.

Durante un temporal se producen olas y un incremento adicional en el nivel del mar, efectos ambos que tienen el mismo origen. A partir del análisis conjunto del nivel del mar y de la altura de ola realizado con los datos de varias tormentas registradas en los años 1989 y 1990, se constata un incremento apreciable del nivel en mar abierto a medida que crece la altura de ola al inicio (onset) del temporal. Ajustando a los datos registrados la relación:

∆ηmeteo. ≈ 0.048 × (HSO – 0.86),

donde 0.86 m. es el valor medio de la altura de ola significante correspondiente al clima medio de oleaje, se deduce que el efecto meteorológico máximo puede llegar a ser de: ∆ηmeteo. = 0.25 m.

Los movimientos de baja frecuencia sólo afectan al transporte del sedimento más fino, al entorno de la desembocadura, en donde éste está en suspensión, y también en zonas más profundas, cuando el oleaje ocasiona la resuspensión (este último proceso no se produce por debajo de los 20 cm de profundidad, según Cacchione (1990, en AA.VV., 2005). Si consideramos las corrientes residuales casi estacionarias, el transporte del sedimento asociado sigue una dirección diferente de la de circulación general hacia el sudoeste, entre otras razones porque los flujos sobre la plataforma continental están afectados por fenómenos de mesoescala, tales como intercambios episódicos de masas de agua a través del talud continental (Tintoré, Wang, La Violette, 1990), o bien, variaciones espaciales en la tensión del viento (García, Arcilla y Espino, 1992).

La medida continuada de la respuesta costera a la acción de todos estos agentes conduce al ajuste de un balance sedimentario específico para la costa del delta del Ebro (Jiménez y García, 1991). Los resultados obtenidos indican que entre el Faro de la Punta de la Banya (margen Derecha) y la isla de San Antonio (margen Izquierda), la costa pierde entre

200000 y 300000 m³/año de arena, y que entre Riumar y el faro del Fangar (Izquierda) se pierden 150000 m³/año. Los datos disponibles sugieren, sin embargo, que estos aproximadamente 400000 m³/año de sedimentos no salen del “sistema delta”, si no que se incorporan a tres áreas de deposición: las dos puntas de las flechas y la desembocadura (en este último caso, formando una barra litoral). (Jiménez, Guillén et al., 1999). Si se particulariza el equilibrio sedimentario, es posible deducir tasas de transporte longitudinal neto (Jiménez y García, 1991). Se concluye, pues, que:

- A la altura de la isla de San Antonio, el transporte es hacia el norte y tiene un valor máximo de unos 120000 m³/año.

- Desde la antigua Gola Norte -o principal- (Cabo de Tortosa) hasta la Banya, el transporte neto se dirige hacia el sur. Las tasas de transporte son variables según la orientación de la costa y de la batimetría, y su valor máximo es de unos 120000 a 150000 m³/año.

Los restantes problemas medioambientales que afectan al Delta pueden sintetizarse en los siguientes puntos.

6.3. El caudal mínimo medioambiental del tramo inferior del Ebro