(Traducción de la publicación original en inglés por Gustavo A Silva Medina. – Bogotá, Colombia). 2003.
"Problems of beach erosion and some solutions".
R.T. Hattersley; D.N. Foster
Australian Civil Engineering. Vol 9. August 1968.
R.T. Hattersley: Associate Professor of Civil Engineering. Water Research Laboratory. The University of New South Wales. Sydney. Australia. 1968.
D.N. Foster: Senior Lecturer in Civil Engineering. Water Research Laboratory. The University of New South Wales. Sydney. Australia. 1968.
Introducción
Una playa es una zona costera cubierta de material suelto y sujeta a acumulación y erosión. El sedimento se mueve a lo largo de la costa por causa de olas y corrientes.
Cuando una playa compuesta de arena queda temporalmente lejos del oleaje y de las mareas entonces se seca por la acción del sol, y la arena se mueve hacia el continente formando dunas o de regreso a la costa por acción del viento.
El resultado de este cambio continuo representa una tendencia a largo plazo hacia la erosión o la sedimentación o el equilibrio dinámico dependiendo de las cantidades relativas de abastecimiento o pérdida de material en la playa.
Muchas de las playas de New South Wales están limitadas por formaciones resistentes a la erosión; en estos casos la forma de la playa tiende a ser moldeada por causas naturales durante un proceso que toma muchos años hasta cuando se alcanza el equilibrio entre los volúmenes medios de arena que entran y salen del área. Bajo condiciones de equilibrio la playa es prácticamente estable, pero esa estabilidad es alterada a menudo por fenómenos de corto plazo como son las tormentas y los períodos de calma, y por la variación que ocurre año tras año de las tasas de suministro de sedimentos.
Necesidad de preservar las playas
La pregunta que se debe responder es la siguiente: Hasta dónde necesita ser preservada una playa?
Una playa estable es en sí misma una forma de protección de la costa contra los embates del mar. El lecho que está compuesto de sedimento suelto ajusta su forma para producir una "defensa en profundidad" en época de tormentas y para proveer por su propia recuperación durante el período normal.
Algunos aspectos que interesan al público en general tienen que ver con el uso de las playas para turismo, desarrollos deportivos o recreación.
La necesidad de proteger edificios, estructuras y propiedades contra la acción del mar se confunde a veces con la preservación de las playas. Debe reconocerse que un frente de playa debidamente conservado y utilizado asegura una protección máxima a las propiedades pero para que esta protección sea posible es necesario que dichas propiedades no estén localizadas en la zona móvil de la playa.
La construcción de obras civiles en la costa produce cambios que afectan las tasas de suministro o de pérdida del transporte litoral y generan modificaciones en la línea costera hasta cuando se alcanza una nueva configuración estable. Debido a que estos cambios no se observan de inmediato porque se ocultan entre las fluctuaciones a corto plazo, siempre tomará un tiempo largo el poder demostrar que los cambios hechos por el hombre son nocivos para la costa.
Muchas veces el resultado final es un efecto a largo plazo que se descubre cuando el daño irreparable ya está hecho. Por esta razón es recomendable que se analicen cuidadosamente los posibles daños que se pueden ocasionar a la playa antes de proceder a construir obras civiles
Cambios en las playas por movimiento de arena
Aun cuando no exista pérdida neta de material de la playa durante un evento, ocurren a menudo problemas de erosión como resultado del movimiento de olas hacia y desde la costa.
Las playas se erosionan durante las tormentas y vuelven a regenerarse durante las aguas mansas o swells. Este procedimiento ha sido tratado en detalle por Silvester (1959).
Durante una tormenta se establece un mar confuso dentro de la zona de rompientes y las olas atacan la playa con intervalos regulares desde diferentes direcciones. La pendiente de la playa se satura rápidamente, disminuye la percolación del agua que llega desde el mar y se intensifica el flujo de retorno. En este proceso una gran cantidad de arena es removida de la superficie de la playa y transportada mar adentro de la zona de rompientes, donde es depositada en aguas relativamente profundas en forma de barras de arena.
A medida que la barra de arena crece la zona de rompientes se traslada en dirección al mar. Este proceso hace que las olas rompan cada vez más lejos de la costa y disipen una cantidad considerable de energía antes de llegar a la playa, lo cual disminuye la acción erosiva sobre la superficie de la playa. El proceso continúa hasta cuando cesa la erosión.
El material que ha sido arrastrado desde la playa durante la tormenta retorna luego por la acción de olas moderadas o swells; estas olas son de menor altura y de mayor período que las olas de tormenta, son regulares y tienden a llegar a la playa en una sola dirección. Debido a que las olas llegan a intervalos relativamente grandes el nivel freático de la playa disminuye y parte del agua que llega desde el mar percola; además, los canales que se forman durante las tormentas desaparecen y parte de la arena de las barras que se forman mar adentro vuelve nuevamente a la playa, la cual queda lista para la siguiente tormenta.
En la Figura No. 1 se observan los perfiles típicos de una playa durante una tormenta y durante un swell. Entre mayor es el período entre tormentas mayor resulta la pendiente de la playa.
En su forma caprichosa de actuar la naturaleza puede dejar un área libre de tormentas severas durante largos períodos, lo cual acarrea un depósito importante de arena en la playa y en la duna frontal y produce una falsa sensación de seguridad a quienes ocupan las tierras interiores que están protegidas por la duna.
Los autores han observado año por año variaciones de varios cientos de pies en el movimiento del agua hacia y desde el mar en algunas playas de New South Wales (Foster and Stone, 1965). Estas mediciones coinciden con valores similares obtenidos en el sur de California (Bascom, 1952).
El mayor período de registro de cambios en playas de NSW que los autores conocen corresponde a la playa de Stockton, cerca de Newcastle. Las cartas hidrográficas indican que entre 1896 y 1925 el frente de la playa avanzó hacia el mar aproximadamente 300 pies. Hacia 1950 la playa había sido erosionada hacia la situación de 1896, pero en 1957 avanzó nuevamente a la posición de 1925. Si en la zona móvil de esta playa se construyen estructuras tales como muros, casas, edificios o clubes de surf deben esperarse en el futuro daños apreciables.
Suministro de arena y estabilidad de la playa
La arena puede llegar a las playas desde diversas fuentes que incluyen ríos, arroyos, erosión de áreas vecinas, deslizamientos y meteorización de rocas, movimientos de olas que traen arena de depósitos antiguos, erosión eólica y erosión de arrecifes de coral.
En algunas zonas de la línea costera todas estas fuentes pueden ser importantes, mientras que en otras solamente una o dos pueden ser dominantes. Sin importar cual es la fuente los sedimentos se redistribuyen a lo largo de la línea costera por efecto de las corrientes litorales que se inducen por las olas que rompen.
Las corrientes litorales son generadas por olas que llegan a la línea costera formando un ángulo. El transporte litoral ocurre generalmente en una sola dirección, la cual se determina por observación de la configuración de la costa en vecindades de estructuras existentes, salientes y entradas de corrientes de marea. En la Figura No. 2 se muestran las configuraciones que deben observarse para definir la dirección del transporte litoral.
Cuando no existe una evidencia cierta sobre la dirección predominante del transporte litoral es necesario utilizar registros de oleaje y análisis de refracción para determinar la dirección de las olas que llegan a la costa y la dirección del transporte. (CERC, 1966). Stone y Foster han hecho estimativos sobre la estadística de las olas de la costa central de New South Wales (1967).
Para el diseño funcional de estructuras costeras es importante conocer tanto la dirección como la magnitud del transporte litoral. La magnitud puede medirse de una manera precisa solamente si se encuentra una acumulación de sedimentos ocurrida en un período conocido sobre una barrera litoral, como un rompeolas. Si no existen barreras litorales se puede tener un orden de magnitud aplicando fórmulas empíricas del tipo de las que han sido desarrolladas por CERC, 1966:
Q = 6150 p
donde Q es el número de yardas cúbicas/día que se mueven a lo largo de una costa arenosa, p es la componente tangente a la costa de la potencia de la ola en caballos de potencia por pies de extensión de la playa.
Por ejemplo, una ola de 10 ft y 10 s en agua profunda, que se aproxima a la costa con un ángulo de 10° puede tener una componente de potencia de aproximadamente 6.5 hp y produce una corriente litoral que mueve aproximadamente 40.000 yardas cúbicas de arena por día.
Cambios en el transporte litoral
Cuando una costa está en equilibrio con sus alrededores los problemas de erosión de la playa ocurren cuando se presenta algún evento que interrumpe o disminuye el transporte litoral que alimenta el área. Este cambio puede ser natural como un aumento lento del nivel del mar ( Per Bruun, 1962; Foster and Stone, 1965 ), o puede ser inducido por el hombre. Este último puede producir efectos erosivos más rápidos que los debidos a los cambios naturales.
Hay cuatro tipos básicos de obras de ingeniería que afectan el transporte de arena y la estabilidad de las playas. El primero altera la produccion de sedimentos de la fuente, por ejemplo la construcción de presas en ríos y la protección de acantilados contra la erosión. Bassom, 1964, estima que cerca a Los Angeles se produjo una erosión del orden de 200.000 yardas cúbicas por año debido a la construcción de presas de embalse en ríos que suministran arena a la zona.
El segundo tipo está constituído por espolones o por rompeoleas que se extienden desde la costa e interceptan el transporte litoral reduciendo el suministro de arena aguas abajo de la obra. En Port Heuneme, California, dos rompeolas que se construyeron en 1940 bloquearon efectivamente el paso de los sedimentos. La erosión aguas abajo de los rompeolas se produjo a la tasa de 1.200.000 yardas cúbicas por año hasta cuando se tomaron medidas de suministro artificial de arena (Herron and Harris, 1966).
El tercer tipo de barrera litoral comprende los rompeolas que se construyen mar adentro e interceptan las olas antes de que lleguen a la costa. Por esta razón se reduce la tasa de transporte y el material litoral se acumula en el área protegida que queda detrás del rompeola. Un ejemplo notable de este caso de barrera litoral es el rompeolas de Santa Mónica en California ( Handin and Ludwich, 1950).
El cuarto tipo está compuesto por los canales que se dragan a través de la berma litoral. Estos canales crean profundidades mayores que las normales y producen una acumulación del material litoral aguas arriba del flujo litoral, y una reducción del suministro aguas abajo. El dragado se complementa generalmente con rompeolas.
En todos los casos la reducción del transporte litoral produce una recesión de la playa, la cual se facilita además porque las olas continúan trasladando sedimentos de la playa hacia y desde el mar.
A menos que se tomen medidas para prevenir estos fenómenos la erosión de la playa continúa hasta cuando se logra la estabilidad para la nueva condición.
Solución a los problemas debidos al movimiento de la playa
La mejor protección contra la erosión y los daños estructurales producidos por los cambios de las playas desde y hacia el mar consiste en la preservación de una franja amplia de playa que esté protegida por una duna frontal que reciba las olas de tormenta. En este caso hay suficiente arena disponible para alimentar la barra que se forma aguas adentro durante las tormentas.
En Dinamarca, Inglaterra y partes de América esta protección se alcanza estableciendo "líneas de preservación" (Per Bruun, 1964) que comienzan en el mar y corren más o menos paralelas a la línea de costa. Dentro de la reserva así definida el desarrollo está controlado por normas locales. En ciertas áreas se prohibe todo tipo de desarrollo, mientras que en otras se permiten ciertos pequeños desarrollos que no producen daños.
Si se hubieran creado lineas de preservación en Australia muchas áreas de dunas se hubieran conservado y algunos de los problemas que existen hoy se hubieran evitado. Todavía no es tarde para que en grandes extensiones de la costa australiana se sigan los ejemplos de otros países en los cuales se han promulgado leyes que prohiben la destrucción y nivelación de las áreas de dunas. Es paradójico que mientras en grandes tramos de costas japonesas y americanas se han gastado importantes sumas para intentar reconstruir dunas frontales, en Australia se tolera la remoción de las dunas hasta un nivel en que pierden su efectividad.
Las dunas de arena crean problemas porque los vientos se llevan parte de la arena hacia la playa, pero estos problemas pueden superarse mediante adecuados procesos de control y estabilización.
Existen dos casos generales, el primero es la playa con una duna frontal natural relativamente libre de ocupación humana, el segundo es un frente de playa como lo conocemos, en áreas metropolitanas.
Dunas naturales
En las áreas naturales las dunas son de formas variadas y frecuentemente son estabilizadas por el crecimiento de vegetación arbustiva. La vegetación anula el poder erosivo del viento y los detritos que se acumulan en la base de los arbustos conservan la humedad de la superficie y mejoran la fertilidad de los suelos. De esta manera la duna ofrece una protección natural contra la erosión de la playa que es ocasionada por las olas de tormenta, y al mismo tiempo minimiza los problemas de la erosión eólica.
Los asentamientos humanos en estas áreas ocasionan el rompimiento de la protección natural porque las trochas y los caminos intersectan la vegetación; igualmente el tráfico de peatones y vehículos y el pastoreo de animales contribuye a este rompimiento. Entonces, se produce el colapso de las dunas frontales y es corriente la invasión de arena en la parte posterior de la duna.
Donde existen dunas naturales en áreas que no están ocupadas por asentamientos humanos la protección de la duna es un problema de mantenimiento.
Protección de playas en áreas metropolitanas
En áreas con asentamientos humanos o en playas metropolitanas la estabilización de las dunas en forma natural es casi imposible. Deben buscarse cuidadosamente medidas convenientes para controlar el tráfico y la pérdida de arena, utilizando muros de contención y franjas de pavimento.
La localización, el diseño de las obras y la calidad de los materiales de construcción representan un balance delicado en el cual están involucrados la aerodinámica del viento que mueve la arena, la estética del paisaje y el planeamiento del tráfico y de las zonas de parqueo. Son raros los ejemplos que existen de un diseño adecuado.
Es recomendable que antes de ejecutar el diseño se haga un recuento de la historia de la playa con base en registros pasados para definir la posición de la duna frontal y la extensión de la recesión que ha tenido la playa. Los registros también deben definir el volumen de arena que se almacena corrientemente en la formación de la duna frontal para que en el planeamiento de las obras de protección se preserve un volumen similar. En muchas ocasiones se realiza un terraceo con este volumen de arena dentro de una franja de aproximadamente 30 m de ancho a partir de la duna frontal.
La totalidad del área puede utilizarse de una manera controlada para recreación del público pero no para la construcción de viviendas. En este caso la erosión severa, si ocurre en el futuro, produce solamente la pérdida de arena y vegetación; esta pérdida puede disminuirse mediante un adecuado tratamiento de la vegetación y un mantenimiento apropiado como es común en los parques públicos. Puede ser necesario tener disponibles en el área algunos materiales como losas prefabricadas y piedra para utilizarlos en reparaciones luego de que se presenten tormentas severas en la playa.
Cuando en la playa ya existen obras construidas, como ocurre a lo largo de las playas de Sydney, y de la Costa de Oro en Queensland por ejemplo, la provisión de líneas de preservación es complicada porque deben conjugarse las consideraciones técnicas con los factores económicos y de desarrollo existentes. En estas circunstancias la prevención de daños a los desarrollos que ocupan la playa puede ocasionar interferencia con el movimiento natural de la arena, aun cuando se construyan barreras no reflectivas o muros bien diseñados o se alimente de manera artificial la playa con arena, como se explica más adelante.
El propósito principal de un muro es estabilizar la playa que queda detrás y prever una posterior recesión del terreno. En general se utilizan muros de un rango amplio de materiales y formas (CERC, 1966) de tal manera que tengan buena capacidad de absorber la energía de las olas.
Un muro de bajo costo y baja reflexión está en construcción en la Playa de Bilgola, NSW. La reflexión desde el muro incrementa las velocidades de las partículas de agua frente al muro lo cual resulta en un aumento de la arena que es tomada en suspensión desde el fondo, y luego es removida en cantidades relativamente altas por las corrientes litorales. Este fenómeno incrementa la pérdida de arena del área, induce erosión de la playa y posiblemente contribuye a la socavación bajo el muro.
Con solamente un 20 o 30 por ciento de reflexión el transporte litoral se incrementa en un 100 % aproximadamente (Bruun and Manohar, 1963). Para evitar excesiva reflexión de un muro se recomienda una pendiente no mayor de 1:3 en la cara anterior del muro.
Las autoridades locales que están a cargo del control de construcciones en las playas deben evitar la reconstrucción en el mismo sitio de propiedades que hayan sufrido daños por causa de tormentas. De esta manera el alineamiento de las construcciones nuevas debe moverse hacia atrás tanto como sea posible para prevenir la recurrencia de los daños.
Soluciones al problema del transporte litoral
No existe una solución general que pueda aplicarse a todos los casos. Lo primero que debe hacerse es tratar de entender qué es lo que está sucediendo, lo cual implica un conocimiento del clima del oleaje en la zona y de la fuente, dirección, cantidad y límites del transporte litoral.
Cualquier estructura costera que se extienda dentro del mar se verá afectada por el proceso litoral; por eso es importante que el ingeniero destine un tiempo a establecer cuales han sido los cambios históricos de la playa y sus causas. Cuando no existen datos disponibles el ingeniero necesariamente toma riesgos que llevan a menudo a diseños inadecuados.
Las principales soluciones que se utilizan para proteger la playa de problemas de erosión en la línea de costa ocasionados por cambios significativos en el transporte litoral consisten en espolones, by-pass de arena y alimentación artificial de la playa.
Los espolones se construyen perpendiculares o inclinados con respecto a la línea de costa; pueden ser permeables o impermeables. Son efectivos únicamente cuando existe un transporte litoral predominante porque su objetivo es atrapar el transporte litoral en su lado de aguas arriba; de esta manera se amplía el ancho de la playa en vecindades de su construcción.
Tienen la desventaja de que colocan una barrera total o parcial al transporte litoral y por tanto se produce erosión aguas abajo; en consecuencia, su efecto es limitado y muchas veces transfieren el problema a otra sección de la costa. Los efectos dañinos de los espolones pueden reducirse combinando espolones con alimentación artificial de arena.
CERC, 1966, presenta un análisis comprensivo sobre el uso de los espolones y define los siguientes factores que deben considerarse en su diseño:
Extensión de playa que será afectada por erosión si se usan espolones.
Justificación económica de los espolones en comparación con obras de estabilización con alimentación artificial de arena.
Adecuación de alimentación natural de arena para asegurar que los espolones van a funcionar como se diseñan.
Anclaje de los espolones a la línea de costa para prever fallas por causa de la erosión que se presenta aguas abajo.
Peligro de corrientes rizadas que incrementan los riesgos para los bañistas.
Pérdida en la estética del paisaje por la colocación de los espolones.
Problemas de mantenimiento y reparaciones.
Siempre que se construye una barrera litoral es necesario considerar cuidadosamente el hecho de reestablecer el proceso litoral por medio de by-pass.
Cuando el efecto de la barrera es pequeño y el transporte litoral es bajo puede ser suficiente permitir que la naturaleza se encargue de restaurar la línea estable de la costa. En caso contrario el by-pass puede considerarse como alternativa de otros procedimientos de defensa tales como muros, espolones o alimentación artificial de arena. Las plantas para by-pass pueden ser fijas o móviles y operan de manera contínua o intermitente.
Un método que está siendo considerado últimamente consiste en la utilización de la arena que se acumula detrás de los rompeolas. Por efecto de la disminución de la acción de las olas detrás de la pared se acumula arena durante un período; esta arena es removida posteriormente por medio de obras de dragado que trabajan durante los períodos de calma llevando la arena hacia la otra cara del espolón para recuperar el suministro litoral. El método se ha utilizado con éxito en Port Hueneme, mencionado atrás (Herron and Harris, 1966).
La alimentación artificial de arena da en el corazón del problema y la opinión actual tiende a favorecer esta forma de protección de playas. El método remedia la causa básica de muchos problemas de erosión, como es la deficiencia en el suministro de arena, y beneficia la playa en una zona amplia que está más allá del área problema.
Se han utilizado varios métodos de alimentación artificial dependiendo de las condiciones del problema en consideración.
En Long Beach, New Jersey (Harris, 1954) y Santa Barbara se descargó arena mar adentro hasta profundidades del orden de 6 metros con la esperanza de que fuera transportada hasta la playa por procesos naturales. Los resultados, sin embargo, no fueron buenos porque solo una pequeña parte de la arena tomó camino hacia la playa, probablemente porque la granulometría de la arena utilizada en el ensayo no fue la adecuada.
Como su nombre lo indica el método de colocación directa consiste en colocar arena directamente en la playa para incrementar el suministro natural al área. No es necesario colocar la arena en capas; puede ser amontonada en áreas aisladas dejando que las olas naturales moldeen la arena a lo largo de la superficie de la playa. Tampoco es esencial remover la materia orgánica del material porque la acción natural de las olas remueve las partículas finas y deja las fracciones más gruesas en la playa.
El éxito de la alimentación artificial depende de la utilización de material apropiado. Si es demasiado fino entonces será removido de la playa por la acción natural de las olas y si es demasiado grueso puede formar una playa con demasiada pendiente, incrementando el peligro para la natación.
El material ideal debe tener una granulometría ligeramente más gruesa que la de la playa que se va a proteger; con esto se asegura que se conserva la pendiente de la playa y que el material permanece en la playa.
Planeamiento del uso futuro de la playa
Los errores del pasado pueden evitarse actualmente mediante el planeamiento del uso futuro. Técnicamente los códigos de protección de costas (Per Bruun, 1964) deben asegurar que:
Las dunas o las bermas de la playa no deben ser niveladas hasta una elevación que les haga perder su efectividad en su función de proteger contra las olas de tormenta.
No se construyan muros verticales porque causan erosión de la playa frente a ellos.
No se construyan espolones, rompeolas o atracaderos si causan erosión aguas abajo que no pueda ser corregida fácilmente.
La alimentación artificial se haga con material apropiado que pueda permanecer en la playa por mucho tiempo.
Los desarrollos turísticos o industriales se construyan lejos de la playa, hacia el continente, para prevenir la erosión ocasionada por los cambios cíclicos de la playa que ocurren de década en década.
La necesidad de coordinación en el diseño, planeamiento y control de obras costeras ha obligado a varios países a establecer autoridades de ingeniería de costas a nivel de Estados o Departamentos. En los Estados Unidos esas autoridades se tipifican en el Coastal Engineering Research Center, cuyos objetivos están fijados por una ley (Elliot, 1950) y son los siguientes:
Proveer asistencia técnica en la conducción de estudios de control de erosión en playas.
Revisar los Informes de estos estudios.
Inspeccionar y examinar las localidades bajo estudio.
Conducir investigación general.
Publicar de vez en cuando datos útiles e información sobre erosión y control de erosión en playas.
Durante la revisión de los informes sobre control de erosión en playas la autoridad respectiva debe dar su opinión sobre los siguientes aspectos:
Necesidad de establecer el proyecto de control.
Interés público, si lo hay, en el mejoramiento de la playa.
Qué parte del costo del proyecto corresponde al gobierno departamental.
En Australia el tratamiento que se da a los problemas de erosión de playas no es satisfactorio. En NSW por ejemplo, las numerosas autoridades que atienden los estuarios costeros y los aspectos de conservación actúan más o menos independientemente dentro de los poderes que les confiere la legislación. La Autoridad de Planeamiento del Estado resuelve generalmente acerca del uso de la tierra. Una vez que un área de terreno es liberada o su uso es reglamentado la responsabilidad para su control y mantenimiento pasa a las autoridades locales y a los propietarios privados.
Los proyectos de desarrollo deben ser aprobados por el gobierno local y por las autoridades estatales; se entiende que tales aprobaciones están reguladas por el interés público.
Debido a la naturaleza complicada de los procesos costeros es esencial la realización de un programa adecuado de investigación y recolección de datos para asegurar que cuando se tengan las aprobaciones necesarias para desarrollar un proyecto haya suficiente información para prever los efectos futuros de las obras.
Las aprobaciones que se dan ignorando el conocimiento básico de los procesos costeros solamente pueden llevar a generar dificultades y problemas.
Referencias
Bascom, W.N. (1951). The relationship between sand size and beachface slope. Trans Amer Geophys Union. Vol 32. No. 6. Dec 1951.
Bascom, W.N. (1964). Waves and beaches. NY, Doubleday, 1964 (Science Study Series 534)
CERC (1966) Shore protection planning and design. U.S. Army Corps of Engineers. Coastal Engineering Center. Tech Report No. 4. Third Ed. June 1966.
Elliott, D.O. (1950) The beach erosion board. Proc First Conf on Coastal Engineering. Long Beach, California. Oct 1950.
Foster, D.N. and Stone, D.M. (1965) Historical evidence of erosion at Cronulla. Jnl Inst of Eng. Aust. September 1965.
Handin, I.W. and Ludwich, I.C. (1950) Accretion of sand behind a detached breakwater. U.S. Army Corps of Engineers. beach erosion board. Tech Memo No. 16. May 1950.
Harris, R.L. (1954), Restudy of test-Shore nourishment by offshore deposition of sand, Lond Brough, New Jersey. U.S. Army Corps of engineers. Beach erosion board. Tech Memo No. 62.
Herron, W.I. and Harris, R.L. (1966). Litoral bypassing and beach restoration in the vicinity of Port Hueneme, California. Proc of Tenth Conf on Coastal Engineering, Tokyo, Sept 1966.
Per Bruun (1962). Sea level rise as cause of shore protection. Proc ASCE, Jnl Waterways and Harbours Div. Vol 88, No. WW1, Feb 1962.
Per Bruun and Manohar, M. (1963). Coastal protection for Florida - Development and design. Florida Eng and Ind Expt Station. University of Florida.Bulletin Series No. 113. Aug 1963.
Per Bruun (1964). Coastal protection procedures with special reference to conditions in Florida. Florida Eng and Ind Expt Station. University of Florida.Bulletin Series No. 118. Dec 1964.
Stone, D.M. and Foster, D.N. Data provided for NSW Coastal Engineering Works. Aust Civil Engineering and Construction. April 1967.
Silvester, R. Engineering aspects of Coastal Sediment Movement. Proc. ASCE. Jorn Waterways and Harbours Div. Vol 85. WW3. Sept 1959.
Costa de La Orotava (Tenerife)
miércoles, 29 de julio de 2009
La regeneración de la playa del Puertito deGüímar.
(Texto de Rafael González, con información tomada de varios medios de prensa locales)
La playa artificial de El Puertito de Güímar, conocida con el nombre de El Cabezo, fue construida en 1985 siendo alcalde D. Pedro Guerra. Su cercanía al área metropolitana y el crecimiento urbano del núcleo residencial de El Puertito la ha convertido en un punto muy concurrido en el sector SE de Tenerife.
Sin embargo, esta playa se ha visto deteriorada con el paso del tiempo, sufriendo varias remodelaciones que hasta ahora han fracasado. La entrada de oleaje fuerte por las bocanas existentes entre los espigones artificiales de rocas implantados de forma paralela al frente de playa y el corto espacio existente entre el estrán de playa y el paseo marítimo posterior han llevado a diseñar varios proyectos de regeneración que han mostrado su ineficacia ante la llegada del oleaje de temporales en invierno.
El elevado coste de las obras de regeneración ha generado críticas por diversos sectores políticos y ecologistas. Su ubicación en la desembocadura de uno de los barrancos que generan mayor acarreo de material (según datos del IGM) le aporta un nivel especial de riesgo, así como la presencia de vertidos procedentes del interior del valle.
En 2007 el Ayuntamiento de Güimar informaba de la conclusión de la última fase de trabajos de regeneración, con proceso de triturado de arena para disminuir su diámetro, en la zona cercana al Club Náutico, al tiempo que se dotaba a la zona de mobiliario y edificación de servicios. El proyecto fue cofinanciado por el Ministerio de Medio Ambiente y el Gobierno de Canarias, con un importe superior a los 2 millones de euros, e incluía un desplazamiento del paseo marítimo hacia el interior para permitir la regeneración de la playa en condiciones, evitando la pérdida de arena y la llegada del oleaje hasta el paseo.
En esta obra aparecen conceptos muy criticados por algunos sectores de opinión, como son el del “machaqueo de materiales sedimentarios” (proyecto experimental de machaqueo de callados promovido por la Demarcación de Costas de Tenerife en su día).
Igualmente, la orientación de las escolleras y su forma y altura fueron criticadas también en algunos artículos de opinión en la prensa local.
Sin embargo, esta playa se ha visto deteriorada con el paso del tiempo, sufriendo varias remodelaciones que hasta ahora han fracasado. La entrada de oleaje fuerte por las bocanas existentes entre los espigones artificiales de rocas implantados de forma paralela al frente de playa y el corto espacio existente entre el estrán de playa y el paseo marítimo posterior han llevado a diseñar varios proyectos de regeneración que han mostrado su ineficacia ante la llegada del oleaje de temporales en invierno.
El elevado coste de las obras de regeneración ha generado críticas por diversos sectores políticos y ecologistas. Su ubicación en la desembocadura de uno de los barrancos que generan mayor acarreo de material (según datos del IGM) le aporta un nivel especial de riesgo, así como la presencia de vertidos procedentes del interior del valle.
En 2007 el Ayuntamiento de Güimar informaba de la conclusión de la última fase de trabajos de regeneración, con proceso de triturado de arena para disminuir su diámetro, en la zona cercana al Club Náutico, al tiempo que se dotaba a la zona de mobiliario y edificación de servicios. El proyecto fue cofinanciado por el Ministerio de Medio Ambiente y el Gobierno de Canarias, con un importe superior a los 2 millones de euros, e incluía un desplazamiento del paseo marítimo hacia el interior para permitir la regeneración de la playa en condiciones, evitando la pérdida de arena y la llegada del oleaje hasta el paseo.
En esta obra aparecen conceptos muy criticados por algunos sectores de opinión, como son el del “machaqueo de materiales sedimentarios” (proyecto experimental de machaqueo de callados promovido por la Demarcación de Costas de Tenerife en su día).
Igualmente, la orientación de las escolleras y su forma y altura fueron criticadas también en algunos artículos de opinión en la prensa local.
lunes, 27 de julio de 2009
LA ERUPCION y EL TUBO VOLCANICO DEL VOLCAN CORONA (LANZAROTE, ISLAS CANARIAS)
(Fragmento del texto de J.e. Carracedol, B. Singer, B. Jicha, H. Guillou, E. Rodríguez Badiola , J. Meco,F. J. Pérez Torrado, D. Gimeno, S. Socorro yA. Láinez, publicado en Estudios Geol., 59: 277-302 (2003).
Puede verse el documento en: http://estudiosgeol.revistas.csic.es/index.php/estudiosgeol/article/viewFile/104/100
RESUMEN
La isla de Lanzarote, situada en el extremo oriental de la alineación del punto caliente de las Canarias, ha tenido escasa actividad eruptiva de rejuvenecimiento en el Holoceno, posiblemente reducida a las erupciones de 1730 y IS24, hecho que concuerda con el avanzado estado post-erosivo de la isla. La datación de la erupción del Volcán Corona, aparentemente el evento volcánico anterior en Lanzarote a las erupciones históricas, ha dado una edad media ponderada 40Arp9Ar de 21 ± 6,5 ka. Esta edad concuerda con las observaciones geológicas, particularmente las circunstancias de formación del tubo volcánico de 7,6 km de longitud y hasta 25 m de diámetro que se formó en las primeras fases de la erupción. El último tramo de 1,6 km está sumergido, finalizando a una profundidad de > SO m. Nuestra interpretación es que el tubo volcánico activo no pudo alcanzar esa profundidad circulando por un medio subacuático, sino que fluyó por una plataforma costera al menos 1,6 km más extensa y al menos SO m más baja que la costa actual, circunstancia que sólo ha podido darse en coincidencia con un pronunciado descenso del nivel marino en un máximo glacial, con toda probabilidad el último, hace unos 20 ka. La subsiguiente transgresión inundó el tubo hasta el nivel actual. La edad de la erupción queda pues limitada por las edades radioisotópicas en 21 ± 6,5 ka y, concordantemente, por el máximo descenso del nivel marino, registrado entre unos IS y 21 ka. El estudio de la erupción del Corona establece hitos importantes en la historia volcánica de la isla de Lanzarote y aporta evidencia significativa de los cambios del nivel marino ocurridos en las Canarias en relación con las glaciaciones.
Introducción
La erupción del Corona se ha considerado generalmente muy reciente -de apenas unos miles de años- por el aparente buen estado de conservación de las coladas, aunque no había datos geocronológicos en sustento de esta estimación. Por otra parte, las observaciones de campo parecen indicar que la actividad del grupo La Quemada-Corona-Los Helechos podría ser la única actividad eruptiva ocurrida en Lanzarote antes de la de 1730. Si mediante la datación de este grupo volcánico se prueba que la actividad eruptiva de la isla en los últimos 90100 ka es, en efecto, tan escasa, supondría armonizar el comportamiento de Lanzarote con el propio de una isla oceánica de punto caliente en un avanzado estado de desarrollo post-erosivo -en cuyo escenario geológico la actividad eruptiva debería ser muy espaciada y prácticamente residual-, puesto en duda al considerarse esta isla muy activa en época reciente. Si la erupción del Corona es considerablemente más antigua de lo estimado -así como el grupo La Quemada-Los Helechos-, la
actividad eruptiva holocena de Lanzarote quedaría reducida a la erupción de 1730, peculiar en muchas de sus características (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991; Carracedo et al., 1992; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993), y la de 1824, que puede considerarse una secuela de la anterior, con una magnitud y volumen de productos emitidos poco importantes. Es, pues, de interés el estudio de esta última fase de actividad volcánica de Lanzarote, tanto por lo que significa para el mejor conocimiento de la historia geológica de la isla, como por lo que puede suponer de evidencia adicional en la comprensión de la evolución geológica de las Islas Canarias.
La determinación de la edad del Corona se ha podido contrastar con observaciones geológicas. Convenientemente, se dan circunstancias en el desarrollo de esta erupción que permiten contrastar la exactitud de estas dataciones con estructuras volcánicas cuya edad puede determinarse por su asociación a cambios climáticos de edad conocida: las glaciaciones y su consecuencia, los pronunciados descensos en el nivel del mar. En este trabajo se presenta evidencia que relaciona la ocurrencia de la erupción del Corona con uno de los máximos glaciales, con toda probabilidad el último, acaecido hace unos 20 ka. Correlativamente, se aporta evidencia de la presencia en Canarias de importantes descensos del nivel del mar (unos 100 m) en correspondencia con la última glaciación, aspecto que no quedó tan claramente evidenciado en los estudios realizados en las islas occidentales de La Palma y El Hierro (Carracedo et al., 1998, 1999; Calvet et al., 2000, 2003).
Marco geológico y trabajos previos
Las islas de Lanzarote y Fuerteventura -geológicamente una única isla, ya que el estrecho de La Bocaina que las separa apenas alcanza 40 m de profundidad- forman el extremo oriental de la alineación de islas formada por la actividad de un punto caliente . Son asimismo las más antiguas (Abdel Monem et al., 1971; Coello et al., 1992), en consonancia con el aumento progresivo de edad de las islas en sentido oeste-este, derivado de la actividad de este punto caliente en una placa -la Placa Africanade muy lenta velocidad de desplazamiento, como han enunciado diversos autores (Carracedo, 1979, 1999; Carracedo et al., 1998, 2002; Hoernle and Schmincke, 1993; Hoernle et al., 1991, 1995; Oyarzun et al., 1997). Este marco geodinámico explicaría la escasa actividad eruptiva reciente (por ej. en el Holoceno) en Lanzarote-Fuerteventura -en una fase post-erosiva muy avanzada- en comparación con las islas centrales y, particularmente, las de La Palma y El Hierro, en la fase juvenil de desarrollo en escudo (ver síntesis en Carracedo et al., 2002).
Lo que hoy es la isla de Lanzarote se ha formado por la yuxtaposición de dos grandes escudos volcánicos independientes -los escudos de Los Ajaches y Famara- levantados en el Mioceno Superior y el Plioceno: (Fúster et al., 1968; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993). Después de un largo período de reposo eruptivo, la etapa post-erosiva dio lugar a abundantes erupciones basálticas fisurales que conectaron ambos escudos para formar la isla de Lanzarote de forma parecida a como es actualmente. En la etapa más reciente de actividad volcánica (equivalente a la
Serie IV de Fúster el al., 1968) se producen las erupciones que dan lugar a la alineación La Quemada- Carona-Los Helechos en el escudo Mio-Plioceno de Famara, en la parte NE de la isla, y dos erupciones históricas -en 1730-36 y en 1824- que se sitúan en una alineación, Carracedo el al. (1992), en la parte central de la isla de Lanzarote. El fuerte contraste de color entre las coladas de estas erupciones recientes de intenso color negro y el sustrato (constituido por formaciones muy antiguas, recubiertas en gran parte por suelos, caliches y arenas eólicas), así como la presencia en superficie de elevadas temperaturas (> 600 oC) asociadas a anomalías térmicas residuales de la erupción de 1730 (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991) explican la consideración general de Lanzarote como una isla de gran actividad eruptiva reciente, aunque ésta sea en realidad, como se ha indicado, muy reducida.
Aunque las erupciones de 1730 y 1824 han sido estudiadas en detalle (Carracedo el al., 1990, 1992; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991; Thomas el al., 1999), no ha ocurrido lo mismo con las de la alineación volcánica La Quemada-Carona-Los Helechos. La erupción del Corona formó un tubo volcánico de hasta 25 m de diámetro y 7.600 m de longitud -con los últimos 1.600 m sumergidos-, lo que lo convierte en uno de los más interesantes y espectaculares tubos volcánicos que se conocen y una de las estructuras volcánicas más visitadas de Canarias. Este tubo volcánico ha sido descrito por Bravo (1964) y Macau Vilar (1965). Una precisa y detallada descripción morfométrica del tubo ha sido realizada por Montoriol-Pous y De Mier (1969), mientras que la parte sumergida ha sido explorada y descrita por Menda y Ortega (1988).
Las edades publicadas del Corona no corresponden a procesos directamente relacionados con la erupción, sino a sedimentos con fauna (Zazo el al., 1997,2002), que no están bajo las lavas del Corona sino claramente apoyados en ellas, o a suelos que engloban depósitos de lapilli supuestamente asociados a esta erupción (Zoller el al., 2003), pero que corresponden en realidad a materiales retrabajados de conos mucho más antiguos. En este trabajo, en cambio, se datan las propias lavas del Corona y se asigna una edad a la erupción en función de las circunstancias que acompañan a la formación de unos de sus rasgos más característicos: el tubo volcánico sumergido.
La alineación volcánica La Quemada-Corona -Los Helechos
La única actividad cuaternaria en el escudo MioPlioceno de Famara parece ser este grupo de centros eruptivos basálticos de La Quemada-Carona-Los Helechos. Los conos volcánicos siguen una definida alineación NE-SO, paralela y muy cercana al acantilado de Famara, tajo de unos 600 m de altura que disecciona por el oeste el escudo volcánico antiguo. Esta alineación parece ser importante no sólo en Famara sino en toda la isla desde el Cuaternario, ya que la mayoría de la actividad post-erosiva de Lanzarote tiende a adaptarse a esta dirección dominante.
El centro eruptivo más antiguo de la alineación volcánica es Mña. Quemada, cuyo cono y coladas
aparecen semienterradas por las lavas del Corona y por amplios abanicos de piedemontes procedentes del flanco oriental del macizo antiguo de Famara. El segundo centro de emisión es el de Los Helechos, en realidad un grupo apretado de bocas eruptivas, cuyas lavas fluyen hacia el oeste, derramándose por el acantilado de Famara, y por el este, donde forma una amplia plataforma costera. El cono del Corona, situado entre los anteriores, es el último de la alineación en formarse y sus coladas discurren también hacia el oeste, formando espectaculares cascadas de lava en el acantilado de Famara, y hacia el este, entre las coladas precedentes de La Quemada y Los Helechos. En conjunto, las lavas de estos volcanes fosilizan casi completamente el acantilado de unos 200 m de altura que bordea el macizo de Famara por el este, formando una plataforma costera de unos 30 km2, que descansa a su vez sobre una amplia rasa de abrasión marina, excavada en el flanco oriental del macizo antiguo.
La morfología de los conos y coladas es similar a la del resto de la actividad efusiva fisural del Cuaternario de Lanzarote. Sin embargo, el Corona presenta peculiaridades en sus parámetros morfométricos, en las características petrológicas y geoquímicas de sus lavas, y de forma destacada, en las dimensiones y condiciones de formación del mencionado tubo volcánico.
Características petrológicas y geoquímicas de las lavas del grupo La Quemada-CoronaLos Helechos.
Las erupciones fisurales de la alineación volcánica La Quemada-Carona-Los Helechos presentan variaciones composicionales desde basanitas a basaltos, como ya fue señalado por Ibarrola y López Ruiz (1967) Y Fúster el al. (1968) que encuadran este volcanismo dentro de las Series Recientes (Serie IV) de Lanzarote.
La actividad volcánica de Mña. Quemada se inicia con la emisión de basaltos alcalinos, con lavas basálticas vesiculares en las que predominan fenocristales de olivino (Foss) en una matriz microcristalina constituida por láminas de plagioclasa (AnSl)' y microcristales de olivino, clinopiroxenos y óxidos. Los materiales lávicos emitidos por el grupo de Los Helechos se caracterizan por corresponder en su mayor parte a basanitas con tendencias traquibasálticas, lavas constituidas por numerosos fenocristales de olivino (Foss) en una matriz hipocristalina con microlitos de clinopiroxeno, óxidos y escasos microcristales de plagioclasa.
La erupción del Corona, presenta una mayor diversidad composicional, tanto petrográfica como geoquímica. Las lavas iniciales, que corresponden al episodio que forma el tubo volcánico, se emiten en diferentes etapas. Las lavas iniciales que configuran el tubo volcánico se apoyan sobre materiales basaníticos procedentes de Los Helechos, contacto delimitado por la presencia de niveles de piroclastos almagrizados que son recubiertos por las coladas de basaltos alcalinos que constituyen las paredes y el fondo del tubo volcánico. Sobre estos materiales lávicos discurre un flujo de coladas de basaltos subalcalinos, que se caracterizan por ser altamente vesiculares y presentar claros restos de oxidación, materiales que se conservan como restos de lava adheridos a las paredes del tubo (forro del tubo o lining). En el interior del tubo volcánico se corresponden con las coladas superiores, que discurren sobre basaltos alcalinos y fosilizan el substrato constituido por los materiales basaníticos de Los Helechos , que sólo presentan manchas de alteración superficial sin que hayan sido afectados por procesos de oxidación térmica.
Los materiales basálticos subalcalinos de tendencias toleíticas y con hiperstena normativa, quedan prácticamente restringidos a las lavas que han fluido por el interior del tubo. Petrográficamente corresponden a basaltos micro-plagioclásicos muy vesiculares, con cristales laminares de plagio clasa « 0,45 mm) de composición AnS2_64' algunos cristales oxidados de olivino (FoS4) y un contenido significativo en óxidos. Las lavas que forman el techo del tubo (CRJ-I en la fig. 3) son menos vesiculares y más máficas que las del interior del tubo, presentan fenocristales de olivino (FoS4) sobre una matriz microcristalina constituida por láminas de plagioclasa (An64), olivino, clinopiroxenos y opacos de magnetita titanífera e ilmenita.
Por otra parte, las paredes del tubo volcánico están tapizadas por depósitos de polvo constituida por yeso, ya señalado por Montoriol-Pous y De Mier (1969), y un acumulado de fases minerales identificadas por DRX como ceolitas, plagioclasas, c1inopiroxenos, olivinos, óxidos y sulfuros de hierro.
La segunda fase eruptiva del Corona es de menor extensión y está constituida por basaltos de tendencia subalcalina con características petrográficas y geoquímicas semejantes a las observadas
en las lavas del techo del tubo. Estas lavas presentan numerosos fenocristales de olivino idiosubidiomorfos con una matriz microcristalina algo fluidal constituida por láminas de plagioc1asa, olivino, c1inopiroxeno y óxidos. La tercera y última fase efusiva del Corona, de mayor volumen y extensión está representada por las lavas que forman la plataforma lávica conocida como «Malpaís del Corona». Corresponden a basaltos alcalinos porfídicos con fenocristales predominantes de olivino (FOS5 -8ó) englobados en una matriz de vítrea a microcristalina constituida por cristales aciculares de plagioclasa, clinopiroxenos y opacos. En este episodio eruptivo se observan con relativa frecuencia enclaves de rocas ultramáficas.
En su conjunto, los materiales lávicos de la alineación volcánica La Quemada-Corona-Los Helechos presentan características petrográficas y geoquímicas que los encuadran dentro del espectro composicional del volcanismo cuaternario de la Isla de Lanzarote (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993) habiéndose generado bajo las condiciones de presión-temperatura y viscosidad que los sitúan dentro del rango establecido por Armienti el al. (1991) para los magmas
basálticos primitivos de Lanzarote. Las lavas correspondientes a la alineación volcánica La Quemada-Corona-Los Helechos se caracterizan por su escasa evolución, indicada por los valores de Mg# (63,1-69,8) junto a los contenidos relativamente elevados en Ni (218-320) Y Cr (377-579) que apoyan su carácter primario. Sus variaciones composicionales se correlacionan principalmente con incrementos en contenidos en SiOz, desde los términos basaníticos correspondientes a los materiales lávicos de Los Helechos hasta los materiales basálticos subalcalinos correspondientes a las lavas del tubo del Corona, quedando los materiales de La Quemada y la mayor parte de los materiales lávicos finales del Corona encuadrados en el campo de los basaltos alcalinos. Los contenidos en componentes mayoritarios tienden a presentar correlaciones inversas respecto a los incrementos en SiOz, tendencias que se reflejan en los elementos compatibles, pero que asimismo se corresponden con las disminuciones relativamente
significativas que presentan los elementos típicamente incompatibles y las tierras raras ligeras.
En definitiva, estas tendencias evolutivas reflejarían pequeñas variaciones en el grado de fusión y presión que condicionan la generación y profundidad de extracción de los magmas, condiciones que fueron puestas de manifiesto por Carracedo el al. (1990) y Carracedo y Rodríguez Badiola (1991) en la erupción de 1730-1736, y confinnadas por Thomas el al. (1999) en su estudio isotópico sobre la génesis de magmas prehistóricos e históricos de Lanzarote.
Recientemente estos procesos entre basaltos alcalinos y toleítas transicionales del volcanismo Holoceno de las Islas Canarias han sido relacionados por Lundstrom ef al. (2003) con adelgazamientos significativos de la litosfera que han permitido que la «pluma») alcance profundidades más someras en las islas orientales.
El volcán Corona
El volcán Corona tiene como centro de emisión un cono con cráter abierto al este y noreste que se
asienta en lo alto del macizo de Famara, donde alcanza una elevación de 609 lll. La forma cónica regular del cono y su cráter le dan el aspecto que justifica su nombre. Sus dimensiones son significativamente mayores que la media de los conos volcánicos de Canarias. Las medidas que tipifican la morfometría del Corona son: Anchura del cono (\Veo) = 1.500 m, anchura del cráter (\Ver) = 500 m y altura del cono (Hco) = 269 m. Las relaciones morfométricas de Porter (1972) Heo /Weo y Wcr /Weo son respectivamente de 0,18 y 0,33, comparables con las dimensiones de los conos de cÍnder basálticos obtenidas para varias regiones volcánicas (Wood, 1980). Sin embargo, las proporciones del cono del Corona se encuentran entre las mayores obtenidas para los conos basálticos de cínder, que tiene un límite máximo en el diámetro del cono de 2-2,5 km (Wood, 1980). De acuerdo con Fedotov (1976), estos conos de grandes dimensiones están generalmente relacionados con cámaras magmáticas profundas (35-40 km) y tasas eruptivas elevadas, en correspondencia con el rango de profundidades (48-93 km) obtenidos para la generación de los magmas basálticos de la alineación volcánica La Quemada-Carona-Los Helechos, profundidades estimadas a partir de los valores medios de presión obtenidos a partir del diagrama de Francis y Luden (1990) y los presentados por Albarede (1992).
En la erupción del Corona se pueden definir dos fases principales: l. Un episodio inicial predominantemente estromboliano en el que se construye el cono volcánico y se formaron depósitos de lapilli en un área extensa alrededor de la boca eruptiva, y 2. Un período posiblemente largo de emisión de coladas lávicas. La primera de estas fases efusivas (C l ) está constituida por grandes volúmenes de lavas basálticas muy fluidas y con morfología predominantemente pahoehoe, emitidas a partir de hornitos situados en el flanco sureste del cono. Las lavas discurrieron directamente hacia el mar canalizadas entre las coladas anteriores de Los Helechos y La Quemada. Es en esta primera fase efusiva cuando se formó el tubo volcánico. Después de un episodio efusivo menor (C2), de corto recorrido, se produce el aporte de mayor volumen (C3), con lavas más viscosas y morfologías predominantemente «aa». Estas coladas fluyen directamente del cráter principal, extendiéndose hacia el N y el E de las lavas C" con algunos brazos derramándose en cascada por el acantilado principal de Famara .
Una característica de la erupción del Corona que merece resaltarse es que los numerosos canales lávicos (levees) presentes en las diversas coladas parecen no interrumpirse bruscamente en el mismo borde del mar, sino que parecen adentrarse mar adentro. Esta circunstancia es particularmente notable en las coladas pahoehoe Cl , que entran en el mar sin cambio observable alguno, como podría esperarse de contacto de la lava con el agua, tales como fragmentación de las lavas, formación de cantiles costeros o interrupción de los canales lávicos.
El tubo volcánico del Corona
El tubo volcánico del Corona comienza en una boca eruptiva en forma de hornito situada en el flanco este del cono. Su trazado sinuoso puede seguirse fácilmente por la presencia de frecuentes desplomes del techo del tubo, localmente llamados «jameos» (skylights), a través de los cuales se puede acceder al interior del tubo . Aunque en las primeras descripciones publicadas se daba una longitud total de este tubo de 6,1 km, finalizando su recorrido al llegar a la costa actual (Bravo, 1964; Macau Vilar, 1965), la exploración submarina realizada por Menda y Ortega (1988) extendió su longitud en otros 1,6 km mar adentro, con una profundidad medida de más de 80 m. La detallada descripción morfométrica de este tubo realizada por Montoriol-Pous y De Mier (1969) ilustra la característica complejidad y las frecuentes variaciones en la forma y dimensiones de estas estructuras volcánicas . En las diferentes secciones del tubo que se muestran en la figura 6 se aprecia cómo alcanza secciones de > 25 m, lo que le coloca entre los mayores tubos volcánicos conocidos. Las secciones con doble techo y los colapsos del recubrimiento de las paredes y el techo son asimismo frecuentes, así como abundante ornamentación -estalactitas de lava (lavacicles), algunas con la típica forma en «diente de tiburón», superficies barnizadas, etc.
A través de las zonas en las que se han despegado y desplomado lienzos del recubrimiento de las paredes se puede observar la roca caja. Y cómo ésta se ha visto afectada por el flujo activo de lava
durante la formación del tubo volcánico, aspecto que se trata en detalle más adelante. En la parte inicial del recorrido del tubo la roca caja es un basalto vesicular que forma una potente colada con claros indicios de incipiente meteorización (microfracturación y manchas solares o «sonnenbrünen »). Estas características apuntan a una colada que ha permanecido en afloramiento por un largo tiempo, por lo que es fácil relacionarla con las coladas emitidas por el volcán de Los Helechos, que como ya se ha indicado forman el sustrato sobre el que discurrieron las lavas del Corona. El corte que se indica en la figura 5 C muestra esta colada formando un cantil vertical de unos 5-6 m, recubierta por un nivel de 30-60 cm de lapilli de los estadios estrombolianos iniciales del Corona. Esta disposición parece sugerir que se trate de una incisión en la colada de Los Helechos anterior a la erupción del Corona, posiblemente un barranco que se habría excavado en el contacto de las coladas de Los Helechos y la Quemada, y que posiblemente canalizó las formación del tubo y condicionando su recorrido, aspecto que se discute más adelante.
La continuación submarina del tubo volcánico
Fue explorada en los años 1972 a 1987 (Mendo y Ortega, 1988) con el propósito principal de estudiar su fauna, específicamente una especie de cangrejo endémico (Morlockia ondinae) que había sido descubierto en este mismo tubo en 1984 (García Valdecasas, 1984 a, b). El tubo penetra en el mar con baja inclinación. Y continúa otros 1.600 m en el océano hasta terminar a una profundidad de > 80 m . La mayor parte del recorrido submarino del tubo ha sido descrita como manteniendo una sección similar o incluso mayor que en la parte subaérea, con alturas de hasta 35 m y anchuras de hasta 26 m (Mendo y Ortega, 1988). Estructuras ornamentales muy variadas -estalactitas de lava (lavacicles), goteos, superficies barnizadas, etc.--, se han observado en la zona sumergida profunda del tubo del Corona (Mendo y Ortega, 1988). Estas frágiles estructuras, que se forman probablemente en las fases finales de descenso del aporte de lava, requieren un ambiente sin perturbaciones (p. ej. oleaje, corrientes marinas) y temperaturas muy elevadas para formarse, situación que difícilmente puede darse en un ambiente marino como el descrito. Por otra parte, la formación de «barniz» en la superficie de las lavas requiere la presencia de oxígeno (Ken Han, como personal).
El tubo termina formando una amplia cavidad esférica (10 x 10 m), que se puede interpretar como una gran burbuja de gas formada por la interacción de la lava con el agua del mar al alcanzar el tubo activo las inmediaciones de la costa.
Edad de la erupción del Corona
Como se ha mencionado, hasta ahora no se había logrado la datación de esta erupción, pero el relativo buen estado de conservación de las lavas habían sugerido una edad de apenas unos miles de años. Sin embargo, esta apreciación siempre ha carecido de fundamento, ya que la escasa pluviosidad de la zona «200 mm/año) induce a una clara subestimación de esa edad, generalmente considerada en la literatura publicada como inferior a unos 5 ka. Zazo et al. (1997) datan por Th-U y 14C conchas asociadas a un depósito marino situado a 0,5 m en la zona de los Jameos de Agua, que estos autores sugieren como directamente relacionado con la erupción, a la que, en consecuencia, asignan la edad obtenida de 5,8 ka. Más recientemente, Zazo et al. (2002) insisten en este extremo, indicando que estos depósitos de unos 6 ka «aparecen recubiertos por las lavas del Corona». En nuestras observaciones, en cambio, aparecen de forma clara apoyados en las lavas del Corona (Hbr en fig. 9 D), por 10 que, en todo caso, suponen una edad mínima para esta erupción. Por otra parte, el análisis del escenario geológico hace que sea imposible la existencia de lavas del Corona sobre un depósito marino al nivel del mar actual, ya que éste se encontraba al menos 1,6 km mar adentro y a una profundidad de más de 80 m, como indica de forma incuestionable la prolongación explorada de la parte submarina del tubo volcánico.
Recientemente Zoller et al. (2003) han datado dos niveles de suelo en la zona de Guatiza, a unos 12 km del Corona, entre los que aparece intercalado una capa de piroc1astos basálticos que estos autores asignan a la erupción del Corona. Las edades que obtienen mediante luminiscencia ISRL son de 5,12 ± 0,57 y 4,33 ± 0,48 ka, lo que pondría un límite a la actividad eruptiva del Corona muy similar a la que se venía aceptando por estimación y por los trabajos de Zazo y colaboradores. Sin embargo, una observación de los niveles datados por estos autores resta totalmente credibilidad a esta edad, ya que tales niveles no son suelos, sino depósitos de relleno recientes arrastrados por las aguas de lluvia, como demuestra contundentemente la presencia en ellos de fragmentos de cerámica claramente identificados como pertenecientes a cerámica popular posterior a la colonización de la isla (Carracedo et al., en prensa). El nivel de piroclastos basálticos supuestamente de la erupción del Corona son materiales asimismo arrastrados poraguas torrenciales desde conos de cínder próximos, de edad pliocena, como claramente indica la presencia de laminaciones y estructuras cruzadas y pequeños cantos redondeados de rocas de diversa composición.
Edades radioisotópicas
En un intento de determinar de forma fiable la edad del grupo volcánico del Corona se han realizado dataciones radioisotópicas; K/Ar para el volcán de Los Helechos y 40Ar¡39Ar de las lavas correspondientes a las fases inicial y final de la erupción del Corona (LZ-02 y CR-02).Las determinaciones de K/Ar se hicieron por el método descrito en Guillou et al. (1996), sobre una muestra de la matriz microcristalina, una vez separados los fenocristales y posibles xenocristales por medios magnéticos y líquidos pesados. El contenido de Ar y su composición isotópica se analizó, en series replicadas, por el método «unspiked» descrito por Cassignol et al. (1978).
Las determinaciones 40Ar/39Ar se hicieron mediante análisis replicados por calentamiento progresivo (incremental heating analyses) realizados en preparaciones de unos 200 mg de matriz de las muestras LZ-02 y CR-02. Los procedimientos de laboratorio para la fusión, correcciones, mediciones por espectrometría de masas y tratamiento de datos son idénticos a los descritos en Singer et al. (2002). Las edades se han calculado en relación con la muestra estándar de 1.194 ma de la riolita de Alder Creek (Renne et al., 1998), con los errores indicados a ± 2 sigma. Por las razones descritas en Singer et al. (2002), la edad preferida para cada experimento es la isocrona derivada de la regresión de mínimos cuadrados (York, 1969) de los análisis que comprenden un «plateau» de al menos 3 escalones contiguos y >50% del gas liberado.
Los resultados de las determinaciones de K/Ar de lavas del volcán de Los Helechos, se indican en la tabla 3 y las mediciones Ar/Ar del Corona en la tabla 4 y la figura 7.
Discusión
Edad de la erupción del Volcán Corona Las detenninaciones de 40ArP9Ar han proporcionado espectros de edades bastante similares, que tienden a escalonarse hacia edades mayores al aumentar los valores de gas liberado. No obstante, las edades aparentes concuerdan en general con los análisis realizados a baja temperatura para cada lava, que proporcionan valores inferiores a la edad «plateau» determinada. No hay evidencia a partir de la regresión de las isocronas de que exista exceso de argon a niveles detectables que pudieran afectar a los espectros de las edades. Las determinaciones aisladas presentan una cierta dispersión , posiblemente porque los aportes radiogénicos de estas lavas son muy bajos, generalmente entre 0,5 y 3,0%, para los pasos individuales de desgasificación en las detenninaciones de 40Arp9Ar. Las muestras de la localidad LZ-02 dan una edad «plateau» combinada de 24,4 ± 5,8 ka y la correspondiente a la isocrona de 8 puntos de 19,5 ± 7,4 ka. Las muestras de la localidad CR-02 dan una edad «plateau» combinada de 36,8 ± 7,1 ka y la correspondiente a la isocrona de 9 puntos de 25,6 ± 14,8 ka. Puesto que las lavas en las que se ha determinado la edad proceden de un mismo centro y episodio eruptivos y, en consecuencia, no han de estar separadas en el tiempo por más de unos pocos años -la duración característica de las erupciones basálticas conocidas en las Islas Canarias-, y las isocronas de ambas edades se solapan, se ha calculado una edad media ponderada de 21 ± 6,5 ka.
El análisis del escenario geológico y paleoclimático en que se fonnó el tubo volcánico puede ayudamos, en este caso, a reforzar la fiabilidad de esta edad, ya que, como se observa en la figura 8, el período en que el nivel marino estuvo por debajo de la profundidad explorada, de más de 80 m, queda restringido al intervalo entre 18 y 21 ka. Un modelo de la formación del tubo volcánico del Corona Los tubos volcánicos son un medio muy eficiente para el transporte de la lava --aislada ténnicamente de la temperatura ambiente- a grandes distancias y para recubrir zonas mucho más amplias que las coladas sin tubos. Los flujos de lavas con tubos volcánicos son capaces en las islas oceánicas de transportar lavas hasta la costa sin un enfriamiento significativo.
Estos tubos se forman generalmente cuando el aporte de lava es sostenido y uniforme, y contribuyen a construir edificios volcánicos más extensos, ya que las coladas canalizadas pueden transportar lava hasta zonas muy alejadas de los flancos de los edificios volcánicos, generando escudos anchos y de baja relación anchura/altura (aspecl ratio). Por el contrario, las coladas sin tubos tienden a acumular las lavas más cerca de los centros de emisión, situados generalmente en las cumbres de los edificios volcánicos, frecuentemente en rifts bien definidos, por lo que dan lugar a edificios cónicos o dorsales con mayor altura y base más reducida.
Descripciones de grandes tubos volcánicos y de cómo se forman son abundantes en la literatura, especialmente en las Islas Hawaii (Greely y Hyde, 1972; Greely, 1987). Muchas de estas descripciones fueron hechas a partir de observaciones directas en tubos volcánicos activos (Greely, 1971, 1972; Peterson y Swanson, 1974; Lipman y Banks, 1987; Peterson el al., 1994). Algunas incluyen la formación de tubos litorales, pero aunque se han descrito tubos submarinos, incluso a profundidades abisales (> 1.500 m), con presiones superiores a los 15 MPa que no dejan salir los volátiles disueltos en las lavas basálticas (Gregg y Fornari, 1998) previniendo el incremento de viscosidad ya que no hay cambios de la presión hidrostática en su formación (Fornari, 1986), no hay referencias de grandes tubos volcánicos que alcanzando la costa penetren en el mar por largos recorridos y hasta profundidades considerables.
La imposibilidad conceptual de este proceso ha sido corroborada por observaciones de la respuesta de las lavas al llegar a la costa e interaccionar con el agua del mar (Jones y Nelson, 1970; Moore el al., 1973). Según estas descripciones, al entrar las lavas basálticas en el mar forman generalmente pillows, o se fragmentan en capas de hialoclastitas, que se apilan para formar un delta de lava de extensión dependiente del aporte y la profundidad. En este delta pueden progresar los tubos volcánicos, ya que avanzan aislados del contacto con el agua. Si el flujo de entrada es muy elevado y el delta progresa muy rápidamente suelen generarse desplomes, exponiendo el tubo activo a la acción del oleaje e iniciando frecuentemente explosiones por el contacto de la lava con el agua, que acaban destruyendo los tubos (Mattox y Mangan, 1997). En ocasiones menos frecuentes, tubos activos que penetran hasta cierta profundidad aislados del agua quedan súbitamente expuestos por el colapso del frente del delta, generándose entonces fuentes continuas de lava que pueden llegar a construir conos litorales de spatters .
Observaciones directas durante las erupciones de 1969-1971 y 1972-1974 del Kilauea demostraron que cuando lavas pahoehoe entran en el mar en pendientes suaves se enfrían rápidamente hasta detenerse y formar una barrera. Tambien se observó la formación de tubos litorales que permitían el aporte directo bajo el agua de lavas sin fragmentar (Peterson y Tilling, 1980; Peterson el al.. 1994), aunque al aumentar la profundidad y la presión hidrostática el desarrollo del tubo bajo el agua cambiaba a cilindros alargados de lava y, finalmente, a la formación de pillows.
Estas observaciones concuerdan con las realizadas en Canarias. Flujos de lava alcanzando la costay penetrando en el océano se pueden observar en afloramiento en Fuerteventura y Gran Canaria. En la costa oeste de Fuerteventura (en la Caleta Negra, cerca del Puerto de la Peña), una colada basáltica aa pliocena (PLF) penetra en el mar fluyendo sobre una playa (bch) y un talud desarrollados sobre una plataforma de abrasión marina excavada en los basaltos miocenos de Fuerteventura. El contacto de la colada con el agua del mar forma una capa de pillows (plw) sobre
la que sigue avanzando la colada aa en el océano, sin que se observe la presencia de tubos volcánicos.
La transgresión Mio-Pliocena (posiblemente entre 5 y 4 Ma) en Gran Canaria deja una serie de depósitos marinos (conocidos como Miembro Medio de la Formación Detrítica de Las Palmas y que reflejan diferentes subambientes costeros) en los sectores del N-NE de la isla a cotas que oscilan entre 70 a 140 m. Los datos sedimentológicos en estos depósitos indican la existencia de una ancha plataforma marina con unas paleopendientes suaves en torno a 1-5% (Pérez Torrado el al., 2002). En este entorno, tiene lugar la emisión de lavas basálticas alcalinas desde el estratovolcán Roque Nublo. Estas lavas, posiblemente recorriendo casi 20 km desde sus focos emisores (en las áreas centrales del estratovolcán) llegan encauzadas a través de varios barrancos y al llegar a su desembocadura se abren radialmente en la plataforma, coalesciendo y formando frentes de avances a modo de deltas que llegaron a conquistar al mar una superficie mínima de 27 km2. Las potencias de pillow + hialoclastitas (indicadoras de la paleobatimetría, al corresponder a la obliteración instantánea del vaso sedimentario marino por el aporte lávico) van desde unos 20 m hasta desaparecer lateralmente hacia el interior de la isla. Los cortes longitudinales permiten apreciar unos recorridos de coladas de pillows de unos 3 km desde la antigua línea de paleocosta hacia mar profundo (lo más lejano hoy en día se observa en el acantilado de El Rincón). En todos los afloramientos estudiados se observa una muy rica variedad de litofacies que permiten una serie de conclusiones(Gimeno el al., 2000):
1. Elevada tasa de aporte de los flujos subaéreos, que permitió la llegada y rápida expansión de éstos en la plataforma marina sin que aparentemente se obturaran los focos de alimentación.
2. Abundancia de pillows implosionados con múltiples anillos vítreos, propios de medios muy poco profundos.
3. El tránsito de pillows a lavas subaéreas (pahoehoe), visible tanto en secuencia vertical (cuando la potencia de pillows + hialoclastitas habían rellenado el fondo marino), como lateral (en el paso hacia el interior de la isla, donde estaría la antigua paleocosta), muestra siempre la existencia de unos tubos métricos de sección transversal elíptica (eje mayor dispuesto verticalmente, con relación eje horizontal: vertical de 1:3 a 1:2) consistentes en un anillo vítreo externo pluricentimétrico y un relleno hialoclastitizado in situ densamente empaquetado. Ello indica la interacción inicial aguamagma justo en la línea de paleocosta (que iba retrocediendo según se acumulaban las pillows). Estos tubos pasan inmediatamente a una asociación de pillows (en general de sección transversal pluridecimétrica, más raramente métrica) e hialoclastitas, estas últimas dominando según se profundizaba en la secuencia y en el sector frontal de las acumulaciones (hacia mar abierto).
Como conclusión en ningún caso se observa la hipotética continuación de los tubos subaéreos en condiciones submarinas, y esto a pesar de los excelentes afloramientos que permiten hacer reconstrucciones tridimensionales sobre una amplia extensión del terreno, sino, por el contrario, una rápida interacción con agua y transformación de las lavas en pillows e hialoclastitas.
Hay numerosos ejemplos de tubos volcánicos actualmente sumergidos en Canarias pero, con la excepción del tubo dell Corona, la profundidad máxima sumergida es de unos pocos metros (Láinez, 1995). Sólo en algunos casos alcanza los 30 m de profundidad, en tubos formados en lavas de formaciones del Pleistoceno. Es frecuente en estos tubos la presencia de delicada ornamentación y la presencia de minerales secundarios tapizando grietas de retracción en las lavas , estructuras que indican un ambiente subaéreo. Es pues evidente que estos tubos se han inundado con posterioridad a su formación por las oscilaciones de menor amplitud del nivel marino, quedando sólo el tubo del Corona como contemporáneo de una oscilación máxima, en una glaciación.
Las exploraciones de la parte sumergida han permitido observar que el tubo del Corona continúa como un tubo abierto bajo el mar por un tramo de 1,6 km. Sin embargo, la observación del borde litoral actual de las coladas del Corona no muestra señales de contacto de las lavas activas, ya que la dirección de las coladas, los canales lávicos y otras estructuras indicadoras del flujo de las lavas no experimentan ningún cambio apreciable. Las frágiles estructuras de ornamentación mencionadas anteriormente son comunes en los canales y tubos volcánicos de Lanzarote, pero, como se ha indicado, no pueden darse en un tubo activo en un medio submarino.
En conclusión, las observaciones expuestas demuestran claramente la imposibilidad de que un tubo volcánico activo de estas características penetrara en el mar hasta profundidades de > SO m, siendo la única explicación plausible que, como se esquematiza en la figura lOA, la erupción del
Corona coincidiese con un nivel marino al menos SO m más bajo que el actual. El tubo, formado en
condiciones subaéreas, quedaría inundado en la transgresión marina posterior (fig. 10 B). Este modelo es congruente con las edades radioisotópicas obtenidas, ya que el nivel marino parece haber estado por debajo de los SO-lOO m en el período comprendido entre los lS-21 ka, por lo que tanto las edades radioisotópicas como la circunstancia de que el tubo esté sumergido a esta profundidad parecen indicar, como opción más probable, que este evento eruptivo corresponda al último máximo glacial (LGM).
La evolución geológica de la zona de Famara donde se localiza la actividad eruptiva de La Quemada- Corona-Los Helechos se presenta en la sucesión de mapas de la figura 11, en las que se indica el proceso de transgresión-regresión-transgresión mencionado y su correspondencia con la erupción del Corona y la formación del tubo volcánico. Las erupciones que dieron lugar a los conos y coladas de La Quemada y Los Helechos hace más de 90 ka formaron una extensa plataforma lávica sobre la rasa excavada en el escudo Mio-Plioceno de Famara. Las lavas iniciales del Corona
fluyeron entre las de estos volcanes anteriores, posiblemente encajadas en algún barranco excavado en el contacto de ambas. Este escenario favorecería la canalización de las lavas y, eventualmente, la formación del tubo volcánico.
El tubo discurriría siguiendo el cauce del barranco, contactando con la costa situada a 1,6 km de distancia de la actual y unos 80--100 m más abajo . Finalmente, el ascenso del nivel del mar en el presente interglacial dejaría el tubo volcánico sumergido hasta el nivel actual. Importancia de la erosión térmica y mecánica en e! encajamiento del cauce del tubo volcánico de! Corona Un aspecto aún no resuelto definitivamente es en qué medida los tubos volcánicos se encajan excavando térmicamente (draga térmica) su propio cauce. Este aspecto ha sido ampliamente debatido a partir de observaciones directas en tubos activos, pero sin llegar a conclusiones totalmente definitivas.
Algunos autores han inferido que el flujo de la lava en el interior de los tubos es capaz de excavar
en la roca subyacente (Bravo, 1964; Greely, 1971, 1972; Greely y Hide, 1972; Swanson, 1973; Peterson y Swanson, 1974), mientras que otros han utilizado la mecánica de fluidos y modelos térmicos para demostrar que la erosión por el flujo activo de lava en el interior de los tubos es factible (Carr, 1974). Wood (1981) describió un escenario muy similar al que se puede observar en el interior del tubo del Corona en un tubo volcánico prehistórico del Kilauea, donde se ha descrito que la corriente de lava a elevada temperatura ha cortado la roca hasta excavar el cauce del tubo en una colada aa subyacente. Peterson et al. (1994) hicieron observaciones directas a través de skylights (¡ameos) durante la erupción de 1969-1974 del Mauna Ulu, en el Kilauea, para comprobar si se estaba produciendo erosión en el interior del tubo, mediante el cuidadoso seguimiento de los cambios de nivel de la corriente de lava. Los resultados fueron poco concluyentes, por la complejidad de los procesos capaces de generar variaciones en el nivel de flujo dentro del tubo volcánico y la dificultad de realizar observaciones consistentes y continuadas.
No obstante, estos autores concluyeron que la corriente de lava en el tubo estaba en efecto erosionando su propio cauce, mediante una combinación de reblandecimiento térmico y erosión mecánica, tal como había anticipado el modelo propuesto por Carr (1974).
Nuestras observaciones en el tubo del Corona son, en cambio, diferentes, como se ilustra en el esquema de la figura 12. Como se ha descrito, esta erupción comenzó con explosiones estrombolianas, que extendieron un manto de lapilli de proyección aérea en una amplia zona aldededor de la boca eruptiva, siendo inmediatamente recubierto por las coladas de la primera fase de la erupción, que ya se ha mencionado fueron las que formaron el tubo. Esta capa de lapilli puede observarse recubriendo las coladas pre-Corona en algunas secciones del tubo en que se han producido despegues y desplomes de la capa de recubrimiento, exponiendo el sustrato del tubo volcánico. En estas zonas se puede ver el manto de lapilli y la colada subyacente, de unos 6 m de espesor. Puesto que es evidente que las lavas del Corona fluyeron sobre el lapilli ¿puede asumirse que también excavaron el cauce del tubo volcánico penetrando unos 6 m en la colada subyacente? Esta colada basal, claramente anterior al Corona, es una colada basáltica aa con evidentes señales de alteración (relleno incipiente de las vacuolas con carbonatos, manchas solares), pero sin indicios de contacto térmico ni erosión termica o mecánica (slickensides, incisiones, surcos).
La explicación que nos parece más plausible es la ya mencionada: que las paredes verticales de la colada pre-Corona correspondan a las de un barranco. En este caso, el tubo se habría formado al canalizarse el flujo de las lavas por el barranco, proceso que no requiere ningún encajamiento sin-eruptivo por efectos térmicos. El tubo del Corona y los cambios glacio-eustáticos del nivel marino. Implicaciones paleoclimáticas La edad radiométrica obtenida, de alrededor de 21 ka, sitúa la emisión lávica en la extensión máxima del último avance glaciar (MIS 2) que tuvo lugar entre hace 18 y 21 ka (Berger, 1992; Petit et al., 1999; Pailler y Bard, 2003), época en que, por la gran cantidad de agua almacenada en los glaciares, el nivel del mar estaba mucho más bajo que en la actualidad. Se estima su posición en unos 120 m por debajo del nivel actual (Chappell y Shackleton, 1986; Bard et al., 1990).
La deglaciación, que culmina con el interglacial holoceno (MIS 1), terminó hace 7 ka. Trajo como consecuencia una rápida subida del nivel del mar, bien que en dos fases, superando incluso su nivel actual. De esto hay testimonios sobre las lavas del Corona, consistentes en depósitos marinos que, paralelamente a la costa actual, se instalaron encima del exterior del tubo volcánico. Se trata de las características areniscas claras y conglomerados conteniendo fósiles marinos litorales o beach rocks correspondientes a una playa cuya berma alcanza los +3m amsl. La fauna carece de las especies senegalesas que caracterizan a los depósitos marinos correspondientes al máximo calentamiento pleistoceno en las Canarias (Meco et al., 2002) ocurrido durante el último interglacial. Diferentes edades radiocarbónicas se han obtenido para las conchas fósiles de estos depósitos marinos. Estas dataciones, debido a diversas limitaciones del método aplicado, deben tomarse como orientativas e indican, en su conjunto, que la subida del mar tuvo lugar a continuación del máximo térmico holoceno, probablemente entre 4 y 6 ka B. P. (Meco et al., 1997, Zazo et al., 1997, 2002). Hay, además, una segunda oscilación más tardía (menos de 2 ka B.P.) cuyos restos corresponden fundamentalmente al relleno de cubetas dispersas en los depósitos marinos anteriores.
Entre las coladas basálticas del Corona y el depósito marino holoceno están instaladas unas arenas
eólicas de color rojizo, por su alto contenido en arcillas, que corresponden al período húmedo del inicio del Holoceno (Meco et al., 2003) y muestran que la antigüedad de los depósitos marinos no puede coincidir con la de las lavas, en contra de lo afirmado por Zazo et al. (1997, 2002), que asignan una edad de 5.000 a. B.P. a la erupción del volcán Corona, deducida de su supuesta relación con el depósito marino.
Implicaciones de la edad de la erupción del Corona en el modelo genético de las Islas Canarias
La ocurrencia de una importante erupción en Lanzarote en 1730 (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991; Carracedo et al., 1992) y la presunción general de que la del Corona (y, por extensión, todo el volcanismo reciente de Famara) era asimismo muy reciente, ha sido reiteradamente utilizada como evidencia incuestionable en contra de un modelo de punto caliente como el proceso principal en la génesis de las Canarias, para el que han propuesto diversas alternativas. Además de la conocida fractura propagante de Anguita y Hernán de 1975 -que luego han modificado aceptando la presencia de una anomalía térmica, es decir, un punto caliente (Anguita y Hernán, 2000)--, Rothe (1996) ha propuesto una correlación del magmatismo de las Canarias con una falla transformante , concretamente la denominada North Canary transform fault.
King y Ristema (2000) insisten en el aparentemente excluyente papel de la erupción de 1730 de Lanzarote en la aplicación de un modelo de punto caliente para las Canarias, proponiendo como alternativa un complejo proceso de convección en el límite continente-océano (COB) para explicar esa reciente actividad volcánica en el extremo más antiguo del archipiélago.
Sin embargo, la ocurrencia de actividad volcánica reciente (holocena y pleistocena) en Lanzarote -también en Fuerteventura y Gran Canaria (CoeIIoet al., 1992; Carracedo et al., 2002; Guillou et al., 2004b)- no supone evidencia utilizable para descartar un modelo de punto caliente. Aunque es indudable que en estas alineaciones hay una drástica disminución de la actividad volcánica al alejarse las islas de la vertical del punto de generación del magma, es muy posible que el agotamiento definitivo de esa actividad dependa de factores muy diversos, fundamentalmente la fertilidad de la anomalía térmica del manto, la memoria térmica residual en cada isla, y la velocidad de desplazamiento de la placa correspondiente (Walker, 1990; Carracedo et al., 1998,2002; Carracedo, 1999). La existencia de volcanismo (menor) de rejuvenecimiento después de la fase principal en escudo y la fase de erosión durante el reposo eruptivo es una pauta bien conocida en el desarrollo de todas las islas volcánicas oceánicas de punto caliente, como fue puesto de manifiesto en las Islas Hawaii (Stearns, 1946; Walker, 1990). En Kauai, la isla más antigua del archipiélago hawaiano, ha habido erupciones en el Pleistoceno superior (Reiners et al., 1998).
También ha habido erupciones muy recientes (en 1790) en Maui (Oostdam, 1965); en Molokai, en la península de Kaulapapa hace unos de 350 ka (Clague et al., 1982), y en Oahu (Volcán Koolau, Walker, 1990). Si consideramos que el desarrollo subaéreo de la isla de Hawaii se ha realizado desde el Pleistoceno superior, coincidiendo con el volcanismo terminal de Kauai, es evidente que el mismo escenario actual de Canarias se dio en esa época en las Hawaii -el prototipo y modelo de las alineaciones de punto caliente--, con actividad simultánea en ese momento a ambos extremos de la cadena de islas.
La mayor prolongación del volcanismo residual posterosivo en las Canarias puede explicarse por la mayor concentración de la pluma hawaiana frente a la de Canarias, más difusa, y, particularmente, por la mayor velocidad --ele 5 a 10 veces- de la placa Pacífica respecto a la Africana (Clague and Dalrymple, 1987; Carracedo, 1999). Las aparentes incompatibilidades indicadas por Rothe (1996) y King y Ristema (2000) se hacen menos evidentes si consideramos las enormes diferencias en las tasas y volúmenes del volcanismo de los últimos 20 ka en La Palma (Carracedo et al., 2001; Guillou et al., 2001) y Lanzarote (Coello et al., 1992; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993). Por otra parte, dataciones radioisotópicas obtenidas para el volcanismo subaéreo más antiguo de La Palma (Guillou et al., 2001), El Hierro (Guillou et al., 1996), La Gomera (Paris et al., subm.) y Tenerife (Guillou et al., 2004 a, b) aportan evidencia muy sustancial de la progresión constante oeste-este de las edades en las Canarias, pauta similar a la observada en las Hawaii, donde se ha considerado entre los rasgos más significativos para relacionar su origen con un punto caliente.
Conclusiones
Parece que no ha habido actividad volcánica en Lanzarote entre la erupción de 1730 y la que corresponde a la alineación volcánica La Quemada-Corona- Los Helechos, en el escudo Mio-Plioceno de Famara. Esta observación parece estar en consonancia con el estadio evolutivo de esta isla, en una fase post erosiva muy avanzada, donde la actividad de rejuvenecimiento es típicamente residual y de muy baja frecuencia.
De estos volcanes se ha podido datar el de Los Helechos en 91 Ka. Respecto al Corona, la edad de unos 5 ka obtenida por luminiscencia IRSL propuesta por Z611er et al. (2003) es claramente inconsistente y no tiene relación alguna con esta erupción; las dataciones de Th-U y 14C de Zazo et al. (1997, 2002) tampoco tienen relación directa con este episodio eruptivo, ya que se obtienen de conchas de depósitos marinos claramente apoyados en las coladas del Corona y muy posteriores a la erupción. Las determinaciones de 40Arj39Ar dan, en cambio, una edad ponderada de 21 ± 6,5 ka. La formación durante esta erupción de un espectacular tubo volcánico de unos 7,6 km de longitud y secciones transversales superiores a los 25 m, y el hecho de que los últimos 1,6 km estén sumergidos hasta profundidades exploradas de > 80 m ha ayudado a reforzar aún más la fiabilidad de esta edad, que queda limitada por el período en que el nivel del mar descendió a ese nivel, en coincidencia con el último máximo glacial (18-21 ka).
La formación del tubo del Corona es, pues, un raro ejemplo de coincidencia de una erupción con el
relativamente corto período de un máximo glacial, y pone de manifiesto la presencia en Canarias de importantes descensos del nivel marino en correspondencia con los cambios climáticos globales.
miércoles, 8 de julio de 2009
La arena de la futura playa se extraerá de los fondos marinos de Los Sauces
(Noticia publicada en el periódico El Dia, el 30-6-2009)
La arena de la futura playa de Santa Cruz de La Palma, más de 720.000 metros cúbicos, será extraída de los fondos marinos de San Andrés y Sauces, concretamente se actuará entre el dique de abrigo de Puerto Espíndola y la punta de La Galga, según la evaluación favorable emitida por el Ministerio de Medio Ambiente y Medio Rural y Marino al proyecto de actuación en el frente marítimo de la capital, informe en el que se tiene en cuenta la declaración de impacto ambiental.
Se han previsto unas rutas de transporte desde las zonas de extracción de arena a la playa que minimizan los potenciales impactos indirectos sobre los espacios protegidos, según asegura el Ministerio.
Con respecto a la zona de extracción, supondrá un aumento de un metro de profundidad. El estudio de impacto ambiental refleja que esta modificación del fondo tendrá un impacto muy bajo sobre la propagación del oleaje, por lo que las corrientes no se verán modificadas de forma significativa.
Con el fin de proteger a la fauna se ha realizado un cronograma de las obras de extracción de arenas de cara a salvaguardar de potenciales impactos a las especies de fauna presentes en el Lugar de Interés Comunitario (LIC) "Las Nieves", cuyas zonas de alimentación pueden coincidir con el yacimiento elegido.
En las operaciones de dragado y vertido, aunque se considera que el impacto será moderado, el promotor balizará mediante boyas las zonas de obras y los pasillos de navegación, con el fin de reducir la superficie de afección y de proteger las especies de interés.
En el informe favorable, se advierte de que el objeto del proyecto es crear una nueva playa en el frente marítimo de Santa Cruz para responder a la demanda existente en la ciudad y mejorar la protección de su frente marítimo, "frecuentemente afectado por los embates del mar". Además, se hace especial hincapié en que la calidad del frente costero se encuentra degradado "debido a la presencia de un relleno empleado como aparcamiento".
Esta actuación, según afirma el Medio Ambiente, cuenta con el informe favorable de la autoridad portuaria de Santa Cruz de Tenerife, indicando su compatibilidad con el Plan de Utilización de Usos Portuarios de Santa Cruz de la Palma en tramitación.
Además, el Ministerio dice que se coordinará la ejecución de las obras con el proyecto de remodelación de la Avenida Marítima que pretende llevar a cabo el Ayuntamiento de Santa Cruz de la Palma, así como con los proyectos de nuevos emisarios o conducciones de aguas residuales y pluviales a ejecutar por la misma entidad y que puedan afectar a la calidad de las aguas de la nueva playa.
No se dice cuando está previsto que comiencen las obras de un recurso turístico y de ocio que se entiende fundamental para que la capital pueda mejorar su desarrollo económico.
sábado, 4 de julio de 2009
Efectos del urbanismo salvaje en la costa
(Publicado en El Pais, el 16-10-2007)
La riada de Alicante pone en evidencia el urbanismo salvaje
Expertos cuestionan la planificación del territorio, permisiva con la edificación en zonas inundables junto a ríos y barrancos
La inundación que el viernes afectó a la comarca alicantina de La Marina Alta debido al desbordamiento de ríos y barrancos ha puesto al descubierto los efectos del urbanismo salvaje. Expertos universitarios e ingenieros cuestionan la planificación del territorio en la Comunidad Valenciana, permisiva con la construcción de edificaciones en zonas inundables, en los márgenes de cauces y en parajes expuestos a ser arrasados cuando se producen crecidas excepcionales debidas a lluvias torrenciales.
Esta realidad la experimentaron en carne propia los vecinos de las calles paralelas al cauce del río Girona a su paso por El Verger y Els Poblets. El desbordamiento del Girona arrasó un millar de casas en ambos pueblos. La riada también anegó las urbanizaciones levantadas en la desembocadura del Girona y en la playa de Dénia. Mientras, en Calp, el desbordamiento de los dos barrancos que atraviesan el municipio acabó por inundar la parte baja del pueblo. Aquí, el muro del paseo marítimo actuó como barrera y alimentó el nivel de la riada.
- "Intensa ocupación del territorio". El catedrático de Geografía de la Universidad de Alicante Jorge Olcina apunta a la masiva edificación del territorio como causa del desastre. El profesor, además, subraya que esa edificación descontrolada no ha ido acompañada de las medidas estructurales que recoge el Plan de Acción Territorial de Comunidad Valenciana (Patricova). "El Patricova no sólo es la cartografía de riesgo, sino que incluye una lista de obras estructurales que hasta el momento no se han realizado, tampoco en el ámbito de La Marina Alta", explica el catedrático.
Olcina vincula directamente lo ocurrido estos días con el urbanismo desaforado que se ha venido ejecutando en la comarca. "El problema es la falta de respeto al medio físico", asegura. Por eso vaticina que "tarde o temprano la gente exigirá responsabilidades jurídicas a los mandatarios, en los ayuntamientos o en las comunidades autónomas, que han permitido que se construya en zonas inundables".
- "Los puentes modifican el flujo hidráulico". José Miguel Saval, ingeniero Civil, de Obra Pública y de Caminos Canales y Puertos, aborda otra cuestión en la base de la polémica entre los dueños de las casas asoladas por el alud de barro, lodo y cañas y la Administración. Los afectados, especialmente los vecinos de El Verger y Els Poblets, sostienen que el taponamiento de los puentes por el cañizo que arrastró el caudal acentuó el nivel de la crecida del río. En un tramo de 1,5 kilometros cinco puentes salvan el río, dos de ellos son centenarios y los tres restantes fueron levantados en los sesenta. Saval explica que los proyectos de construcción de puentes deben disponer de un documento "fundamental" que detalle los efectos hidráulicos de la cuenca con un estudio que contemple en los últimos 500 años las avenidas máximas y mínimas. "El problema es que cuando se construyeron esos puentes esos datos eran casi imposibles de calcular", señala el ingeniero. Afirma que la concentración de puentes a lo largo del cauce, como en el caso de El Verger y Els Poblets, "modifica el flujo hidráulico". Saval señala que es conveniente calcular la distancia entre puentes para mitigar el efecto de una riada.
- "La urbanización no ha respetado los ríos". El comisario de Aguas de la Confederación del Júcar, Manuel Alcalde, admite que los procesos de urbanización "han sido poco respetuosos con los ríos". Alcalde recuerda que no se trata sólo de construir cerca de las cuencas, sino que cuando se autorizan macrourbanizaciones, la tierra se convierte en cemento y asfalto, lo que "modifica hidrológicamente el terreno" y, cuando se registran fuertes precipitaciones, en vez de absorber el agua la escupe a los barrancos. El cargo de la Confederación del Júcar rechaza las críticas de los vecinos sobre el efecto multiplicador de las cañas en la riada: "Sin cañas hubiera sido un auténtico desastre, porque el cañizo minimiza el efecto de la riada al frenar la velocidad del caudal".
- "La responsabilidad es de la Administración y los compradores"
. Por su parte, el profesor de Climatología de la Universidad de Alicante Enrique Moltó asegura que todo el territorio del norte de Alicante es una zona "intensamente urbanizada". "Los responsables son los políticos que autorizaron la construcción y los compradores a partir de los sesenta. Entonces todo valía, pero también hoy se sigue construyendo en zonas de riesgo de inundación". Moltó subraya que las lluvias del viernes, con más de 400 litros por metro cuadrado, son un episodio "extraordinario" pero "no insólito" en estas comarcas, donde en más de 800 ocasiones en los últimos 30 años se han superado los cien litros en 24 horas.
Barrancos edificados
El informe Aguaceros e inundaciones en áreas urbanas alicantinas , coordinado por el catedrático Jorge Olcina y publicado en 2004, es contundente respecto a la localidad de Calp ante avenidas por lluvias torrenciales al identificar tres sectores de "alto riesgo".
El primer sector se extiende hacia el norte del Morro de Toix y ocupa las zonas de desagüe de tres barrancos comprendidos entre Puerto Blanco y Cala Manzanera, que "soportan una elevada densidad de ocupación de sus llanos de inundación por urbanizaciones". Junto a uno de estos barrancos se ubica un restaurante. El segundo, de riesgo "bajo", comprende los barrancos de Quisi y Pou Roig, cuyo encauzamiento se ha resuelto hasta su desembocadura en la playa del Arenal-Bol. El sector con riesgo mayor está en el Saladar. "Aguas arriba se aprecian varios cauces cuyo grado de ocupación es tal que se resulta casi imposible seguirlos".
Joan Morató, coordinador del equipo de gobierno de Calp (tripartito formado por PSPV, Bloc y un grupo independiente), reconoce que ha heredado una gran proliferación de viviendas en zonas inundables: "Nuestro objetivo ahora es mejorar las infraestructuras en esas áreas en previsión de futuras riadas", augura.
Sobre la desembocadura del río Girona en la playa de Dénia, el estudio destaca la elevada densidad de la edificación.
La riada de Alicante pone en evidencia el urbanismo salvaje
Expertos cuestionan la planificación del territorio, permisiva con la edificación en zonas inundables junto a ríos y barrancos
La inundación que el viernes afectó a la comarca alicantina de La Marina Alta debido al desbordamiento de ríos y barrancos ha puesto al descubierto los efectos del urbanismo salvaje. Expertos universitarios e ingenieros cuestionan la planificación del territorio en la Comunidad Valenciana, permisiva con la construcción de edificaciones en zonas inundables, en los márgenes de cauces y en parajes expuestos a ser arrasados cuando se producen crecidas excepcionales debidas a lluvias torrenciales.
Esta realidad la experimentaron en carne propia los vecinos de las calles paralelas al cauce del río Girona a su paso por El Verger y Els Poblets. El desbordamiento del Girona arrasó un millar de casas en ambos pueblos. La riada también anegó las urbanizaciones levantadas en la desembocadura del Girona y en la playa de Dénia. Mientras, en Calp, el desbordamiento de los dos barrancos que atraviesan el municipio acabó por inundar la parte baja del pueblo. Aquí, el muro del paseo marítimo actuó como barrera y alimentó el nivel de la riada.
- "Intensa ocupación del territorio". El catedrático de Geografía de la Universidad de Alicante Jorge Olcina apunta a la masiva edificación del territorio como causa del desastre. El profesor, además, subraya que esa edificación descontrolada no ha ido acompañada de las medidas estructurales que recoge el Plan de Acción Territorial de Comunidad Valenciana (Patricova). "El Patricova no sólo es la cartografía de riesgo, sino que incluye una lista de obras estructurales que hasta el momento no se han realizado, tampoco en el ámbito de La Marina Alta", explica el catedrático.
Olcina vincula directamente lo ocurrido estos días con el urbanismo desaforado que se ha venido ejecutando en la comarca. "El problema es la falta de respeto al medio físico", asegura. Por eso vaticina que "tarde o temprano la gente exigirá responsabilidades jurídicas a los mandatarios, en los ayuntamientos o en las comunidades autónomas, que han permitido que se construya en zonas inundables".
- "Los puentes modifican el flujo hidráulico". José Miguel Saval, ingeniero Civil, de Obra Pública y de Caminos Canales y Puertos, aborda otra cuestión en la base de la polémica entre los dueños de las casas asoladas por el alud de barro, lodo y cañas y la Administración. Los afectados, especialmente los vecinos de El Verger y Els Poblets, sostienen que el taponamiento de los puentes por el cañizo que arrastró el caudal acentuó el nivel de la crecida del río. En un tramo de 1,5 kilometros cinco puentes salvan el río, dos de ellos son centenarios y los tres restantes fueron levantados en los sesenta. Saval explica que los proyectos de construcción de puentes deben disponer de un documento "fundamental" que detalle los efectos hidráulicos de la cuenca con un estudio que contemple en los últimos 500 años las avenidas máximas y mínimas. "El problema es que cuando se construyeron esos puentes esos datos eran casi imposibles de calcular", señala el ingeniero. Afirma que la concentración de puentes a lo largo del cauce, como en el caso de El Verger y Els Poblets, "modifica el flujo hidráulico". Saval señala que es conveniente calcular la distancia entre puentes para mitigar el efecto de una riada.
- "La urbanización no ha respetado los ríos". El comisario de Aguas de la Confederación del Júcar, Manuel Alcalde, admite que los procesos de urbanización "han sido poco respetuosos con los ríos". Alcalde recuerda que no se trata sólo de construir cerca de las cuencas, sino que cuando se autorizan macrourbanizaciones, la tierra se convierte en cemento y asfalto, lo que "modifica hidrológicamente el terreno" y, cuando se registran fuertes precipitaciones, en vez de absorber el agua la escupe a los barrancos. El cargo de la Confederación del Júcar rechaza las críticas de los vecinos sobre el efecto multiplicador de las cañas en la riada: "Sin cañas hubiera sido un auténtico desastre, porque el cañizo minimiza el efecto de la riada al frenar la velocidad del caudal".
- "La responsabilidad es de la Administración y los compradores"
. Por su parte, el profesor de Climatología de la Universidad de Alicante Enrique Moltó asegura que todo el territorio del norte de Alicante es una zona "intensamente urbanizada". "Los responsables son los políticos que autorizaron la construcción y los compradores a partir de los sesenta. Entonces todo valía, pero también hoy se sigue construyendo en zonas de riesgo de inundación". Moltó subraya que las lluvias del viernes, con más de 400 litros por metro cuadrado, son un episodio "extraordinario" pero "no insólito" en estas comarcas, donde en más de 800 ocasiones en los últimos 30 años se han superado los cien litros en 24 horas.
Barrancos edificados
El informe Aguaceros e inundaciones en áreas urbanas alicantinas , coordinado por el catedrático Jorge Olcina y publicado en 2004, es contundente respecto a la localidad de Calp ante avenidas por lluvias torrenciales al identificar tres sectores de "alto riesgo".
El primer sector se extiende hacia el norte del Morro de Toix y ocupa las zonas de desagüe de tres barrancos comprendidos entre Puerto Blanco y Cala Manzanera, que "soportan una elevada densidad de ocupación de sus llanos de inundación por urbanizaciones". Junto a uno de estos barrancos se ubica un restaurante. El segundo, de riesgo "bajo", comprende los barrancos de Quisi y Pou Roig, cuyo encauzamiento se ha resuelto hasta su desembocadura en la playa del Arenal-Bol. El sector con riesgo mayor está en el Saladar. "Aguas arriba se aprecian varios cauces cuyo grado de ocupación es tal que se resulta casi imposible seguirlos".
Joan Morató, coordinador del equipo de gobierno de Calp (tripartito formado por PSPV, Bloc y un grupo independiente), reconoce que ha heredado una gran proliferación de viviendas en zonas inundables: "Nuestro objetivo ahora es mejorar las infraestructuras en esas áreas en previsión de futuras riadas", augura.
Sobre la desembocadura del río Girona en la playa de Dénia, el estudio destaca la elevada densidad de la edificación.
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