GRUPO DE FÍSICA OCEANOGRÁFICA Y DE COSTAS ÁREA DE FÍSICA DE LA MATERIA CONDENSADA DEPARTAMENTO DE FÍSICA APLICADA UNIVERSIDAD DE VIGO

CARACTERIZACIÓN DE UN EPISODIO DE AFLORAMIENTO INVERNAL EN LA RÍA DE PONTEVEDRA

María Inés Álvarez Fernández Junio, 2002 Índice de Contenidos

1. Introducción 2

2. Material y Métodos 18 2.1 Proyecto CICYT: MAR96-1782 18 2.2 Estudio Integral del Espacio Marítimo Terrestre de Galicia 20 2.3 Datos climáticos del Puerto y la Escuela Naval Militar de Marín 22

3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 25 3.1 El área 25 3.2 Morfología 25 3.3 Condiciones meteorológicas de la Ría de Pontevedra 27 3.4 Aportes fluviales 30 3.5 Régimen mareal 31 3.6 Distribución de salinidad y temperatura 34 3.6.1 Afloramiento en la Ría de Pontevedra 37 3.6.2 Ciclo anual de masas de agua 38 3.7 Hidrodinámica 40 3.7.1 Caracterización de las corrientes 40 3.7.2 Efecto local del viento sobre las corrientes de la parte interna de la ría 44

4. Episodio de Afloramiento Invernal 51 4.1 Introducción 51 4.1.1 Masas de agua en la plataforma adyacente a las Rías Bajas 51 4.1.2 Caracterización de la corriente hacia el polo 54 4.2 Resultados 57 4.2.1 Variables termohalinas 57 4.2.2 Descarga del río 62 4.2.3 Condiciones atmosféricas 63 4.2.4 Índice de afloramiento 65 4.2.5 Comparación entre un afloramiento de invierno, de primavera y de verano 67 4.2.6 Estabilidad de la columna de agua 68 4.3 Discusión 69

5. Conclusiones 74

6. Bibliografía 76 RESUMEN

Los fenómenos de afloramiento (upwelling) en las Rías Bajas han sido caracterizados con gran detalle en numerosos trabajos. La aparición de este fenómeno en la costa oeste de Galicia está relacionada con la existencia de vientos de componente norte en la plataforma. Estos vientos generan un transporte de Ekman hacia fuera de la costa que provoca un desplazamiento del agua de las capas superficiales y un ascenso de las aguas del fondo para ocupar el espacio libre.

En las Rías Bajas los vientos del norte son característicos durante los meses de primavera y verano debido a la posición del anticiclón de las Azores y la baja de Islandia. Por lo tanto, el afloramiento en esta región tiene lugar durante primavera y verano. Este evento comienza en el mes de abril, alcanzando su máxima intensidad en la segunda quincena de julio, agosto y primera mitad de septiembre, y desaparece al final de octubre. El agua que aflora en las Rías Bajas durante este período de tiempo proviene del Atlántico Norte Central por lo que es conocida como ENACW (“Eastern North Atlantic Central Water”). Esta agua está caracterizada por bajos valores de temperatura, oscilando entre 11.8 y 13.5 ºC, y elevados valores de salinidad comprendidos entre 35.67-35.83.

En el presente trabajo se va a caracterizar un episodio de afloramiento invernal que fue observado en la Ría de Pontevedra el 27 de enero de 1998. Se ha comprobado que el mecanismo de generación de este afloramiento es similar al que produce el conocido afloramiento de verano. Es decir, los dos eventos tienen lugar bajo condiciones de vientos del norte en la plataforma. Este inusual fenómeno, también se ha analizado en términos de variables termohalinas para caracterizar el agua que aflora en el interior del estuario. Esta agua pertenece al agua transportada por la corriente hacia el polo que pasa frente a los estuarios gallegos durante el invierno, y está caracterizada por valores de temperatura y salinidad de 15.2 ºC y 35.9 respectivamente.

Finalmente, se ha comparado este afloramiento invernal con un típico afloramiento de verano y un afloramiento de primavera. El afloramiento de invierno se caracteriza por valores de salinidad y temperatura mayores que los correspondientes a los otros dos afloramientos. Estos elevados valores de las variables termohalinas hacen que la densidad del agua observada en el interior del estuario en invierno sea menor que la correspondiente al agua de primavera o verano.

Capítulo 1

Introducción

Capítulo 1. Introducción 2

1. Introducción

Una de las características morfológicas más interesantes y particulares de Galicia son las rías. Se trata de profundas penetraciones del mar en la tierra sobre las que desembocan los numerosos ríos de la región. Su existencia impone unos condicionantes físicos a la vida socioeconómica, al tiempo que han ofrecido en todo momento facilidades para establecer puertos naturales sobre los que se han asentado importantes poblaciones. Ello ha permitido el desarrollo de una importante actividad pesquera y marinera. Las Rías de Ferrol, A Coruña, Arosa, Pontevedra o Vigo son algunos de los ejemplos más destacados de asentamiento de puertos y ciudades homónimas. En la Ría de Ribadeo, que marca el límite con el Principado de Asturias y en la que desemboca el río Eo, se inician las Rías Altas, en general menos profundas y con un perfil menos recortado que las Rías Bajas, que se extienden desde la Ría de Muros hasta el estuario del Miño. Uno de los efectos sociales más relevantes que provoca esta tipología morfológica es el aislamiento, dada la continua ruptura de la línea de costa, lo que obliga a largos recorridos para desplazarse de un margen al otro de una ría en aquellos lugares donde todavía no se han construido puentes.

La costa en la zona de las Rías Altas, es dura y peligrosa, de altos farallones, abruptos e inaccesibles acantilados y peligrosas rompientes, que no se puebla sino en los márgenes de las rías que ofrecen refugio para los marinos que viven en su litoral. Las dificultades de cabotaje y pesca son múltiples en esta costa debido a que durante las tempestades atlánticas se pueden desarrollar olas de más de siete metros de altura. El peligro surge en las Sisargas, en Finisterre, en Toriñana y en los múltiples accidentes geográficos que contornean la costa.

En las Rías Bajas, al contrario que en las Rías Altas, la costa es baja por la existencia de una plataforma litoral que desciende suavemente hasta el mar. En el sector costero, cada ría está separada de la siguiente por un bloque geológico elevado y basculado hacia el norte. A mediados del terciario se inició un movimiento de elevación del macizo gallego, rejuveneciéndose las montañas hercinianas y ahondándose los cauces de los ríos. A finales de la era terciaria se produjo un movimiento de signo contrario: movimiento basculatorio que sumerge hacia en Noroeste la masa del macizo gallego, penetrando profundamente las aguas del mar por los valles fluviales litorales y originando las extensas Rías Gallegas. Precisamente ésta es la característica de las Rías Gallegas que las distingue de los fiordos escandinavos, pues mientras los fiordos tienen su perfil de cubeta glaciar en U, las Rías Gallegas tienen su perfil de cubeta fluvial en V. Como señal del relieve de estos valles sumergidos en la basculación litoral, quedan frente a la costa y ante las rías el conjunto de islas: Arosa, Sálvora, Cies, Ons, etc. La orientación general de las Rías Bajas es de Nordeste-Sudoeste, dirección impuesta por los plegamientos dominantes, lo que les concede el carácter de refugio y abrigo para los barcos. Capítulo 1. Introducción 3

La primera mención de la palabra ría como concepto científico se debe a Ferdinan Von Richthofen (1886), geógrafo alemán que propone este término para designar una costa transversal, resultado de una trasgresión marina que interfiere con un relieve pre- existente de origen fluvial. Desde entonces, se han dado numerosas definiciones de este concepto atendiendo a diferentes características observadas. La definición expuesta en el trabajo de Nonn (1966) se considera válida en la actualidad y es la que se va a utilizar en el presente trabajo. Según este autor, la calificación de ría se debe emplear solamente para una bahía más larga que ancha que debe ser la prolongación, al menos parcialmente, de un sistema hidrográfico. Posee una parte alta con carácter de valle fluvial anegado y zonas intermedias con vertientes de origen no fluvial. A pesar de las características comunes a todas las rías, existen diferencias que hacen que Nonn distinga cuatro tipos:

1º. Rías en embudo: la ría corresponde a la parte inferior de un río inundada por el mar. El factor erosivo fluvial es el principal agente formador de la ría, aunque pueden igualmente intervenir otros factores secundarios. Ejemplos de este tipo de rías son las de Ortigueira, Ribadeo y Ferrol entre otras.

2º. Rías tectónicas: en su origen predomina el factor tectónico. Se atribuyen a este tipo todos aquellos casos en los que el modelado fluvial se revela incapaz de justificar la forma actual de la ría. Este es el caso de las de Vigo, Pontevedra y Muros.

3º. Rías alvéolos o cuencas de alteración terciaria inundadas: según este autor este tipo se trata de rías verdaderas, ya que, durante las fases marinas regresivas, la influencia de la erosión fluvial fue importante.

4º. Rías compuestas o Rías mixtas: se incluyen en este grupo las rías que presentan una mezcla de los caracteres que sirven para definir los tipos anteriores.

Debido a las características propias de las Rías Bajas se dice que, a diferencia de las Rías Altas, son propiamente estuarios. Esto se debe a que se observan en ellas varias propiedades que caracterizan a los estuarios. Las Rías Altas, de Ortigueira a Ribadeo, son mucho más pequeñas y se encuentran básicamente regidas por la influencia oceánica. En general su circulación es compleja debido principalmente al poco calado que poseen y a las zonas de descobertura, aquellas que se secan durante la bajada de la marea. Como se verá en las siguientes páginas, estas características particulares de las Rías Altas no se corresponden estrictamente con las de un estuario.

Existe una gran variedad de formas para definir un estuario dependiendo del punto de vista con el que se trabaje. Todas estas definiciones deben incluir características y procesos esenciales para poder distinguir los estuarios. Una definición clásica de Capítulo 1. Introducción 4 estuario es la dada por Cameron y Pritchard (1963) que dice An estuary is a semi- enclosed coastal body of water which has free connection to the open sea and within which sea water is measurably diluted with fresh water derived from land drainage. Esta definición no tiene en cuenta la influencia de la marea, por lo que se va a considerar la adaptación de ésta propuesta por Dyer (1997) que dice An estuary is a semi-enclosed coastal body of water which has free connection to the open sea, extending into the river as far as the limit of tidal influence, and within which sea water is measurably diluted with fresh water derived from land drainage. Parte de la dificultad para describir los estuarios es que este término engloba una gran variedad de formas y tamaños. Sería útil un método para clasificar los estuarios en categorías, pero no se ha encontrado ningún esquema suficientemente simple.

A continuación se van a describir algunas de las clasificaciones de estuarios más conocidas.

Se puede hacer una clasificación teniendo en cuenta la interacción entre la marea y la morfología del estuario. La convergencia de los márgenes en los estuarios a medida que la marea se adentra en ellos, causa que la onda se comprima lateralmente y, en ausencia de rozamiento, la conservación de la energía requiere que el rango de la marea se incremente. Por otra parte, el rozamiento es importante en estuarios poco profundos causando una disminución del rango de la marea. Dependiendo de estas dos magnitudes se distinguen tres tipos de estuarios (Nichols y Biggs, 1985):

1. Estuarios hipersincronos. El efecto de la convergencia supera al rozamiento. Como consecuencia el rango de marea crece hacia la parte interna del estuario.

2. Estuarios sincronos. La convergencia y el rozamiento tienen efectos opuestos pero de la misma magnitud, por lo tanto el rango de la marea es constante a lo largo de todo el estuario.

3. Estuarios hiposincronos. El rozamiento supera a la convergencia, y el rango de la marea disminuye a lo largo del estuario.

Si se tiene en cuenta la morfología de los estuarios se puede encontrar otra clasificación dada por Dalrymple et al (1992). Estos autores consideraron el desarrollo morfológico de los estuarios como parte de una secuencia evolutiva determinada por el cambio relativo de las influencias del río, de las olas y de la marea. Esto se puede observar en el diagrama triangular que se muestra en la figura 1.1, mediante el cual se distinguen deltas de estuarios. Es importante destacar que este diagrama es cualitativo ya que la influencia de la marea, de las olas y del río en los estuarios no se puede cuantificar.

Capítulo 1. Introducción 5

Deltas

Strand Plain/ Deltas Tidal Flats

River Estuaries

Strand Plain/Tidal Flats

Estuaries

Wave Tide

Figura 1.1: diagrama triangular que representa la evolución de la costa. En la fase de regresión se produce un descenso en el nivel del mar y un incremento del transporte de sedimentos, mientras que en la fase de transgresión el nivel del mar asciende y se reduce el transporte de sedimentos. (Imagen reproducida de: Estuaries A Physical Introduction).

En este diagrama se describe la evolución de un estuario a un delta o zona descubierta durante fases marinas regresivas y la evolución opuesta de deltas o zonas descubiertas a estuarios durante fases de transgresión marinas. Las planicies descubiertas pueden aparecer como consecuencia de una gran cantidad de sedimentos transportados por el río que hacen crecer a los deltas a expensas de los estuarios. Otra posibilidad es que estas zonas aparezcan como resultado de un descenso del nivel del mar causando zonas de descobertura. Esta situación se puede observar en la parte intermedia del diagrama, donde el crecimiento de deltas y zonas de descobertura produce una disminución de la extensión de los estuarios. Si la deposición de sedimentos o el descenso del nivel del mar continúan a lo largo del tiempo, los estuarios pueden llegar a desaparecer como muestra la parte final del esquema. Por el contrario si la evolución morfológica de las zonas estudiadas supone un aumento del nivel del mar, los valles fluviales se verán inundados dando lugar así a estuarios en los que pueden no existir deltas ni zonas de descobertura como indica la primera parte del diagrama. Si el nivel del mar permaneciese constante durante un largo período de tiempo, es de esperar que varios estuarios alcanzasen un equilibrio en su forma.

Capítulo 1. Introducción 6

Teniendo en cuenta la relación entre el río, las olas y la marea, Dalrymple et al (1992) dividen los estuarios en dos tipos: estuarios dominados por el oleaje y estuarios dominados por la marea.

1. Estuarios dominados por el oleaje. En estos estuarios la altura de las olas es importante en la boca. Esto causa una gran erosión en la costa y un transporte de sedimentos a lo largo de la orilla que forman una barrera en la boca del estuario. Esta barrera, al limitar la entrada del estuario, da lugar a un aumento de las corrientes de marea en esta zona. Este aumento se produce de manera gradual a medida que va disminuyendo la sección de la boca. En el interior del estuario las corrientes disminuyen rápidamente a medida que se avanza hacia la parte más interna. Esta disminución indica que este tipo de estuarios son probablemente estuarios hiposincronos.

2. Estuarios dominados por la marea. Como resultado de las corrientes de marea con relación a los efectos del oleaje, en la boca se encuentran generalmente bancos de arena alineados según el flujo de la corriente. En la cabeza del estuario la influencia de la marea disminuye siendo dominante el flujo del río. Estos estuarios son probablemente estuarios hipersincronos.

Atendiendo a las propiedades hidrodinámicas de los estuarios Bowden (1967) y Pritchard (1967) distinguen tres principales categorías de estuarios: estuarios fuertemente estratificados tales como fiordos y cuñas salinas; estuarios parcialmente estratificados, en los cuales hay un gradiente vertical de densidad significativo; y estuarios bien mezclados (figura 1.2).

Los estuarios tipo cuña salina, (fig. 1.2 (a)), se caracterizan porque en ellos, el efecto de la marea es pequeño. El agua procedente del río, poco densa, fluye por la superficie y el agua del mar, más densa que la del río, entra por el fondo produciéndose así una interfase bien diferenciada. Los estuarios tipo fiordo son similares a los de cuña salina, pero la haloclina se encuentra a mayor profundidad. Una característica importante de los fiordos es que en su boca tienen poca profundidad, por lo que el tiempo de residencia de las capas más profundas es muy grande.

En los estuarios parcialmente mezclados, (fig. 1.2 (b)), el efecto de la marea es apreciable, por lo que se produce un intercambio de salinidad en la columna de agua provocando que la haloclina sea más difusa.

Para el caso de estuarios bien mezclados, (fig. 1.2 (c)), la columna de agua se mezcla totalmente debido a la marea. La salinidad del estuario va aumentando progresivamente hacia su boca, siendo el perfil vertical de densidad constante para cada punto. Capítulo 1. Introducción 7

FLUJO DE AGUA DESCARGA DEL RÍO DULCE CUÑA SALINA OCÉANO (AGUA OCEÁNICA) (a)

DESCARGA DEL RÍO S S OCÉANO

(b)

DESCARGA DEL RÍO S S OCÉANO

(c)

Figura 1.2: distribución de salinidad a lo largo del eje principal de (a) un estuario tipo cuña salina, (b) un estuario parcialmente mezclado, y (c) un estuario bien mezclado.

Una clasificación alternativa a la de Bowden y Pritchard es considerar el número estuárico de Richardson, (Fisher, 1972; Fisher et al., 1979) el cual supone una buena estimación de la estratificación del estuario. El número de Richardson se define como:

E ∆ ρ gQ f R i = 3 ρ bU t

donde Qf es el flujo del río, b el ancho de la sección del estuario donde se hacen las medidas, ∆ρ la diferencia de densidad entre el fondo y la superficie en esa sección, ρ la E densidad media en la sección y Ut la velocidad rms de la marea. Para Ri > 0.8 el E estuario es considerado altamente estratificado, si Ri < 0.08 es bien mezclado y si 0.08 E < Ri < 0.8 se considera parcialmente mezclado.

Capítulo 1. Introducción 8

Otra forma de caracterizar la estratificación de un estuario es mediante la frecuencia de Brunt-Väisälä (Pond & Pickard, 1983). Este parámetro se emplea para evaluar la estabilidad de la columna de agua y se define como:

1/ 2  g ∂σ t  N =    ρ ∂z 

donde g es la gravedad, ρ la densidad, σt la densidad a presión atmosférica menos 1000 kg m-3 y z la profundidad medida desde la superficie. Valores de la frecuencia elevados indican que la columna de agua es estable, por lo que una pequeña parcela desplazada una corta distancia vertical tenderá a volver rápidamente a su posición original, mientras que valores pequeños de la frecuencia indican que hay poca estabilidad por lo que la parcela tardará más en regresar a la posición original. Esta estabilidad nos da información de la estratificación del estuario ya que una gran estabilidad, inhibe la mezcla vertical por lo que se puede decir que la columna de agua está estratificada. Sin embargo, si la estabilidad es pequeña se producirá mezcla vertical por lo que la columna de agua se puede considerar homogénea. Los valores más altos de N se encuentran normalmente en la zona de la picnoclina, donde el gradiente vertical de densidad es mayor. En las aguas oceánicas (donde la variación de la densidad está determinada principalmente por la variación de la temperatura), los valores más elevados de N se encuentran por lo general en la zona de la termoclina, mientras que en el caso de aguas costeras (donde la variación de la densidad está principalmente determinada por las variaciones de la salinidad) estos valores están en la zona de la haloclina.

La ría en la que se va a centrar el presente trabajo es la Ría de Pontevedra que pertenece al grupo denominado como Rías Bajas (figura 1.3).

Figura 1.3: situación de la Ría de Pontevedra.

Capítulo 1. Introducción 9

En los últimos años esta ría ha sido estudiada por varios autores tanto en su totalidad como por zonas y durante diferentes períodos de tiempo. En la tabla 1.1 se muestra un resumen de dichos estudios. En todos estos estudios se han tomado datos de diferentes variables en distintos períodos de tiempo con varias finalidades.

Como se puede observar en la tabla 1.1, la ría se ha estudiado principalmente en su totalidad. En estos estudios se han tomado datos de las variables termohalinas durante períodos de tiempo que abarcan desde un día hasta un mes. De todos estos trabajos cabe destacar dos. El primero es el realizado por Gónzalez-Quijano et al (1989) entre el 15 de febrero y el 4 de marzo de 1980 en el que además de las variables termohalinas también se tomaron datos en varias estaciones meteorológicas. El segundo fue llevado a cabo entre el 4 de septiembre y el 3 de octubre de 1986 por Fraga y Prego (1989) en el que también se tomaron datos de viento.

En esta ría también se han realizado investigaciones que comprenden zonas determinadas. En la tabla se puede comprobar que en la parte externa y media del estuario se han tomado datos de variables termohalinas, viento, corrientes y marea con el objetivo de analizar los nutrientes, la producción primaria y las corrientes. Estos datos se midieron durante períodos cortos de tiempo comprendidos entre 7 y 16 días. La parte interna de la ría se estudió en términos de variables termohalinas durante agosto de 1989 para caracterizar las mareas rojas.

De todos los trabajos reflejados en la tabla 1.1 cabe destacar los realizados por Figueiras et al (1985) y por Prego et al (2001) ya que abarcan períodos de tiempo de un año. En el primer caso se han recopilado datos de marzo de 1980 a marzo de 1981, y en el segundo de octubre de 1997 a octubre de 1998. Además, en este segundo caso se distribuyeron 19 estaciones de medida por toda la ría, mientras que en el primero sólo se situaron 9.

Tabla 1.1. Medidas realizadas en la Ría de Pontevedra hasta la actualidad

área de la Ría estaciones período de tiempo medidas hidrográficas objetivo referencia toda 24 9-14 sep. 18 T informe de datos Buen, 1919 toda 8 3-8 oct. 49; 29-30 ago. 50 T, S informe de datos Anónimo,1955 externa y media 3 13-20 jun. 79 T, S nutrientes y producción primaria Gonzalez-Quijano et al., 1984ª media 2 13-29 feb. 80 viento, S, corrientes, marea corrientes y circulación de la marea Ruiz Mateo, 1984 toda 20 15 feb. 80-4 mar. 80 meteorología, T, S informe de datos Gonzalez-Quijano et al., 1989 toda 20 15 feb. 80-4 mar. 80 T, S, estabilidad condiciones de viento y polución Cabanas et al., 1982 toda; interna 9; 2 mar. 80-mar. 81 T, S circulación interna Figueiras et al., 1985 toda 20 6-14 ago. 81 T, S distribución de nutrientes Gonzalez-Quijano et al., 1984b toda 6 31 jul. 84 T, S informe de datos Mouriño et al., 1985 toda 5 20 sep. 86 T, S informe de datos Figueiras et al., 1987 toda 6 4 sep.-3 oct. 86 viento, T, S evolución de marea roja Fraga y Prego, 1989 toda 6 18-23 sep. 86 T, S secuencia de marea roja Tilstone et al., 1994 interna 1 ago. 89 T, S marea roja Jiménez et al., 1992 toda 19 oct. 97-oct.98 meteor., T, S, corr., flujo río hidrografía Prego et al., 2001

Capítulo 1. Introducción 11

Estos estudios han permitido entre otras cosas determinar el carácter estuárico de la Ría. Dentro de las clasificaciones estuáricas que se han descrito anteriormente, la Ría de Pontevedra se puede considerar como un estuario hipersincrono debido a que, como veremos en el tercer capítulo, el efecto de convergencia supera al rozamiento. Además, a pesar de que la Ría de Pontevedra tiene unas características muy particulares que no se reflejan en la clasificación de Dalrymple et al (1992), entre las cuales cabe destacar la situación de las islas de Ons en su boca, dicha clasificación permite incluir la ría dentro de los estuarios dominados por la marea. Por último, la Ría de Pontevedra al igual que el resto de las Rías Bajas, se considera un estuario parcialmente mezclado. En invierno la estratificación parcial de este estuario se mantiene debido a la salinidad, es decir, por las descargas de agua dulce aportadas por el río durante la estación de lluvia, mientras que en verano, la estratificación viene determinada por el calentamiento solar, por lo que la temperatura es la variable más importante. Además, el número estuárico de Richardson para esta ría se ha calculado en distintos puntos y épocas tomando un valor que oscila entre 0.08 y 0.8 por lo tanto, salvo excepciones, esta ría se considera un estuario parcialmente estratificado.

En la figura 1.4 se puede observar una sección vertical típica a lo largo de un estuario parcialmente estratificado.

RÍO 10 5 20 15 25 30 OCÉANO S = 33

Figura 1.4: isohalinas en un estuario parcialmente estratificado.

Las líneas de salinidad constante presentan una inclinación positiva en dirección al océano. La condición de masa de agua estratificada en reposo, hace que la tendencia natural de estas isohalinas sea ponerse en horizontal. La inclinación que se observa en la figura implica la existencia de gradientes de presión que, en ausencia de otras fuerzas, conducirán a la corriente de manera que lleve las isohalinas a la posición horizontal. En este caso, las corrientes necesarias para que esto ocurra son un flujo hacia la tierra a través del fondo y otro flujo hacia el mar por la superficie. Estos flujos constituyen la circulación estuárica positiva.

En la Ría de Pontevedra, al igual que en las demás Rías Gallegas, el principal mecanismo responsable del movimiento del agua es la acción forzadora de la marea. Este forzamiento mareal es básicamente periódico, con lo cual en una primera aproximación, se puede considerar que no hay movimiento neto del agua. Para ver si Capítulo 1. Introducción 12 esto es cierto se recurre al concepto de corriente residual. Para obtener esta corriente, se promedia la velocidad de corriente en cada punto durante un período mayor que un ciclo de marea. En la Ría de Pontevedra se observó la existencia de un patrón de circulación residual en doble capa, con agua que abandona la ría por las capas superficiales y agua que entra a través de las capas profundas (Otto, 1975; Fraga y Margalef, 1979; Prego y Fraga, 1992), con lo cual se verifica la existencia de la circulación estuárica clásica mencionada anteriormente. El agua que fluye por la parte superficial de la ría procede del aporte de agua dulce del río, que por su menor densidad permanece en capas superficiales y se va mezclando con el agua salada a medida que avanza hacia la boca. Este desplazamiento se compensa con la entrada de agua oceánica por el fondo de la ría que se va mezclando verticalmente con el agua superficial que sale. Este modelo de circulación se conoce como circulación estuárica positiva (figura 1.5).

OCÉANO RÍO

Figura 1.5: circulación estuárica de las Rías Bajas.

Esta distinción se debe a que en algunos lugares y ocasiones se puede dar una circulación contraria a la descrita en este modelo. Ésta se denomina circulación estuárica negativa y se suele observar en bahías de zonas cálidas y excepcionalmente en determinados momentos y zonas muy limitadas de las Rías Gallegas (Fraga y Margalef, 1979). Se produce cuando en una bahía la evaporación supera a los aportes de agua dulce lo cual genera una entrada superficial de agua oceánica para compensar el exceso de evaporación y una salida inferior del agua concentrada. Un ejemplo de esta circulación en macroescala es el Mar Mediterráneo. En las Rías Gallegas este tipo de circulación se da en zonas muy concretas como ensenadas interiores de poca profundidad en días de fuerte insolación, por lo que carece de importancia dentro de la circulación general de la ría. El concepto de circulación residual indica por lo tanto que, a pesar de que en un momento determinado durante el recorrido de la marea se puede Capítulo 1. Introducción 13 observar que el agua tiende a entrar o salir a cualquier profundidad, según esté subiendo o bajando la marea, cuando se promedia en el tiempo se observa que a través de ciertas capas sale más agua de la que entra y en otras se da el comportamiento opuesto. Además, la circulación estuárica permite hacer un cálculo aproximado del intercambio del agua de las rías con el océano. El principal factor responsable del patrón de corriente residual es la diferencia de densidad, también llamado forzamiento baroclínico. Estas diferencias de densidad se deben básicamente a la presencia del río en la parte más interna de la ría y a la distribución de densidad en la boca de entrada del estuario. La variación de la densidad depende de la variación de la temperatura y de la salinidad. Un mayor aporte de agua dulce supone una mayor entrada de agua oceánica que se traduce en un incremento de la salinidad en la capa del fondo y una disminución en capas superficiales. Las variaciones de salinidad en la capa superficial de la boca de la ría no se deben siempre a las variaciones en el caudal del río, sino que también pueden depender de la dirección del viento. Es decir, si el viento sopla del SO retiene el agua dulce en el interior de la ría pero si cambia a NE se producirá un incremento de la salida de agua superficial aumentando la velocidad de vaciado. Por otra parte, la capa de agua oceánica que penetra por el fondo de las rías no es la misma durante todo el año y sus modificaciones se ven reflejadas en cambios de salinidad que son independientes del sistema de circulación interno de las rías. Esto produce diferencias de densidad a lo largo de toda la ría que dan lugar a la circulación residual. Una característica importante de la circulación residual positiva es que actúa como un transmisor de nutrientes. El agua que penetra por el fondo de las rías procedente del océano suele ser más rica en sales nutrientes. A medida que avanza hacia el interior estas sales se elevan hasta la zona iluminada donde son asimiladas y transformadas en materia orgánica por el fitoplancton mediante la fotosíntesis. Esta característica hace que las Rías Bajas constituyan un ambiente adecuado para determinadas especies marinas aumentando así la productividad pesquera en estas zonas.

Esta circulación residual en doble capa que se observa en la Ría de Pontevedra se ve reforzada de abril a octubre por el llamado afloramiento, fenómeno que se da cuando soplan vientos norte en la plataforma, los cuales tienden a sacar agua de las capas superficiales con la consiguiente entrada a través de las capas profundas.

Los vientos al soplar sobre el océano generan corrientes. Cuando el viento sopla a lo largo de la costa, genera un desplazamiento de las capas superficiales de las masas de agua conocido como transporte de Ekman. Este transporte puede estar dirigido hacia la costa o hacia fuera de la costa. Si el viento sopla con la costa a su izquierda (derecha) en el Hemisferio Norte (Sur) este transporte es hacia fuera de la costa debido a la rotación de la tierra. Cuando esto ocurre, se produce una reducción del agua en los niveles superficiales y la presión disminuye forzando un movimiento ascendente de las aguas del fondo, para rellenar el espacio vacante originado por el transporte de Ekman hacia fuera de la costa. Este fenómeno se llama afloramiento costero o upwelling. Este Capítulo 1. Introducción 14 desplazamiento vertical de las aguas profundas está acompañado por un flujo hacia la costa a través de las capas profundas de manera que el movimiento en conjunto de las masas de agua sigue el patrón representado en la figura 1.5. Por eso se dice que el afloramiento refuerza la circulación residual de los estuarios. En la figura 1.6 se muestra un esquema del desarrollo del afloramiento costero.

Figura 1.6: esquema del desarrollo del afloramiento costero. (Imagen reproducida de Introduction to Geophysical Fluid Dynamics.

El fenómeno del afloramiento ha sido exhaustivamente estudiado a lo largo de todas las costas del planeta. En concreto para la costa de Galicia se han llevado a cabo numerosos estudios como por ejemplo los realizados por Wooster et al (1976), Fraga (1981), McClain et al (1986), Blanton et al (1987) y Tilstone et al (1994). El afloramiento en las costas gallegas forma parte de un sistema general que se extiende a lo largo de la costa este del Atlántico Norte desde aproximadamente 7.5º N hasta 44º N (Wooster et al., 1976). Debido a la posición de las Rías Gallegas, en particular a la de las Rías Bajas entre las cuales se encuentra la Ría de Pontevedra, el fenómeno de afloramiento ocurre cuando en plataforma sopla viento de componente norte. Este viento hace que las capas de agua superficiales de los estuarios se desplacen hacia fuera de la costa dejando un espacio libre que se rellena con agua más profunda. A lo largo de la costa gallega el viento es variable debido al cambio de posición de los centros de perturbación meteorológica pero se sabe que en invierno, de diciembre a febrero, los vientos predominantes son del sur mientras que en primavera y verano, desde abril hasta septiembre, predominan los vientos del norte. Por esta razón el afloramiento en las Rías Bajas tiene lugar mayoritariamente en los meses de verano. Varios autores han descrito con detalle episodios de afloramiento durante primavera y verano en varias Rías Gallegas y en la plataforma adyacente. Álvarez-Salgado et al (1993) estudiaron la variabilidad hidrográfica en las Rías Bajas durante una estación de afloramiento y Roson et al (1995) consideraron la variación de las propiedades químicas y Capítulo 1. Introducción 15 termohalinas en la Ría de Arosa, situada 30 km al norte de la Ría de Pontevedra. Ambos autores observaron un incremento lineal de la temperatura y de la salinidad desde junio a septiembre, que se ve modificado por los picos de alta frecuencia del afloramiento (14 ± 4 días). Además, en estos estudios también se menciona la inercia de la circulación costera (3 días o más) debida al arrastre del viento. Nogueira et al (1997) analizaron los patrones temporales en la Ría de Vigo, situada 30 km al sur de la Ría de Pontevedra. Estos autores observaron que la intensidad de los afloramientos en primavera y verano tiende a incrementarse desde 1987 a 1992 coincidiendo con el aumento de vientos del norte descrito por Bakun (1990). Durante el resto del año, asociado a vientos del sur, se produce un fenómeno contrario al afloramiento llamado hundimiento o downwelling. Este se caracteriza por el hecho de que al soplar viento del sur en plataforma, el agua superficial tiende a entrar en el estuario. Como durante el invierno es cuando la descarga del río es mayor, se produce un choque entre esta agua que sale a través de las capas superficiales y la que entra debido a la influencia del viento del sur. Este choque da lugar a un hundimiento del agua denominado downwelling. Algunos autores como Fraga y Prego (1989) asocian este fenómeno con la aparición de mareas rojas en las Rías Bajas.

El afloramiento se puede caracterizar mediante un índice representativo del transporte del agua superficial hacia fuera de la costa. Este índice de afloramiento se calcula a partir de medias del viento geostrófico (Bakun, 1973; Lavin et al., 1991; Lavin et al., 2000). En la figura 1.7 se representa la media mensual del índice de afloramiento medida en Cabo Finisterre para el período 1966-1997. Índices positivos representan transporte de agua superficial desde la costa e índices negativos transporte de agua superficial hacia la costa. Se observa claramente como de abril a septiembre, en los meses de primavera y verano, se produce afloramiento en la zona de medida. La intensidad con la que se manifiesta el afloramiento depende no sólo de lo positivo que sea el índice en un período concreto, sino también de la duración del período en el que se han medido índices positivos.

Promedio mensual (1966-97)

800 o

) 400 -1 km loramient

-1 0 s 3 123456789101112

(m -400

Índice de af -800 Mes

Figura 1.7: índices de afloramiento para el período 1966-1997 medidos en Cabo Finisterre. Capítulo 1. Introducción 16

Otra forma de caracterizar el afloramiento es analizar la temperatura de la columna de agua próxima a la costa. En las regiones donde tiene lugar este fenómeno se observa que la temperatura a lo largo de la columna de agua es inferior a la de sus alrededores. Si el afloramiento es muy intenso la diferencia de temperatura se puede observar incluso en las capas superficiales, lo cual facilita su identificación y estudio vía satélite. Se ha dicho que el afloramiento consiste en el ascenso de agua profunda que intenta rellenar el espacio libre en superficie producido por el transporte de Ekman. Esta agua profunda proviene de la plataforma y se caracteriza por ser más salina, más fría y rica en nutrientes. El afloramiento en las Rías Bajas tiene lugar en verano, por lo que esta agua de bajas temperaturas representa un marcado contraste ya que en esta época del año es cuando la insolación y la temperatura del aire son máximas. Esto hace que la productividad en dichas rías sea máxima en esta época debido a la alta concentración de nutrientes en el agua. El agua que aflora en las Rías Bajas ha sido estudiada y bien caracterizada por varios autores (Rios et al., 1992; Fiúza et al., 1998). Esta agua proviene del Atlántico Norte Central por lo que recibe el nombre de Agua Central Noratlántica (ENACW). Aflora desde 150 m de profundidad donde su salinidad es máxima con valores entre 35.67 y 35.83. Los valores característicos de su temperatura oscilan desde 11.8 a 13.5 ºC. Tanto los valores de la salinidad como los de la temperatura dependen de la intensidad del afloramiento (Pérez et al., 1995; Pollard et al., 1996).

Capítulo 2

Material y métodos

Capítulo 2. Material y métodos 18

2. Material y Métodos

Durante los últimos años La Ría de Pontevedra ha sido estudiada de manera exhaustiva dentro del marco de diferentes proyectos. Dentro de estos proyectos se han medido gran cantidad de variables tales como velocidades de corriente, velocidades y direcciones del viento, temperatura, salinidad, elevación de la marea, …que nos permiten caracterizar el comportamiento hidrodinámico y termohalino de la ría. Cada uno de estos proyectos ha sido llevado a cabo en distintos períodos de tiempo durante los cuales la rutina de toma de datos fue diferente para cada proyecto. Esto ha hecho posible el estudio de zonas puntuales de la ría durante largos períodos de tiempo y el estudio de todo el estuario de forma estacional. Todos estos datos obtenidos, además de permitir caracterizar la ría con gran detalle, han permitido estudiar fenómenos aislados y puntuales que han tenido lugar durante la realización de dichos proyectos. A continuación se presentan dos de ellos llevados a cabo en la Ría de Pontevedra de los cuales se ha obtenido la información experimental utilizada en la presente memoria.

2.1 Proyecto CICYT:MAR96-1782

Corresponde al titulado “La Hidrodinámica y el ciclo biogeoquímico del silicio en la Ría de Pontevedra” que fue financiado por la Comisión Interministerial de Ciencia y Tecnología. El trabajo de campo realizado durante este proyecto consistió en 21 campañas, denominadas PONT97 y PONT98, llevadas a cabo cada dos semanas, desde octubre de 1997 hasta octubre de 1998 a bordo del B/O “Mytilus”. Durante cada campaña se midieron distintos parámetros hidrográficos como salinidad, temperatura y velocidades de corriente en 19 estaciones distribuidas en toda la ría (figura 2.1).

Como se puede observar en la figura, se situaron ocho de estas estaciones (1-8) en el canal principal de la ría, una en la boca norte (11), otra en la boca sur (1) y las demás a lo largo de las costas. La estación 0 se situó en la parte más externa de la ría, a la salida de la boca sur, para poder observar el intercambio de agua que tiene lugar entre el océano y el estuario. El emplazamiento de las estaciones en las dos bocas de la ría se debe al interés de estudiar el comportamiento de una salida frente a la otra y así comprobar si existen diferencias o no entre ambas ya que, cada boca tiene unas características morfológicas distintas. Con la misma finalidad se han situado varias estaciones a lo largo de la costa norte y sur debido a que la costa sur es más profunda y además en ella se encuentra la Ensenada de Aldán. De todas las estaciones distribuidas en la ría, se ha seleccionado la estación 6 (ver fig. 2.1) como estación fija. Está situada a 3 km de la isla de Tambo y tiene una profundidad aproximada de 24 m. El hecho de escoger esta estación como estación fija se debe a varios factores tales como que está localizada cerca del principal puerto y centro de población de esta área y en un punto bajo la influencia de la descarga del río, la marea y el viento. Esto hace que dicha Capítulo 2. Material y métodos 19 estación sea adecuada para el estudio de las principales corrientes en el estuario y la respuesta hidrográfica del sistema debida a los cambios en los forzamientos externos durante las campañas.

8º 50’ 8º 44’

3 km PONTEVEDRA RÍO * LÉREZ

CABO FAGILDA 15 11 8 42º 24’ SANXENXO 14 7 13 6 12 * 5 24 ONS 10 MARÍN 3 4 *

2 23 ONZA CABO 42º 20’ 1 21 UDRA

22 0 ENSENADA CABO DE COUSO ALDÁN

Figura 2.1: Posición de las estaciones de medida en la Ría de Pontevedra. La estación 6 se ha considerado fija. Los * representan las estaciones meteorológicas (Pontevedra, Marín, estación 6).

En cada una de las campañas realizadas se tomaron datos de las propiedades termohalinas una vez al día en todas las estaciones excepto en la estación fija, en la cual los datos de temperatura y salinidad se tomaron cada 30 minutos durante un ciclo de marea. Los perfiles verticales de salinidad y temperatura fueron medidos cada metro con un CTD modelo “Seabird 19”. El CTD se sumerge desde el barco utilizando una grúa que permite bajar la sonda a una velocidad en torno a 1 m s-1. La calibración de la medida de la salinidad en el equipo fue previamente verificada contrastándose con muestras de agua de la ría medidas con un salinómetro “Autosal”.

En la estación fija también se tomaron datos de corrientes. Antes de estas medidas se aseguró el barco usando cuatro anclas para así, evitar posibles derivas del punto de fondeo producidas por el empuje de la marea. La velocidad de la corriente fue medida con un correntímetro electromagnético modelo “Valeport 808” a seis profundidades distintas, durante cinco minutos a cada profundidad hasta completar un ciclo de marea. Este correntímetro permite tomar medidas con un período de 20 s, por lo que los datos grabados se pueden promediar en una escala de tiempo adecuada para obtener un valor Capítulo 2. Material y métodos 20 de la corriente a cada profundidad. El correntímetro se maneja desde el barco mediante una grúa que baja el instrumento a las distintas profundidades seleccionadas.

Durante estas campañas también se registró la descarga diaria del río Lérez medida en su desembocadura, en el límite de la influencia de la marea. Además, se tomaron datos del patrón del viento a lo largo del eje principal de la ría, la temperatura del aire y la presión barométrica para caracterizar las condiciones meteorológicas durante cada campaña. Estas variables fueron medidas in situ en la estación 6 (estación fija) en lo alto del mástil principal del B/O “Mytilus” a una altura de aproximadamente 10 m y proporcionadas por el Instituto Nacional de Meteorología en el punto 42º26.24’ N y 8º36.59’ W (ver fig. 2.1) correspondiente a la estación de Mourente (Pontevedra).

2.2 Estudio Integral del Espacio Marítimo Terrestre de Galicia

Este proyecto fue financiado por la Consellería de Pesca, Marisqueo y Acuicultura de la Xunta de Galicia y llevado a cabo por la Universidad de Santiago de Compostela. Dentro de este proyecto se realizaron varias campañas a lo largo de todo el litoral gallego. En la Ría de Pontevedra, además de otras muchas variables, se tomaron datos de las propiedades termohalinas, corrientes y viento.

Las propiedades termohalinas se midieron en 29 estaciones distribuidas en toda la ría (figura 2.2) durante dos períodos de tiempo. El primero desde el 19 de mayo hasta el 5 de junio de 1997 (primavera), y el segundo del 22 de octubre al 7 de noviembre de 1997 (otoño).

En la figura se puede ver como se han situado varias estaciones a lo largo de ambas costas de la ría para poder observar el comportamiento de una respecto a la otra. En la boca norte, al igual que en la boca sur, se colocaron dos estaciones (25, 26 y 28, 29 respectivamente) que permiten caracterizar las diferencias entre las dos bocas. La Ensenada de Aldán, situada en la parte externa del margen sur de la ría, representa el accidente topográfico más importante de esta zona. Para estudiar el comportamiento de este fenómeno particular frente al comportamiento general de la ría, se situaron dos estaciones (19, 20) en el interior de la Ensenada y dos (18, 21) en su boca.

La situación de numErosas estaciones en toda la ría ha permitido caracterizar con detalle las propiedades termohalinas en cada punto. Los datos de temperatura y salinidad se tomaron con un CTD modelo “Seabird 19” que se utilizó en todas las estaciones cada cuatro días durante los ciclos de tiempo mencionados.

Capítulo 2. Material y métodos 21

8º 50’ 8º 44’

3 km PONTEVEDRA RÍO LÉREZ CABO FAGILDA 25 3 1 26 2 42º 24’ SANXENXO 6 5 24 4 13 9 8 27 ON*S 15 7 MARÍN 10 14 12 23 16

28 22 17 11 18 ONZA CABO 42º 20’ 29 21 UDRA 20

19 ENSENADA CABO DE COUSO ALDÁN

Figura 2.2: posición de las estaciones de medida en la Ría de Pontevedra. posición de los mareógrafos. posición del correntímetro electromagnético. posición del correntímetro doppler. * posición de la estación meteorológica.

Las velocidades de la corriente se midieron durante tres períodos de tiempo diferentes; el primero de abril a junio de 1997 (primavera), el segundo de octubre a noviembre de 1997 (otoño) y el tercero de noviembre de 1997 a febrero de 1998 (invierno). Para tomar datos de velocidad se usaron dos tipos de correntímetros, un correntímetro Doppler y un correntímetro electromagnético modelo “Valeport 808”. El primer tipo de correntímetro se instala sobre el fondo marino, atornillado a una mordaza basculante instalada en la abertura superior de una pirámide que le sirve de estructura de fondeo, de protección y de soporte para las baterías que lo alimentan. El instrumento registra en cada uno de sus ciclos de medida varios datos como son la altura de la columna de agua sobre el instrumento y la celeridad y rumbo de la corriente (módulo y dirección del vector velocidad) en la capa superficial y en cinco capas de la columna de agua. La altura de la columna de agua se obtiene mediante un sensor de presión y la celeridad y rumbo de la corriente a partir del efecto Doppler inducido sobre impulsos sonoros generados por el instrumento por los difusores presentes en el agua y en movimiento con la misma. Los datos registrados son valores promediados de las cantidades medidas a lo largo de un ciclo. La duración de éste y el número de mediciones realizadas durante el mismo (y por tanto promediadas en los valores registrados en memoria) es seleccionable, mediante los controles “Conmutador de intervalo temporal” (3, 6, 10, 20, Capítulo 2. Material y métodos 22

30, 60 ó 120 min) y “Período del pulso”, (3 ó 10 s) respectivamente. El instrumento se instaló en las coordenadas 42º22.477’ N y 8º46.998’ W ( ver fig. 2.2). El segundo tipo de correntímetro mide la temperatura y el módulo y dirección del vector velocidad a diferentes profundidades. Este modelo de correntímetro fue usado en las campañas PONT97-98, y como ya se ha mencionado, es capaz de medir dichas variables durante un período de tiempo a cada profundidad. Los datos de corrientes obtenidos con este tipo de correntímetro se midieron en dos puntos de la ría ( ver fig. 2.2).

Una de las ventajas del correntímetro tipo Doppler es que, a causa de las características descritas, permite caracterizar las corrientes durante un ciclo de tiempo muy largo de forma continua como puede ser un período estacional, mientras que el correntímetro electromagnético proporciona datos de corrientes para períodos mucho menores. Sin embargo, este segundo tipo de correntímetro debido a su fácil manejo permite medir velocidades de corriente en varios puntos de la ría durante períodos cortos de tiempo, mientras que el correntímetro Doppler, como consecuencia de la dificultad de su instalación, limita los posibles puntos de estudio causando que en este caso sólo se disponga de estos datos en un punto de la ría.

Para determinar la elevación mareal de la superficie del agua se colocaron tres mareógrafos situados en distintos puntos de la ría para las mismas épocas del año en las que se midieron las corrientes. El primer mareógrafo (wlr 1675) estaba situado en las coordenadas 42º24.345’ N y 8º42.957’ W, cerca del islote de Tambo. El segundo (wlr 1657) a 42º22.937’ N y 8º50.338’ W próximo a Punta Cabicastro y el tercero (wlr 1659) a 42º20.944’ N y 8º49.149’ W próximo a Cabo Udra ( ver fig. 2.2). Además de los datos proporcionados por los mareógrafos, también se recopilaron para las mismas épocas datos de viento, presión y temperatura medidos en la isla de Ons a 124 m de altura (* ver fig. 2.2).

2.3 Datos climáticos del Puerto y la Escuela Naval Militar de Marín

Los datos de viento obtenidos dentro de los dos proyectos citados, medidos en tres puntos muy diferentes de la ría (B/O “Mytilus” anclado en la estación 6, Mourente e Isla de Ons) se completaron con datos de viento de la estación meteorológica situada en el puerto de Marín, cedidos tanto por la Entidad Portuaria de Marín como por la Escuela Naval. La posesión de datos de viento en puntos tan dispares del estuario para los mismos períodos de tiempo, ha permitido no sólo caracterizar el régimen de vientos en el estuario durante 1998 sino que también analizar las diferencias tanto en el módulo como en la dirección del viento entre los distintos puntos del estuario.

Capítulo 2. Material y métodos 23

Por otra parte, la Escuela Naval proporcionó datos de la dirección y velocidad media del viento, de la racha máxima y de la frecuencia del viento desde el año 1986 hasta 1996, lo que permite tener un conocimiento histórico de esas variables.

Para los años 1997, 98 y 99, el Puerto de Marín además de datos de la dirección y velocidad media y máxima del viento, proporciona datos de la temperatura media, máxima y mínima del aire, de la humedad relativa media, de la presión media y de la lluvia. Estos datos fueron medidos cada diez minutos en la estación meteorológica del propio Puerto.

Capítulo 3

Área de estudio: la Ría de Pontevedra

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 25

3.Área de estudio: la Ría de Pontevedra

En este capítulo se va a caracterizar la Ría de Pontevedra, la cual constituye el área de estudio en la que se centra el presente trabajo. Para ello se estudiará la morfología de la ría, las condiciones meteorológicas a las que está sometida, la cantidad de agua que recibe procedente de los aportes fluviales, el régimen mareal, la distribución de las variables termohalinas a lo largo de todo el estuario y la hidrodinámica. También se analizarán las distintas masas de agua que pasan a través de la plataforma adyacente a la ría para caracterizar las diferencias de las variables termohalinas en la boca de la ría. En el estudio de la hidrodinámica se caracterizarán las corrientes en el estuario, así como el efecto del viento sobre las mismas.

3.1 El área

Cinco municipios bordean la Ría de Pontevedra: Sanxenxo, Poyo, Pontevedra, Marín y Bueu. En conjunto ocupan una superficie de 265,64 km2 y la población era de 125.212 habitantes en 1981, con una densidad de 471 hab.km-2.

La ciudad de Pontevedra, situada en la parte más interna del estuario, da nombre a la ría y es la más importante en cuanto al número de habitantes durante todo el año con aproximadamente 80.000 habitantes.

A escasos kilómetros de Pontevedra, en la orilla sur de la ría, se encuentra la ciudad de Marín que constituye el puerto pesquero e industrial con mayor actividad de la zona.

Es importante destacar la gran ocupación del litoral de la ría durante el verano debido al turismo, ya que en localidades como Sanxenxo, situado hacia la parte más externa del estuario en la orilla norte, el número de habitantes (16.000) aumenta considerablemente llegando a ser un 500% mayor.

3.2 Morfología

La Ría de Pontevedra pertenece al grupo de las Rías Bajas las cuales se encuentran al sur de Cabo Finisterre. Está situada en el NO de la península Ibérica entre 42º 15’ y 42º 25’N y 8º 35’ y 8º 58’O (figura 3.1). Se halla orientada según una fractura geológica de 23 km en dirección SO-NE que comprende la cuenca de esta ría desde la desembocadura del río Lérez hasta la Isla de Ons. Esta cuenca y la del río formaron parte de una cordillera hercínica que se fracturó dando lugar a bloques hundidos y levantados. La ría, con una profundidad media de 31 m, ocupa una superficie de 141 km2 y contiene un volumen medio de 3450 Hm3. Es la menor de las Rías Bajas y como todas ellas, tiene forma de “V” ensanchándose progresivamente desde el islote de Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 26

Tambo hacia la boca. La ancha península del Salnés la separa de la Ría de Arosa y la península del morrazo de la de Vigo.

En esta ría se pueden distinguir tres partes, siendo la distancia en su parte interna, entre Punta Aguillón y Marín, de 2.4 km, en su parte media, desde punta Festiñazo hasta punta Loira, de 3.3 km y en su parte externa, entre Punta Cabicastro y Cabo Udra, de 4.7 km. En la parte interna de la ría esta situado el islote de Tambo. Se trata de una masa granítica que se halla a la altura de Marín y a unos 300 m de la orilla norte. Tiene forma cónica (540 m x 600 m) y su altura máxima es de 74 m. En la cabecera de la ría se encuentra el río Lérez y en la parte más externa la isla de Ons, alargada en dirección meridiana, y la pequeña isla de Onza, al sur de la anterior.

La isla de Ons se alza, junto con la desierta y pulida isla de Onza, en los horizontes marinos de La Lanzada y frente a la boca de la ría. Es de constitución granítica, maciza y alta. Tiene forma alargada y estrecha con una longitud máxima de 6 km de norte a sur y una anchura de 1.5 km. Su superficie es de 427.5 hectáreas. Las vertientes norte, occidental y sur son bastante articuladas, formando numerosas puntas, playas y pequeños islotes. La isla de Onza se encuentra situada al sur de la isla de Ons, de la que la separa la ensenada de Fedorento. De forma redondeada, posee unos 600 m de diámetro y una altura máxima de 68 m, con aspecto desierto y pulido, cubierta únicamente por retamas y matorrales. Su costa granítica está formada por pequeños entrantes y salientes que forman playas y puntas. Una característica importante de las islas de Ons y Onza es que se su posición hace que se comporten como barreras protectoras del estuario frente al oleaje de mar abierto. Estas islas, separadas por un estrecho brazo de mar, originan en la ría dos accesos al océano que reciben el nombre de boca sur y boca norte. La más amplia y profunda es la boca sur, de 7.3 km de anchura y 60 m de profundidad. La boca norte posee una extensión de 3.7 km y 14 m de profundidad. El canal principal de la ría se extiende desde la boca sur hasta la desembocadura del río Lérez y su longitud es de aproximadamente 20 km.

La Ría de Pontevedra es asimétrica debido a la Ensenada de Aldán situada en la costa sur. Dicha ensenada es corta con aproximadamente 7 km de longitud en el canal principal y relativamente poco profunda con unos 40 m. Al fondo de esta ensenada se encuentra el pueblo de Aldán, que le da nombre. Está orientada en la dirección NNO y su boca tiene 3.5 km de longitud desde Cabo Couso hasta Cabo Udra.

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 27

8º 50’ 8º 42’

n ó l l i u g A

a t n u P 1515 Isla de 88 Ta mb o o o v o r o z t a s n a ñ o i c t 1111 i t s r b e 77 a o F 1414 C P a 42º 24’ t e n d u 1313 P a t 66 n u

P s n

O

e 2424 d

a l s I 1212 55 1010 33 44 Punta Loira 22

2323 Isla de Onza Ca b o 42º 20’ Ud 11 ra Cabo Finisterre Ria de Muros 2121

Ria de Arosa

P

u

n

t a 2222 Ría de Aldán Ria de Pontevedra

d

e

C

o 00 u s o PENÍNSULA Ria de IBÉRICA Vigo

Figura 3.1: batimetría de la Ría de Pontevedra.

3.3 Condiciones meteorológicas de la Ría de Pontevedra

El clima en la Ría de Pontevedra se caracteriza por tener un carácter oceánico que tiende a la aridez en verano (Pérez-Alberti, 1982). La posición del anticiclón de las Azores determina el paso de frentes en las Rías Bajas. En general, se tienen dos situaciones características dependiendo de la posición del anticiclón de las Azores. En invierno, la normal localización del anticiclón de las Azores en el Noroeste de la costa africana, y de un centro de bajas presiones en Islandia, induce vientos de componente SO en las costas. Estos vientos introducen masas de aire húmedo procedentes del océano. Cuando estas masas alcanzan barreras orográficas a la entrada de la ría, dan lugar a una descarga de humedad en forma de lluvia. Sin embargo, en primavera y verano el anticiclón se mueve hacia el norte de Galicia provocando altas presiones con vientos de componente NNE en las costas.

En la figura 3.2 se representa la rosa de los vientos medidos en el puerto de Marín para un período de 10 años (1986-1996). Se puede comprobar como durante este período de tiempo la dirección predominante del viento ha sido NE y SO, es decir, el viento ha soplado principalmente en la dirección del eje longitudinal de la ría. En la misma figura también se incluye la rosa de los vientos medidos para 1998. A diferencia del promedio temporal para 10 años, durante 1998, año al que se refiere el presente trabajo, el viento predominante fue a lo largo del eje longitudinal de la ría solamente en dirección NE. Teniendo en cuenta las dos situaciones anteriores, se puede concluir que los vientos en la Ría de Pontevedra tienen principalmente la dirección del eje de la misma ya que la propia orografía de la ría hace que los vientos se encañonen siguiendo la dirección de su eje principal. Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 28

N N 0.15 NNW NNE NNW 0.2 NNE NW 0.1 NE NW NE 0.1 WNW 0.05 ENE WNW ENE

W 0 E W 0 c E

WSW ESE WSW ESE

SW SE SW SE SSW SSE (a) SSW SSE (b) S S

Figura 3.2: Rosas de los vientos para la Ría de Pontevedra desde 1986 hasta 1996 (a) y durante 1998 (b). Durante el período de 10 años podemos observar como los vientos predominantes se dan a lo largo del eje de la ría (NE y SO). Para 1998 los vientos tienen la dirección NE.

La temperatura media anual del aire en la ría es de 14-15 ºC con una amplitud térmica de 10 ºC oscilando entre 9-10 ºC en enero y 19-21ºC en julio. Las variaciones anuales entre la temperatura del aire y del agua son pequeñas y la humedad relativa varía entre el 70% y el 80%.

La precipitación media anual en el estuario oscila entre 1500 y 1800 mm, con un máximo en enero y un mínimo en julio.

Tanto la temperatura como la precipitación mensual media se representan en la figura 3.3 (Atlas Climático de Galicia, 1999). Ambas variables han sido medidas en dos estaciones. La primera estación se encuentra en la desembocadura del río Lérez (Pontevedra) y la segunda próxima a Marín. Los valores de temperatura y precipitaciones se han obtenido de un promedio hecho para un período de treinta años. Tanto en la figura 3.3 (a) como en la (b) se puede observar que las precipitaciones son mayores entre noviembre y marzo y menores de abril a octubre. También se puede comprobar que la temperatura medida en Pontevedra es ligeramente mayor que la medida en Marín a lo largo de todo el período. En concreto, en Pontevedra se encuentra un máximo en julio de 20.9 ºC mientras que en Marín para la misma época se han medido 19.1 ºC. Sin embargo, a pesar de estas pequeñas diferencias, las lluvias y la temperatura en las dos estaciones meteorológicas siguen el mismo patrón. Para comparar estos valores promediados con una situación particular se ha representado en la figura 3.4 la lluvia media mensual medida en Pontevedra para la campaña PONT97- 98 realizada desde octubre de 1997 hasta octubre de 1998. Se puede comprobar como para este período las precipitaciones fueron un 24% mayores que la media anual con un marcado máximo en noviembre y abril. Sin embargo en febrero, se puede observar un mínimo pronunciado que se aleja bastante de la situación obtenida para el promedio a treinta años. Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 29

Pontevedra ) 200 25 ) m C º m 160 20 ( ra (

120 15 u ción a

t 80 10 erat i 40 5 p Tem

Precip 0 0

l e o o zo ri o io io re re r re er rer ay ul sto b b b b en b ar ab m jun j m m ago ctu iem em fe tie o v ci sep no di

lluvia media mensual temperatura media mensual (a)

Marín )

200 25 ) m C º m 160 20 ra (

120 15 u ción ( a 80 10 erat 40 5 p Tem

Precipit 0 0

e o o zo ril o to re re r re er er nio ulio s b b b r ab ju j o ub en eb mar may ag em ct em f ti o ciem ovi i sep n d

lluvia media mensual temperatura media mensual (b)

Figura 3.3: precipitaciones y temperaturas mensuales medias en Pontevedra (a) y Marín (b) para un período de treinta años.

Pontevedra

500 400 300 200 100 0 Precipitación (mm)

e e e o o o o e e r r r r z ril y r r b e rer r b b tub b ab junio julio osto m tu iem en ma ma ag c oc viemb fe tie o dic no sep 1997 1998 lluvia media mensual

Figura 3.4: precipitación mensual media desde octubre de 1997 hasta octubre de 1998. Durante el mes de febrero las precipitaciones fueron menores (56.3 mm) que la media normal.

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 30

3.4 Aportes fluviales

Por las vertientes de la Ría de Pontevedra discurren hacia el mar riachuelos que forman valles transversales, como el Mouro, que desemboca en la ensenada de Campelo, y el Dorrón, que vierte sus aguas cerca de Sanxenxo, los dos en el borde septentrional. La aportación más notable es la que recibe del Lérez, que procede de la Tierra de Montes. Este río, que en su recorrido atraviesa la ciudad de Pontevedra, desemboca en la parte más interna de la ría. Tiene una longitud de 57 km y su cuenca fluvial ocupa una extensión de 500 km2 siendo la menor de las que vierten en las Rías Bajas. La Ría de Pontevedra recibe una media anual de 695 Hm3 de agua dulce a través de sus márgenes (Ibarra y Prego, 1997), de las cuales un 80% vierten en su cabecera. La cuenca del Río Lérez recoge una precipitación media anual de 2096 mm (Río Barja y Rodríguez, 1996) y su caudal medio anual es de 25.9 m3 s-1. Una característica importante de este río es que no tiene presa, por lo que el agua dulce procedente de su cuenca depende solamente de las precipitaciones captadas en dicha cuenca. Por esta razón, el patrón de las descargas del río debe aproximarse al patrón de las precipitaciones. En la figura 3.5 se representa el caudal mensual medio del río Lérez (barras negras) medido durante un período de 12 años (1980-1992). Este caudal oscila entre 2 y 80 m3 s-1 siguiendo un patrón similar al de la lluvia. Por este motivo, el nivel del caudal es mayor de diciembre a marzo con valores máximos en febrero y menor de abril a octubre con valores mínimos en septiembre. En esta figura también se incluye el caudal medio mensual para 1998 (barras blancas), que en febrero fue excepcionalmente bajo con un valor de 17.8 m3 s-1 el cual se aleja bastante del obtenido en el promedio a doce años. Como se ha dicho anteriormente, este inusual valor se debe a que las precipitaciones durante este período también fueron excepcionalmente bajas (fig. 3.4). Sin embargo, la descarga media anual para 1998 alcanzó un valor de 30.3 m3 s-1, ligeramente superior a la media anual.

100

80 ) -1 s 3 60 (m 40 udal a

C 20

0

o o ril o io to e e er er rzo y s r br a ab jun julio en br m ma go ctu fe a tiemb o p se caudal medio mensual 1998 caudal medio mensual 1980-1992

Figura 3.5: caudal mensual medio para un período de 12 años (barras negras) y para 1998 (barras blancas). Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 31

3.5 Régimen mareal

La Marea es el nombre que reciben los ascensos y descensos alternativos del nivel del mar que ocurren con un período medio de 12.4 h en las Rías Gallegas. Las mareas oceánicas en la boca de las rías, causan variaciones en la elevación de la superficie por las cuales se inducen movimientos de agua en el interior de los estuarios.

Para caracterizar la marea es necesario conocer los armónicos. Para la Ría de Pontevedra, estos armónicos fueron calculados en dos puntos distintos de la ría dentro del proyecto de “Ordenación Integral del Espacio Marítimo Terrestre de Galicia”. El primer mareógrafo estaba situado en las coordenadas 42º 22.937’ N y 8º 50.338’ W, cerca de Punta Cabicastro y el segundo a 42º 24.345’ N y 8º 42.957’ W, cerca de la isla de Tambo (ver fig. 2.2). En la tabla 3.1 se presenta la semiamplitud y la fase de los principales armónicos calculados.

Armónico Semiamp (cm) Fase (grados) Semiamp (cm) Fase (grados)

M2 110.2533 77.05 110.9065 77.07 S2 33.1253 101.17 33.3608 100.93 N2 19.7675 54.85 19.8856 55.31 K1 8.7363 46.27 8.7488 46.04 O1 6.5295 321.24 6.5247 321.66 Mm 4.0078 136.25 4.1031 129.31 MSF 2.8518 354.33 2.8176 353.22

L2 2.3094 82.80 2.4850 81.67 Q1 2.0307 259.51 2.0310 258.07 MU2 1.2623 69.24 1.2815 68.14 M3 0.7084 296.73 0.6134 295.20 M4 0.7952 236.20 0.8198 236.22 NO1 0.5792 168.72 0.6172 170.86 EPS2 0.5513 54.96 0.6419 69.86

Tabla 3.1: semiamplitud y fase de los principales componentes de la marea en la Ría de Pontevedra. Las dos primeras columnas corresponden al mareógrafo situado cerca de la línea Cabicastro-Udra y las dos últimas al situado cerca de la isla de Tambo.

A partir de estos armónicos se puede conocer el carácter diurno, semidiurno o mixto de la marea mediante el coeficiente de forma F (Kjerfve y Knoppers, 1991), que se define como la relación entre las semiamplitudes de las principales componentes diurnas (K1 y

O1) y semidiurnas (M2 y S2):

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 32

K + O F = 1 1

M 2 + S2

Según los valores de F se clasifica el tipo de marea como:

a) semidiurno si F<0.25 b) mixto si 0.253

Para la Ría de Pontevedra se obtiene F=0.1, por lo tanto la marea tiene un pronunciado carácter semidiurno que es característico de los estuarios atlánticos (Crépon, 1993).

Según la amplitud de onda de marea, los estuarios se pueden clasificar en micromareales si la amplitud media es menor de 2 m, mesomareales si está entre 2 y 4 m, macromareales para una amplitud mayor de 4 m e hipermareales para una amplitud mayor de 6 m (Davies, 1964). La Ría de Pontevedra, en su parte media y externa, pertenece al tipo mesomareal ya que como se puede apreciar en la figura 3.6, la amplitud media de la onda de marea en esta zona es de 3.60 m.

Las ondas de marea que entran en el estuario se pueden deformar a lo largo de éste como resultado del cambio de la profundidad y anchura, el rozamiento y la descarga del río.

En primer lugar se van a analizar los efectos en la onda de marea debidos al cambio de profundidad y anchura del estuario. Si el estuario se hace más estrecho y menos profundo desde la boca hacia su parte más interna, el rango de marea aumentará a medida que ésta se adentra en el estuario (“funnelling effect”). Si esto sucede, se puede considerar válida la expresión para la amplitud de la onda de marea: A ∝ b-1/2 h-1/4, donde b es el ancho del estuario y h la profundidad. Además, teniendo esto en cuenta también se puede expresar la longitud de onda en función de la profundidad de forma: Λ∝ h1/2 (Pond y Pickard, 1983). Analizando estas dos expresiones se comprueba que si la profundidad disminuye a medida que nos adentramos en el estuario, la amplitud se incrementa y la longitud de onda disminuye haciendo que la onda se vuelva más empinada. Para aplicar esto a la Ría de Pontevedra se van a considerar los dos puntos en los que se han calculado los armónicos de la tabla 3.1. El primer punto, que se va a considerar como punto de referencia (0), esta situado cerca de la línea Cabicastro-Udra y el segundo cerca de la isla de Tambo (ver fig. 3.1). Aplicando la fórmula de la amplitud para estos dos puntos se tiene

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 33

−1/ 4 1/ 2 A h b0 = 1/ 2 −1/ 4 A0 b h0

Si se calculan los valores correspondientes de la profundidad (h) y de la anchura del estuario (b) tanto para el punto de referencia, cerca de Cabicatro-Udra, como para el punto situado en la parte interna del estuario, se obtiene:

A = 1.58 A0

La amplitud medida experimentalmente en ambos puntos es A=3.60 m y A0=1.90 m, con lo que aplicando la fórmula anterior se obtiene que A=3.02 m, valor que se aproxima bastante al experimental. En la figura 3.6 se muestra la elevación de marea en los dos puntos considerados medida durante un período de 15 días. En azul se representa la elevación de marea en el punto situado cerca de la línea Cabicastro-Udra y en rojo la elevación de marea para el punto situado cerca de la isla de Tambo.

4 3 2 1 0

Elevación (m) -1 -2 -3 15/10/97 17/10/97 19/10/97 21/10/97 23/10/97 25/10/97 27/10/97 29/10/97 31/10/97 02/11/97

wlr 1675 wlr 1657

Figura 3.6: marea medida en dos puntos de la ría. Posición de los mareógrafos: wlr 1657: 42º 22.937’ N y 8º 50.338’ W (cerca de la isla de Tambo), wlr 1675: 42º 24.345’ N y 8º 42.957’W (cerca de la línea Cabicastro- Udra).

Como se puede observar, las dos ondas están en fase y la amplitud de la onda medida por el mareógrafo situado en el interior del estuario es mayor, con lo que se puede deducir que el efecto “funnelling” es observable en este caso.

En el tratamiento anterior no se ha considerado el rozamiento, que puede modificar la onda de marea y hacer que se vuelva asimétrica. Uno de los parámetros que permite conocer el tipo de asimetría es la relación entre la amplitud de la componente M2 de la marea y la profundidad media del estuario (a / h) siendo importante el comportamiento Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 34 no lineal cuando a/h >0.1 (Parker, 1991). Para la Ría de Pontevedra este parámetro toma el valor 0.03. En la figura 3.6 se puede observar que ambas ondas son prácticamente simétricas. Otra forma de caracterizar la distorsión de la onda es relacionar las componentes de la marea M4 y M2. A lo largo de la mayor parte de las costas, la principal componente semidiurna de la marea es M2. Si esta componente es la dominante en la costa, en el interior del estuario la componente principal es M4. En algunos sistemas poco profundos, es posible observar varios armónicos con una amplitud significativa además de M4. Esto se debe a que al tener el estuario poca profundidad, el rozamiento con el fondo es importante. Sin embargo, se ha demostrado que para estos casos es válido considerar solamente la relación entre M2 y M4 sin tener en cuenta las posibles componentes con amplitudes significativas en el interior del estuario. Por lo tanto, se puede usar la relación entre las amplitudes de dichas componentes (M4/M2) para conocer la intensidad de la deformación de la onda dentro del estuario tanto para la elevación de la superficie como para la velocidad. De modo similar, una relación entre las fases de las componentes M2 y M4 denominada fase relativa, determina la dirección de la deformación (flujo o reflujo dominante). Esta fase relativa se define como, dos veces la fase de M2 menos la fase de M4. Es decir, ∆ = 2φ −φ donde φ es la fase de las componentes correspondientes (Parker, 1991). M 2 M 4 Fases relativas para la superficie del mar entre 0º y 180º indican un descenso de la marea de más duración que el ascenso, y por lo tanto una tendencia de flujo dominante en las corrientes del estuario. Las condiciones de ascensos más lentos de la marea y situaciones de reflujo dominante aparecen con fases relativas entre 180º y 360º. Para la

Ría de Pontevedra, en la entrada, se obtiene M4/M2=0.0074 y ∆=−82.10, lo que significa que la distorsión de la onda es muy pequeña y el flujo es un poco más lento que el reflujo. En la parte más interna de la ría (cerca de la isla de Tambo), la deformación de la onda tiene el mismo orden de magnitud (M4/M2=0.0072 y ∆=−82.08).

La descarga del río también puede contribuir a la asimetría pero como hemos visto en la figura 3.6, las ondas medidas en los dos puntos de la ría son casi simétricas.

3.6 Distribución de salinidad y temperatura

Como se ha mencionado anteriormente, la Ría de Pontevedra es un estuario parcialmente mezclado. La estratificación parcial del estuario se mantiene todo el año debido al aporte de agua dulce en invierno y al calentamiento solar en verano. Durante el invierno, se suele presentar una inversión térmica mostrando un aumento de la temperatura a medida que crece la profundidad. Este fenómeno que suele alcanzar su máximo en enero, se debe al enfriamiento que sufren las capas superficiales de la columna de agua en contacto con la atmósfera. Esta situación se puede observar en la figura 3.7 (a) en la que se muestra el perfil vertical de la temperatura medido para la primera quincena del mes de enero de 1998 en tres estaciones situadas a lo largo del Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 35 canal principal de la ría. La estación 0 se encuentra en la parte más externa a la salida de la boca sur, la estación 3 está en la zona intermedia y la estación 6 en el interior del estuario (ver fig. 2.1). A pesar de la inversión térmica que se observa en la figura, la estratificación de la columna de agua se mantiene debido a la salinidad ya que al estar en la estación de lluvia, hay un gran aporte de agua dulce proporcionado por la descarga del río que hace que las diferencias de salinidad entre las capas superficiales y profundas sean mayores. En la figura 3.7 (b) se muestra un perfil de salinidad para el mismo día en el que se ha medido el perfil de temperatura. Comparando ambas figuras se puede ver como en el caso de la temperatura, la diferencia entre las capas superficiales y las capas del fondo es de aproximadamente dos grados, mientras que en el caso de la salinidad esta diferencia se incrementa en casi ocho unidades. Si se considera la estación 3, situada en la parte intermedia del estuario, se puede ver como la temperatura en superficie toma valores entorno a lo 13.22 ºC mientras que en las capas profundas, esta variable alcanza valores de 15.50 ºC. En el perfil vertical de salinidad representado en la figura 3.7 (b) para la misma estación, se puede comprobar como sus valores varían entre 27.74 en las capas superficiales a 35.36 en las capas profundas. Esto quiere decir que la estratificación en la columna de agua es mantenida por la salinidad.

Temperatura (ºC) Salinidad 13 14 15 16 27 30 33 36 0 0

-20 -20

-40 -40 Prof. (m) Prof. (m)

-60 -60

-80 -80

est. 0 est. 3 est. 6 est. 0 est. 3 est. 6 (a) (b)

Figura 3.7: perfiles de temperatura (a) y salinidad (b) para enero de 1998 medidos en tres estaciones del canal principal de la ría (ver fig. 3.1)

En verano, contrariamente a lo que sucede en invierno, la temperatura es la que determina la estratificación de la columna de agua. Debido al calentamiento solar las capas superficiales aumentan su temperatura mientras que en las capas del fondo se Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 36 produce un intenso enfriamiento debido al fenómeno de afloramiento, típico de la época estival. En la figura 3.8 (a, b) se representan los perfiles verticales de temperatura y salinidad para el mes de agosto de 1998. Comparando ambas figuras se observa una situación opuesta a la descrita en invierno. Es decir, en este caso la salinidad se mantiene casi homogénea en toda la columna de agua con valores en torno a 35.7 pero en la temperatura, se puede observar un descenso de más de dos grados desde las capas superficiales (13.7 ºC) hasta las capas profundas (11.83 ºC), razón por la cual esta variable es la encargada de mantener la estratificación del estuario en verano.

Temperatura (ºC) Salinidad 11 12 13 14 35 35.5 36 0 0

-20 -20

-40 -40 Prof. (m) Prof. (m)

-60 -60

-80 -80

(a) est. 0 est. 3 est. 6 (b) est. 0 est. 3 est. 6

Figura 3.8: perfiles de temperatura (a) y salinidad (b) para agosto de 1998 medidos en tres estaciones del canal principal de la ría (ver fig. 3.1).

Como se ha mencionado en la introducción, la Ría de Pontevedra también se caracteriza por ser un estuario con circulación residual en doble capa. La distribución termohalina de esta ría obedece por tanto a un patrón general de circulación estuárica en el cual el agua dulce vertida en su zona más interna sale hacia el océano superficialmente debido a su menor densidad. A causa de la mezcla con el agua salina subyacente, la capa superficial arrastra hacia el océano volúmenes de agua superiores al caudal de agua dulce aportado por el río. Parte del agua saliente se repone con aguas oceánicas más salinas y en general también más frías que entran por el fondo en sentido opuesto. El patrón es el clásico y similar en todas las Rías Bajas Gallegas debido a su similitud tanto geomorfológica como fluvial.

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 37

Por lo tanto se puede decir que, en general, esta circulación estuárica favorece la renovación del agua de las rías al intercambiar aguas viejas, cálidas y pobres en nutrientes que salen por superficie, con aguas frías y ricas en sales nutrientes. El afloramiento debido a los vientos del norte en los meses de verano, amplifica mucho más este intercambio.

3.6.1 Afloramiento en la Ría de Pontevedra

Como se ha mencionado en la introducción, el afloramiento está relacionado con la existencia de vientos del norte en plataforma. En las Rías Bajas los eventos de afloramiento tienen lugar de abril a septiembre debido a que la posición de los centros de perturbación meteorológica en el Atlántico Norte durante este período de tiempo, favorecen la aparición de vientos que soplan del norte en la plataforma adyacente a la costa. En la figura 1.7 de la introducción se han representado los índices de afloramiento característicos de la costa de las Rías Bajas para un período de treinta años. En esta figura se puede comprobar como el fenómeno de afloramiento en esta zona tiene lugar entre los meses de primavera y verano.

En la figura 3.9 se representan los índices de afloramiento medidos en Cabo Finisterre durante 1998.

Promedio mensual (1998)

800 ) -1 400 km -1 s 3 0 (m 123456789101112

Índice de afloramiento -400 Mes

Figura 3.9: índices de afloramiento medidos en Cabo Finisterre durante 1998.

En esta figura se puede observar como, además de los índices positivos que aparecen entre mayo y octubre, en el mes de enero el índice de afloramiento también adquiere un valor positivo. Se puede decir que este valor correspondiente a enero (405 m3s-1km-1) es comparable al que se observa durante agosto (572 m3s-1km-1) y septiembre (332 m3s- 1km-1). Este valor medido en enero de 1998 es muy diferente al que se observó, para el mismo mes, en el promedio a treinta años (ver fig. 1.7). En este último caso el índice de afloramiento toma un valor muy negativo (en torno a – 665 m3 s-1 km-1) que, como se ha Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 38 dicho, es el usual para esta época del año. Sin embargo, en enero de 1998 el índice de afloramiento adquiere un valor positivo. Este valor positivo indica que durante este mes soplaron vientos del norte en la plataforma.

3.6.2 Ciclo anual de masas de agua

Dependiendo de la época del año se pueden observar distintos tipos de agua que afectan a la plataforma continental adyacente a la costa oeste de Galicia. Según Prego et al (2001) se pueden distinguir cuatro masas de agua diferentes a lo largo del año enfrente a la Ría de Pontevedra. En la figura 3.10 se representan los datos de salinidad y temperatura medidos durante un ciclo anual a 50 m de profundidad en la estación 1 (ver fig. 3.1) situada en la boca sur de la ría, la cual constituye la principal entrada a través de la que se realizan los intercambios de agua con el océano. Estos datos fueron medidos dentro de las campañas PONT97-98. Los números se refieren a los meses del año (desde octubre de 1997 a septiembre de 1998), y las letras “a” y “b” se refieren a las campañas realizadas cada quincena. La campaña de octubre de 1998 se ha etiquetado con la letra “c” para diferenciarla de la de octubre de 1997.

En la figura se puede ver que a lo largo del año existen en plataforma cuatro masas de agua bien diferenciadas. Debido a la profundidad a la que se han tomado los datos, estas masas se consideran aguas de las capas subsuperficiales. En la capa superior existe un agua superficial cuyas características varían con las condiciones climáticas locales.

La primera masa de agua, zona blanca de la figura, fue observada desde abril a septiembre (primavera y verano) con unos valores de salinidad oscilando de 35.67 a 35.83 y unos valores de temperatura entre 11.8 y 13.5 ºC. Este tipo de agua corresponde a la denominada Agua Central Noratlántica definida como “Eastern North Atlantic Central Water “ (Pérez et al., 1995; Pollard et al., 1996; Fiúza et al., 1998). Forma una capa situada en un rango de profundidad entre 100 y 400 m, variando su límite superior en función de la situación geográfica, la época del año y las condiciones meteorológicas. En la costa gallega existen dos ramas de distinta procedencia (Rios et al., 1992). La primera procede del norte y se sitúa lejos de la costa en invierno acercándose en verano y desplazándose posteriormente al oeste. Esta agua se denomina

ENACWp debido a su origen subpolar. La segunda rama situada al suroeste, frente a la costa portuguesa, se desplaza en verano en dirección nordeste hasta alcanzar la costa, apareciendo ya a una profundidad de 60 m. Debido a su origen subtropical es denominada ENACWt. De este modo, se establecen diferencias importantes entre las aguas de la zona oeste y norte del litoral gallego. El tipo de agua subsuperficial que llega a las Rías Bajas y por lo tanto a la Ría de Pontevedra es ENACWt y dado que esto sucede en los meses de primavera y verano, esta agua estará sometida al fenómeno de afloramiento. Por esta razón el agua que se observa en el interior del estuario entre abril y octubre es ENACWt. Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 39

Temperatura (ºC)

• 10b 17 11b • • otoño 11a

12a 16 • • 12b 1a • invierno 2a 1b • 2b 15 • • 3a•

3b 10a 14 6a • • • 10c • 5b primavera-verano 4b • • 9 13 • 4a 7a 5a • • • • 6b • 7b 12 ENACW 8 •

35.4 35.5 35.6 35.7 35.8 35.9 36.0

Salinidad

Figura 3.10: diagrama de salinidad y temperatura del agua en plataforma medida en una estación situada en la boca sur de la ría a 50 m de profundidad. Los números se refieren a los meses del año y las letras a las campañas realizadas cada quincena. La línea punteada representa los valores característicos de temperatura y salinidad de la masa de agua denominada como Agua Central Noratlántica del Este (ENACW).

El segundo cuerpo de agua representado en la figura 3.10 se caracteriza por valores de salinidad y temperatura entre 35.73 - 35.9, y 13.5 - 14 ºC respectivamente. Se observa cuando el afloramiento se relaja. Como se ha comentado anteriormente el afloramiento en las Rías Bajas tiene lugar durante un determinado período en el cual se dan las condiciones de viento favorables, es decir, cuando sopla viento del norte en plataforma se produce un transporte de Ekman hacia fuera de la costa que da lugar al afloramiento. Si por alguna razón el viento en plataforma cambiase de dirección y soplase hacia el norte durante un período de tiempo significativo como para hacer que el índice de afloramiento fuese menos positivo pero sin alcanzar valores negativos, el afloramiento disminuiría su intensidad. Si esto sucede se dice que el afloramiento se relaja. Otra Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 40 situación en la que se habla de relajación es a finales del verano cuando el viento del norte se debilita y el afloramiento llega a su fin.

Un tercer cuerpo de agua se observó frente al estuario entre los meses de octubre y diciembre (otoño) caracterizada por temperaturas más altas y salinidades más bajas que ENACW. Como se puede observar en la figura los valores de la temperatura oscilan entre 15.5 y 17.5 ºC y los valores de la salinidad entre 35.4 y 35.8.

Por último, un cuarto cuerpo de agua se observó en invierno cuando el agua pre- existente en la plataforma adyacente fue transportada por el agua de la corriente que va hacia el polo (polleward current). Esta agua está caracterizada por valores de salinidad y temperatura de 35.9 y 15.2 ºC respectivamente, por lo tanto es más salina y más cálida que el agua típica de verano ENACW. Varios autores han observado y estudiado el agua transportada por la corriente hacia el polo. Frouin et al (1990) describió su presencia a lo largo del margen continental de la Península Ibérica durante el invierno. Según estos autores, la corriente hacia el polo inducida por vientos del sur, fluye aproximadamente a lo largo de 1500 km a través de la parte superior de la plataforma continental desde el oeste de Portugal, noroeste de España y sudoeste de Francia.

3.7 Hidrodinámica

3.7.1 Caracterización de las corrientes

La circulación dentro de la Ría de Pontevedra está dominada por los movimientos mareales. Para caracterizar las velocidades de corriente en la ría se dispone de medidas experimentales de la velocidad de corriente en el punto 42º 22.477’ N y 8º 46.998’ W. Este punto está situado en la parte media de la ría, frente a Sanxenxo (ver fig. 2.1), y tiene una profundidad de 22 m. Estos datos de corriente se tomaron a distintas profundidades durante el invierno de 1997. En la figura 3.11 se muestra una serie temporal de la componente de la velocidad de la corriente a lo largo del canal principal de la ría para tres de estas profundidades.

En esta figura se puede observar como la velocidad tiene una clara variación semidiurna. En la sección 3.6 se ha visto que en la Ría de Pontevedra la marea tiene carácter semidiurno, lo cual se corresponde con el comportamiento observado de la velocidad. Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 41

7 m Prof.

5 ) -1

0

-5 locidad (cm s e V -10 29/10/97 29/10/97 30/10/97 30/10/97 31/10/97 31/10/97 01/11/97 01/11/97 02/11/97 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 Ti e m po

13 m Prof.

5 ) -1 0

-5 Velocidad (cm s -10 29/10/97 29/10/97 30/10/97 30/10/97 31/10/97 31/10/97 01/11/97 01/11/97 02/11/97 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 Tiempo

16 m Prof.

5 ) -1 0

-5 Velocidad (cm s -10 29/10/97 29/10/97 30/10/97 30/10/97 31/10/97 31/10/97 01/11/97 01/11/97 02/11/97 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 12:00 0:00 Tiempo

Figura 3.11: velocidad de corriente a lo largo del canal principal de la ría registrada en el punto 42º 22.477’ N, 8º 46.998’ W a tres profundidades diferentes.

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 42

Para caracterizar el patrón de circulación en todo el estuario, se ha utilizado un modelo hidrodinámico tridimensional (MOHID2000) desarrollado por el grupo MARETEC del Instituto Superior Técnico de Lisboa. Es un modelo con una coordenada vertical genérica (Martins 1999; Martins et al., 1998) que resuelve las primitivas ecuaciones de conservación del momento y continuidad asumiendo hipótesis hidrostática y la aproximación de Bussinesq y Reynolds.

La figura 3.12 muestra la circulación mareal, para una situación de máximo reflujo en la capa superficial, fig. 3.12 (a), y en una profunda, fig. 3.12 (b); y de máximo flujo, también en la capa superficial, fig. 3.12 (c), y en una profunda, fig. 3.12 (d).

a b

c d

Figura 3.12: patrón de circulación de marea. Situación de reflujo: (a) capa superficial, (b) capa profunda. Situación de flujo: (c) capa superficial, (d) capa profunda.

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 43

Se puede observar que la corriente sigue el patrón de marea en todas las capas, siendo entrante durante el flujo y saliente durante el reflujo. Las máximas velocidades se obtienen en la boca norte de la ría y en la zona próxima al río, que corresponden a zonas de poco calado, y en el canal principal. Por otro lado, puede apreciarse que la magnitud de la corriente es menor en las capas profundas debido al rozamiento con el fondo. Siguiendo esta figura se puede decir que las velocidades de corriente mareal pueden alcanzar valores máximos del orden de los 0.1 ms-1, sobre todo en el canal principal del estuario donde las velocidades de circulación son mayores, en la boca norte y en la proximidad del río Lérez.

También se ha utilizado este modelo para obtener el patrón de circulación residual en la ría. Esta circulación se representa en la figura 3.13.

a b

Figura 3.13: patrón de circulación residual. (a) capa superficial, (b) capa profunda.

En esta figura se puede observar la existencia de un patrón de circulación en doble capa, donde la corriente sale del estuario a través de las capas superiores (fig. 3.13 (a)) y entra a través de las inferiores (fig. 3.13 (b)). Esta situación concuerda con la vista en la introducción, la cual supone que las Rías Bajas se caracterizan por un patrón de circulación residual en doble capa. De acuerdo con la figura, se puede ver como el módulo de esta corriente alcanza valores máximos de orden de 0.03-0.04 ms-1, un orden de magnitud inferiores que la corriente de marea previamente descrita. También se puede observar la existencia de una asimetría entre ambas costas, de tal forma que la corriente residual en las capas profundas tiene una clara componente hacia la costa sur y la de capas superficiales hacia la costa norte, lo cual da lugar a la aparición de una corriente residual transversal al eje de la ría. Por último, ambas figuras muestran que la corriente residual es especialmente intensa cerca del río, donde el forzamiento de densidad es más importante.

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 44

3.7.2 Efecto local del viento en las corrientes de la parte interna de la ría

Las corrientes que se pueden medir en la parte interna de la Ría de Pontevedra se pueden separar en dos componentes, una en la dirección del canal principal de la ría y otra en la dirección transversal. Se ha observado experimentalmente que debido a la morfología del estuario (estrecho y alargado), la componente transversal de la corriente se puede despreciar frente a la componente longitudinal.

Uno de los agentes externos que puede modificar en mayor medida el patrón de circulación de la corriente es el viento. En ocasiones no sólo es capaz de modificar la circulación en capas superficiales sino incluso en toda la columna de agua. Como se ha dicho en la sección 3.2, la dirección predominante del viento en la Ría de Pontevedra es según su eje principal. Esto se debe a que la dirección del viento depende fuertemente de la topografía del estuario.

Según deCastro et al (2000), en la Ría de Pontevedra se pueden distinguir tres situaciones de viento típicas: vientos del este débiles (velocidades entre 1-3.5 ms-1), vientos del este moderados (velocidades entre 4-10 ms-1) y vientos del oeste. Para diferenciar las tres situaciones de viento mencionadas, se llevaron a cabo numerosas campañas en el estuario entre febrero y julio de 1998.

Los vientos débiles del este se observan principalmente durante primavera. Estos vientos se caracterizan por velocidades pequeñas de 1-3.5 ms-1. Debido a estas débiles velocidades del viento, las velocidades de la corriente en toda la columna de agua están controladas por el régimen de marea. En la figura 3.14, se muestra un patrón de corriente medido durante la campaña del 26-27 de mayo de 1998 a diferentes profundidades cada dos horas en la estación 6, situada en la parte más interna del estuario.

Tiempo (h)

20:00 22:00 00:00 02:00 04:00 06:00 08:00 -1

-6

-11

-16

Profundidad (m) -21

-26 -10 -5 0 5 10 Marea Baja Marea Alta cm s-1

Figura 3.14: patrón de corriente medido en la estación 6 a seis profundidades diferentes durante el 26-27 de mayo de 1998. la marea controla las corrientes a todas las profundidades. Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 45

En esta figura se puede observar como la marea controla la corriente a todas las profundidades. La velocidad de la corriente es negativa hasta las 00.00 h en toda la columna de agua y luego positiva hasta las 05.00 h siguiendo el patrón de la marea. Además, debido al rozamiento con el fondo la velocidad de la corriente es menor en las capas profundas que en las capas superficiales. La velocidad varía entre 5.0-7.0 cms-1 en las capas superficiales y 4.0-5.0 cms-1 en las profundas.

Los vientos moderados del este se observan principalmente en invierno. Las velocidades que caracterizan estos vientos varían entre 5-7 ms-1. Debido a la fuerza de este viento, el agua abandona la ría a través de las capas superficiales. Esto se puede explicar siguiendo el criterio dado por Large y Pond (1981) según el cual se tiene que

U ω = ρ a / ρω W donde, U ω es la velocidad del agua inducida por el viento, ρ a y ρω son la densidades del aire y del agua y W es la velocidad del viento. Siguiendo este criterio, velocidades del viento mayores que 4 ms-1 obligan al agua superficial a moverse en la dirección que marca el viento incluso en contra de la marea, mientras que el agua de las capas profundas sigue el patrón de la marea. Un ejemplo de esta situación se muestra en la figura 3.15. En esta figura se representa el patrón de corriente observado cada dos horas en la estación 6 durante la campaña del 24-25 de febrero.

Tiempo (h)

21:30 23:30 01:30 03:30 05:30 07:30 09:30 -1

-6

-11 dad (m)

-16

Profundi -21

-26 -10 -5 0 5 10 Marea Alta Marea Baja

cm s-1

Figura 3.15: patrón de corriente medido en la estación 6 a seis profundidades diferentes durante el 24-25 de febrero de 1998.

En las capas superficiales se puede observar una velocidad de corriente negativa que fuerza al agua a abandonar el estuario. Este comportamiento es independiente de la marea mostrando la influencia del viento. En las capas profundas, la velocidad es positiva hasta las 02.30 h y luego negativa hasta las 08.30 h siguiendo el patrón de la marea. La velocidad de la corriente varía entre 4.2-8.9 cms-1 en la capas superficiales y 2.6-4.7 cms-1 en las capas profundas. Las velocidades son menores en las capas profundas que en las superficiales debido al rozamiento con el fondo. Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 46

En ocasiones, junto al viento se pueden dar simultáneamente otros forzamientos externos tales como el afloramiento o la radiación solar, que con el viento pueden producir inusuales patrones de circulación de marea como en el observado el 7-8 de julio. En la figura 3.16 se muestra este patrón de corriente en el que se midió una circulación de marea en doble capa durante 12 horas.

En esta figura se puede observar un patrón de corriente singular debido a que, durante toda la noche, el agua abandona el estuario a través de las capas superficiales y entra por las capas profundas. En general, las velocidades del fondo son más pequeñas que las de superficie debido al rozamiento. En este caso, la velocidad de la corriente varía entre 4.6 y 11.6 cms-1 en las capas superficiales y entre 3.7 y 6.5 cms-1 en las capas profundas.

Tiempo (h)

21:00 23:00 01:00 03:00 05:00 07:00 09:00

-3 )

m -7 -11

undidad ( -15 of r

P -19 -23 -10 -5 0 5 10 Marea Alta Marea Baja cm s-1

Figura 3.16: patrón de corriente medido en la estación 6 a seis profundidades diferentes durante el 7-8 de julio de 1998.

Además, este patrón de circulación se ve reforzado por el fenómeno de afloramiento, que como ya se ha explicado en la introducción, ocurre entre abril y septiembre. En la figura 3.17 se representa el perfil de corriente correspondiente a esta situación (7-8 de julio) de manera que se pueden apreciar mejor estas variaciones en la velocidad a los largo de toda la columna de agua.

En esta figura se puede observar claramente un patrón de circulación en doble capa. Durante toda la noche el agua abandona el estuario a través de las capas superficiales y entra por las capas profundas. Este patrón se debe a la combinación de varios factores que se pueden resumir en dos, el forzamiento del viento y una estratificación vertical del estuario generada por un evento de afloramiento y el calentamiento solar (Gómez- Gesteira et al., 2001).

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 47

Corriente (ms-1) Profundidad (m) Marea baja Marea alta

-4

-6

-8

-10

-12

-14

-16

-18

-20

-22

20:30 22:30 00:30 02:30 04:30 06:30 08:30 Tiempo (h)

Figura 3.17: mapa vertical de corriente obtenido a partir de datos a 1, 5, 9, 13, 17 y 21m de profundidad cada hora durante un periodo de marea.

Por último, la tercera situación del viento en la ría se corresponde con vientos de oeste. Estos vientos se observaron en algunas de las campañas mencionadas anteriormente durante ciertos intervalos de tiempo. Se pueden observar bajo dos condiciones diferentes: la existencia de brisas y la presencia de bajas presiones frente a la plataforma. El primer caso fue observado en las campañas llevadas a cabo en junio, en las cuales los vientos del oeste que se midieron en las primeras horas de la noche, entre 20.30 h y 00.00 h, tenían velocidades moderadas variando desde 4.5 a 7.5 ms-1. Esta situación tuvo lugar bajo condiciones atmosféricas estables y temperaturas máximas del aire cercanas a los 25 ºC. La segunda situación se observó en marzo y abril donde se midieron vientos durante varias horas con velocidades entre 7 y 12 ms-1 coincidiendo con una baja situada frente a la plataforma. En ambos casos, estos vientos de oeste fueron bastante fuertes, mayores que 4 ms-1, para provocar que el agua entrase en el estuario a través de las capas superficiales, incluso en contra de la marea. Para observar esta situación, en la figura 3.18 se representa el patrón de corriente correspondiente al 9- 10 de junio y en la figura 3.19 el correspondiente al 28-29 de abril. Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 48

Tiempo (h)

20:00 22:00 00:00 02:00 04:00 06:00 08:00 -1

-6

-11

-16

Profundidad (m) -21

-26 -10 -5 0 5 10 Marea Baja Marea Alta cm s-1

Figura 3.18: patrón de corriente medido el 9-10 de junio de 1998. Las capas superficiales están influenciadas por el viento entre las 20.00 h y las 00.00 h, forzando al agua a entrar en el estuario en contra de la marea.

Time (h) 05:00 06:00 07:00 08:00 09:00 10:00 0

-5

dad (m) -10

-15 Profundi

-20 -10 -5 0 5 10 Marea Alta cm s-1

Figura 3.19: patrón de corriente medido el 28-29 de abril de 1998.

En la figura 3.18 se puede observar como el agua entra en el estuario por las capas superficiales entre las 20.00 h y las 00.00 h a pesar de que la marea está bajando. En la figura 3.19 también se puede observar como los vientos del oeste que soplan en el estuario desde las 08.30 h fuerzan la entrada de agua a través de las capas superficiales en contra de al marea. Este patrón de corriente se ha representado solamente desde las 05.00 h hasta las 10.00 h para mayor claridad.

En general, bajo condiciones meteorológicas similares, cuando el viento tiene componente del oeste, el agua tiende a entrar en el estuario a través de las capas superficiales. Esto puede parar la circulación del estuario forzando que el agua se hunda cerca de la entrada (Fraga y Prego, 1989; Tilstone et al., 1994).

Capítulo 3. Área de estudio: la Ría de Pontevedra 49

A continuación, en la tabla 3.1 se presenta un resumen de lo que se ha comentado acerca de las situaciones típicas del viento y los patrones de corrientes en la Ría de Pontevedra

Vientos Vientos Débiles Vientos Moderados del Este Moderados del del Este Este y Afloramiento Campaña Abril Mayo Febrero Febrero Marzo Marzo Julio 14- 15 26- 27 10-11 24-25 10- 11 24- 25 7-8 Velocidad media en las capas 0.7 -0.5 -5.8 -5.1 -4.1 -7.1 -5.0 superficiales (0- 7 m) Velocidad media en las capas -0.9 -1.1 0.5 0.9 0.8 1.0 4.9 profundas (19- 26 m)

Tabla 3.1. Velocidades (cm s-1) en las capas superficiales medidas durante un ciclo de marea.