Costa de La Orotava (Tenerife)

domingo, 25 de diciembre de 2011

Crecimiento y derrumbes en el volcán submarino de La Restinga.

Desde que se iniciaria el proceso eruptivo en el Mar de Las Calmas, la morfología del cono o conos volcánicos ha ido cambiando con el tiempo. Después de fases de crecimiento en altura más o menos rápida, se suceden procesos de desplomes o hundimientos, necesarios para mantener el equilibrio de la estructura. Publicamos una nota emitida por la Consejería de Economía, Hacienda y Seguridad del Gobierno de Canarias el día 24-12-2011, tras conocer las mediciones batimétricas del buque oceanográfico Sarmiento de Gamboa.


Se trata de un proceso habitual en la formación de los conos volcánicos con reajustes que equilibran la estructura volcánica 
El buque oceanográfico Sarmiento de Gamboa captura una nueva imagen acústica en la zona de la erupción
La Unidad de Tecnología Marina del CSIC ha informado a la dirección del Plan de Protección Civil por Riesgo Volcánico (PEVOLCA) que según el reconocimiento barimétrico realizado por el buque oceanográfico Sarmiento de Gamboa la zona más superficial del cono volcánico en la isla de El Hierro ha experimentado un pequeño descenso del orden de 15 a 20 metros. Este proceso, indican, es habitual en la formación de los conos volcánicos, que experimentan un crecimiento rápido y también una serie de reajustes que reequilibran la estructura volcánica. 

Además, la Unidad de Tecnología Marina del CSIC ha proporcionado a la dirección del PEVOLCA una imagen acústica obtenida ayer con una de las ecosondas del Sarmiento de Gamboa que muestra lo que ocurría, en el momento de la captura de la imagen, en la zona de la erupción. 

En la imagen, comparable con una ecografía, el perfil blanco corresponde al relieve y topografía en la zona del volcán, mientras que los tonos anaranjados reflejan el material que expulsa el volcán. 

Asimismo, en el momento en el que se realizó la medida, la emisión del volcán alcanzaba la superficie. Parte de los materiales que quedaban en suspensión en la zona más superficial corresponden al color marrón de la mancha que se observa en la superficie. Por su parte, el material, de color naranja, va cayendo desde la superficie sobre los flancos del volcán y por toda la zona de la erupción. 

Tremor y sismicidad 

Por otro lado, el Instituto Geográfico Nacional (IGN) ha confirmado a la dirección del PEVOLCA que en el día se ayer la señal del tremor se mantuvo en los mismos valores medios de los días anteriores aunque presentando mayor variabilidad de largo periodo durante el día, sin pulsos. 

En cuanto a los terremotos, hay que destacar que en la jornada de ayer se registraron dos movimientos sísmicos con una magnitud de 1.6 grados, ninguno de ellos sentido por la población. El primero, a las 2:16 horas se localizó en la zona de El Golfo a 16 kilómetros de profundidad, mientras que el segundo se registró a las 4:09 horas, al Suroeste de El Pinar y a una profundidad de 15 kilómetros. 

En total, desde el 19 de julio se han localizado 11.934 eventos en la isla de El Hierro. 

Deformaciones 

Las estaciones de control de la deformación mantuvieron un patrón estable en las componenetes horizontales y una tendencia hacia la estabilidad en las verticales en toda la Isla. 

Por lo que se refiere a la mancha, durante la mañana de ayer se apreciaba la mancha de color verdoso extendiéndose hacia el Sur y sin cabecera. Durante la tarde se observó burbujeo en la zona del centro emisor y mancha a su alrededor extendiéndose hacia al Sureste. 

Además, en el informe del vuelo de la misión SASEMAR 103 realizado en la tarde de ayer, se señala la detección de un foco bien definido y circular en el área de emisión sin observar material ni vapor de agua en superficie. El sensor IR detectó una anomalía de 2,2ºC en la zona de emisión respecto al mar de fondo.


miércoles, 21 de diciembre de 2011

Deslizamientos submarinos recientes en la Cresta de Alborán.

Publicamos parte del artículo publicado por Pedro Martínez-García , Menchu Comas, Juan I. Soto, Lidia Lonergan , y Silvia Pérez-Hernández, del Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC y Universidad de Granada), Facultad de Ciencias, Granada, España, del  Departamento de Geodinámica e Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC y Universidad de Granada), Facultad de Ciencias, Granada, España y del  Department of Earth Science and Engineering (Imperial College London), South Kensington Campus, London. United Kingdom.
Versión íntegra publicada en el número 47 de Geogaceta, 2009.

Introducción

Los procesos de inestabilidad gravitatoria condicionan en gran medida la morfología y evolución del fondo marino, siendo de considerable magnitud en los taludes continentales de ámbitos oceánicos. El progresivo desarrollo de técnicas geofísicas y métodos directos para obtener información del fondo marino y su subsuelo somero, ha favorecido el descubrimiento de numerosos deslizamientos submarinos en distintos contextos geológicos y morfológicos (e.g., Casas et al., 2003; Sultan et al., 2007, entre muchos otros).

En el Mediterráneo Occidental, la Cuenca del Mar de Alborán es bien conocida en aspectos que conciernen a su relleno sedimentario, a su estructura y evolución tectónica, y a sus peculiares características geofísicas (e.g., Comas et al., 1992, 1999; Jurado y Comas, 1992; Watts et al., 1993; Torné et al., 2000). Sin embargo, el origen, procesos y productos de posibles deslizamientos relacionados con los relieves de la Cuenca, han sido objeto de escasa atención específica (e.g., Bárcenas et al., 2004; Ballesteros et al., 2008).

La denominada Cresta de Alborán es el rasgo fisiográfico más sobresaliente del fondo del Mar de Alborán, destacando entre los numerosos relieves y las depresiones o surcos que la jalonan (Fig. 1a). Esta «cordillera submarina», con una morfología marcadamente lineal de dirección SONE, destaca como una de las estructuras mayores dentro del Arco de Gibraltar (Fig. 1). La Cresta de Alborán delimita las tres cuencas principales conocidas en el Mar de Alborán (Cuencas Oeste, COA; Cuenca Este, CEA y Cuenca Sur, CSA) (Fig. 1). Este alto batimétrico tiene unos 130 km de longitud y una elevación máxima de 1850 m sobre el fondo marino. Sus flancos presentan diferencias batimétricas de hasta 700 m y laderas localmente abruptas (pendiente máxima ~30º). Hacia el E, la Cresta pierde altura y su dirección gira a E-O uniéndose con el Escarpe de Yusuf, el otro rasgo fisiográfico de mayor envergadura en Alborán (Fig.1).

En este trabajo presentamos y analizamos algunos casos de procesos de inestabilidad  sedimentaria y depósitos relacionados (Mass Transport Deposits, MTD) reconocidos en el entorno de la Cresta de Alborán. El trabajo se fundamenta en el análisis de datos batimétricos y sísmicos de alta resolución, describe y cartografía esas estructuras y tiene el propósito de determinar los mecanismos y factores de control que han dado lugar a los deslizamientos submarinos.

Contexto geológico

El Mar de Alborán corresponde a la cuenca marginal de retroarco del Sistema del Arco Gibraltar (SAG). Este orógeno, que incluye además a las cadenas alpinas Béticas y Rif y al prisma acreción de Gibraltar en el Atlántico (Fig. 1), ha evolucionado conjuntamente desde el Neógeno (30 Ma) bajo un régimen cinemático regido por la convergencia N-S de las placas Euroasiática y Africana. Diversos trabajos establecen que la Cuenca de Alborán se generó a partir del Mioceno inferior por adelgazamiento litosférico y extensión cortical (e.g., Platt and Vissers, 1989; Comas et al., 1992, 1999; García-Dueñas et al., 1992), y que su evolución estructural conlleva fases extensionales (23-9 Ma) seguidas de etapas de tectónica contractiva transcurrente (9-0 Ma) (e.g., Comas et al., 1992, 1999; Woodside y Maldonado, 1992; Watts et al., 1993; Chalouan et al., 1997; Alvarez-Marrón, 1999; Gràcia et al., 2006; Mauffret, et al., 2007). La reestructuración post-Messiniense ha condicionado la fisiografía del fondo marino del Mar de Alborán así como su línea de costas.

La sismicidad registrada en el SAG demuestra que los procesos tectónicos son activos en la región. La deformación actual se encuentra principalmente con-trolada por dos sistemas de fallas de dirección NE-SO a NNE-SSO (zona de falla de la Cresta de Alborán) y conjugadas NO-SE (zona de falla de Yusuf). Ambos
sistemas presentan una importante componente de salto en dirección, de carácter izquierdo y transpresivo para las NE-SO, y dextro y transtensivo para las NO-SE (vse. revisión en Fernández-Ibáñez et al., 2007).

El registro sedimentario del Plioceno y Cuaternario en el Mar de Alborán, está determinado a partir de las perforaciones del ODP Leg 161 (Comas et al., 1999). Los depósitos del Cuaternario y Holoceno recuperados en los ODP Sites 976, 977 y 979, muestran que esas secuencias contienen comúnmente abundantes intervalos turbidíticos y facies arcillosas redepositadas. Particularmente en el Site 979, situado en el flanco meridional de la Cresta de Alborán, la secuencia del Cuaternario/ Holoceno presenta diversos hiatos y niveles contorsionados (de slumping) atribuidos a episodios de inestabilidad  sin-sedimentaria causados por el levantamiento coetáneo de la Cresta (Alonso et al., 1999).

Datos y Metodología

Este trabajo se basa en el estudio e interpretación de mapas batimétricos y de perfiles de alta resolución. Los datos utilizados proceden de las campañas de geología y geofísica ALBA (1992), TECALB (2000), y MARSIBAL I-06 (2006), realizadas en el Mar de Alborán a bordo del B.I.O. Hespérides. Los datos batimétricos fueron adquiridos mediante la ecosonda multihaz SIM-RAD EM12S-120. Además se han utilizado datos complementarios, procedentes de MediMap Group (2008), para elaborar los mosaicos. El análisis morfológico ha sido completado con mapas de pendientes (Figs. 2B, D, F).

Los deslizamientos identificados en batimetría han sido analizados además sobre perfiles de sísmica multicanal y perfiles acústicos de alta resolución (TOPAS: Topographic Parametric Sonar, penetración máxima de 170-180 m) para conocer la estructura interna de las masas deslizadas.

Evidencias de deslizamientos masivos
En el entorno de la Cresta de Alborán se han reconocido numerosos deslizamientos en masa de sedimentos, a profundidades variables entre los -640 y -1810 m. Las cabeceras de los deslizamientos son escarpes (scars) con 10-25º de pendiente, con geometrías cóncavas hacia la base del talud y depresiones en el frente. Los depósitos correspondientes a estos deslizamientos (Mass Transport Deposits – MTD) forman lóbulos de techo abovedado y delimitados por cambios de pendiente a su base. Los deslizamientos presentados en este trabajo se localizan en los taludes de la Cresta de Alborán y también en el Escarpe de Yusuf (Fig. 1B).

Talud Sur de la Cresta de Alborán
Aquí se ha identificado la cabecera de un deslizamiento localizado entre 35º 35º36’N-35º39’N y 3º34’W-3º28’W, que cubre un área mínima de 19 km2 y se extiende desde los -640 a -1000 m. Las figuras 2c y 2d muestran el scar como una cicatriz nítida cóncava hacia el SE con trazado festoneado en detalle y se encuentra en el frente de un escarpe lineal de orientación SO-NE y pendiente variable entre 10º y 25º (Fig. 2D). La imagen TOPAS de la Figura 3a evidencia la existencia de más deslizamientos recientes a lo largo de la Cresta. Las facies acústicas transparentes que presentan las masas deslizadas son interpretadas como depósitos caóticos.

Talud Norte de la Cresta de Alborán
Se ha identificado un amplio sector afectado por procesos de inestabilidad sin-sedimentaria, y los deslizamientos resultantes se localizan entre 35º52’N- 36º0’N y 3º27’W-3º7’W, ubicándose entre los -880 y -1650 m. Este área abarca unos 230 km2 y se caracteriza por un relieve escalonado, con escarpes estrechos y desnivel de cientos de metros, separados por rellanos. La cicatriz principal tiene una traza festoneada y se instala en cotas altas de la Cresta (Fig. 2A, B). En el perfil sísmico de la figura 4 se identifican claramente la arquitectura y facies sísmicas (caóticas y semitransparentes) de tres deslizamientos recientes con despegues gravitacionales en sus bases. Los MTD que localmente conforman depósitos yuxtapuestos, progresan como máximo unos 20 km hacia el N (Fig. 2B). Se observan además numerosas fallas de alto ángulo que deforman las secuencias sedimentarias del Plio-Cuaternario; algunas de estas fallas condicionan incluso la morfología del fondo marino, indicando que son actualmente activas.

Escarpe de Yusuf
Existen varias cabeceras de deslizamientos de pequeñas dimensiones marcados por cicatrices de curvatura variable. Scars y MTD que ocupan el área comprendida entre 35º53’N-36º0’N y 2º.30’W-2º17’W, y se extienden desde - 900 a -1810 m (Figs. 2E, F). Los depósitos consistentes en lóbulos superpuestos de facies semitransparentes (Fig. 3B) son interpretados como MTD. El volumen total de los deslizamientos reconocidos en Yusuf se estima en torno a 1,4 km3, considerando un área mínima de 70 km2 (calculada sobre el mosaico batimétrico, Fig. 2F) y un espesor promedio de los cuerpos deslizados de 20 m (cálculo sobre perfil TOPAS, Fig. 3B).

Discusión y Conclusiones:

Deslizamientos y Tectónica activa.
Los datos analizados sobre los taludesde la Cresta de Alborán y el Escarpe de Yusuf muestran deslizamientos submarinos con depósitos transportados masivamente (MTD). Los depósitos gravitacionales de flujos densos resultan de un transporte a favor de la máxima pendiente en los taludes, perpendicular a la cicatriz de los deslizamientos y a sus frentes lobulados (Fig. 2). Con esto, cabe afirmar que las sucesiones de
deslizamientos visibles en ambos flancos de la Cresta de Alborán y en el Escarpe de Yusuf han inducido al desmantelamiento y remodelado de esos taludes por procesos concomitantes de despegues gravitatorios, transporte y acumulación masiva de depósitos alóctonos sobre el fondo marino.

El perfil sísmico de multicanal de la figura 4, correspondiente al flanco septentrional de la Cresta de Alborán (Fig. 1), demuestra que los casos de deslizamientos y MTD considerados en este trabajo están generados por procesos de inestabilidad causados por una tectónica activa coetánea. La superposición de las masas deslizadas sugiere una recurrencia de episodios de inestabilidad sedimentaria en la región. El hecho de que el deslizamiento 2 aparezca plegado y deformado por las fallas, demuestra una tectónica activa posterior a su
emplazamiento.

Los deslizamientos estudiados están constituidos por distintos lóbulos superpuestos, y en ocasiones separados por niveles hemipelágicos. Este hecho indica que el acúmulo de MTD sobre los taludes es recurrente en el tiempo y espacio, y denota episodios de acumulación rápida (depósitos caóticos) que alternan con periodos de sedimentación hemipelágica en épocas actuales o muy recientes. La localización de estos deslizamientos en ámbitos de probada actividad sísmica actual (e.g., Fernández-Ibáñez et al., 2007 y referencias incluidas), sugiere que probablemente fueron activados por terremotos. En este sentido, los deslizamientos reconocidos en la Cresta de Alborán y el Escarpe de Yusuf pueden estar condicionados por movimientos de fallas sismogénicas activas o recientes. No obstante, para determinar la influencia de otros factores de control en los deslizamientos masivos en esta región (i.e., cambios eustáticos o sobrecarga sedimentaria) sería necesario un estudio de testigos de sedimentos de los deslizamientos de los que por ahora no disponemos.

Finalmente cabe señalar que los procesos actuales de inestabilidad sedimentaria probados en el Mar de Alborán suponen un potencial riesgo geológico de interés por tanto para estudios futuros, dirigidos a cuantificar adecuadamente los volúmenes de los deslizamientos y determinar el riesgo tsunamigénico de esta región.

LA ENERGIA CINETICA Y SUS EFECTOS EN LAS PLAYAS

Fracción del texto publicado en:
http://acceda.ulpgc.es/bitstream/10553/1817/1/4246.pdf
por Jesús Martínez Martínez, M. Elena Melián, Frella Reyes, Cristina Rua - Figueroa, Angelo Santana, Carmen del Toro, y J. Juan Alonso Facultad de Ciencias del Mar. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria.

RESUMEN

Se pretende modelizar globalmente los procesos de acreción y erosión en franjas intermareales de playas arenosas. Para ello:
1. Se ha hecho el seguimiento de una playa de Gran Canaria (España).

2. Y se realiza un estudio estadístico de diversas series temporales significativas de observaciones, tanto de la dinámica de los depósitos sedimentarios como del enmarque oceanológico.

l. INTRODUCCION

En relación con proyectos de optimización de playas arenosas, sobre todo turísticas, resulta necesario el estudio dinámico de tales ambientes sedimentarios. De ahí el interés de este tipo de trabajos, en los que se llega a establecer predicciones de las caracterizaciones y cuantificaciones de ganancias y pérdidas de áridos. Todo ésto se deberá considerar en la toma de decisiones respecto a la planificación y gestión del entorno litoral.

2. MATERIAL Y METODO
Para el desarrollo de la modelización, se han seguido las siguientes técnicas:
- Cálculo de cubicajes de arena en el estrán. se emplea la metodología de MARTÍNEZ et al. ( 1987).
- Análisis estadistico del clima marítimo, con datos de la boya de Las Palmas.
- Estimaciones de energías en las zonas de rompientes.
- Correlaciones entre los procesos dinámicos de los depósitos de arena y sus condicionantes arenosos.
Por otra parte, se ha seleccionado una playa arenosa representativa en el litoral grancanario: Sardina del Norte (Gáldar).

3. RESULTADOS Y DISCUSION

Los efectos más significativos de las franjas intermareales de las playas son. sin duda, las ganancias y pérdidas sedimentarias. La variación temporal del volumen de áridos de una playa resulta de la actuación conjunta de los procesos de acreción y erosión, que puede representarse mediante una ecuación que relaciona el volumen de áridos, el tiempo y los relaciona con las ganancias y pérdidas instantáneas producidos en un intervalo de tiempo. De acuerdo con las series temporales de medidas de Maratinez et al (1990), los cambios de volumen, debidos a los procesos de pérdidas, pueden ajustarse mediante expresiones exponenciales, que implicarían que a medida que crece el intervalo de tiempo, un agotamiento de todas las disponibilidades sedimentarias intermareales de la playa. Este sería un modelo idealizado que no se ajusta al comportamiento real de los balances sedimentarios de muchas playas. No obstante, la función exponencial sí sería aceptable para describir, cuantificar y predecir procesos de pérdidas en intervalos discretos de tiempo. y dentro de ciclos sedimentarios cortos (entre dos erosiones o acreciones significativas).

Sin embargo, los cambios de volumen debidos a procesos de acreción, se ajustan mejor a modelos logísticos que reflejan el hecho de que la velocidad con que aumenta el volumen es proporcional al producto de su valor en cada instante, por la cantidad de material que la playa aún puede admitir, hasta alcanzar su capacidad máxima K.

El modelo da lugar a un incremento inicial muy rápido de las ganancias, para luego estabilizarse, en torno a la asíntota v(t)=K. El seguimientode las playas, descritas por Martínez et al. (1990), permite verificar este comportamiento. Es obvio que el proceso de acreción no podría seguir una función exponencial que implique que con el tiempo se diera un acopio infinito de sedimentos con respecto al macrosistema donde se ubica la playa, cosa que no coincide con la realidad.

La modelización global de los procesos de acreción y erosión en playas arenosas, conforme a las limitaciones establecidas. también puede llevarse a cabo mediante el uso de modelos logísticos, tales como los recogidos por Beltrami (1987). En tales modelos, la variación instantánea, en el volumen sedimentario de las playas arenosas. obedece a una ecuación de equilibrio entre las ganancias instantáneas.
 
En tales modelos, la variación instantánea, en el volumen sedimentario de las playas arenosas obedece a una ecuación de equilibrio entre las ganancias instantáneas, que vendrían expresadas mediante una fórmula, así como las pérdidas instantáneas, que relacionan el volumen máximo que admite la playa, el volumen umbral (mínimo) de la playa, y el parámetro de tiempo (inverso de la cantidad de tiempo necesaria para pasar de un volumen 1 a un volumen 2); la tasa de pérdidas (P) o volumen perdido por unidad de tiempo, depende del tiempo, la energía del temporal y la disponibilidad sedimentaria. Con objeto de simplificar el modelo, se asume que, en intervalos de tiempo correspondientes a episodios concretos de erosión o acreción, P se mantine aproximadamente constante.

La ecuación expresa el hecho de que la pérdida instantánea es proporcional a la parte que, dentro del volumen total de la playa, representa el volumen sedimentario en exceso, sobre el volumen umbral. Sin embargo, da lugar a una expresión muy brusca para las pérdidas, y para suavizarla, se corrige de la siguiente manera:

P (t) = - Pv2 (t) + v2 (t)

que conserva la caracteristica de implicar la estabilización del proceso de pérdidas, toda vez que alcanza una tendencia asintótica P(t)=P.
La cuestión de principal interés esta en determinar si, en estas condiciones, existe algún volumen de equilibrio para la playa: un volumen tal que, si se alcanza, la playa se mantiene en él sin variación. Para responder a esta cuestión, se impone en la condición de que el volumen de la playa no varíe, esto es, que dv/dt=0. Ello implica que, una vez alcanzado el volumen de equilibrio, las pérdidas deben ser iguales a las ganancias.
Los temporales previos y posteriores a los significativos se localizarían, en principio, dentro de los comportamientos asintóticos de los procesos de acreción y erosión efectiva, respectivamente. Sin embargo, conviene hacer las siguientes matizaciones:

1. Los temporales previos podrían determinar basculaciones topográficas intermareales, sin cambios volumétricos significativos. en la totalidad de esta franja. Actuarían a modo de "tampón" en el balance sedimentario y, por lo tanto, tienden a estabilizar la acreción máxima. No obstante, las ligeras pérdidas sedimentarias tendrían entidad adecuada para iniciar, en muchos casos, la curva exponencial de la erosión, en su tramo más suave.
2. Los temporales posteriores serían responsables, en gran medida. de la pendiente en las curvas logísticas de acreción.

Para la Playa de Sardina del Norte (Gran Canaria), el conjunto de procesos intermareales, de acreción u erosión de una serie temporal de seis años, dexcribe una especie de oscilación periódica, de geometría peculiar, que, de entrada, haría recordar una función tipo cuasi senoidal.

Estos procesos de acreción y erosión de arenas son respuestas de los cambios energéticos de las playas. En efecto, tales ambientes sedimentarios se pueden definir como un sistema tendente a un equilibrio entre energía cinética del oleaje.

Valores granulométricos del árido y pendiente topográfica.

La anterior definición en parte ha sido recogida por Bascom (1951). Su curva relaciona valores granulométricos de los áridos y pendientes topográficas. No obstante, quien ha considerado conjuntamente, de forma explicita, los tres componentes del sistema  es KOMAR (1976), en una gráfica que ha servido para diseñar otra adaptada a las características de las arenas del entorno canario (Figura 3). En esta última, la curva envolvente superior representa situaciones de alta energía del oleaje, mientras que la inferior corresponde a las situaciones de baja energía. Sobre estas tienen lugar los procesos de erosión y acreción, según las pautas que se describen el la figura 4. Las expresiones de Sunamura (1984) entre otras, hacen admisibles las relaciones gráficas antes reseñadas.

Para la cornisa septentrional de la Isla de Gran Canaria, en donde se encuentra la Playa de Sardina del Norte, el enmarque energético se muestra en la figura 5. En ella, se representa la energía del oleaje, en la zona de rompesientes, y en relación coin alturas máximas, significantes y medias, de datos del clima marítimo, registrados por la Boya de Las Palmas, para una serie temporal de cuatro años (entre 1986 - 1989). Para las estimaciones de energía en la zona de rompientes, se aplica una aproximación de las formulaciones de la teoria lineal de las ondas. Se acepta esta metodología. de acuerdo con autores tales como Miche (1944),  Horikawa y Kuo (1966) Collins y Wier (1969) y Komar y Gaughan (1972), aunque según algunes autores, se introduciría un cierto error (véase, por ejemplo, Sánchez Arcilla, 1984).
 
4. CONCLUSIONES

1. El comportamiento global de ganancias y pérdidas de arenas, en la franja intermareal, se puede medir mediante un modelo logístico.
2. Los términos referentes a los procesos de ganancias y pérdidas se verifican, muy aceptablemente. con los comportamientos empíricos.
3. Se llegan a estimar las correlaciones entre los anteriores procesos sedimentarios y sus condicionantes oceanológicos. entre los que se encuentran, entre otros, los temporales significativos de la erosión y las bonanzas de la acreción.
4. Para casos concretos, las caracterizaciones de la energía del oleaje, en zonas de rompientes. según datos estadísticos del clima marítimo, explican satisfactoriamente la localización, en el tiempo, de los procesos intermareales de acreción y erosión.

Batimetría multihaz del margen insular de Tenerife (Islas Canarias): Proyecto TEIDE-95

Reproducimos aquí parte del artículo de A.Muñoz, J.Acosta, P.Herraz, C. Palomo, J.L. Sanz y E. Uchupi, el Instituto Español de Oceanografía y del Woods Hole Oceanographic Institution, publicado en Geogaceta, en 1996. Artículo alojado en:

Introducción.
Las Islas Canarias se localizan en la zona Este del Océano Atlántico, que constituye un margen pasivo dentro del marco de la tectónica de placas. Según la teoría más generalizada estas islas se localizan sobre una corteza oceánica de edad jurásica. La edad propuesta para el inicio del vulcanismo en las islas es neógena, permaneciendo su origen  aún en discusión (Anguita y Herman, 1975; Hoernle et al, 1991).
La campaña Teide-95, realizada a bordo del B.O. Hespérides, se incluye dentro del proyecto Nº8 del Programa de la Unión Europea "European Laboratory Volcanoes". En este proyecto se abordan casi todos los temas, llévándose a cabo estudios petrológicos, estratigráficos, morfológicos, sedimentológicos, etc. por los distintos grupos de trabajo incluidos en él. El Instituto Español de Oceanografía está encargado de la investigación del área submarina de la isla de Tenerife, que ocupa una posición central dentro del archipiélago, y es una de las más complejas desde el punto de vista volcanológico (Ancoechea et al. 1990).

Los objetivos de la campaña Teide-95 se reparten geográficamente en dos zonas. Una primera, que incluye el área situada al Norte de la isla, desde la costa comprendida entre los macizos de Anaga y Teno hacia mar aboierto, llegando al paralelo 29º 20´. El otro área se localiza en el sur de la  isla, incluyendo el área desde el valle de Güimar y el SO de la isla, hasta dos tercios de la superficie del canal entre Tenerife y Gran Canaria.

Tecnología utilizada.
Los equipos empleados en ambas zonas fueron los siguientes: sistema de ecosonda multihaz EM-12, magnetómetro Geometrics G-876, gravímetro Bell Aerospace-Textron BGM-3, Sparker de 8000J para perfiles de alta resolución, sísmica monocanal con cañones de aire de 55,235 y 523 pulgadas cúbicas. La posición del barco se determinó mediante dos sistemas de navegación GPS diferencial. Estos equipos se utilizaron de forma simultánea y a la mayor velocidad permitida por la operatividad de los sensores, en función del estado de la mar y de las respuestas de los equipos.
La obtención de los datos batimétricos se basa en la ecosonda multihaz  modelo SIMRAD EM-12, que emplea una frecuencia de 13 KHz y 81 haces en cada emisión, cubriendo una superficie equivalente a 3,5 veces la profucndidad del fondo. Posteriormente, estos datos son procesados en tierra, en un tratamiento que consiste en la validación de los datos de posición y la corrección de los datos de profundidad. Ambos tipos de datos ya calibrados, se someten a un tratamiento estadístico que sirve como base para realizar las correcciones finales. La elaboración del mapa batimétrico se realiza mediante la distribución de los valores corregidos en una malla regular de tamaño 50 X 50 m, analizada mediante una búsqueda espiral, a la que se aplica un algoritmo de interpolación parabólica para el cálculo de los valores en los nodos de la malla, que luego es suavizada mediante un método de interpolación de desviaciones medias. En conjunto, las precisiones de navegación y profundidad aplicadas, cumplen las normas requeridas por la Oficina Hidrográfica Internacional.

Resultados.
En este trabajo se pretende indicar los hechos bati-morfológicos más característicos de la cartografía generada. No se entrará en el análisis detallado, que será objeto de trabajos posteriores.

Margen Norte: La morfología submarina se presenta enmarcada en la prolongación mar afuera, de los nacizos antiguos de Teno y Anaga, que están perfectamente diferenciados en las curvas batimétricas. Entre ambos, se aprecian al menos cuatro valles submarinos separados por dorsales o divisorias.
La morfología de valle encajado se pieerde al llegar a cotas de 2.500 a 3000 metros, a partir de las cuales se pueden apreciar morfologías de tipo abanico, generadas por la sedimentación de materiales desplazados desde el margen insular. Dentro de esta clara morfología, destaca una enorme superficie caracterizada por campos de megabloques, que aparentemente han sido transportados a 80 km de la actual línea de costa. Estos bloques están claramente representados en cartografías de intervalos de 20 en 20 m. entre veriles, así como en el mosaico sonográfico del área. El más representativo de estos bloques se localiza en el sector NW y presenta unas dimensiones de 7 X 3 km y una altura sobre el fondo en el que reposa de 250 m.

Margen Sur: La morfología de esta zona es totalmente diferente a la del norte, y está condicionada por la cercanía del margen insular de Gran Canaria, que da como resultado una morfología en silla de montar, con una zona axial orientada NE-SW, en la que las corrientes profundas del NADW North Atlantic Deep Walers (Jacobi y Hayes, 1992), juegan un papel importante en el modelado y distribución sedimentaria, dando lugara a importantes depósitos contouríticos.
En la zona estudiada se pueden diferenciar dos grandes provincias. La NE, que presenta una estrecha plataforma insular, ausencia de recubrimientos sedimentarios apreciables y una morfología abrupta caracterizada por abundantes picos o altos  morfológicos de forma subcircular y alturas variables entre 50 y 250 m. Estas elevaciones, que se extienden hasta la ase del talud de Gran Canaria, pueden ser atribuidas por su morfología y disposición a formas de inyección volcánica, tipo dique o pitón (Smith, com. peronal). Dentro de estas morfologías de posible origen volcánico, es de destacar la situada sobre la divisoria de la zona axial de las islas, que se eleva desde los 2.300 m en la base de su flanco E o los 2.200 m de su flanco W, hasta los 1.700 m. Presenta una morfología cónica casi perfecta con unas dimensiones de 34 km de base por 500 m de altura. Presenta en el lado SW un pequeño cono subsidiariio, alargado en dirección NW-SE, de 1,5 x 1 km de base y una altura de más de 100 m.
El área SW de la zona reconocida, presenta como característica más importante la existencia de una plataforma más amplia, presencia de importantes unidades sedimentarias (Acosta et al, 1996), y formas deslizadas en distintos estadios de evolución. Los sedimentos definidos, tanto en plataforma como en el talud, tienen una vía de escape en los bien desarrollados cañones submarinos definidos en el límite SW de la zona, que transcurren en dirección NW-SE y canalizan los sedimentos móviles hacia mayores profundidades.




martes, 20 de diciembre de 2011

VARIABILIDAD DE LOS PERFILES DE PLAYA: FORMA Y DISTRIBUCIÓN GRANULOMÉTRICA.

Damos a conocer parte del artículo publicado en:
por Raúl Medina, Iñigo Losada, Miguel A. Losada y César Vidal, del Grupo de Ingeniería Oceanográfica y de Costas. Universidad de Cantabria - Dpto. de Ciencias y Técnicas del Agua y del Medio Ambiente.

RESUMEN: Las playas no son elementos estáticos de la costa sino que cambian su forma en planta y perfil a lo largo del tiempo. Estos cambios de forma, conllevan un transporte de arena que origina, a su vez, variaciones en la distribución granulométrica del material que conforma la playa. El presente trabajo se centra en la variabilidad de los perfiles de playa tanto en lo que se refiere a su forma como a su distribución granulométrica. El análisis se efectúa con base en datos medidos en varias playas del litoral español. Las playas elegidas reflejan diferentes situaciones usuales en nuestro litoral: playa de perfil de arena completo, playa de perfil de arena que intersecta al lecho rocoso, playa con segregación de material (finos/gruesos) a lo largo del perfil y playa en concha donde existe una fuerte interacción planta-perfil.

INTRODUCCIÓN


Una característica de las playas, conocida por cualquier observador que se haya acercado a las mismas, es que éstas no se mantienen fijas en una posición sino que cambian su configuración, perfil y planta, a lo largo del tiempo. Este continuo cambio de forma, que denominaremos variabilidad, conlleva, además, modificaciones en la distribución granulométrica de los sedimentos que la componen. El origen de la variabilidad de una playa se encuentra en la propia génesis de la misma. En efecto, la configuración de una playa surge como resultado de la interacción de las dinámicas actuantes (oleaje, viento, marea...) con los contornos existentes (batimetría, costa...) y la arena disponible. Si una playa con un tamaño de grano concreto, es sometida a una solicitación o dinámica actuante constante, desarrollará una configuración (planta y perfil) que no evolucionará en el tiempo. La configuración alcanzada suele denominarse “configuración de equilibrio”, existiendo diversas formulaciones que permiten estimar el perfil de equilibrio (por ejemplo, Dean 1977; Vellinga 1982; Larson 1991), o la forma en planta de equilibrio (por ejemplo, Silvester 1970; Garau 1979; Hsu y Evans 1989).
Evidentemente una configuración tal y como se describe en el párrafo anterior solo puede ser obtenida en un laboratorio donde se puede fijar la solicitación incidente. En la naturaleza, la variación del nivel del mar y del oleaje es constante y, consecuentemente, una configuración de equilibrio en sentido estricto, no existe nunca. No obstante, dado que las variaciones de los diferentes agentes (oleaje, marea...) están acotadas y presentan cierta cadencia, también lo estará la variabilidad de las playas, pudiéndose admitir en la naturaleza la existencia de una situación modal o de equilibrio que sufre variaciones en función del clima marítimo existente.

El presente trabajo se centra en el análisis de la variabilidad de los perfiles de playa, tanto en lo que se refiere a su configuración o forma, como a su distribución granulométrica. El análisis se efectuará con base en datos medidos en diferentes playas del litoral español. Es importante señalar en este punto, que la separación de la playa en perfil y planta se realiza con base en la hipótesis de que el transporte de arena y, consecuentemente los cambios ocurridos, pueden descomponerse en dos modos o direcciones ortogonales, es decir, independientes entre si, que denominamos transporte transversal y longitudinal. Si esta hipótesis es correcta, el estudio de una playa puede realizarse analizándose por separado su perfil y su planta. Si no lo es, habrá que tener en cuenta las interacciones entre ambos tipos de transporte, esto es, la tridimensionalidad del proceso. En este trabajo se presenta, también, un ejemplo de este último caso.

ZONAS DE ESTUDIO Y DATOS DE CAMPO


Al objeto de caracterizar la ubicación y dinámica actuante en las diferentes playas analizadas en este trabajo, se presenta a continuación una breve descripción de las mismas.

Playa del Puntal

La playa del Puntal, de más de 5 km. de longitud, se ubica cerca de Santander, en el litoral cantábrico Aproximadamente, tres cuartas partes de las olas que se aproximan al Puntal proceden del sector N-NO, con valores típicos medios anuales de altura significante de 1 metro y altura de ola significante de unos 4 m en temporales. La carrera de marea media es de unos 3 m y la marea viva de unos 5 m. Dentro del proyecto de seguimiento de la evolución del Puntal se han realizado medidas de oleaje, corrientes y niveles medios, así como la toma mensual de 18 perfiles batimétricos y de muestras de arena. Una descripción detallada del programa de seguimiento puede encontrarse en Losada et al 1991. En este trabajo nos centraremos en los datos de perfiles de playa y datos de sedimentos recogidos en un período de 24 meses.

Playa de Plencia-Gorliz

La playa de Plencia-Gorliz se localiza en el fondo de la Ensenada de Astondo, Vizcaya. La playa está orientada hacia el Oeste y se encuentra apoyada lateralmente entre la Punta de Astondo y el  Espigón de la Ría de Plencia. La longitud de la playa es de unos 1200 m y presenta una forma en planta aconchada muy acusada. Las características del clima marítimo exterior (oleaje, marea) actuante en la playa de Plencia-Gorliz son similares a las descritas en la playa del Puntal. Los datos de perfiles y de granulometrías analizadas corresponden a 9 transectos tomados a lo largo de la playa en un período de 18 meses.

Playa de Santa Marina

La playa de Santa Marina se encuentra en el municipio de Ribadesella, Asturias. La Playa está orientada hacia el Norte y está confinada lateralmente por el Monte Somos al Oeste y la  desembocadura del Río Sella al Este. La playa presenta una longitud de unos 1100 metros con una forma en planta ligeramente aconchada. Las características del clima marítimo actuante en la playa de Santa Marina son similares a las descritas en la playa del Puntal, si bien, algo más protegida frente a oleajes del Oeste debido a su orientación y a la presencia del Monte Somos. En este trabajo se analizan datos de perfiles y de distribución granulométrica de un período de un año.

Playa de Castilla

La Playa de Castilla está ubicada en la provincia de Huelva, entre las localidades de Mazagón y Matalascañas. Esta playa presenta una longitud de unos 25 km. y se sitúa al principio de la unidad fisiográfica desarrollada entre las desembocaduras de los ríos Tinto y Odiel y la del Guadalquivir. La altura de ola significante media anual es de 0.4 m, con temporales anuales del orden de Hs ~ 2 m. La dirección predominante del oleaje es del sector SW/SSW, siendo la carrera de marea viva del orden de 3.7 m. La playa ha sido objeto de un programa de medidas de diversos parámetros de oleaje y de la playa, véase Fernández et al 1992, entre los que se encontraba: medida bimensual de 42 perfiles a lo largo de la playa, con una separación entre perfiles de unos 500 m y toma de muestras de arena en cada perfil a diversas profundidades. En este trabajo se analizan datos de un período de dos años.

VARIABILIDAD ESPACIAL

Al analizar la variabilidad de un perfil, se observa que no todos los puntos del mismo varían en la misma magnitud, ni siquiera con la misma tendencia, sino que existe una “variabilidad espacial”. Así, por ejemplo, dentro de la campaña de toma de datos efectuada en el Puntal de Santander, se ha observado diferentes configuraciones de perfiles, variando entre: 
(a) Barra mínima, con una forma de perfil cóncava o en “S”

(b) Barra única, situada aproximadamente a 325 m en dirección al mar a partir de la línea de referencia. Esta barra única se desplaza hacia el mar en situaciones de temporal.

De la observación de los gráficos se desprende que la máxima variabilidad vertical se produce aproximadamente a unos 300 metros de la base, en la zona de la barra interior. Las variaciones de cota ocurridas en ese punto superan los 2 metros de amplitud. Es importante señalar que variaciones del orden de 2 metros se producen, igualmente, en diversos puntos del perfil, siendo destacable las variaciones ocurridas en la zona de la berma (50 m de la base) y la zona de la barra exterior, cota -4, -6 (500 m de la base). Estas variaciones de cota son especialmente relevantes en el diseño de espigones, emisarios submarinos u obras cuya cimentación no deba quedar expuesta al oleaje.

Se observa, por otro lado, que en el entorno de la batimetría, 9, las variaciones del perfil son de escasa entidad. Adoptando dicha cota, -9, como profundidad de cierre o profundidad de variación del perfil despreciable, d,, y teniendo en cuenta que la altura de ola significante que es superada 12 horas es de Hs12 = 5.7 m (Datos boya de Gijón), obtenemos una expresión para dicha profundidad de cierre: d1 =~ 1.6 HS12, similar a la propuesta por otros autores en otras playas. En lo que se refiere a la variabilidad horizontal, el máximo avance-retroceso se produce en la cota, -2, con un desplazamiento horizontal de más de 130 m. Es interesante resaltar que la zona intermareal presenta movimientos horizontales medios del orden de 80 metros, siendo máximos en la cota 0 (110 metros).

Estas variaciones horizontales y verticales del perfil están asociadas a intercambios de material barra-berma de marcada cadencia estacional, que será analizada posteriormente. El volumen de arena intercambiado entre la barra y la berma de los perfiles medidos fue de unos 100m3/m por término medio con valores máximos medios de 150 m3/m. Las muestras de arena analizadas en el Puntal (15 muestras por perfil en cada toma de datos de perfil) señalan la existencia de una arena fina y uniforme. Sin embargo, tanto el tamaño medio, como el grado de uniformidad, muestran una variabilidad tanto espacial como temporal. Las muestras promediadas en el tiempo presentan una distribución espacial similar a la descrita por otros investigadores con los tamaños más gruesos en la barra, y una tendencia de reducción del tamaño medio hacia ambos lados de la barra.

En las gráficas de la variabilidad de los tamaños D84, D5() y D16 a lo largo del perfil, así como de los valores medios de dichos diámetros, se observa que la mayor variabilidad ocurre en los diámetros más gruesos, además, como era de esperar, existe una correspondencia entre las zonas de mayor variabilidad relativas al tamaño del grano y al perfil. Nótese que, si todos y cada uno de los granos de arena que componen el perfil respondieran igual ante una situación hidrodinámica, el transporte de arena de un lugar a otro del perfil no originaría cambios en la distribución granulométrica. A la vista de otras gráficas, se concluye que esto no es así, en otras palabras, la erosión o acreción en una playa no se debe a un movimiento masivo de arena, y, cada grano, responde de manera diferente a la misma hidrodinámica, dando lugar una clasificación importante. Consecuentemente, la utilización de parámetros estadísticos, tales como el tamaño medio de la distribución (D50) para representar una muestra de sedimento, como se realiza usualmente en los modelos de transporte de sedimento, es inadecuada. Más aún, dado que la distribución granulométrica en la que se ha producido una clasificación importante es totalmente distinta a una distribución
log-normal, la interpretación usual dada al D5(, debe ser analizada con cautela (por ejemplo, en la barra). Los valores de las variaciones de perfil y distribución granulométrica expresadas en los párrafos anteriores relativos al Puntal de Santander son análogos a los encontrados por otros autores en perfiles con arenas medias/finas en playas expuestas a oleaje (e. g., Inman et al 1993, Stauble 1992). Existen, sin embargo numerosas playas en el litoral Cantábrico Español, que pese a estar expuestas al oleaje y formadas por arenas medias/finas, no responded al modelo de variabilidad desarrollado anteriormente, al menos, en la magnitud de las variaciones. Una de estas playas corresponden al tipo denominado “playas colgadas” en las que el perfil activo de arena no alcanza la profundidad límite, dI, señalada anteriormente, sino que intersecta el lecho rocoso a una profundidad menor. Ejemplos de este tipo de playas son, Berria en Cantabria o Ribadesella en Asturias.

El seguimiento efectuado a la playa de Ribadesella durante año y medio muestra que el talud de roca es excesivamente pendiente entre las cotas -4, -10 por lo que la playa ha de inscribirse por encima de la cota -4. Al carecer de perfil sumergido, los intercambios de arena barra-berma están prácticamente impedidos, puesto que cualquier material transportado más allá de la cota -4 no es recuperado por el sistema. De este modo, los únicos movimientos transversales de arena posibles son las que se realizan por encima de dicha cota -4. Los datos medidos en la playa de Ribadesella señalan que las variaciones verticales del perfil no alcanzan el metro y el desplazamiento horizontal de una cota del perfil no supera los 40 metros. Evidentemente la magnitud de las variaciones obtenidas en la playa de Ribadesella no pueden ser extrapoladas a otras playas colgadas, pues el grado de variabilidad depende de la cota a la que se produzca la intersección lecho de arena - lecho rocoso, no obstante, ponen en evidencia la importancia del perfil sumergido en la variabilidad transversal de un perfil de playa. Otro modo de variabilidad transversal, sensiblemente diferente al descrito en los párrafos anteriores, es el que se produce en numerosas playas del litoral Sur- Atlántico y Mediterráneo español donde existe una segregación de tamaños importante entre el perfil sumergido y el perfil adyacente a la línea de orilla que denominaremos perfil de estrán.

La Playa de Castilla es un ejemplo de dicha segregación. El tamaño medio de la arena por debajo de las cotas (-1, -2) se encuentra entre D50 ~ 0.1 mm -0.2 mm mientras que el material de la zona del estrán en la zona no regenerada presenta tamaños medios del orden de D50 ~ 0.3 mm - 0.4 mm. Bajo estas circunstancias el perfil muestra una clara discontinuidad en las pendientes medias del perfil del estrán y el perfil sumergido, más aún, esta discontinuidad se manifiesta en forma de una barra. Es importante reseñar que la barra encontrada en la Playa de Castilla es una barra morfológica, esto es, es una característica de todos los perfiles a lo largo de todo el año. La barra presenta, sin embargo, oscilaciones estacionales que serán analizadas posteriormente, siendo más acusada en los meses de verano y de menor entidad en invierno. De la observación de la Figura 6 se desprende que las variaciones en la cota de la barra superan el metro y que las variaciones horizontales en dicha barra alcanzan los 80 metros. Los análisis granulométricos efectuados señalan que no existe una mezcla importante de material entre la zona sumergida y la zona del estrán, consecuentemente, al no existir  intercambio barra-berma, las variaciones de cada una de las zonas se realiza a sus propias expensas. Por este motivo, la variabilidad transversal del estrán es sensiblemente menor que la existente en el perfil sumergido. Este tipo de comportamiento es frecuente en playas regeneradas en las que el material de aportación es sensiblemente más grueso que el material nativo.

VARIABILIDAD TEMPORAL

La variabilidad temporal de la forma de los perfiles de playa es un elemento bien conocido en la ingeniería litoral. En el caso de los perfiles del Puntal, esta variabilidad se manifiesta por la aparición de una barra en invierno que se desplaza hacia aguas más profundas al aumentar el nivel energético del clima marítimo actuante. La variabilidad temporal de la distribución granulométrica es más difícil de discenir. Losada et al (1992) mostraron, usando una técnica de análisis por componentes principales, que existe una acusada estructura temporal en la variabilidad de la distribución granulométrica de la arena del Puntal de Santander. Esta variabilidad temporal muestra variaciones cíclicas estacionales y afecta de manera diferente a los diferentes tamaños de arena existentes. La variabilidad de los tamaños gruesos se manifiesta, fundamentalmente, en los intercambios barra-berma (en invierno aumenta el porcentaje de gruesos en la barra mientras que disminuye en la berma y viceversa en verano).

La variabilidad estacional de los tamaños finos está relacionada con un movimiento de dichos tamaños a lo largo de todo el perfil (en invierno el material fino es transportado hacia la zona sumergida e inversamente en verano). La utilización del método de componentes principalespermite, además, cuantificar la duración, de los estados de “invierno” y de “verano” de la forma del perfil y de la distribución granulométrica. En las Figuras 7 y 8 se muestra la variabilidad temporal (segunda componente principal) del perfil y de la distribución granulométrica respectivamente.

De la observación de las figuras se concluye que los cambios en la forma del perfil y las distribuciones de sedimento son claramente estacionales y se relacionan con la frecuencia de ocurrencia de los temporales en el Golfo de Vizcaya. De la Figura 7 se desprende que en el tiempo necesario para cambiar de la situación de verano máxima (Septiembre) a la de invierno máxima (Enero) es de cuatro meses, mientras que el cambio de la situación de invierno a verano se produce en un período de ocho meses. Es decir, el perfil tarda más en recuperarse que en erosionarse. Comparando las Figuras 7 y 8 se deduce que el máximo de invierno se alcanza con anterioridad por el perfil que por el tamaño del grano; (recuérdese que máximo de invierno supone para el perfil máxima barra y para la distribución granulométrica tamaños más gruesos en la barra) consecuentemente, el perfil se esta recuperando mientras que el sedimento continúa en movimiento hacia la situación de invierno. Esto quiere decir que la barra sufre un proceso de erosión a través de la pérdida de finos, permaneciendo los gruesos; por tanto, se produce inicialmente un movimiento del material fino desde la barra a la berma.

Nótese que, el transporte de sedimentos en Puntal la dirección perpendicular a la playa puede considerarse como una redistribución de sedimento o del tamaño de grano a lo largo del perfil. Con el fin de examinar la redistribución del sedimento en la dirección perpendicular a la playa, se generó una "muestra maestra" sumando todas las muestras de arena tomadas del perfil para cada una de las campañas. La Figura 9 presenta esta “distribución maestra” para las campañas de verano e invierno. Excepto pequeñas desviaciones, debidas probablemente a la técnica de toma de muestras, se puede observar que la distribución maestra es constante en el tiempo. Consecuentemente, se sugiere la siguiente hipótesis de trabajo:  “La distribución granulométrica maestra correspondiente a un perfil de playa como componente de una unidad fisiográfica, obtenida mediante la adición de las muestras tomadas a lo largo de un perfil activo, no varía en el tiempo”.

Los resultados obtenidos muestran que la distribución granulométrica presenta en general una débil variabilidad estacional. Los tamaños del estrán y del perfil sumergido no sufren variaciones significativas, sin embargo, el material de la barra sí presenta una existentes en correspondencia con las variaciones en la forma de la barra. Ésta muestra un tamaño máximo en verano y mínimo en invierno asociado a las variaciones del oleaje que alcanza la playa; "Swell” de bajo peralte en invierno y “Sea” de gran peralte en primavera-verano.

INFLUENCIA DE LA FORMA EN PLANTA

Existen ocasiones en las que la estructura tridimensional de una playa se manifiesta de modo tal, que la variabilidad de los perfiles de playa afecta a la variabilidad de la forma en planta y viceversa. Un ejemplo de esta interacción es encontrado en la Playa de Plencia-Gorliz. La situación de verano de la playa, Figura 10, se caracteriza por un avance de la playa seca en la zona de Plencia y una profundización de la zona central de la playa. Esta profundización es más evidente en su perfil sumergido, de modo tal que la batimetría 5 se sitúa en la zona interior entre los diques de San Valentín y Astondo ubicadas al Oeste y Este respectivamente. Esta profundización de la playa sumergida facilita la penetración de mayor energía en dicha zona y provoca una refracción de los frentes de oleaje que genera fuerte giro de los mismos, dando lugar a una playa más aconchada.

La llegada de los primeros temporales, con el consiguiente aumento de la energía del oleaje, provoca un déficit de arena en el perfil sumergido, que ha de ser equilibrado con una erosión en la zona emergida de la playa. Este material erosionado es rápidamente ubicado en la zona profunda del perfil, rellenando la vaguada central de la playa, tal y como se puede apreciar en la Figura 11. Al cambiar los fondos de variación de los la ensenada, se modifica la propagación del oleaje, que pasa a ser menos aconchada, rectificándose la curvatura de los frentes. Esta rectificación de los frentes genera un nuevo sistema de corrientes longitudinales, cambiando la posición de equilibrio de la playa a una forma en planta más rectilínea, menos aconchada.

Este cambio de forma se traduce en una mayor pérdida de material en la zonas laterales y un avance de la playa, fundamentalmente en su zona central. La llegada del verano y la disminución de la altura de ola favorece el proceso que usualmente se denomina de “recuperación” de la playa, por el cual el material que fue colocado en la zona profunda por los temporales de invierno asciende hacia la zona superior del perfil. En estas circunstancias, la arena ubicada entre las batimétricas 5-7 inicia un proceso de transporte hacia el perfil emergido, fundamentalmente por la zona central de la Playa. Este material no es, sin embargo, estable en dicha posición y es transportado hacia los extremos de la Playa. Al ocurrir dicho proceso, se erosiona el perfil de la zona sumergida en la parte central de la Playa, Figura 10, volviendo a surgir la vaguada central de verano. Nótese que la aparición de la vaguada refuerza el giro de los frentes por refracción y la tendencia a una forma en planta de playa más aconchada que en invierno, lo que se traduce en una erosión de la zona central. De este modo, en invierno, la línea de costa retrocede en los laterales de la playa y avanza en la zona central y viceversa en verano.

DISCUSIÓN

Forma del perfil.
El modelo clásico de variabilidad de la forma del perfil de una playa toma como punto de partida la existencia de dos estados morfodinámicos o tipos de perfil denominados perfil de erosión y perfil de acumulación. El perfil de erosión se produce bajo situaciones de oleaje con peralte elevado y provocan, generalmente, una erosión en la parte visible del perfil, con retroceso de la línea de costa, y una acumulación en la zona sumergida del mismo. Este tipo de perfil es usual en invierno en el litoral Cantábrico, en verano en las zonas del archipiélago Canario gobernadas por el régimen de Alisios o a finales de primavera en el arco Sur-Atlántico Español. Dada la importancia de la magnitud de las variaciones tanto horizontales como verticales a las que se ve sometido el perfil (e. g. en el Puntal de Santander más de dos metros en vertical y más de cien metros en horizontal) numerosos autores han propuesto parámetros que permitan caracterizar el estado o tipo del perfil bajo unas determinadas condiciones de arena y oleaje incidente (véase Dalrymple 1992 como referencia general) o evaluar el volumen de erosión al cambiar las condiciones de equilibrio de un perfil, Jiménez y Sánchez-Arcilla 1992. Estos parámetros han sido obtenidos, en su mayoría, con base en datos de ensayo de laboratorio. Su aplicación a playas reales, si bien ha sido realizada con éxito en determinadas condiciones Krausy Masón 1991, deben ser utilizadas con cautela.

En el presente trabajo se ha mostrado un ejemplo, Puntal de Santander, que responde al modelo clásico perfil de erosión-perfil de acumulación. Sin embargo se ha puesto de manifiesto que la variabilidad de la forma del perfil de playa puede estar condicionada por la ausencia del perfil sumergido, Playa de Ribadesella, por la segregación de tamaños, Playa de Castilla, o por la interacción con la forma en planta, Playa de Plencia-Gorliz.

Distribución Granulométrica
La interrelación entre el tamaño del sedimento y la forma del perfil es bien conocida. Así, playas de material más grueso presentan pendientes máspronunciadas y viceversa. Existen diversos trabajos que analizan la variación espacial a lo largo de un perfil de playa de los parámetros asociados al grano, como, por ejemplo, la media, moda, sesgo (e. g. Krumbein 1938; Bascom 1951 y, más recientemente Moutzouris 1991; Stauble 1992). Así mismo se ha realizado experimentos en laboratorio para simular la redistribución natural de tamaños de grano a lo largo del perfil en una regeneración artificial (e. g. Khamphuisy Moir 1977). El comportamiento temporal de la distribución granulométrica del sedimento, aunque es más difícil de observar que el comportamiento espacial, muestra una variabilidad estacional que está fuertemente relacionada con los cambios morfológicos del perfil. Un elemento especialmente importante de la  variabilidad granulométrica es que se produce debido a que los diferentes tamaños de sedimento responden de manera diferente ante una misma solicitación hidrodinámica. Consecuentemente, la utilización de parámetros estadísticos, como el diámetro medio, para representar una muestra de sedimento es inadecuada siempre y cuando sea representar grandes rangos de diámetros. Más aún, los modelos de perfiles de playa que no tienen en cuenta los procesos de clasificación del sedimento que tienen lugar en el transporte son, cuanto menos, deficientes.

sábado, 17 de diciembre de 2011

Hipótesis sobre la formación de las rocas conocidas como "restingolitas".

Se adjunta parte del texto editado en la web de AVCAN (www.avcan.org) correspondiente al informe realizado por el geólogo D. Juan Jesús Coello Bravo, sobre el posible origen de las restingolitas de El Hierro.


I. Introducción
Este breve informe se redacta tras el examen de visu de varias muestras del material denominado informalmente como “restingolita”. Su elaboración responde solo a la propia necesidad del autor de registrar, ordenar e interpretar las observaciones y los datos de que dispone hasta la fecha. Esta necesidad surge por la escasez y dispersión de la información que sobre este asunto, de indudable interés para la geología del archipiélago canario y para el devenir de la actual crisis volcánica, han suministrado a la comunidad científica y al público en general los miembros del comité asesor del plan de emergencia volcánica y de algunos centros de investigación involucrados en el estudio de la erupción en curso. Su elaboración no responde por tanto a la petición formal de ningún organismo o particular.
El autor agradece al director del Museo de la Naturaleza y el Hombre de Tenerife, D. Lázaro Sánchez-Pinto, que le facilitara, a título personal, las citadas muestras.

II. Estructura y composición de las restingolitas
Las restingolitas, nombre informal aplicado al más característico de los productos emitidos hasta la fecha por la erupción submarina que se registra en la actualidad en la Dorsal Sur de la isla de El Hierro, son fragmentos flotantes, de tamaño decimétrico –quizá hasta métrico– y formas con tendencia globular, de vidrios volcánicos vaculares y ligeros. Algunas de las que han podido ser observadas por el autor parecen presentar un saliente o protuberancia alargada a modo de quilla. Su presencia en superficie se detectó por primera vez el 15/10/2011, 5 días después de que empezara a registrarse tremor volcánico en la zona de la erupción por parte de los sismógrafos del Instituto Geográfico Nacional (IGN).

Según los análisis químicos realizados por las universidades de La Laguna y de Barcelona, y también por el Centro Superior de Investigaciones Científicas (CSIC), publicados parcialmente en la prensa −el autor no dispone de los resultados completos−, la corteza más o menos delgada de estos fragmentos globulares está formada por un vidrio volcánico transparente, de color marrón oscuro, que recibe el nombre de sideromelana. La sideromelana se produce por el enfriamiento muy rápido de un magma basáltico. Tiende a ser transparente porque carece de pequeños cristales de óxidos de hierro (magnetita) en su interior. Puede presentar irisaciones por microfracturación, y es de masiva a escasamente vacuolar en las muestras observadas.
El interior de los fragmentos flotantes está formado por dos tipos de vidrios:
�� un vidrio volcánico opaco de color negro, que aparece formando bandas muy delgadas y deformadas (plegadas). Este vidrio recibe el nombre de taquilita. Como la sideromelana, es producto del enfriamiento rápido de magmas basálticos, pero en este caso el enfriamiento es algo más lento, por lo que la taquilita presenta pequeños cristales de magnetita en su interior −de ahí su color y opacidad. Es muy vacuolar en las muestras observadas.
�� un vidrio volcánico de color blanco nieve a gris blancuzco, que forma el grueso del volumen total de los fragmentos flotantes. Su composición es la de una traquita o una riolita, con un 65% ó más −en volumen− de sílice (SiO2). Tiene una textura esponjosa, con numerosas microvacuolas, y su densidad total es menor que la del agua.

En cuanto a su génesis, existe un cierto consenso en considerar los vidrios oscuros de composición basáltica como productos volcánicos juveniles, es decir, formados por el enfriamiento en superficie de magmas emitidos durante la erupción en curso. No ocurre lo mismo con el vidrio de color blanco y composición más rica en sílice, cuyo origen se discute.

III. Naturaleza y posible origen del vidrio blanco rico en sílice
Del examen de visu, y del resultado de los análisis químicos publicados hasta ahora, se deduce que el vidrio blanco microvesiculado podría ser una perlita expandida.
Las perlitas son vidrios volcánicos de origen natural, ricos en sílice. Presentan un brillo lustroso y una fractura concoidea (circular), atributos que les confieren el aspecto perlado del que proviene su nombre. Típicamente son de composición riolítica y contienen más de un 70% de sílice en volumen, pero también hay perlitas traquíticas, con contenidos en sílice algo más bajos (65-70%). Su característica principal, sin embargo, es su relativamente alto contenido en agua constituyente, es decir, en moléculas de agua que se hallan dentro del vidrio y forman parte de su composición. Así, el contenido típico en agua molecular de las perlitas es de un 2 a un 6% en volumen.
Las perlitas provienen de la hidratación natural, registrada a temperatura ambiente, de vidrios volcánicos de composición similar, pero anhidros (sin agua): pumitas, obsidianas e hialoclastitas traquíticas o riolíticas, cuyo contenido en agua molecular no supera el 0,2% en volumen.

Las perlitas son trituradas hasta el tamaño de grano deseado y después sometidas a calentamiento brusco en hornos industriales, hasta que alcanzan temperaturas de entre 760º y 890ºC (temperatura de transición vítrea ó Tg), momento en el cual el vidrio silíceo se ablanda y se hace deformable, y el agua molecular es liberada en forma de vapor, lo que provoca la formación de innumerables pequeñas burbujas y el hinchamiento del material hasta un volumen de 4 a 20 veces el original. El resultado de esta expansión perlítica es una espuma de vidrio microvesiculado, de color blanco puro a gris blancuzco, con una densidad muy baja −la densidad bruta varía entre 0,03 y 0,15 gr/cm3. La expansión se produce sin que el vidrio funda en ningún momento.
Las perlitas se explotan industrialmente en todo el mundo. Una vez expandidas artificialmente, tienen multitud de aplicaciones: procesos de filtración, aislamiento térmico, mejora de sustratos de cultivo, rellenos inertes…

En este caso se trataría de un proceso de expansión natural, no artificial, de una perlita, ocurrido a un presión confinante de unas 20 a 30 atm (200 a 300 m de profundidad), a diferencia del proceso industrial, que se lleva a cabo a presión mucho menor (1 atm). Sin embargo, debe tenerse en cuenta que el contenido en agua molecular de la perlita que sufrió la expansión natural en el fondo marino de La Restinga podría ser bastante mayor que el típico de las que se expanden artificialmente. Se han analizado algunos vidrios volcánicos hidratados cuyo contenido en agua molecular era de hasta un 20% en volumen.

Por el lugar y ambiente geológico donde se desarrolla la erupción, lo más plausible es que la perlita provenga en este caso de la hidratación in situ de una capa de hialoclastitas de composición traquítica. Las hialoclastitas son esquirlas de vidrio que se forman por la súbita fragmentación térmica, es decir, la rotura por enfriamiento brusco, de magmas de cualquier quimismo al entrar en contacto con el agua. Como el resto de vidrios de origen volcánico, son termodinámicamente inestables en las condiciones ambientales que reinan en la superficie de nuestro planeta y tienden a alterarse, transformándose en otros materiales. El primer estadio de esa alteración es la hidratación del vidrio.

Estas hialoclastitas en concreto se habrían originado en una erupción submarina anterior, de carácter traquítico, cuyo centros de emisión podrían estar próximos al actual volcán. Se hallarían en el fondo marino, formando un depósito volcano-sedimentario poco o nada consolidado y saturado en agua, es decir, con agua rellenando los poros entre los fragmentos de vidrio volcánico.
Sin embargo, aunque parece poco probable, no puede descartarse del todo que este vidrio de composición traquítica o riolítica y carácter perlítico pudiera ser un producto temprano de la actual erupción.

IV. Mecanismo de formación de la restingolitas
A continuación se esquematiza en cinco pasos un posible mecanismo de formación de las restingolitas. Este mecanismo es coherente con los datos existentes sobre la erupción en curso, explica en lo posible los hechos observados, y parece compatible con lo publicado hasta la fecha sobre los productos y los procesos volcánicos que se registran en erupciones submarinas relativamente someras. Ahora bien, huelga decir que su carácter es puramente tentativo, y debe considerarse sólo como una primera hipótesis de trabajo que podrá o no ser confirmada por estudios posteriores. La escala de la figuras es aproximada.

1. La hidratación in situ (representada en la ilustración por el color amarillo más intenso) de una hialoclastita traquítica formada en una erupción anterior, produce una capa de vidrio perlítico que yace en el fondo marino como un material volcano-sedimentario, no consolidado y saturado en agua.

2. Fragmentos de lava basáltica fluidal a muy elevada temperatura (material rojo en la ilustración), provenientes de una fuente submarina de lava, muy vigorosa, de la actual erupción, caen sobre la capa de hialoclastitas perlíticas y se acumulan rapidamente sobre ellas. En la caída los fragmentos fluidales de lava basáltica se aplastan y se aglutinan entre sí. La elevación de temperatura convierte en vapor la capa de agua marina situada directamente sobre el aglutinado basáltico. Se produce un cierto grado de mezcla entre los piroclastos basálticos fluidales y el sedimento formado por los fragmentos de vidrio perlítico.

3. Debido a la brusca elevación de temperatura, se produce la expansión perlítica de los fragmentos de vidrio de la hialoclastita traquítica hidratada. Este proceso ocurre cuando la capa superior de aglutinados basálticos se mantiene aún caliente y fluidal (deformable). En la expansión, la capa de aglutinados es abombada y estirada. El vapor de agua producido en el proceso queda atrapado dentro de la perlita expandida (material gris con punteado grueso en la figura), bajo la capa de aglutinados.

4. Por su baja densidad, la perlita expandida tiende a ascender por flotación. Masas globulares de perlita expandida se separan de la capa de hialoclastitas hidratadas, rompiendo la capa de aglutinados fluidales y plásticos que las recubre y formando quillas.

5. Durante el ascenso a través del agua marina hasta la superficie, el aglutinado basáltico estirado que forma la corteza de estas masas globulares se enfría muy rápidamente para dar lugar a sideromelana (s en la ilustración), mientras que las porciones de aglutinado basáltico que se hallan en su interior enfrían algo más despacio y dan lugar a taquilita.(t). La perlita expandida (pe) también se enfría y el vapor de agua atrapado en su interior es liberado al fracturarse la corteza de sideromelana. La degasificación es facilitada por la disminución de la presión confinante a la que está sometida el clasto que asciende.

V. Otros posibles orígenes del vidrio silicatado de color blanco
Otros materiales de composición más o menos similar que podrían estar presentes en el fondo y liberar gran cantidad de vapor de agua al sufrir un calentamiento brusco son los geles alumino-silicatados y las zeolitas, ambos productos muy frecuentes y abundantes de alteración de hialoclastitas y otros vidrios volcánicos. En el primer caso se trata de geles, es decir, sólidos de carácter coloidal formados por dos componentes, en el que la fase continua es un vidrio alumino-silicatado, y la fase discontinua agua líquida.
En el segundo caso se trata de materia sólida cristalina: las zeolitas son minerales que forman un amplio grupo de silicatos alumínicos hidratados de metales alcalinos y alcalinotérreos (sodio, calcio, potasio...) Su nombre, del griego "zeo", hervir, y "lithos", piedra, proviene precisamente de que muchos componentes del grupo liberan vapor de agua y se hinchan bajo la llama de un soplete, propiedad denominada intumescencia. Si las zeolitas, y no las perlitas, fueron el material que sufrió el calentamiento brusco y la expansión por liberación de agua en forma de vapor, al resultar cubiertas por clastos de lava a alta temperatura en el fondo marino, dicho calentamiento tuvo que producir la fusión completa del material zeolítico, que después se enfrió rápidamente para dar lugar al vidrio blanco.

VI. Conclusión
La restingolita, en concreto el vidrio volcánico rico en sílice, microvesiculado y de color blanco que forma el interior de los clastos flotantes, podría provenir de la expansión natural producida por la liberación, en forma de vapor, de agua molecular presente en materiales hidratados, producto de la alteración de vidrios volcánicos originados en erupciones anteriores y presentes en el fondo marino, cerca del actual punto de emisión. Dicha expansión habría sido provocada por el calentamiento brusco sufrido al acumularse sobre ellos fragmentos fluidales de lava basáltica juvenil. Estos materiales de alteración expandidos podrían tener un carácter inicial vítreo (perlitas) o cristalino (zeolitas), y haber experimentado durante el proceso de expansión un ablandamiento térmico o una fusión total.

Rápido crecimiento del volcán submarino de El Hierro según el IEO

Los mapas realizados por científicos del Instituto Español de Oceanografía (IEO) a bordo del Ramón Margalef muestran un rápido crecimiento del volcán submarino de El Hierro.

El equipo de científicos del Instituto Español de Oceanografía (IEO), a bordo del buque Ramón Margalef, ha podido observar el rápido crecimiento del volcán submarino de El Hierro gracias a los mapas realizados en diferentes días.

La primera imagen muestra la morfología de la zona el día 24 de octubre, 14 días después de que se iniciara la erupción; y la segunda, representa la misma zona cuatro días después y en ella se puede observar un crecimiento considerable tanto del cono como de la colada volcánica.

Al superponer ambos mapas, los investigadores han podido estimar que sólo en estos cuatro días el volcán emitió casi 5,5 millones de metros cúbicos de materiales

El Instituto Español de Oceanografía (IEO), es un organismo público de investigación (OPI), dependiente del Ministerio de Ciencia e Innovación (MICINN), dedicado a la investigación en ciencias del mar, especialmente en lo relacionado con el conocimiento científico de los océanos, la sostenibilidad de los recursos pesqueros y el medio ambiente marino. El IEO representa a España en la mayoría de los foros científicos y tecnológicos internacionales relacionados con el mar y sus recursos. Cuenta con nueve centros oceanográficos costeros, cinco plantas de experimentación de cultivos marinos, doce estaciones mareográficas, una estación receptora de imágenes de satélites y una flota compuesta por siete buques oceanográficos, entre los que destacan el Cornide de Saavedra y el Ramón Margalef.

Más informacion sobre el Ramón Margalef en la web del IEO (www.ieo.es).