tesis-n5598-Tejedor

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Tesis Doctoral
Cambios en la propagación de la onda deCambios en la propagación de la onda de
marea en la Plataforma Continental y el Ríomarea en la Plataforma Continental y el Río
de la Plata, asociados a cambios en el nivelde la Plata, asociados a cambios en el nivel
medio del mar y los ciclos de la descargamedio del mar y los ciclos de la descarga
continentalcontinental
Tejedor, Moira Luz Clara
2014-03-07
Este documento forma parte de la colección de tesis doctorales y de maestría de la Biblioteca
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Cita tipo APA:
Tejedor, Moira Luz Clara. (2014-03-07). Cambios en la propagación de la onda de marea en la
Plataforma Continental y el Río de la Plata, asociados a cambios en el nivel medio del mar y los
ciclos de la descarga continental. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de
Buenos Aires.
Cita tipo Chicago:
Tejedor, Moira Luz Clara. "Cambios en la propagación de la onda de marea en la Plataforma
Continental y el Río de la Plata, asociados a cambios en el nivel medio del mar y los ciclos de la
descarga continental". Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.
2014-03-07.
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UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES 
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales 
Departamento de Ciencias de la Atmósfera y los Océanos 
 
 
 
Cambios en la propagación de la onda de marea en la Plataforma 
Continental y el Río de la Plata, asociados a cambios en el nivel 
medio del mar y los ciclos de la descarga continental 
 
 
Tesis presentada para optar al título de Doctor de la Universidad de Buenos Aires en el área Ciencias de la 
Atmósfera y los Océanos 
 
 
Moira Luz Clara Tejedor 
 
 
Directores de tesis: Dra. Claudia Gloria Simionato y Ing. Enrique D’Onofrio 
 
Consejero de Estudios: Dra. Claudia Gloria Simionato 
 
Lugar de trabajo: Centro de Investigaciones del Mar y la Atmósfera (CIMA) – CONICET/UBA 
DCAO/FCEN, UMI IFAECI/CNRS. 
 
Ciudad Autónoma de Buenos Aires, marzo de 2014 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
'El río se complace en llevarnos solo si nos atrevemos a soltarnos. 
Nuestra verdadera tarea es este viaje, esta aventura'. 
Richard Bach 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Dedico esta tesis a Cristian, por nuestros 13 años de amor, por tantos 
lindos momentos, por tanto apoyo y tanta ayuda. A Tiago quien, 
sin saberlo, vino a este mundo para hacerme la persona más 
feliz del mundo. A mi ñaña, Dani, compañera de aventuras. A 
mamá, siempre emprendedora y fuente de buena energía. A 
papá, persona sensacional y auténtica. A Gabi, mi hermanito 
regalo de la vida. A mi familia, real y política. 
 
 
Resumen 
 
El conocimiento de la marea es de gran importancia para todas las regiones costeras del 
mundo, sobre todo aquellas que poseen grandes ciudades ubicadas sobre las costas. Aunque 
clásicamente la marea ha sido pensada como un fenómeno estable y determinístico, una serie de 
estudios recientes sugieren que las mismas podrían sufrir cambios significativos a lo largo del 
tiempo, como consecuencia de cambios morfológicos, de la ocurrencia de ciclos en el forzante 
atmosférico del océano o del aumento del nivel del mar debido al cambio climático. Las 
consecuencias ambientales, sociales y económicas que podrían provocar cambios en las mareas son 
amplias y variadas, e involucran las inundaciones, la generación de energía renovable, el transporte 
de sedimentos, la navegación, la morfología costera y de fondo, la ubicación de los frentes de 
marea y los hábitats inter-mareales y la circulación termohalina, entre otros aspectos. Los cambios 
de escala grande podrían tener impacto global, pero aún los cambios más regionales y locales deben 
ser comprendidos tanto como sea posible para incorporarlos en los esquemas de predicción de la 
marea y los modelos de marea que se utilizan con muchos fines prácticos. Por lo tanto, el estudio de 
dichos cambios ya sea a través del análisis de observaciones históricas como de modelado 
numérico es muy relevante. En consecuencia, el objetivo general de esta Tesis es estudiar y 
cuantificar potenciales cambios en la propagación de la marea en las aguas costeras argentinas que 
puedan resultar del cambio climático y la variabilidad climática, así como comprender los 
mecanismos intervinientes. La primera parte tiene como objetivo particular estudiar el impacto de 
un potencial aumento del nivel del mar que pudiera ocurrir como consecuencia del cambio 
climático en la propagación de la marea en la Plataforma Continental Argentina, contribuir a la 
comprensión de los mecanismos de los potenciales cambios e identificar las áreas más sensibles. En 
la segunda parte se postula que, en el caso particular del Río de la Plata, las constantes armónicas 
de marea podrían también cambiar con la descarga continental, que muestra significativas 
variaciones temporales asociadas a los ciclos de El Niño - Oscilación del Sur. Éste podría ser un 
efecto adicional y potencialmente mucho más significativo que el aumento del nivel del mar por 
efecto invernadero, al menos en el corto plazo. El segundo objetivo particular de esta Tesis fue, por 
lo tanto, estudiar el potencial impacto de los ciclos naturales de variabilidad inter-anual de la 
descarga continental en la propagación de la marea en el Río de la Plata, comprender los procesos 
físicos involucrados y determinar la porción del estuario que puede ser afectada por este fenómeno. 
El estudio, en general, es realizado mediante el análisis de las pocas observaciones históricas 
disponibles y simulaciones numéricas. 
 
 
Changes in the propagation of the tidal wave in the Continental Shelf and the Rio de la 
Plata, associated with changes in sea level and continental discharge cycles 
 
Abstract 
 
The knowledge of tides is very important for coastal regions, especially those with large 
cities located on their coasts. Although classically the tide has been thought as a stable and 
deterministic phenomenon, a number of recent studies suggest that they could undergo significant 
changes over time as a result of morphological changes, the occurrence of cycles in the atmospheric 
forcing of the ocean or the sea level rise due to climate change. The environmental, social and 
economic consequences of changes in the tides are wide and varied, and involve flooding, 
renewable energy generation, sediment transport, navigation, coastal and bottom morphology, 
location of tidal fronts and intertidal habitats, and the thermohaline circulation, among others. The 
large scale changes might have global impact, but even the more regional and local ones should be 
understood as much as possible to incorporate them into the tidal prediction schemes and tidal 
models used for many practical purposes. Therefore, the study of such changes either through the 
analysis of historical observations or numerical models is very relevant. Accordingly, the general 
aim of this Thesis is to study and quantify potential changes in the propagation of the tide in the 
Argentine coastal waters that may result from climate change and climate variability and to 
understand the mechanisms involved. Thefirst part has the particular aim of studying the impact of 
a potential sea level rise that might occur as a consequence of climate change on the propagation of 
the tide in the Argentinean Continental Shelf, contributing to the understanding of the mechanisms 
of the potential changes, and identifying the most sensitive areas. In the second part it is postulated 
that, in the particular case of the Río de la Plata, tidal harmonic constants might also change with 
continental discharge, which shows significant temporal variations associated with El Niño - 
Southern Oscillation cycles. This could be an additional effect, potentially much more significant 
than the increase in sea level by greenhouse effect, at least in the short term. The second specific 
aim of this Thesis is, therefore, to study the potential impact of the natural cycles of inter-annual 
variability of the continental runoff in the propagation of the tide in the Río de la Plata, to 
understand the involved physical processes and to determine the portion of the estuary that may be 
affected by this phenomenon. The study, in general, is faced by analyzing the few available 
historical observations and by means of numerical simulations. 
 
 
 
Agradecimientos 
 
 
Agradezco en primer lugar a Claudia, mi directora, por su apoyo incondicional y motivación 
constante. Clau, sin vos sin duda no hubiera logrado llegar hasta acá, gracias! 
Agradezco a Enrique, mi director, quien estuvo siempre dispuesto y nos brindó su conocimiento y 
apoyo para llevar adelante esta Tesis. 
Agradezco a CONICET quien financió mi beca para realizar este doctorado durante los primeros 5 
años en este camino, y a la FCEN-UBA por darme la oportunidad de continuar y terminar el 
doctorado como docente y doctoranda. 
Agradezco al CIMA por darme el lugar de trabajo, grandes compañeros de oficina y la mejor ‘vista’ 
a esa fuente de inspiración que me acompañó estos años. 
Agradezco a Diego Moreira por su amistad y compañía, por estar siempre ‘ahí’. Gracias Diegote, 
sos invaluable! 
Agradezco al DCAO-CIMA por darme la oportunidad de conocer tanta gente linda, en un ambiente 
de sonrisas y buena onda. 
A Cristian, por su amor y apoyo constante. A Tiago. A Dani. A mis padres por tanto ánimo, buenos 
consejos y por estar siempre presentes a pesar de la distancia. A mi familia. A Jose y Lau por tanto 
apoyo, buena onda y clases compartidas! A todos los que estuvieron presentes en mi tránsito por la 
carrera de grado. A mis compañeros becarios, a mis amigas, y a todos los que cada día me ayudan a 
tener muchas ganas de ir a trabajar para compartir charlas de pasillo y almuerzo. ¡Gracias! 
 
 
Índice 
 
Capítulo 1: Motivación, antecedentes, construcción de la hipótesis y objetivos............................................... 1 
1. Motivación................................................................................................................................................. 1 
2. La marea .................................................................................................................................................... 2 
2.1. Historia del conocimiento de la marea ............................................................................................... 2 
2.2. La marea en mares someros y estuarios ............................................................................................. 4 
3. Variabilidad climática y cambio climático del nivel del mar .................................................................. 17 
3.1. El aumento del nivel del mar por efecto invernadero....................................................................... 17 
3.2. Variaciones del nivel del mar en la escala inter-anual en la Plataforma Continental Argentina y el 
Río de la Plata..........................................................................................................................................21 
4. Antecedentes sobre cambios en las constantes armónicas de marea, construcción de la hipótesis y 
objetivos ...................................................................................................................................................... 22 
5. Organización de la Tesis.......................................................................................................................... 25 
6. Referencias .............................................................................................................................................. 26 
Capítulo 2: Impacto del potencial aumento futuro del nivel del mar en la propagación de la marea en la 
Plataforma Continental Argentina................................................................................................................... 35 
Resumen ...................................................................................................................................................... 35 
1. Introducción, motivación y objetivos ...................................................................................................... 36 
2. Simulaciones numéricas .......................................................................................................................... 39 
2.1. Descripción del modelo y características de las simulaciones ......................................................... 39 
2.2. Energía de la marea .......................................................................................................................... 45 
2.3. Discusión de las limitaciones de las simulaciones ........................................................................... 46 
3. Resultados................................................................................................................................................ 47 
3.1. Aporte de la componente M2 a la amplitud de la marea en la costa argentina.................................. 47 
3.2. Breve comparación de las simulaciones con observaciones mareográficas ..................................... 48 
3.3. Sensibilidad a la inundación de zonas bajas ante un aumento del nivel del mar.............................. 51 
3.4. Cambios en la componente M2 con el aumento del nivel del mar.................................................... 54 
3.5. Cambios en mareas de cuadratura y sicigias y otras componentes de marea con el aumento del nivel 
del mar ..................................................................................................................................................... 57 
3.6. Cambios en los frentes de marea patagónicos .................................................................................. 62 
4. Discusión y conclusiones ........................................................................................................................ 67 
4.1. Resumen de resultados ..................................................................................................................... 67 
4.2. Mecanismos físicos de los cambios.................................................................................................. 68 
5. Referencias .............................................................................................................................................. 70 
Capítulo 3: Variabilidad de las constantes armónicas de marea en el estuario del Río de la Plata asociada a 
los ciclos naturales de variabilidad interanual de la descarga continental....................................................... 78 
 
 
Resumen ...................................................................................................................................................... 78 
1. Introducción y motivación....................................................................................................................... 79 
2. Área de estudio........................................................................................................................................81 
3. Datos........................................................................................................................................................ 83 
4. Métodos ................................................................................................................................................... 84 
4.1. Métodos estadísticos de análisis espectral........................................................................................ 84 
4.2. Filtrado de los datos mareográficos.................................................................................................. 90 
5. Resultados................................................................................................................................................ 93 
5.1. Estimación de la evolución de la amplitud y la fase de la componente M2 de marea a lo largo del 
tiempo...................................................................................................................................................... 93 
5.2. Análisis con Método Multi-Taper y tendencias en la amplitud y fase de la componente M2 de marea
................................................................................................................................................................. 97 
5.3. Análisis de Espectros Singulares de la amplitud y fase de la componente M2 de marea ............... 100 
5.4. Análisis conjunto de la marea y el caudal ...................................................................................... 104 
6. Conclusiones y discusión ...................................................................................................................... 109 
7. Referencias ............................................................................................................................................ 115 
Capítulo 4: Simulaciones numéricas de la sensibilidad de la propagación de la onda de marea en el Río de la 
Plata a variaciones en el nivel medio y el caudal de los ríos tributarios........................................................ 125 
Resumen .................................................................................................................................................... 125 
1. Introducción y motivación..................................................................................................................... 126 
2. El modelo numérico MARS-3-D........................................................................................................... 128 
2.1. Ecuaciones del modelo 3D ............................................................................................................. 128 
2.2. Ecuaciones del modelo 2D ............................................................................................................. 130 
2.3. Ingreso del flujo de los ríos tributarios........................................................................................... 131 
2.4. Interacción con el fondo ................................................................................................................. 132 
2.5. Parametrización de la turbulencia................................................................................................... 133 
2.6. Esquemas numéricos ...................................................................................................................... 136 
2.7. Arquitectura computacional ........................................................................................................... 137 
2.8. Implementación del modelo para el Río de la Plata y la Plataforma Continental adyacente ......... 137 
3. Resultados y discusión .......................................................................................................................... 147 
4. Conclusiones..........................................................................................................................................154 
5. Referencias ............................................................................................................................................ 156 
Capítulo 5: Síntesis de conclusiones y aporte original sobre el conocimiento de la onda de marea en la 
Plataforma Continental Argentina y el Río de la Plata.................................................................................. 162 
1. Resumen de resultados y conclusiones.................................................................................................. 162 
2. Impacto de los resultados y recomendaciones....................................................................................... 165 
3. Referencias ............................................................................................................................................ 167 
 
1 
 
Capítulo 1: Motivación, antecedentes, construcción de la hipótesis y objetivos 
 
1. Motivación 
 
La marea, al tener su origen en el movimiento de los astros, es pensada habitualmente como 
un fenómeno determinístico, muy estable y predecible a lo largo del tiempo. Tanto es así, que la 
amplitud y la fase de las componentes de marea en un sitio determinado suelen ser llamadas 
‘constantes’ armónicas de marea (Pugh, 1987). La predicción de la marea con fines prácticos se 
realiza de manera empírica, determinando dichas constantes a partir de observaciones del nivel del 
mar colectadas en estaciones mareográficas. A las mismas se les realiza un análisis armónico y se 
utilizan las amplitudes y fases (o épocas) calculadas para las diversas componentes (de frecuencias 
conocidas) para pronosticar el nivel del mar futuro como una sumatoria de esas ondas (Foreman, 
1977). En muchos sitios se dispone de muy pocas observaciones (a veces sólo unos meses o años) y 
la predicción se realiza con las constantes armónicas determinadas a partir de ellas, suponiendo que 
las constantes no sufrirán cambios significativos a lo largo del tiempo. 
Sin embargo, una serie de estudios realizados recientemente en varias partes del mundo 
sugieren que las constantes armónicas podrían no ser tales. La marea en su propagación, al ser una 
onda externa de gravedad larga (por ejemplo, Gill, 1982), es muy sensible a la profundidad y, por 
lo tanto, sus propiedades podrían variar en el tiempo como consecuencia de cambios en la 
profundidad de la masa de agua. Estos podrían ser, por ejemplo, debidos a cambios morfológicos, a 
la ocurrencia de ciclos en el forzante atmosférico o asociados al aumento del nivel del mar debidos 
al cambio climático (por ejemplo, Flather y Williams, 2000; Flick et al., 2003; Da Silva y Duck, 
2006; Ray, 2006; Bernier y Thompson, 2007; Jia et al., 2007; Araújo et al., 2008; Swanson y 
Wilson, 2008; Ray, 2009; Jay, 2009; Haigh et al., 2010; Howard, et al., 2010; Woodworth, 2010a; 
Müller, 2011; Roos et al., 2011; Greenberg et al., 2012; Pickering et al., 2012; Ward et al., 2012; 
Pelling y Green, 2013; Pelling et al.,2013). 
Las consecuencias ambientales, sociales y económicas de los cambios en las mareas son 
amplias y variadas en lo que respecta al medioambiente costero, incluyendo la generación de 
energía renovable, el transporte de sedimentos, la navegación, la morfología costera y de fondo y la 
ubicación de los frentes de marea y los hábitats inter-mareales (Woodworth, 2010a). Un aumento 
en la amplitud de la marea, aún pequeño, sumado al aumento del nivel medio del mar podría tener 
un impacto significativo en las áreas inundadas en situaciones de crecidas (por ejemplo, Haigh et 
al., 2011a), especialmente si ocurren interacciones no lineales entre la onda de tormenta y la marea, 
2 
 
como se observan en algunas regiones las costas argentinas (D’Onofrio et al., 1999). Además de 
sus efectos directos sobre las actividades marítimas y costeras, las mareas tienen un impacto menos 
conocido sobre el clima de la Tierra. La circulación termohalina del océano,que interviene en la 
redistribución de calor a escala global del Ecuador a los polos y mantiene el clima de la Tierra en 
su condición actual, se sostiene como consecuencia de la mezcla turbulenta, que lleva el calor de 
las capas altas a las bajas del océano en una escala del orden de los 1000 años (Broecker, 1991). 
Simulaciones numéricas muestran que en el largo término la intensidad de la circulación 
termohalina depende del coeficiente de mezcla turbulenta vertical (Bryan, 1987) y que la energía 
que se requiere para esta mezcla turbulenta proviene en gran medida de la Luna a través de las 
corrientes de marea (Wunsch, 2000), que generan ondas internas cuando entran en contacto con la 
batimetría del fondo, incluso si éste es muy profundo. Se cree que este mecanismo contribuye a 
más de la mitad de la mezcla vertical de las masas de agua (Wunsch, 2000). Así, los cambios de la 
marea en gran escala podrían resultar de gran importancia geofísica, pero aún los más regionales y 
locales deben ser comprendidos tanto como sea posible para incorporarlos en los esquemas de 
predicción de la marea y los modelos de marea que se utilizan con muchos fines prácticos 
(Woodworth, 2010a). Por estas razones, el estudio de los cambios en las propiedades de las mareas 
es un tema no sólo académicamente interesante, sino también relevante. 
¿Es posible que el aumento del nivel del mar por efecto invernadero afecte las mareas en la 
Plataforma Continental Argentina y el Río de la Plata? ¿En qué medida? ¿Cómo podrían afectar 
esos cambios las propiedades, tales como la disipación de energía por fricción de fondo y los 
frentes de marea? ¿Existen otros mecanismos posibles que puedan estar introduciendo cambios en 
esta región? Dar respuesta a estas preguntas ha sido la motivación y la razón de ser de esta Tesis, 
cuyo objetivo general fue estudiar y cuantificar potenciales cambios en la propagación de la 
marea en las aguas costeras argentinas que puedan resultar de la variabilidad climática y el 
cambio climático, así como comprender los mecanismos intervinientes. 
En este Capítulo inicial se discutirán brevemente los antecedentes, se describirá la 
construcción de la hipótesis de trabajo y se presentarán los objetivos particulares. 
 
 
2. La marea 
2.1. Historia del conocimiento de la marea 
 
El ascenso y descenso del nivel del mar en el proceso conocido como ‘mareas’ es un 
fenómeno que ha sido observado desde siempre y mencionado desde la antigüedad en los registros 
3 
 
históricos. La pregunta de por qué el nivel del mar asciende y desciende periódicamente siempre 
estuvo presente en el pensamiento de navegantes y de científicos. La marea es un movimiento 
periódico que está directamente relacionado con fuerzas geofísicas periódicas (Pugh, 2004). El 
forzante dominante es la variación del campo gravitacional sobre la superficie terrestre provocado 
por los movimientos regulares del sistema Tierra-Luna-Sol. Los movimientos debidos a estas 
fuerzas astronómicas son denominados ‘mareas gravitatorias, marea oceánica o mareas 
astronómica’ (por ejemplo, Marchuk y Kagan, 1989). 
La conexión entre la Luna y las mareas se conoce desde la antigüedad. Parece ser que Piteas 
(siglo IV a. c.) fue el primero en señalar la relación entre la amplitud de la marea y las fases de la 
Luna, así como su periodicidad. Plinio el Viejo (23-79) en su Naturalis Historia describe 
correctamente el fenómeno y piensa que la marea está relacionada con la Luna y el Sol. En 
particular, los navegantes tenían sobradas razones de índole práctica para desarrollar este 
conocimiento para la navegación costera. Sin embargo, las explicaciones científicas en términos 
físicos de la conexión entre las mareas y los movimientos de la Luna y el Sol evolucionaron mucho 
después. 
Johannes Kepler (1596-1650), mientras desarrollaba sus teorías para describir la órbita de 
los planetas alrededor del Sol, sugirió que el empuje gravitacional de la Luna en los océanos era el 
responsable de las mareas. Isaac Newton (1642-1727) retomó esta idea más adelante. Casi 
accidentalmente, con las ideas de su libro Principia (publicado en 1687) sobre las leyes 
fundamentales del movimiento y el concepto de la atracción gravitatoria universal entre cuerpos 
masivos, Newton mostró por qué hay dos ciclos de marea por día y por qué las posiciones relativas 
de la Luna y el Sol son importantes. Su contemporáneo Edmond Halley (1656-1742) realizó 
mediciones sistemáticas y construyó un mapa de las corrientes de marea del Canal Inglés. Halley 
había alentado a Newton y pagado por la publicación de Principia, y preparó una reseña de las 
mareas basado en la obra de Newton. 
La teoría fundamental de Newton ha sido ampliada y mejorada por muchos otros 
científicos, pero sigue siendo la base de todos los desarrollos posteriores. Daniel Bernoulli (1700-
1782) publicó sus ideas sobre una ‘marea de equilibrio’. El Marqués de Laplace (1749-1827) 
desarrolló la teoría de la respuesta dinámica del océano a las fuerzas de marea en una Tierra que 
rota, y las expresó en términos matemáticos. Thomas Young (1773-1829), mientras desarrollaba su 
teoría sobre las características de las ondas de luz, mostró cómo la propagación de las ondas de 
marea podía representarse gráficamente como una serie de líneas de igual fase de la marea, o 
‘cotidales’. 
El primer instrumento de medición de marea operacional y automático para medir el nivel 
del mar se instaló en Inglaterra en el estuario del río Támesis en 1831. La disponibilidad de estas 
4 
 
mediciones, a su vez, estimuló el análisis de las observaciones y condujo a la publicación periódica 
de predicciones de mareas anuales (tablas de marea) para ayudar a los marinos en la planificación 
de una navegación más segura. 
William Thomson, conocido por su título de Lord Kelvin, (1824-1907) mostró en detalle 
cómo las mareas pueden ser representadas como la suma de términos matemáticos periódicos y 
diseñó una máquina que aplica esta idea para la predicción de la marea. En el Museo Naval de 
Tigre se conserva, de hecho, una máquina de este tipo, que fuera utilizada por el Servicio de 
Hidrografía Naval para pronosticar la marea en el Río de la Plata y costa Atlántica Argentina 
(Troisi, 2013). Kelvin también desarrolló las ecuaciones matemáticas para la propagación de ondas 
de marea en una Tierra rotante, conocidas como ‘Ondas de Kelvin’. 
Mientras tanto, se comenzaron a investigar otros factores que influencian los cambios en el 
nivel del mar. James Clark Ross (1800-1862) confirmó la relación entre altas presiones 
atmosféricas y bajos niveles del mar, efecto conocido como de ‘barómetro invertido’, a partir de 
mediciones del nivel del mar en el hielo del Ártico durante el invierno de 1848-49. Poco antes, 
Ross había ayudado a establecer un punto de referencia para el mareógrafo en Tasmania para 
estudios científicos del nivel del mar durante su viaje de exploración en los océanos del sur. El 
establecimiento de estos niveles fundamentales fijos, o ‘datum’, se hizo bajo la supervisión del 
geofísico alemán Alexander Von Humboldt (1769-1859). 
A lo largo del siglo XX una serie de avances científicos y técnicos nos han llevado a la 
situación actual de estar capacitados para describir y modelar las mareas del océano y de la 
plataforma con gran detalle, utilizando altímetros satelitales y la capacidad de procesamiento de las 
computadoras modernas. Hoy en día una de las principales prioridades es comprender y anticipar 
confiablemente los cambios del nivel medio del mar, particularmente aquellos que pueden deberse 
al cambio climático global y sus consecuencias sobre la propagación de la marea. 
 
 
2.2. La marea en mares someros y estuarios 
 
Como explica Tomczak (1998), aunque las fuerzas generadoras de mareas actúan en todas 
partes y no hay partícula de agua que pueda evadir su influencia, la marea tiene muchas más 
consecuenciasdirectas en la circulación de los mares someros y estuarios que en la circulación 
oceánica media a gran escala. La razón para esto es que las mareas en el océano profundo 
constituyen un movimiento periódico de baja amplitud y no contribuyen al equilibrio de fuerzas en 
el estado estacionario. En términos matemáticos, el sistema es lineal, de modo que el movimiento 
5 
 
de las mareas y el movimiento medio del agua asociado a la circulación en estado estacionario 
pueden ser estudiados de forma independiente. La situación, sin embargo, es diferente cuando se 
trata de la relación de fuerzas en los mares someros, incluso si tenemos en cuenta sólo el estado de 
equilibrio estacionario. En muchos mares someros el movimiento de las mareas, aunque sigue 
siendo periódico, deja de ser débil, y puede provocar un movimiento medio del agua conocido 
como ‘flujo residual’. Más importante aún, las corrientes de marea causan una mezcla lo 
suficientemente fuerte como para determinar la estratificación de algunas regiones someras, 
produciendo ‘frentes de marea’. En las regiones donde la batimetría muestra gradientes marcados, 
como en las plataformas continentales, la mezcla vertical entre las capas superficial y profunda del 
océano se incrementa como consecuencia de la generación de ‘ondas internas’ asociadas a las 
mareas. Una descripción de la dinámica del agua somera, por lo tanto, debe incluir el efecto de las 
mareas. 
La dinámica de los estuarios depende totalmente de las mareas. El hecho de que en los 
estuarios incluso la circulación media no pueda entenderse sin tener en cuenta un fenómeno como la 
marea, hace que el estudio de la dinámica de estos sistemas costeros sea intrínsecamente más difícil 
que el estudio de la dinámica del océano profundo (Tomczak, 1998). Matemáticamente, los 
estuarios representan sistemas no lineales. El equilibrio de fuerzas en los mismos debe incluir una 
representación de los efectos de la marea para una correcta evaluación de la circulación. 
En lo que resta de esta Sección se ofrece una breve reseña descriptiva de las fuerzas 
generadoras de la marea, haciendo hincapié en aquellos aspectos que son de importancia para las 
plataformas continentales y los estuarios, que son el foco de esta Tesis. Se comienza con una 
revisión de las características generales de la marea en el océano profundo y se procede luego a 
discutir las modificaciones producidas por la propagación en aguas someras. 
 
2.2.1. Las fuerzas generadoras de marea 
 
Las mareas son el resultado de la atracción gravitatoria entre los cuerpos estelares. Para 
discutir las fuerzas generadoras de mareas, por lo tanto, se debe comenzar por considerar las fuerzas 
que actúan sobre la Tierra a medida que ésta viaja a través del espacio. La ley de Newton de la 
gravitación establece que la fuerza de atracción gravitatoria entre dos cuerpos estelares es 
proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que 
las separa. Dado que las distancias de la Tierra a casi todos los otros objetos de gran tamaño en el 
espacio son enormes, los únicos cuerpos estelares de importancia a los efectos de la marea son la 
Luna y el Sol. El efecto de ambos puede ser estudiado por separado, y la mayoría de las propiedades 
6 
 
de las mareas se pueden explicar bajo el supuesto de que la Tierra, la Luna y el Sol son esferas 
perfectas de composición homogénea. Estas suposiciones permiten aplicar la primera ley de Kepler, 
que describe el movimiento de los cuerpos estelares uno alrededor del otro. Esta ley establece que la 
Tierra y la Luna o el Sol y la Tierra, siguen trayectorias elípticas alrededor de uno de los dos focos 
de una elipse. Dado que la masa del Sol es unas 332000 veces mayor que la masa de la Tierra, el 
punto focal del sistema Tierra-Sol está situado en el interior del Sol. Del mismo modo, el punto 
focal del sistema Tierra-Luna se encuentra dentro de la Tierra, ya que la masa de la Luna es de sólo 
el 1,2% de la masa de la Tierra. 
El movimiento de la Tierra en su trayectoria elíptica se ilustra en la Figura 1.1. Para 
entender lo que generan las mareas es conveniente olvidar por un momento que la Tierra gira sobre 
su eje realizando una revolución por día y considerar su movimiento con respecto al Sol o a la Luna 
sin la rotación diaria. La Tierra gira alrededor del punto focal sin cambiar su orientación en el 
espacio. Este tipo de movimiento se conoce como revolución sin rotación. La Figura 1.1 muestra el 
equilibrio de fuerzas en esta condición. La fuerza de la gravedad varía con la distancia entre la 
Tierra y el otro cuerpo que atrae (ya sea la Luna o el Sol), y es mayor en los puntos en la superficie 
de la Tierra más cercanos al mismo y más pequeña en los puntos que se encuentran en el lado 
opuesto. La fuerza centrífuga, por el contrario, está determinada por la velocidad angular de 
rotación de la Tierra que, bajo revolución sin rotación, es la misma para todos los puntos, tanto en el 
interior como en la superficie de la Tierra. Las dos fuerzas se equilibran entre sí exactamente en el 
interior de la Tierra de manera integral. En la superficie de la Tierra, sin embargo, el balance no es 
exacto, y la fuerza resultante varía en intensidad y dirección de uno a otro punto. Está dirigida hacia 
el exterior, es decir, actúa en dirección opuesta a la gravedad en el punto que se encuentra 
directamente bajo el Sol o la Luna y en el punto diametralmente opuesto. Esto produce una 
variación minúscula de la gravedad efectiva, que no es suficiente para ser perceptible sin 
instrumentos extremadamente sensibles y, ciertamente, no es suficiente para producir mareas 
oceánicas de la magnitud que se observa en la naturaleza. Más importante aún, en el resto de la 
superficie terrestre descomponiendo la fuerza resultante en una componente normal a la superficie 
terrestre y otra tangencial, la primera es prácticamente despreciable ya que la aceleración de la 
gravedad terrestre es del orden de 9 millones de veces más grande. Luego la componente horizontal 
(indicada por las flechas de color verde en la Figura 1.1, panel superior), es la responsable de las 
mareas en el océano y por lo tanto se la conoce como la ‘fuerza generadora de marea’. 
La fuerza generadora de marea es periódica alrededor de la Tierra y produce una serie de 
convergencias y divergencias (panel inferior de la Figura 1.1). Si ahora se considera además la 
rotación diaria de la Tierra alrededor de su eje, resulta que la secuencia de divergencias y 
convergencias de las fuerzas generadoras de mareas rota alrededor de la Tierra una vez cada día. 
7 
 
Como resultado el agua se mueve, y se acumula en una región mientras se drena en otra. Estas 
protuberancias y depresiones viajan a través del océano, produciendo dos ascensos y dos descensos 
del nivel del mar por día. En otras palabras, las mareas oceánicas son ondas de longitud de onda 
muy larga impulsadas por las corrientes que se producen por la fuerza generadora de marea que 
actúa horizontalmente. El ascenso y el descenso del nivel del mar que generalmente asociamos con 
la palabra ‘marea’ es el resultado del movimiento horizontal del agua y no es la respuesta primaria a 
la fuerza generadora de marea. 
 
2.2.2. La marea de equilibrio, teoría dinámica de las mareas 
 
Es natural pensar que en una Tierra sin continentes la onda de marea seguiría exactamente la 
distribución de la fuerza generadora de marea, de modo que las flechas del panel inferior de la 
Figura 1.1 podrían interpretarse directamente como una representación de las corrientes de marea. 
El agua se acumularía bajo el Sol o la Luna y en el punto opuesto de la superficie de la Tierra, 
mientras que las corrientes de marea serían mayores a lo largo de una línea ubicada a medio camino 
entre estos puntos. Todo el patrón estaría ligado a la posición del Sol o de la Luna y seguiría su 
caminoaparente alrededor de la Tierra. Esta idea teórica se conoce como ‘marea de equilibrio’. Fue 
propuesta por primera vez por Bernoulli en 1740, quien la utilizó para explicar muchas 
características de la marea, como la periodicidad y las desigualdades entre pleamares y bajamares 
sucesivas. Esta teoría también permitió explicar la ocurrencia de las mareas más altas o de sicigias 
cerca de la Luna llena y nueva (cuando el Sol y la Luna actúan en la misma dirección) y más bajas o 
de cuadratura cerca de los cuartos creciente y menguante (cuando el Sol y la Luna actúan en 
dirección ortogonal). La teoría de la marea de equilibrio fue un gran paso en la comprensión de las 
mareas, que se basa en una comprensión correcta de la fuerza generadora de marea. 
Sin embargo, es evidente que las mareas no pueden reaccionar a la fuerza generadora de 
marea en la forma que supone la teoría de la marea de equilibrio. Para que la onda de marea dé una 
vuelta alrededor de la Tierra en un día se requiere el movimiento de enormes cantidades de agua 
con una velocidad que es físicamente imposible. Sin embargo la teoría de la marea de equilibrio 
permite reconocer las velocidades angulares de las principales ondas componentes de la marea y 
deducir las ecuaciones de análisis armónico y predicción de marea (Schureman, 1988). 
8 
 
 
 
 
 
Figura 1.1. Bosquejo del equilibrio de las fuerzas responsables de las mareas (panel superior, figura A) y del campo de 
fuerza resultante que crea las mareas oceánicas (panel inferior). El diagrama de fuerzas (panel superior, figura B) es una 
ampliación de la situación de la Tierra cuando está en una posición relativa al astro indicado por la línea roja. Téngase 
en cuenta que la orientación de la Tierra en el espacio sigue siendo la misma, por lo que todos los puntos de la Tierra 
realizan un movimiento circular sobre circunferencias de igual radio. Por ejemplo, el centro de la Tierra se mueve a lo 
largo de la circunferencia de color de negro, mientras que el punto marcado como A, ubicado en la superficie de la 
Tierra, se mueve a lo largo de la circunferencia de color gris. Ambas tienen el mismo radio. Esto produce la misma 
fuerza centrífuga igual en todos los puntos. La fuerza de atracción del astro, por el contrario, varía con la distancia al 
astro. Adaptado de Tomczac (1998) y Dietrich et al. (1980). 
 
En 1775 Laplace desarrolló la ‘teoría dinámica de las mareas’. Laplace aceptó la idea de las 
mareas como las ondas largas planteada por Bernoulli, pero señaló que cada volumen finito de 
fluido tiene sus propias frecuencias de onda ‘preferidas’ o de resonancia. Si alguna fuerza excita un 
movimiento periódico, la reacción del fluido será mucho más intensa si el forzante actúa en una de 
9 
 
estas frecuencias de resonancia que si se produce en otras frecuencias. Por ejemplo, imaginemos 
que sostenemos un recipiente lleno de agua y lo movemos suavemente hacia atrás y adelante. A 
frecuencias distintas de una frecuencia de resonancia, el agua en el recipiente sólo seguirá el 
movimiento del mismo. Si el movimiento del recipiente se produce a una frecuencia de resonancia, 
en cambio, el nivel de agua sufrirá una fuerte oscilación, lo que puede causar que el agua se 
derrame. No es difícil identificar las frecuencias de resonancia del recipiente variando lentamente la 
frecuencia de forzado. La Figura 1.2 muestra cómo la respuesta al forzante varía a medida que éste 
se acerca a la resonancia. La amplitud de la respuesta crece rápidamente cuando la frecuencia se 
aproxima a la de resonancia, mientras que la fase indica un cambio de respuesta de directa a 
inversa. 
Las frecuencias de resonancia dependen de las dimensiones del recipiente; a más grande 
(más amplio o profundo), más largos resultan los períodos de resonancia. Es posible determinar las 
frecuencias de resonancia de un cuerpo de agua de un tamaño determinado conociendo sus 
dimensiones o, alternativamente, determinar el tamaño que un cuerpo de agua debe tener para 
resonar en las frecuencias características de la marea. Laplace calculó la profundidad que el océano 
debería tener para estar en resonancia con los periodos de la marea lunar y solar, suponiendo una 
Tierra sin continentes. Encontró que el océano está en resonancia con la marea lunar semidiurna 
para una profundidad de 1965 m, y de nuevo en 7937 m; la resonancia con la marea solar 
semidiurna se produce a 2248 m y a 8894 m. En otras profundidades el océano no estaría en 
resonancia, sino que mostraría una respuesta inversa para todas las profundidades comprendidas 
entre las dos profundidades de resonancia, mientras que un océano más profundo o menos profundo 
mostraría una respuesta directa. Así, un océano de 2000 m de profundidad tendría una marea 
semidiurna solar directa y una marea lunar semidiurna inversa. 
Refinamientos posteriores a la teoría dinámica repitieron los mismos cálculos de Laplace 
para cuencas oceánicas limitadas por costas de varias formas. Esto modifica las frecuencias de 
resonancia de las cuencas, pero el principio sigue siendo el mismo. El grado de aproximación de la 
frecuencia de la fuerza generadora de marea a una de las frecuencias de resonancia de una cuenca 
determina la amplitud de la onda de marea que se genera. También determina la fase, es decir, la 
ocurrencia de niveles de agua bajos y altos en relación con el paso de la Luna y el Sol. La teoría 
dinámica de Laplace fue la primera teoría capaz de explicar por qué las amplitudes de las mareas y 
las fases varían ampliamente en los océanos del mundo. 
 
10 
 
 
Figura 1.2. La respuesta de un oscilador lineal como función de la frecuencia (por ejemplo un péndulo). A frecuencias 
inferiores a la frecuencia de resonancia (períodos de tiempo largos) la respuesta es directa (la fase está cerca de 0°), es 
decir, el oscilador se mueve en la dirección del forzamiento. A frecuencias superiores a la frecuencia de resonancia 
(periodos cortos) la respuesta es inversa, es decir, el oscilador se mueve en contra de la dirección de forzamiento (la 
fase se aproxima a 180°). En resonancia, la respuesta es 90° fuera de fase, es decir, el oscilador está en reposo cuando el 
forzamiento es máximo y sufre un movimiento máximo cuando el forzamiento es cero. De Tomczak (1998): 
http://www.es.flinders.edu.au/~mattom/science+society/lectures/illustrations/lecture33/resonance.html. 
 
Para ondas que propagan (tal como las olas de viento) todos los puntos de la superficie del 
mar sufren una elevación y hundimiento periódicos y experimentan movimiento horizontal. Las 
mareas en las cuencas oceánicas según como las describimos, serían ondas estacionarias. No todas 
las partículas que se mueven en una onda estacionaria experimentan el mismo tipo de movimiento. 
Algunas partículas -en el recipiente del experimento, las partículas próximas a las paredes- 
experimentan únicamente un levantamiento y hundimiento periódico. A medio camino entre los 
extremos del recipiente las partículas experimentan únicamente movimiento horizontal. Estas 
últimas partículas se encuentran en una línea conocida como línea nodal o nodo (panel izquierdo de 
la Figura 1.3a). 
No muchas cuencas oceánicas contienen nodos de marea. La razón es que en una Tierra en 
rotación la fuerza de Coriolis desvía el movimiento de las partículas hacia la derecha en el 
hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Las ondas se convierten así en ondas de 
Kelvin (Gill, 1982). Como resultado, la onda estacionaria plana observada en el tanque que no gira 
se transforma en un sistema en el que la onda se mueve a lo largo de las paredes del recipiente 
alrededor de un punto central (panel derecho de la Figura 1.3b). Esto produce la propagación de las 
ondas en sentido horario en el hemisferio sur y en sentido antihorario en el hemisferio norte. El 
punto central alrededor del cual se propaga la onda se denomina ‘punto anfidrómico’.Es el 
equivalente en el sistema rotante a los nodos en el sistema no rotante, compartiendo con ellos la 
propiedad de que allí no ocurre movimiento vertical. Debido a la complejidad de las cuencas 
11 
 
oceánicas existen muchos puntos anfidrómicos en el océano real (Figura 1.4). La velocidad de fase 
y de grupo de las ondas de Kelvin están dadas por ( ) 21gDc = y la escala horizontal por 
( )
f
gD
f
c
R
2
1
== , donde f es el parámetro de Coriolis ( ϕsenf Ω= 2 , con φ la latitud y Ω
 
la 
velocidad angular de rotación de la Tierra), g la aceleración de la gravedad y D la profundidad. Esta 
escala es denominada ‘radio de deformación de Rossby barotrópico’, y expresa el decaimiento de la 
amplitud de la onda desde la costa y hacia el océano por efecto de la rotación terrestre (por ejemplo, 
Gill, 1982). 
 
 
 
Figura 1.3. Oscilación de una cuenca cerrada para los casos de (a) sin rotación y (b) con rotación de la Tierra 
(hemisferio norte). En una Tierra no rotante la onda es estacionaria con un nodo, es decir, una línea que no experimenta 
ningún movimiento vertical, en el centro de la cuenca. En el nodo el agua se mueve hacia atrás y adelante 
horizontalmente y en ambos extremos se mueve verticalmente. Esto se indica por las flechas. Las mareas co-oscilantes 
en bahías que son demasiado pequeñas como para que la rotación de la Tierra entre en juego, pueden ser de este tipo. 
En una Tierra en rotación el nodo se reduce a un punto, llamado punto anfidrómico. La onda rota alrededor del punto 
anfidrómico, por lo general en sentido horario en el hemisferio sur y en sentido antihorario en el hemisferio norte. Hay 
un único punto sin movimiento vertical: el punto anfidrómico. De Tomczac (1998). 
 
Para calcular y pronosticar la marea se utiliza en general el análisis armónico de 
observaciones de la altura del mar (Foreman, 1977). Este análisis se basa en la suposición de que las 
variaciones de la marea pueden ser representadas por un número finito N de términos armónicos de 
la forma ( )nnn gtH −ωcos , donde, para cada componente nH es la amplitud, nω es la velocidad 
angular derivada del período nT calculado como nnT ωπ2= , ng es la diferencia de fase relativa a 
algún instante definido, y t es el tiempo respecto de dicho instante. El instante cero para ng 
generalmente se toma como la diferencia entre una pleamar de la marea de equilibrio y el Meridiano 
de Greenwich. (Pugh, 2004). Para un único armónico, la diferencia entre un nivel alto de agua y el 
siguiente nivel bajo, o sea, el rango de marea, que es dos veces el valor de la amplitud (nH2 ). 
12 
 
 
Figura 1.4. Componente de marea M2. Los colores indican la amplitud, mientras que las líneas blancas son cotidales a 
intervalos de 1 hora. Las flechas negras alrededor de los puntos anfidrómicos indican la dirección de propagación de la 
onda de marea M2. Cada una indica un período sincronizado de 6 horas. Los resultados provienen del análisis de 
observaciones altimétricas de TOPEX/Poseidon. R. Ray, y NASA - Goddard Space Flight Center NASA - Jet 
Propulsion Laboratory Scientific Visualization Studio. 
 
Las componentes lunar principal y solar principal semidiurnas, que tienen períodos iguales a 
medio día lunar y solar, respectivamente, se expresan como M2 y S2. 
El nivel de marea es afectado por varios otros factores que se vinculan con las posiciones y 
movimientos de los astros, entre los que se encuentran las declinaciones solares y lunares, el ciclo 
nodal de 18,6 años y el ciclo de 8,85 años del perigeo lunar, entre otros (Pugh, 2004; Haigh et al., 
2011b). La declinación máxima de la Luna oscila entre 18,5 y 28,5° sobre un ciclo nodal de 18,6 
años. El Sol a su vez se mueve por arriba y por debajo de la línea del Ecuador con una declinación 
de 23,5°. El perigeo lunar es el momento en el que la Luna se encuentra más cercana a la Tierra, y 
es el momento en el cual la fuerza de marea de la Luna resulta más intensa. 
 
2.2.3. Las mareas en mares someros 
 
El breve resumen de la dinámica de las mareas en aguas profundas presentado en la sección 
previa si bien es simple e incompleto, es suficiente para comprender la acción de las mareas en las 
plataformas y en los estuarios. La primera y fundamental observación con respecto a las mareas en 
aguas someras es que la fuerza generadora de marea es de escala global. Por lo tanto, sólo los 
cuerpos más grandes de agua, tales como los grandes océanos, pueden experimentar las mareas 
forzadas en la forma directa descrita por Laplace. Los cuerpos de agua más pequeños, como los 
13 
 
mares marginales o estuarios, que son los que interesan a los efectos de esta Tesis, no pueden 
producir una respuesta directa al forzante astronómico de marea. El movimiento asociado a las 
mareas en estas regiones es forzado por las corrientes de marea del océano profundo, que entran y 
salen de la región somera periódicamente en la conexión con el océano. Las mareas generadas de 
esta manera se conocen como ‘mareas co-oscilantes’ (Figura 1.5). 
Los mares marginales tienen sus propias frecuencias de resonancia, determinadas 
nuevamente por sus dimensiones. Como consecuencia de ello, las amplitudes y fases de las mareas 
co-oscilantes dependen de la proximidad de una de las frecuencias de resonancia de la cuenca en 
cuestión a una de las frecuencias de marea y de la amplitud de las corrientes de marea en el océano 
profundo en la línea que lo conecta con el mar marginal. Esto explica, por ejemplo, por qué los 
mares mediterráneos prácticamente no tienen marea. Su conexión con el mar abierto es tan 
restringida que las mareas oceánicas no pueden producir co-oscilación. 
Debido a que la marea co-oscilante es un fenómeno que generalmente produce la mayor 
amplitud de marea cerca de la costa del mar marginal o en el extremo interior de una bahía (Figura 
1.5), esto puede dar lugar a amplitudes extremas si la co-oscilación se produce en una frecuencia de 
resonancia. La mayor amplitud de la marea en el mundo se produce en la Bahía de Fundy en la 
costa atlántica de Canadá. Esta bahía tiene 151 km de largo y 31 km de ancho y con la marea de 
sicigia experimenta un rango de marea de 21 m (ver por ejemplo, 
http://www.bayfundy.net/hightides/hightides.html). La plataforma noroeste de Australia y la 
plataforma Patagónica son otras regiones con gran amplitud de marea que se ha asociado con 
resonancia (por ejemplo, Arbic y Garret, 2009; Arbic, et al., 2010). 
Una gran amplitud de la marea está, por supuesto, siempre asociada a fuertes corrientes de 
marea y, en consecuencia, las corrientes de marea en las plataformas son siempre mayores que las 
corrientes de marea en el océano abierto. En algunos lugares, las corrientes de marea pueden llegar 
a ser inusualmente fuertes, incluso bajo un rango de marea moderada o pequeña. Esto ocurre, por 
ejemplo, cuando constricciones impiden el libre flujo de la marea y obligan al agua a pasar a través 
de aberturas estrechas en la entrada de golfos. 
Los mares someros que están cerca de la resonancia con uno de los períodos de la marea son 
de gran importancia para la industria pesquera mundial. El flujo de las fuertes corrientes de marea 
sobre el fondo del océano somero produce turbulencia de intensidad suficiente para mantener la 
columna de agua bien mezclada durante casi todo el año, produciendo frentes de marea (por 
ejemplo, Mann y Lazier, 1996; Acha et al., 2004). Los nutrientes que normalmente se acumulan en 
los sedimentos y dejan de estar disponibles para mantener la vida marina, en los frentes de marea se 
mantienen constantemente en suspensión. Estos mares costeros se encuentran, por lo tanto, entre las 
regiones pesqueras más productivas del océano mundial, rivalizando con las grandes regiones de 
14 
 
surgencia costera y el fértil Océano Austral (por ejemplo, Le Fèvre, 1986; Largier, 1993; Mann y 
Lazier, 1996: Acha et al., 2004). 
 
 
 
Figura1.5. Movimiento del agua en la marea co-oscilante en tres instantes diferentes, durante la bajante, la media y la 
creciente de la marea en la costa. El océano fuerza una corriente de marea en la conexión con el mar o la bahía 
marginal, donde la amplitud de la marea no excede de los valores típicos bajos para condiciones de mar abierto. En el 
mar marginal la amplitud de la marea aumenta con la distancia desde el mar abierto, por conservación de masa. 
Adaptado de Tomczak (1998). 
 
Las mareas en aguas someras son generalmente una mezcla de ondas que propagan y ondas 
estacionarias. Una diferencia fundamental entre estos dos tipos de ondas es la relación de fase entre 
la elevación de la superficie libre y la corriente de marea. Como puede verse en el ejemplo del 
15 
 
recipiente con agua, las corrientes y el nivel del agua están a 90° (o un cuarto de período) fuera de 
fase. Las corrientes son más fuertes cuando la superficie del agua está en cero y se anulan cuando el 
nivel de agua está en sus puntos más alto y más bajo (pleamar y bajamar). En las ondas que 
propagan, por otra parte, las corrientes son más fuertes durante la marea alta y baja, es decir, están 
en fase con la elevación. Para cada sitio de la costa, entonces, el momento de máxima corriente de 
marea en relación con la marea alta depende del tipo de marea en la región. 
Cambios repentinos en la profundidad del agua pueden dar lugar a un cambio de la marea 
que produzca el paso de una onda estacionaria a una onda que se propaga. Esto ocurre porque la 
velocidad de propagación de las ondas de aguas someras depende de la profundidad del agua. Si 
una onda de este tipo se encuentra con un cambio repentino de la profundidad, su velocidad de 
propagación es menor en la región menos profunda que en la región más profunda. Así, la velocidad 
de propagación en cada lado del sitio donde se produce el cambio de profundidad súbita es 
diferente, y la onda no puede continuar su propagación sin sufrir cambios a través de la topografía 
cambiante. Esto conduce a la reflexión parcial de la onda. Si una onda se aproxima a una región 
donde se produce una fuerte disminución de la profundidad, parte de la energía continúa como una 
onda que se propaga en el agua somera, mientras que otra parte de la energía se refleja de nuevo 
hacia el agua más profunda y se combina con la onda de entrada para formar una onda parcialmente 
estacionaria. Las corrientes de marea y la elevación están, entonces, en fase en la parte somera pero 
fuera de fase en la parte profunda, en un grado que queda determinado por el coeficiente de 
reflexión de la onda. Esto explica la amplia gama de relaciones de fase observadas entre las 
corrientes de marea y la marea alta o baja en aguas de las plataformas del océano mundial. 
 
2.2.4. La marea en estuarios 
 
El efecto dominante sobre las mareas en los estuarios está dado por el cambio de la 
profundidad del agua, el cambio en el ancho del estuario a medida que la marea se propaga por el 
mismo y la fricción contra el fondo (Tomczak, 1998). Los efectos producidos por los cambios 
bruscos de profundidad, como se explicó antes en el contexto de los mares de las plataformas 
continentales, se producen en los estuarios también, de modo que la relación de fase entre las 
corrientes de marea y la pleamar o bajamar puede variar mucho a lo largo de los estuarios. Más 
importante aún, la pérdida de profundidad y estrechamiento del estuario hacia su cabecera retarda el 
progreso de la onda de marea (tanto de la fase como de la energía), lo que en general aumenta su 
amplitud en un proceso que se conoce como ‘asomeramiento’ (Pugh, 2004). Por conservación de la 
masa, si la onda viaja más despacio, la amplitud de la onda debe aumentar. En algunos estuarios, 
16 
 
como el Río de la Plata, la disipación de energía por fricción de fondo puede compensar el efecto de 
asomeramiento inhibiendo el aumento de la amplitud, o incluso reduciéndola (por ejemplo, 
Simionato et al., 2004). 
 
 
Figura 1.6. Una onda de marea con una creciente más rápida que la bajante se puede representar por una combinación 
de dos ondas armónicas. La curva roja es la marea observada. La curva verde es la marea de la misma frecuencia tal 
como ocurre en aguas profundas, es decir, como una onda armónica estrictamente simétrica. La línea azul es la 
diferencia entre la marea en aguas profundas (verde) y la marea en aguas poco profundas (rojo) y está dada por un 
armónico cuyo período es la mitad del de la onda de marea. Este armónico más alto se conoce como marea de aguas 
someras o bajo fondo. De Tomczac (1998). 
 
Como resultado del avance a lo largo del estuario y los efectos no lineales que ocurren en el 
mismo, la onda puede distorsionarse y mostrar una creciente más corta que la bajante (Figura 1.6). 
Matemáticamente, este cambio en la forma de onda puede ser descrita por el desarrollo de 
armónicos más altos, con períodos de marea que no tienen su origen en un período del forzante de 
marea directo, sino que son fracciones (1/2, 1/3, etc.) del mismo. Como se acaba de describir, estos 
armónicos más altos ocurren como resultado del asomeramiento del estuario y no existen en el 
océano profundo. Por lo tanto se conocen como ‘mareas de aguas someras’ (‘componentes de bajo 
fondo’ o ‘sobremareas’; Pugh, 1987). Estas componentes son muy frecuentes y abundantes en los 
estuarios, aunque también se observan en regiones de plataforma muy someras, en particular las 
bordeadas por grandes zonas inter-mareales. En todas las situaciones en que se observan las mareas 
de aguas someras, es útil recordar que las mismas son simplemente una forma conveniente de 
describir la forma de la onda de marea a través de una combinación de ondas armónicas. 
Físicamente, la onda de marea tiene el mismo período básico pero aparece deformada, con una 
creciente más corta que la bajante. Cuando este proceso se lleva a extremos (como consecuencia de 
las características topográficas), la marea puede tomar la forma de un muro de agua que se desplaza 
17 
 
hasta el estuario, provocando un aumento casi instantáneo del nivel de agua. Este fenómeno se 
conoce como un ‘bore’ (Tomczak, 1998). 
 
 
3. Variabilidad climática y cambio climático del nivel del mar 
 
El nivel del mar manifiesta cambios en muchas escalas temporales y éstos pueden ser tanto 
‘locales’ como ‘eustáticos’. Los últimos, en oposición al cambio local, resultan en una alteración de 
los niveles globales del mar, como los cambios en el volumen de agua de los océanos o cambios en 
el volumen de una cuenca oceánica. 
En escala inter-anual, algunos de los factores más significativos que determinan la 
variabilidad del nivel del mar son los asociados a variaciones en el forzante atmosférico y la 
descarga continental (Pugh, 2004). Estos factores producen, en general, cambios locales. En escalas 
de tiempo más largas, varios factores afectan el volumen o la masa oceánica, que conduce a 
cambios en general eustáticos en el nivel del mar. Las dos influencias principales son la 
temperatura (debido a que el volumen del agua depende de la misma), y la masa de agua que se 
encuentra ‘atrapada’ en la tierra y como agua dulce en los ríos, los lagos, los glaciares, la masa de 
hielo polar y la banquisa (Pugh, 2004). En las últimas décadas estos últimos factores han cambiado 
significativamente dando lugar a lo que se conoce como aumento del nivel del mar por efecto 
invernadero (IPCC, 2013). En una escala geológica los cambios en la forma de las cuencas 
oceánicas y de la distribución mar/tierra también afectan el nivel del mar, pero estos cambios están 
fuera del interés directo de este trabajo. 
 
 
3.1. El aumento del nivel del mar por efecto invernadero 
 
El aumento del nivel del mar (ANM) se encuentra entre los aspectos más importantes 
vinculados con el cambio climático; es un problema complejo y aún no comprendido por completo.Si bien el rápido ANM ha sido considerado un tema científico relevante desde hace varios años 
(por ejemplo, Cronin, 1983; Shennan y Woodworth, 1992; Gehrels et al., 2004), se ha convertido 
en un problema de índole social desde la presentación del Cuarto Informe de Evaluación del Panel 
Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC Fourth Assessment Report (AR4), Bindoff et 
al., 2007). Esto fue en gran medida debido a dos factores: (i) la visión generalizada de que la tasa 
de ANM a escala mundial se ha acelerado durante el siglo pasado debido al forzante antropogénico, 
18 
 
y (ii) que las nuevas proyecciones para el siglo XXI sugieren que las tasas de ANM pueden llegar a 
ser entre 3 a 5 veces más rápidas, aumentando la preocupación acerca de los potenciales impactos 
sobre las zonas costeras. Se han publicado en los últimos años numerosos trabajos focalizados en el 
estudio del nivel del mar, como por ejemplo los de Milne et al. (2009), Alley et al. (2010), Gehrels 
(2010), Cazenave y Llovel (2010), Willis et al. (2010), Pfeffer (2011), Church et al. (2011), 
Gehrels et al. (2011), Nicholls et al. (2011), Tamisiea y Mitrovica (2011), Siddall y Milne (2012) y 
Spada y Galassi (2012), entre otros. Estos estudios reflejan la diversidad de disciplinas que 
intervienen en la investigación sobre el nivel del mar, incluyendo la glaciología, la geodesia, la 
geomorfología costera, la oceanografía y la geología. 
El AMM surge de muchos factores que contribuyen a cambios en el océano, la hidrósfera 
terrestre, la criósfera y la Tierra sólida, convirtiéndose en un resultado integral del cambio climático 
(Milne et al. 2009, Church et al. 2010). La comunidad científica está ahora en condiciones de 
comprender y, en primer orden, estimar el ANM global ocurrido durante la segunda mitad del siglo 
XX mediante la cuantificación individual de las contribuciones de cada uno de los componentes del 
sistema climático (Cazenave et al., 2009; Cazenave y Llovel, 2010; Church et al., 2011). En 
particular, el aumento del contenido de calor del océano durante las últimas décadas, los cambios 
en el contenido de agua dulce del océano (por ejemplo, Durack y Wijffels, 2010), y su efecto 
conjunto en el ANM global pueden ser ahora cuantificados (por ejemplo, Bindoff et al., 2007, 
Domingues et al., 2008). Las contribuciones de los glaciares y la cobertura de hielo al AMM 
también se pueden estimar mediante nuevas observaciones satelitales (por ejemplo, Steffen et al., 
2010; Rignot et al., 2011). Como resultado de la evidencia observacional disponible de satélites y 
observaciones in situ, ha surgido un consenso de que el nivel medio del mar global durante las 
últimas dos décadas se ha incrementado a un ritmo que es más rápido que el promedio del siglo XX 
(por ejemplo, Merrifield et al., 2009). 
El último informe del IPCC (IPCC, 2013) muestra que los estudios disponibles actualmente 
indican con un alto grado de confianza que la tasa de ANM desde mediados del siglo XIX ha sido 
más alta que la tasa media durante los dos milenios previos (por ejemplo, Church et al., 2008). 
Durante el periodo 1901-2010 el nivel medio del mar aumentó 0,19 ± 0,02 m (Figura 1.7). Tanto 
los proxy datos como las observaciones directas del nivel del mar muestran una transición entre 
fines del siglo XIX y comienzos del siglo XX de tasas de ascenso relativamente bajas durante los 
dos milenios previos a tasas más altas, y parece ser que la tasa de aumento ha seguido subiendo 
desde comienzos del siglo XX. La tasa media de ANM fue de 1,7 ± 0,2 mm año-1 entre 1901 y 
2010, de 2,0 ± 0,3 mm año-1 entre 1971y 2010 y de 3,2 ± 0,2 mm año-1 entre 1993 y 2010 (por 
ejemplo, Church y White, 2006; Bindoff et al., 2007). Las observaciones de mareógrafos y de 
19 
 
altimetría satelital son consistentes respecto de la mayor tasa durante el último período 
(Bojanowski, 2011; Nerem, 2010). 
 
 
Figura 1.7. Cambio en el nivel del mar promedio anual en 23 sitios de medición de marea geológicamente estables 
donde se dispone de registros de largo plazo, seleccionados por Douglas (1997). La línea negra gruesa muestra un 
promedio móvil de tres años de los registros instrumentales. Estos datos indican un aumento del nivel del mar del orden 
de los 18,5 cm entre 1900-2000. Debido a la limitada cobertura geográfica de estos registros, no es claro si las aparentes 
fluctuaciones decádicas representan variaciones reales en el nivel del mar o simplemente variaciones entre regiones que 
no están resueltas. La línea roja muestra la media anual derivada de datos satelitales de altimetría 
(http://sealevel.colorado.edu/) de TOPEX / Poseidon. 
 
El AR4 del IPCC muestra que el ANM observado desde comienzos de la década del ’70 se 
puede explicar en un 75% como consecuencia de la pérdida de masa de los glaciares y expansión 
térmica del océano como consecuencia del calentamiento (por ejemplo, Bindoff et al., 2007; 
Church et al., 2011). En el período 1993-2010 el ANM global es consistente con la suma de las 
contribuciones de la expansión térmica debida al calentamiento (1,1 ± 0,3 mm año-1), cambios en 
los glaciares (0,76 ± 0,37 mm año-1), la capa de hielo de Groenlandia (0,33 ± 0,08 mm año-1), la 
capa de hielo Antártica (0,27 ± 0,11 mm año-1) y el almacenamiento de agua en la tierra (0,38 ± 
0,12 mm año-1). La suma de todas estas contribuciones es de 2,8 ± 0,5 mm año-1 (Church et al., 
2011). 
El ANM no es un proceso simple y uniforme, sino que muestra fuertes modulaciones en 
diversas las escalas espaciales y temporales (Cazenave y Llovel, 2010; Stammer et al., 2012). Esto 
hace que las tendencias locales puedan desviarse considerablemente de los promedios mundiales, 
hasta el punto de que ambas difieren de signo en algunos lugares. Incluso, a nivel global el nivel 
20 
 
medio del mar no aumenta monótonamente sino que presenta variabilidad en escalas de inter-anual 
a decádicas (Figura 1.7), superpuesta a las tendencias de largo plazo (Church y White, 2011). Más 
importante aún, los patrones geográficos de variación del nivel del mar están lejos de ser 
uniformes, según lo revelado recientemente por altímetros satelitales (por ejemplo, Cazenave y 
Llovel, 2010). 
Al considerar los problemas de impacto costero, los más relevantes son sobre todo las 
variaciones del nivel del mar regionales y locales (con respecto a la línea de costa) y no sólo la 
media global (Milne et al., 2009). En el caso particular de las costas argentinas y la Plataforma 
Continental hay pocas estimaciones del ANM, debido a la escasez de observaciones de largo 
período. Lanfredi et al. (1998) y D'Onofrio et al. (2008) realizaron estimaciones unificando los 
únicos registros mareográficos de largo período disponibles para la región sur de Sudamérica 
(desde comienzos del siglo XX), el adquirido en la estación de la Dirección de Construcciones 
portuarias y Vías Navegables y el de la estación Palermo, ubicada en el muelle de pescadores de la 
Ciudad de Buenos Aires. Los resultados mostraron a lo largo de ese siglo una tendencia positiva de 
largo período en el nivel medio del Río de la Plata de +1,6 ± 0,1 mm año-1 (Lanfredi et al., 1998) y 
+1,7 ± 0,1 mm año-1 (D'Onofrio et al., 2008). Para el puerto de Mar del Plata, Fiore et al. (2009) 
reportan una tendencia de aumento del nivel medio del mar de 1,67 ± 0,1mm año-1 para el período 
1956–2005. Woodworth et al. (2010b) compararon mediciones del nivel medio del mar realizadas 
en Port Louis en las islas Malvinas en 1981-1982, 1984 y 2009, y datos de la estación mareográfica 
permanente más cercana, Puerto Argentino, desde 1992 con mediciones hechas en Port Louis en 
1842 por James Clark Ross. La tasa de ANM estimada entre 1842 y comienzos de los ‘80s fue de 
0,92 ± 0,35 mm año-1. Los datos de Port Louis de 2009 son de particular importancia debido a la 
disponibilidad de información simultánea con los datos de Puerto Argentino. La tasa del niveldel 
mar observada desde 1992, resultó de 2,51 ± 0,58 mm año-1. Esta tasa es comparable con el valor 
de 2,60 ± 0,42 mm año-1 obtenida de los datos altimetría satelital sobre el mismo período. La 
reciente aceleración de la tasa de ANM en esas regiones es consistente con lo encontrado en otras 
localidades del hemisferio sur (por ejemplo, Hunter et al., 2003; Pugh et al., 2002). Aún no se sabe 
si esta aceleración se vincula con alguna clase de fluctuación decádica o es el comienzo de un 
cambio climático acelerado (Rahmstorf et al., 2007). 
Evidentemente, se espera que el nivel medio del mar siga aumentando en las próximas 
décadas, aunque hay importantes discrepancias en los valores estimados. Las proyecciones 
expuestas en el informe del IPCC (IPCC, 2013) para el aumento del nivel del mar hacia 2095 
respecto de 1990 basadas en modelos son de 0,18 a 0,59 m. Estas predicciones se basan en diversos 
escenarios de emisión y en la modelización de la dinámica glacial. Algunos científicos sugieren que 
las proyecciones pueden haberse subestimado. Por ejemplo, Rahmstorf y Vermeers (2009) indican 
21 
 
que el rompimiento del hielo, un proceso en el que grandes cantidades de hielo de los glaciares y 
capas de hielo caen en el océano acelerando el derretimiento, y que es un gran contribuyente al 
ANM, no está incluido en las estimaciones. La realidad es que los efectos de este tipo de procesos 
físicos aún no se pueden modelar y predecir con exactitud suficiente. Otras investigaciones 
incrementan la incertidumbre de las estimaciones futuras al sugerir que durante las últimas 
deglaciaciones naturales ocurrieron tasas de ANM tan altas como 16 mm año-1 (Rohling et al., 
2008) y que, para el próximo siglo, no se pueden descartar valores de hasta 15 o 20 mm año-1 
(Rahmstorf, 2007; Pfeffer et al., 2008; Convey et al., 2009). 
 
 
3.2. Variaciones del nivel del mar en la escala inter-anual en la Plataforma Continental 
Argentina y el Río de la Plata 
 
No existen en la literatura especializada antecedentes de trabajos que hayan abordado el 
estudio de la variabilidad en escala inter-anual del nivel del mar en la totalidad de la Plataforma 
Continental Argentina. Sin embargo, dos trabajos recientes, de Meccia et al. (2009) y Saraceno et 
al. (2013) estudiaron la variabilidad en esa escala en la Plataforma Norte y el Río de la Plata 
mediante simulaciones numéricas y observaciones satelitales de altimetría, respectivamente. Estos 
autores muestran que la variabilidad inter-anual explica aproximadamente el 10% de la varianza 
total. La variabilidad observada es forzada fundamentalmente por la descarga continental, y en 
mucho menor medida por el viento, y parece estar asociada con los ciclos del El Niño – Oscilación 
del Sur (ENOS). 
Los resultados de los autores mencionados muestran que el primer modo de variabilidad del 
nivel en esta escala de tiempo está asociado con una anomalía media cuya amplitud varía de 
alrededor de ± 0,25 m en el Río de la Plata superior (una altura importante en esas regiones tan 
someras) al orden de ± 0,03 m en la zona de impacto de la pluma sobre la plataforma. La transición 
de uno a otro de los valores mencionados ocurre de manera más o menos lineal desde el estuario 
exterior y hasta la línea imaginaria que conecta las ciudades de La Plata con Colonia (Uruguay), y 
se incrementa muy rápidamente aguas arriba de esa línea (Meccia et al., 2009). En esta última área, 
muy somera, el cambio porcentual en el nivel medio asociado a los ciclos del ENOS es por lo tanto 
muy grande. 
 
 
22 
 
4. Antecedentes sobre cambios en las constantes armónicas de marea, construcción de 
la hipótesis y objetivos 
 
La teoría indica que los cambios en el nivel del mar pueden modificar la propagación y 
disipación de energía de la marea y, presumiblemente, las propiedades resonantes de las cuencas 
(por ejemplo, Pelling y Green, 2013; Pelling et al., 2013; Pickering et al., 2012; Ward et al., 2012). 
Esto se reflejaría en cambios en las constantes armónicas de marea que, paradójicamente, dejarían 
de ser ‘constantes’. Estos cambios se han observado, en efecto, en diversas escalas. 
En algunos sitios del planeta se han observado cambios en escala anual en las constantes 
armónicas de marea que se han vinculado con cambios en el nivel del mar asociados a los ciclos 
estacionales del hielo marino. Zukov (1945) postuló este proceso, en particular, para las regiones 
con cobertura de hielo del Océano Ártico. Aunque las pocas observaciones disponibles no permiten 
determinar si se trata de un fenómeno típico o no (Kagan y Sofina, 2010) se han hecho 
observaciones de estos ciclos de variabilidad en la costa del Mar Blanco, la plataforma continental 
de Siberia y el Ártico Canadiense (Zubov, 1945; Henry y Foreman, 1977; Murty y Polavarapu, 
1978; Godin, 1980, 1986; Godin y Barber, 1980; Murty, 1985; Prinsenberg, 1988). Zubov (1945) 
observó, además, que las amplitudes de la elevación de la superficie del mar por la marea en los 
estuarios de los ríos Pyia, Kamenka y Severnaya Dvina (ubicados en Rusia) pueden ser varias veces 
mayores en verano que en invierno y las fases de marea pueden disminuir por varias decenas de 
grados de invierno a verano. 
Modificaciones en el régimen de marea se han observado además en otras áreas costeras del 
planeta en las cuales la profundidad ha cambiado como consecuencia de un cambio morfológico 
tanto de origen natural (por ejemplo, Araújo et al., 2008) como antropogénico asociado, por 
ejemplo, al dragado y construcciones costeras (por ejemplo, Da Silva y Duck, 2006; Jia et al., 2007; 
Swanson y Wilson, 2008). 
El ANM a escala global asociado con el cambio climático por efecto invernadero tiene el 
potencial de producir cambios de gran escala en las características de la propagación de la onda de 
marea, tanto en el océano profundo como, especialmente, en los mares costeros y estuarios, donde 
los cambios relativos en la profundidad serían más significativos. El efecto del ANM sobre las 
mareas se ha observado en varias escalas temporales. Desde el Último Máximo Glacial, hace unos 
18000 - 22000 años, el nivel del mar ha aumentado en alrededor de 125 m, con alteraciones 
significativas a la batimetría global por ajuste glacio-isostático (Peltier, 2004). Estudios realizados 
con modelos globales de marea muestran que este ANM afectó profundamente la amplitud de las 
mareas en el océano abierto, como consecuencia de la modificación de la geometría de las cuencas 
oceánicas (Egbert et al., 2004; Green, 2010). Estos cambios rápidos en la amplitud de la marea 
23 
 
fueron confirmados por evidencias paleo-oceanográficas en las plataformas continentales del 
Océano Atlántico, tales como la Bahía de Fundy (Shaw et al., 2010). Otros estudios con modelos 
numéricos que también han considerado el cambio en el nivel del mar desde el Último Máximo 
Glacial hasta el presente, han encontrado en las simulaciones cambios significativos en las 
características de las mareas (por ejemplo, Austin, 1991; Shennan et al., 2000; Uehara et al., 2006) 
y en los regímenes de transporte de sedimentos (Gerritsen y Berentsen, 1998). 
En escalas de tiempo más cortas, durante los siglos XX y comienzos del XXI, se han 
reportado cambios en las mareas a partir de observaciones de muchos océanos costeros (por 
ejemplo, Woodworth, 2010a). Las observaciones incluyen el Golfo de Maine (Ray, 2006), el 
Océano Atlántico Norte (Müller, 2011; Ray, 2009), el Océano Pacífico Oriental (Jay, 2009), las 
costas de América del Norte (Flick et al., 2003) y las costas alrededor de la plataforma europea 
(Woodworth et al., 1991). Se han postulado varias hipótesis como causas de los cambios 
observados, y el ANM es una de ellas (por ejemplo, de Ronde, 1986; Flather y Williams, 2000; 
Haigh, et al., 2010; Howard, et al., 2010; Woodworth, 2010a; Roos et al., 2011; Greenberg et al., 
2012; Pickering et al., 2012;