GEOMORFOLOGIA LITORAL

La cima del volcán submarino de El Hierro está a 130 metros de profundidad

2012-01-19T23:17:00.000Z

(artículo publicado en el periódico www.larazon.es el 19/01/2012)
http://www.larazon.es/noticia/9858-la-cima-del-volcan-submarino-de-el-hierro-esta-a-130-metros-de-profundidad
La batimetría realizada la primera semana de enero de 2012 por los científicos del buque oceanográfico Ramón Margalef, perteneciente al Instituto Oceanográfico Español (IEO) ha establecido en 130 metros la profundidad a la que se encuentra la cima del volcán submarino.

Así se lo han comunicado esta mañana los responsables de la campaña científica a la dirección del Plan de Protección Civil por Riesgo Volcánico (Pevolca), informa el Gobierno de Canarias en un comunicado.

Los levantamientos batimétricos efectuados fueron llevados a cabo durante los días 10 y 11 de enero, y también han permitido apreciar un aumento significativo de volumen, tanto del cono como de los depósitos asociados a los puntos de emisión de material.

Este aumento de volumen llega a cubrir casi por completo el escarpe occidental del cañón submarino que enmarca los puntos de emisión y los depósitos volcánicos. Estos depósitos discurren desde la zona de emisión hasta unos 2.000 metros de profundidad y se ven estrangulados en su curso medio, a 950m de profundidad, por un estrechamiento del cañón que actúa como controlador de descarga entre dos zonas de depósito diferenciadas: la zona de depósito del curso alto y el cono de deyección.

Para el curso alto, los científicos del Ramón Margalef han estimado que el volumen total depositado alcanza 57 millones de metros cúbicos y para el cono de deyección un volumen de 88 millones de metros cúbicos, lo que supone 145 millones de metros cúbicos de material depositado.

En cuanto a la evolución del cono volcánico, el Ramón Margalef constató que el desdoblamiento de la cima que se registró en el levantamiento anterior no existe en estos momentos y de nuevo aparece una única cima en las coordenadas: 2737.18'N ; 1759.58'W.

Asimismo, el cono ha modificado su ladera respecto al levantamiento de diciembre. Su pendiente en el flanco Sureste ha aumentado debido en parte al aumento en altura de la cima y a la disminución de la convexidad del cono, que pudiera ser atribuido a una deflación ocurrida en el periodo comprendido entre las dos batimetrías.

El Instituto Geográfico Nacional (IGN), por su parte, trasladó a la dirección del Pevolca que ayer, a las 17.00 horas, comenzó una gran emisión en superficie de fragmentos de lava humeantes, algunos de los cuales pudieron ser recogidos por los científicos para realizar análisis petroquímicos.

Asimismo, en el vuelo de la nave Sasemar se ha registrado una temperatura de 22.6 C en la zona de emisión frente a los 19.4C de la zona no afectada.

Crecimiento y derrumbes en el volcán submarino de La Restinga.

2011-12-25T09:13:00.000Z

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.

http://www.gobiernodecanarias.org/noticias/?module=1&page=nota.htm&id=146508

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.

Deslizamientos submarinos recientes en la Cresta de Alborán.

2011-12-21T10:37:00.000Z

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.

http://www.sociedadgeologica.es/archivos/geogacetas/geo47/art23.pdf

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

2011-12-21T10:16:00.000Z

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

2011-12-21T10:01:00.000Z

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:

http://www.sociedadgeologica.es/archivos/geogacetas/Geo20%20(2)/Art22.pdf

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.

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

2011-12-20T10:38:00.002Z

Damos a conocer parte del artículo publicado en:

http://upcommons.upc.edu/revistes/bitstream/2099/3727/1/article9.pdf

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.

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

2011-12-17T23:24:00.001Z

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

2011-12-17T23:18:00.000Z

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).

LOS DESLIZAMIENTOS DE FLANCO INSULAR DE CANARIAS. MÉTODOS Y CRITERIOS DE RECONOCIMIENTO.

2011-11-30T13:36:00.000Z

Artículo publicado en: http://www.gobiernodecanarias.org/geotecnia/rec_desl_volc_1.A.Lomoschitz.pdf
VI Simposio Nacional sobre Taludes y Laderas Inestables. Valencia, 21-24 Junio de 2005
E. Alonso, J. Corominas, L. Jordá, M. Romana, J.B. Serón (Eds.)
Vol. II, pp. 806-817

Resumen

En los últimos años se ha puesto de manifiesto la enorme importancia que han tenido los grandes deslizamientos en la evolución de islas volcánicas, como son las Hawai y las Islas Canarias. La identificación de grandes deslizamientos submarinos ha sido posible gracias al empleo de tecnologías modernas como la batimetría de multihaz, el sonar de barrido lateral de gran profundidad y la sísmica de reflexión. Principalmente en las islas occidentales de Tenerife, La Palma y El Hierro, se han reconocido enormes masas de derrubios sumergidas desprendidas de cicatrices también reconocibles en los flancos emergidos de las islas donde, a menudo, adquieren morfologías espectaculares. En las islas orientales, por el contrario, las evidencias de grandes deslizamientos de flanco son menos claras ya que las fases constructivas de escudo son mucho más antiguas, del Mioceno. Los grandes deslizamientos que afectaron a los flancos de los edificios insulares han sido definidos, principalmente, como debris avalanche y debris flow, si bien su inicio pudo producirse en forma de deslizamientos rotacionales o traslacionales.

INTRODUCCIÓN

El número elevado de publicaciones que hacen referencia a los grandes deslizamientos en Canarias desaconseja acometer aquí una revisión pormenorizada del “estado de la cuestión”. No obstante, sí conviene destacar que ha sido en los últimos 15 años cuando los deslizamientos se han estudiado con cierto fundamento y han venido a introducirse en el discurso científico para explicar aspectos determinados sobre la evolución geológica y geomorfológica de las Islas Canarias.

Además, estos avances ya han tenido cabida en obras generales de Geología Regional como: The Geology of Spain, en su capítulo 18 (Carracedo et al., 2002); las guías geológicas de Canarias, por ejemplo la de Anguita et al. (2002) o en Geología de España, en el capítulo 8 (Ancochea et al., 2004). Diversos grupos de investigación, españoles y extranjeros, han estudiado los deslizamientos submarinos y subaéreos en el conjunto del archipiélago canario. Nuestra intención es mostrar aquí aquellos métodos y criterios que han resultado útiles para identificar los deslizamientos de flanco insular y, para ello, se hará referencia a tres de las islas (Tenerife, Hierro y La Palma), donde las morfologías y depósitos han quedado mejor preservados.

2. IDENTIFICACIÓN DE GRANDES DESLIZAMIENTOS

En general, la dificultad de reconocer una masa deslizada de grandes dimensiones (de cientos de metros a kilómetros de longitud) radica en los cambios de escala que es necesario aplicar para estudiarla y, además, es necesario identificar un conjunto adecuado de signos (externos o internos) que delimiten o acusen la presencia de la masa removilizada. En este sentido, resulta arriesgado admitir un “episodio de deslizamiento” si no ha sido posible acceder al depósito (la masa deslizada) o, al menos, inferir su presencia por
métodos indirectos.

Los deslizamientos de flanco insular pueden tener una parte subaérea (onshore) y otra submarina (offshore). De esta forma, para reconocerlos no basta con “ponerse las gafas” de ver deslizamientos (fotointerpretación + trabajo de campo + conocimiento de la geología local), sino que hay que emplear “gafas de bucear” un tanto especiales (técnicas batimétricas y geofísicas avanzadas + modelos digitales del terreno) que permitan identificar los depósitos bajo el agua, incluso a miles de metros de profundidad.

Por otro lado, en las islas de mayor relieve han sido también reconocidos grandes depósitos deslizados “tierra adentro”, con una tipología muy variada: grandes rock slumps o deslizamientos rotacionales en roca; deslizamientos traslacionales que afectaron a porciones rocosas de centenares de metros; extensos debris slide, debris flow, etc. Todos ellos se habrían producido como consecuencia de procesos gravitacionales sin relación directa ni inmediata con procesos de naturaleza volcánica. En algunas islas como Gran Canaria son reconocibles depósitos tanto netamente gravitacionales como de origen volcánico, cuyas características principales pueden servir de ejemplo para facilitar su identificación en otros lugares.

El reconocimiento de las masas deslizadas, sumergidas y emergidas, no es siempre fácil de llevar a cabo. Las dimensiones de los depósitos, la diversidad textural y a veces composicional de los materiales, y la necesaria vinculación a mecanismos de desencadenamiento y transporte, que han de ser explicables desde un punto de vista físico, mecánico y geológico, son parte de los ingredientes de esta tarea. En este sentido, resulta
conveniente conocer los criterios básicos que han permitido a los investigadores identificar las masas deslizadas, así como las clasificaciones que existen para encuadrar los deslizamientos, en su mayoría complejos, que se producen en islas volcánicas.

3. DESLIZAMIENTOS DE FLANCO INSULAR

La historia geológica de las Islas Canarias se considera como una secuencia de eventos volcánicos constructivos no continuos, que se encuentra jalonada, o solapada, por la acción destructiva de diversos agentes erosivos, principalmente en costas y barrancos. Los grandes deslizamientos que afectaron a los flancos de los edificios insulares se han sumado a los procesos anteriores y han permitido explicar la existencia de grandes escarpes con forma de arco, amplias depresiones y/o la presencia de extensos depósitos de deslizamientos submarinos. Una revisión de estos últimos puede verse en los artículos de
Canals et al. (2000), Krastel et al. (2001) y de Masson et al. (2002).

En la actualidad se conocen unos 20 grandes deslizamientos o complejos de deslizamientos originados en los flancos de las Islas Canarias (Fig. 1). La mayoría de ellos tienen una zona superior subaérea, con cicatrices ocasionalmente espectaculares y de gran desnivel, y un tramo submarino con elementos erosivos, de transporte y de acumulación. No obstante,algunos deslizamientos son puramente submarinos, como la Colada de Derrubios de Canarias (Canary Debris Flow) originada en los flancos submarinos nor-occidentales de El Hierro, aguas afuera de El Golfo. A los deslizamientos con origen en las islas Canarias, se
les une la gran Colada de Derrubios del Sahara (Saharan Debris Flow), la cual procede del margen continental del noroeste de África y se extiende al pie del flanco meridional de El Hierro (Fig. 1).

3.1 Técnicas y metodología de los estudios submarinos

La mayor parte de los estudios submarinos se han centrado en sectores de los flancos insulares situados aguas afuera de presuntas cicatrices de cabecera observables en tierra. En la mayoría de estos trabajos, efectuados a bordo de buques ingleses, españoles y alemanes, se han empleado sistemas de batimetría de multihaz Simrad EM12, Simrad EM12S y Hydrosweep para cartografiar el relieve submarino y obtener otros datos de interés, como imágenes de reflectividad del fondo, mapas de pendientes e imágenes tridimensionales; y sistemas de sonar de barrido lateral de gran profundidad TOBI y GLORIA (Riddy y Masson, 1996; Blondel y Murton, 1997) para obtener imágenes acústicas de detalle de la superficie de los depósitos de deslizamiento y así poder comprender mejor los propios procesos de deslizamiento. Estos datos han sido complementados mediante la obtención de perfiles de sísmica de reflexión con distintos grados de resolución y penetración, útiles en el intento de conocer la estructura interna de los depósitos, e
identificar la base y los límites de los mismos. También se han obtenido testigos y, en los flancos de Gran Canaria y la Llanura Abisal de Madeira – donde se han acumulado los términos más distales (lejanos) de algunos deslizamientos –, sondeos del Ocean Drilling Program (Schminke et al., 1995). Por último, se han realizado también mediciones in situ de las variaciones de la presión de porosidad en el flanco occidental profundo de La Palma (Urgeles et al., 2000). Se dispone, por tanto, de un extraordinario conjunto de datos de los flancos submarinos de las Islas Canarias.

3.2 Tipos de deslizamientos submarinos

La mayoría de los deslizamientos submarinos canarios pertenecen al tipo denominado avalancha rocosa (rock avalanche - debris avalanche), movimiento en masa rápido de una mezcla incoherente en la que abundan los fragmentos y bloques de roca. El mecanismo de transporte es la caída libre, y el rodamiento y deslizamiento subordinados de rocas o clastos. En las avalanchas rocosas se diferencian tres tramos. La zona de cabecera (o proximal), donde hay un predominio neto de la erosión, y suele estar ocupada por un
escarpe en forma de anfiteatro abierto hacía el océano, seguido ocasionalmente por una especie de corredor en rampa de grandes dimensiones. La identificación de tales anfiteatros en tierra ha guiado, de hecho, la búsqueda de las zonas de depósito en los flancos de las islas y al pie de los mismos. Este es el caso de los “valles de cicatriz” de La Orotava, Icod y Güimar en Tenerife, la Caldera de Taburiente y los suaves arcos de Cumbre Nueva y de Cumbre Vieja en La Palma, y El Golfo, Las Playas y El Julán en El Hierro.

Al tramo de cabecera le siguen un tramo deposicional intermedio y otro distal. En el intermedio puede haber bloques de decenas de kilómetros de diámetro, más o menos próximos a la base del escarpe o a la salida del corredor de deslizamiento. En el tramo distal, los bloques tienen tamaños más reducidos, de hasta 1 kilómetro de diámetro. Los depósitos de deslizamiento suelen dar lugar a relieves positivos, sobreelevados respecto a los fondos adyacentes, y a una suavización del perfil longitudinal de los flancos insulares.

Dichos depósitos forman lóbulos arqueados salpicados de bloques, con un sector central donde se alcanzan las máximas potencias (hasta 2 km según Moore et al., 1989), las cuales disminuyen progresivamente hacía los bordes del lóbulo y del talud hacia arriba. Las avalanchas rocosas son movimientos rápidos y, por tanto, con un potencial tsunamigénico elevado. En los flancos submarinos de las Canarias se han observado también otros tipos de deslizamientos, entre los que cabe citar: deslizamientos traslacionales (“translational slides”) y rotacionales (“slumps”) de bloques de grandes dimensiones, con una limitada deformación interna, y coladas de derrubios ("debris flows"). Los deslizamientos rotacionales y traslacionales están asociados a planos de cizalla bien definidos y conllevan una escasa deformación interna del bloque afectado. Las coladas de derrubios están formadas por una matriz fangosa que engloba una proporción de más del 50% de elementos granulométricos de tamaño bloque, grava y arena. El movimiento se caracteriza por un flujo cohesivo y más o menos laminar de una mezcla sedimentaria relativamente densa con comportamiento
plástico. Los movimientos de cizalla se reparten por toda la masa de sedimento, y pueden dar lugar a geometrías de fluencia de gran complejidad. Las coladas de derrubios pueden producirse en lugares con escasa pendiente, incluso menos de 1° (Canals et al., 2003). La velocidad de desplazamiento es muy variable, desde unos pocos metros por año hasta varias decenas de kilómetros por hora.

Las avalanchas rocosas y los deslizamientos rotacionales y traslacionales movilizan las rocas volcánicas e intrusivas de los flancos insulares, mientras que las coladas de derrubios afectan fundamentalmente al recubrimiento sedimentario no consolidado. Los términos más distales de los movimientos de masa se acumulan en las cuencas oceánicas profundas sobre las que se levantan las islas oceánicas, dando lugar a potentes depósitos de turbiditas.

3.3 Deslizamientos en las Canarias Occidentales

En las islas occidentales de Tenerife, La Palma y El Hierro es más evidente la expresión morfológica de estos fenómenos, dadas las dimensiones que alcanzan y la relativamente reciente ocurrencia de los mismos.

3.3.1 Tenerife

Entre los trabajos pioneros en la isla de Tenerife destaca el de Bravo (1962), que propone que el Valle de La Orotava pudo originarse por deslizamientos. Esta idea es retomada por Navarro y Coello (1989) que proponen que las grandes depresiones de Tenerife (Güimar, La Orotava e Icod) se formaron como consecuencia de deslizamientos gigantes. Encuadran sus hipótesis en la historia geológica de la isla y para ello, además de información geológica de superficie, aportan datos obtenidos de las extensas y numerosas galerías de agua. Ancochea et al. (1990) y Cantagrel et al., (1999) datan los depósitos deslizados, los cuales
son identificados bajo el mar por Watts y Masson (1995) y Teide Group (1997), principalmente.

Los primeros depósitos submarinos de avalanchas rocosas en Tenerife identificados por Watts y Masson (1995) recubren gran parte del flanco septentrional de la isla. Los mismos autores se dieron cuenta de que tales depósitos eran el resultado de varios episodios de deslizamiento y reconocieron al menos cinco eventos y sus correspondientes depósitos: Icod, La Orotava, Roques de García, Anaga y Teno (Watts y Masson, 1998) (Fig. 2). El volumen conjunto de todos estos depósitos sería de unos 1.000 km3. A éstos se les añadieron posteriormente los depósitos de aludes rocosos de Güimar y Las Bandas del Sur (Teide Group, 1997; Krastel et al., 2001). El alud rocoso de Icod es el más joven del flanco norte de Tenerife, con una edad estimada de 170 ka (Cantagrel et al., 1999). Afecta a un área de 20 x 105 km, y tiene un espesor
mínimo de 45 m. El depósito parece enlazar con el Valle de Icod, el cual a su vez parece extenderse hasta la caldera de las Cañadas del Teide, si bien la transición está enmascarada por los acúmulos del volcán de Pico Viejo. El origen de Las Cañadas sigue siendo objeto de discusión, aunque la hipótesis de una compleja sucesión de grandes deslizamientos de flanco parece estar imponiéndose. Véase, en todo caso, la argumentación expuesta por Masson et al. (2002), donde también se recogen otros puntos de vista.

El deslizamiento de La Orotova, que es uno de los mayores de Canarias (2100 km2 y 500 km3), tendría una antigüedad de 540-690 ka (Cantagrel et al., 1999). La superficie del depósito está formada por crestas y surcos longitudinales con un desnivel de 300 a 400 m entre cresta y seno, y una longitud de onda de 5 a 8 km. Estas morfologías representarían acumulaciones de derrubios separadas por canales que serían las principales vías de transporte de material (Watts y Masson, 1995). Estas estructuras submarinas pueden seguirse hacia tierra hasta el Valle de La Orotova, que en realidad es la cicatriz de deslizamiento más evidente de toda la isla. Se piensa que el valle y el debris avalanche de La Orotova son el producto del colapso lateral del volcán de Las Cañadas anterior a la formación del complejo de Pico Viejo (Martí et al., 1997) y que, en definitiva, la evolución del flanco norte se debe a la acción recurrente de deslizamientos gigantes (Ablay y Hürlimann, 2000).

3.3.2 La Palma

En el flanco occidental de La Palma se ha identificado un complejo de depósitos de deslizamientos rocosos, formado por cuatro lóbulos diferenciados que ocupan una superficie total de 2.000 km2 (Fig. 2). El más reciente es la avalancha de Cumbre Nueva, con 780 km2 y 95 km3 (Urgeles et al., 1999). El lóbulo deposicional da lugar a una intumescencia claramente visible entre 2.500 y 4.000 m de profundidad. La cicatriz de cabecera, bastante degradada por el abarrancamiento subsiguiente (Carracedo et al., 1999), se extiende hasta la Caldera de Taburiente y la dorsal de Cumbre Nueva. Se trata del alud rocoso más
reciente del flanco occidental de La Palma, con una edad estimada entre 125 y 536 ka.
Los depósitos del deslizamiento de Playa de la Veta son el resultado de un conjunto de eventos que tuvieron lugar antes que el de Cumbre Nueva. El volumen total de los depósitos del complejo de Playa de la Veta se ha estimado en 650 km3, distribuidos en una superficie de 2.000 km2 (Urgeles et al., 1999). Se diferencian claramente tres lóbulos entre 1.000 y 3.000- 4.000 m de profundidad, según los casos. En las áreas deprimidas situadas entre estos lóbulos se han desarrollado canales encajados que posdatan el emplazamiento de los depósitos de avalanchas rocosas.

Es probable que cada lóbulo represente un evento distinto. También al oeste de La Palma se habría producido al menos una avalancha rocosa, llamada de Santa Cruz por la posición presumida de la cabecera del deslizamiento (Masson et al., 2002). Los depósitos cubrirían unos 1.000 km2 del fondo marino.

3.3.3 El Hierro

La isla de El Hierro podría ser calificada como la "isla de los deslizamientos", no porque en la misma se hayan producido en número superior al de otras islas, si no porque están distribuidos simétricamente respecto a las tres dorsales volcánicas de la isla, porque las cicatrices de cabecera, especialmente la de El Golfo, son particularmente patentes en el paisaje insular, porque la superficie afectada por los deslizamientos y sus depósitos es proporcionalmente muy grande en comparación con la superficie de la isla, y por la variedad de tipos de deslizamientos que en ella se han producido. El deslizamiento de El Golfo es el más reciente (13-17 ka) y mejor definido de todos los conocidos en el archipiélago (Fig. 2). La cicatriz de cabecera, con desniveles superiores a los 1.000 m, corresponde al entrante de El Golfo, al noroeste de El Hierro. Mar adentro, el entrante de El Golfo pasa a un amplio corredor en rampa limitado por escarpes laterales de hasta 600 m de altura. Dichos escarpes laterales van disminuyendo en altura talud abajo
hasta desaparecer entre 3.000 y 3.200 m de profundidad de agua. La dimensión vertical del tramo proximal del deslizamiento de El Golfo sería, por tanto, de unos 4.700 m, contados desde el pico de Malpaso, a 1.500 m de altura, hasta el pie del corredor citado. En las imágenes de sonar de barrido lateral de los tramos deposicionales se han identificado bloques angulosos de hasta 1,2 km de diámetro y 300 m de altura. El área afectada por el deslizamiento de El Golfo cubre 1.500 km2, con un volumen de material removilizado de 150 a 180 km3 (Urgeles et al., 1997). Según Masson et al. (1998), la sobrecarga producida por
los materiales de El Golfo en la parte inferior del flanco submarino de El Hierro habría desencadenado la colada de derrubios de Canarias que, con un espesor medio de 10 m, cubre 40.000 km2 en un área con una pendiente de menos de 1°. Dicha colada se correlacionaría lateralmente con depósitos turbidíticos muestreados en la llanura abisal de Madeira, cosa que implicaría un recorrido total acumulado de más de 600 km desde la cicatriz del entrante de El Golfo. Esta cifra muestra la extraordinaria movilidad de las coladas de derrubios, que contrasta con los mucho más cortos recorridos de las avalanchas rocosas
(130 km como máximo en las Canarias occidentales, correspondientes al alud rocoso de Roques de García).
En Las Playas, al sureste de El Hierro, se habría producido primero (entre 176 y 545 ka) un deslizamiento rotacional-traslacional, seguido de una avalancha rocosa cuya edad se ha estimado entre 145 y 176 ka (Masson et al., 2002). El primer evento habría afectado a unos 1.700 km2 mientras que el segundo se habría limitado a unos 950 km2. El volumen de la avalancha sería de menos de 50 km3, mientras que el del deslizamiento inicial no ha podido ser determinado aún. La cicatriz de la avalancha de Las Playas se extendería desde el pequeño entrante (< 10 km de ancho)del mismo nombre en tierra hasta unos 2.500 m de
profundidad. El perfil superficial de los depósitos es bastante plano, en contraste con lo observado, por ejemplo, al oeste de La Palma. El llamado inicialmente "avalancha rocosa de El Julán", al suroeste de El Hierro, parece en realidad una avalancha rocosa abortada, en el que la mayor parte del volumen de material afectado no ha sufrido la desagregación característica de este tipo de procesos. La hipótesis de un desplazamiento limitado de carácter rotacional-traslacional en la zona de cabecera habría facilitado el enterramiento completo de dicha cabecera, aún incipientemente desarrollada, por materiales volcánicos
más jóvenes. La inestabilidad de El Julán afecta a una superficie de 1.800 km2, con un volumen estimado de material removilizado de 130 km3. El evento habría ocurrido hace más de 160 ka (Masson et al., 2002).

3.4 Integración de datos marinos y terrestres

Por su abundancia y dimensiones, los deslizamientos de los flancos insulares canarios constituyen un proceso de suma importancia en la evolución geológica de las islas y en la conformación de su paisaje. El reconocimiento de extensos depósitos resultantes de la desestabilización de los flancos insulares en el lecho marino ha reforzado la interpretación como cicatrices de deslizamiento de numerosos entrantes costeros, valles y cabeceras de valle, todos ellos elementos característicos del paisaje insular.

Por otra parte, la acumulación de lavas posteriores a los deslizamientos en las zonas de cicatriz ha enmascarado, en varios lugares, los relieves originales resultantes de los deslizamientos. La erosión subaérea también ha contribuido, en unos lugares más que en otros, a degradar las morfologías originales debidas a los deslizamientos.

El estudio de las zonas de cicatriz en tierra ha proporcionado valiosísimas informaciones que han permitido corroborar las interpretaciones basadas en el estudio del lecho marino y, muy especialmente, definir las edades de los distintos eventos, aspecto que por las dificultades y las incertidumbres del muestro submarino, reforzadas por la naturaleza de los materiales objeto de estudio y de los procesos involucrados, habría quedado, de otro modo, excesivamente abierto. En otras palabras, las morfologías y los depósitos resultantes de los deslizamientos quedan, en general, mejor preservadas en el lecho marino, mientras que las
edades de los mismos pueden ser estudiadas con ventaja en tierra. El examen detallado de los relieves emergidos ha constituido un importantísimo criterio de búsqueda para localizar los depósitos submarinos. La construcción de Modelos Digitales del Terreno con incorporación de datos de tierra y mar ha supuesto, por último, un avance sustancial en el análisis integrado de las morfologías resultantes de los deslizamientos y en una mejor comprensión de las mismas.

En el caso canario, la identificación de la magnitud y la abundancia de los deslizamientos, que han afectado a los flancos de las diversas islas, han llevado a la reinterpretación completa de la génesis del paisaje insular, a la vez que constituye un elemento de primera imnportancia en la localización y gestión de los recursos hídricos subterráneos y en el campo de la Ingeniería Civil.

Un volcán submarino en Azores (2005)

2011-11-30T13:17:00.000Z

Dado el interés creciente por el volcanismo submarino en nuestras islas, tras el episodio volcánico surgido en El Hierro, publicamos aquí parte de un artículo del año 2005 sobre una inmersión realizada en los restos de una posible erupción submarina histórica en Azores

(http://www.bajoelagua.com/articulos/noticias-buceo/1726.htm).

Oceana filma un volcán submarino con actividad sísmica en Azores.

El Banco Don Joao de Castro es uno de los escasos puntos de todo el Planeta con fuentes hidrotermales, fumarolas y filtraciones de metano en aguas superficiales. Este volcán junto a numerosas montañas marinas en los archipiélagos de Azores, Madeira y Canarias se encuentran ahora en peligro. A punto de llegar al Mediterráneo, cinco meses después de partir de Los Angeles y con más de 10.000 millas navegadas, la Expedición Transoceánica ha hecho escala en aguas del archipiélago de las Azores: allí los submarinistas de Oceana han documentado uno de los escasos ejemplos de fuentes hidrotermales en volcanes submarinos superficiales.

El Banco Don Joao de Castro, en Azores, emerge desde una profundidad de 1.000 metros entre las islas de Terceira y San Miguel. Es un cono volcánico o cráter que se encuentra situado entre los 14 y 50 metros de profundidad con actividad sísmica, fumarolas, fuentes hidrotermales y filtraciones de metano. Es uno de los poquísimos puntos de todo el Planeta donde se puede encontrar este tipo de ecosistema en aguas superficiales, pues la inmensa mayoría de las fuentes hidrotermales que pueden hallarse en los océanos se encuentran a más de 3.000 metros de profundidad. Situadas sobre la mayor cordillera montañosa del Planeta, la dorsal Atlántica, que se extiende desde Islandia hasta la Antartida, las Azores albergan una de las regiones mas ricas del mundo de montañas marinas, fuentes hidrotermales y volcanes del mundo. El volcán de Joao Castro se encuentra sobre la zona de fractura que va de Azores a Gibraltar. En 1720 tuvo una fuerte erupción que creó una isla de 1,5 kilómetros de longitud y 250 metros de altura pero que fue erosionada rápidamente.

Azores, Madeira y Canarias se encuentran actualmente bajo la amenaza de que sus aguas se abran a la pesca de arrastre, lo que significaría la llegada de grandes barcos que arrasarían sus fondos ricos en el preciado pez reloj, sables negros, besugos, brótolas, alfonsinos y otras especies de profundidad. Durante siglos, las pesquerías de la zona se han desarrollado de forma sostenible, sin dañar sus fondos y permitiendo la recuperación de los stocks explotados. “Pero en 2004, tras finalizar el acuerdo europeo que impedía la llegada de flotas extranjeras a sus aguas, la riqueza de las mismas ha generado que diversas flotas europeas pongan sus ojos sobre este archipiélago. Este volcán junto a numerosas montañas marinas en los archipiélagos de Azores, Madeira y Canarias se encuentran ahora en serio peligro”, afirma Xavier Pastor, Director de Oceana en Europa y coordinador de la Expedición Transoceánica.

El Banco de Don Joao Castro alberga más de 200 especies diferentes de fauna y flora. Desde delfines mulares (Tursiops truncatus) y comunes (Delphinus delphis) y tortugas bobas (Caretta caretta), verdes (Chelonia mydas), laúd (Dermochelys coriacea), hasta bacterias especializadas a vivir en ecosistemas tan extremos. Entre la flora ictiológica de la zona destacan las chopas (Kyphossus sectatrix), las barracudas (Sphyraena viridensis), las mantas cornudas (Mobula tarapacana), las castañuelas azules (Abudefduf luridus), las doncellas (Coris julis), las morenas (Gymnothorax unicolor y Muraena augusti), peces escorpión (Scorpaena maderensis) y distintas especies de meros y cabrillas (Serranidae). Además de invertebrados como la cigarra de mar (Scylarides latus), las lapas (Patella aspera), el pulpo (Octopus vulgaris), los gusanos de fuego (Hermodice carunculata), espirografos, (Sabella spalanzani), nacras (Pinna rudis) o las barnaclas gigantes (Megabalanus azoricus), sin olvidar la gran cantidad de equinodermos (erizos y estrellas de mar). También hay gran diversidad de algas verdes, pardas y rojas, como son los codios (Codium elisabethae) sargazos (Sargassum sp.), esparragueras marinas (Asparagopsis armata), o algas calcáreas (Coralina sp.).

Tras documentar el banco de Don Joao Castro, el Oceana Ranger se ha dirigido a otro de los “puntos calientes” de biodiversidad del sur de Europa: las montañas marinas de Gorringe, a 120 millas al suroeste de la Península Ibérica. Estas montañas, dentro de la Zona Económica Exclusiva de Portugal, albergan importantes bosques de quelpos y fondos de coralígeno. También tienen una gran importancia para la geología y la prevención de tsunamis en el Atlántico, ya que es una de las zonas de mayor peligro de terremotos marinos de Europa, y donde ya se han detectado algunos tsunamis. Incluyendo el que en 1759 arrasó extensas zonas de España y Portugal, llegando a alcanzar sus olas zonas tan alejadas como Irlanda o las Islas Bahamas.

Buceando en el volcán

A unas 50 millas de las islas de Pico y San Jorge se encuentra el banco Joao de Castro, un volcán submarino activo que se yergue desde los 1000 metros de profundidad y cuya cumbre se encuentra solamente a 13 metros de la superficie del mar. Sus emisiones de gas metano a través de fumarolas submarinas y, en general la actividad hidrotermal que se genera alrededor de las mismas constituyen un paisaje impresionante y un ecosistema muy interesante: un oasis superficial e iluminado en medio de un mundo abisal y oscuro, en el centro del Atlántico.

Nuestras buceadoras tenían intención de explorar las cuevas submarinas próximas a Horta, pero se lo ha impedido la concentración de miles de carabelas portuguesas ( Physalia physalis ) que se habían agrupado en las calas de esa zona de la isla, impulsadas por el viento y las olas reinantes. La peligrosidad de esos animales familiares de las medusas, debido a su capacidad urticaria – que puede producir la muerte de un ser humano en algunos casos - recomendó modificar esos planes originales. El equipo se trasladó entonces a un monte submarino existente entre las islas de Faisal y Pico. Pero una vez dentro del agua pudieron comprobar que las condiciones de extrema corriente y baja visibilidad hacían la inmersión prácticamente imposible. Por ello, en la zona de las islas debimos conformarnos con inmersiones en áreas menos interesantes, donde se documentaron de todas formas distintas especies de peces, equinodermos y nudibránquios cuyas imágenes todavía tenemos pendientes de analizar.

... La posición que nos proporcionaba el GPS fue comprobada por la sonda del barco después de sucesivas pasadas. Efectivamente, en el punto previsto, subiendo majestuosamente desde el abismo de un kilómetro, el Joao de Castro presentaba una especie de meseta a 50 metros de profundidad. Solamente tiene 600 por 300 metros de superficie, y desde allí se alzaban diversos picos que forman parte de la caldera del volcán. Uno de ellos nos quedó claramente registrado a 16 metros de profundidad en la sonda. El capitán, Nuño Ramos, ordenó en ese momento largar el fondeo de buceo, consistente en un ancla con 10 metros de cadena y 40 de cabo, acabado en una gran boya naranja, y cuyo objetivo era el de marcar el punto de máxima elevación y proporcionar a las buceadoras una vía para descender y ascender. Un punto de referencia y apoyo en medio del océano.

...El ancla de la boya había caido justo junto al pico del volcán, que según informaban las buceadoras, estaba en plena actividad hidrotermal, emitiendo gases, agua caliente y espectaculares sonidos de burbujas.

En un ambiente sembrado de algas verdes, pardas y rojas, con un colorido alterado en ocasiones por la intensidad de las emisiones sulfurosas, nadan - rodeados por espectaculares burbujas que salen de grietas en el fondo y en las paredes - grandes serranos ( Serranus atricauda ), fredís ( Thalassoma pavo ),doncellas ( Coris julis ), viejas ( sparisoma cretense ) y lampugas ( Coriphaena hippurus ). Separados por algunos metros aparece un pequeño cardumen de peces ballesta ( Balistes carolinensis ), algunos ejemplares de salmonetes ( Mullus surmuletus ) y numerosas chopas ( Kyphosus sectatrix ), acompañadas de castañetas azules ( Abudefduf luridus ), entre otras especies que todavía debemos identificar, y acompañados de invertebrados como el gusano de fuego ( Hermodice carunculata ).

El cono volcánico submarino de El Hierro toma forma.

2011-10-26T21:44:00.000+01:00

Según publica el periódico Canarias 7 con fecha 26-10-2011, ya se ha podido diferenciar la morfología del cono volcánico submarino en aguas del Sur de El Hierro:

Así lo ha indicado hoy el vulcanólogo del CSIC Joan Martí, quien compareció en una rueda de prensa junto a científicos del Instituto Español de Oceanografía (IEO) y del Comité Científico del Plan de Protección civil por Riesgo Volcánico (PEVOLCA) para informar sobre la campaña que desde el domingo realiza el buque "Ramón Margalef" en aguas de El Hierro.

Juan Acosta, del IEO, señaló que lo más reseñable entre los datos recopilados por los científicos se encuentra el haber localizado en aguas de El Hierro una estructura volcánica con un cono circular prácticamente perfecto al final de una zona de fallas.

El volcán submarino, con un cráter de unos cien metros de altura, se encuentra en una especie de valle y en la vertical del edificio volcánico se ha detectado una ascensión de fluido, una columna de gases "importante" que llega a la superficie y da lugar a la mancha visible desde hace días en el mar de El Hierro.

Francisco Sánchez, jefe de campaña del "Ramón Margalef" y responsable de la segunda fase de los trabajos, que comenzará mañana, explicó que se tratará de grabar imágenes por los medios directos que posee el barco del IEO, es decir, los vehículos de tracción remota ROV Liparus 2000 y el "trineo".

En la primera fase de los trabajos se ha identificado el fondo marino por medio de elementos electroacústicos, que a partir de mañana se complementarán con las imágenes captadas en zonas "complejas" y con la recogida de muestras.

El único problema, dijo Francisco Sánchez, es la turbidez del agua en la zona de La Restinga, donde la emisión de fluidos provoca muy poca visibilidad y origina unas condiciones bastante difíciles para el trabajo de los vehículos submarinos del "Ramón Margalef".

Añadió que ha sido "una suerte" que la campaña del IEO haya coincidido con una situación que no es "excesivamente violenta", lo que impediría acceder a la zona ni garantizaría una seguridad adecuada para trabajar "sobre el volcán", ni tan tranquila que evitase su actividad.

Joan Martí, vulcanólogo del Consejo Superior de Investigaciones Científicas, afirmó que si se consigue llegar hasta el fondo submarino con los robots se debería ver un edificio volcánico similar a los terrestres porque "sorprendentemente", añadió, la erupción se está comportando igual que en las de la parte "subaérea".

Martí subrayó que la erupción continúa porque así lo revelan los indicios térmicos y de gases, así como la señal sísmica "que no ha dejado de funcionar y está prácticamente constante".

"La erupción está funcionando y con los datos que se han obtenido en la campaña oceanográfica se podrá calcular el volumen de magma que ha salido y realizar un mejor pronóstico de lo que puede durar la emisión", dijo el vulcanólogo.

En cuanto a si puede haber una nueva erupción al norte de la isla, en la zona de Frontera, donde ahora se concentra la mayor parte de los movimientos sísmicos, el científico afirmó que no parece que esta sismicidad esté directamente relacionada con la emisión de magma, aunque "habrá que seguir vigilando" para determinar si es "el preludio" de nueva actividad eruptiva.

Preguntado por si fue correcta la evacuación de los habitantes de El Pinar, dijo que "nunca sobra la prevención" y las medidas fueron correctas, porque "es mejor prevenir que curar" aunque resulte "molesto que te digan que hay que evacuar".

Señaló que los edificios volcánicos son estructuras muy inestables y más debajo del agua, pues "igual que crecen, colapsan" y experimentan un cambio constante de morfología, por lo que es preciso hacer una batimetría "para ver en qué estado queda esto".

http://www.canarias7.es/articulo.cfm?id=235435

Restos de deslizamientos volcánicos en Tenerife.

2011-10-04T09:18:00.000+01:00

Según informa el periódico Diario de Avisos en su edición de 4-10-2011:

Los vulcanólogos de la Universidad de Leicester han descubierto uno de los mejor conservados ejemplos accesibles en el mundo de un ‘monstruoso’ deslizamiento de tierra que siguió a una enorme erupción volcánica en la isla canaria de Tenerife.
Hace 773.000 años, las laderas del sureste de Tenerife se derrumbaron en el mar, durante una erupción volcánica. Los restos de este deslizamiento de tierra han sido descubiertos en medio de los cañones y barrancos del paisaje desértico del interior de la isla por los vulcanólogos Pablo Dávila-Harris y Mike Branney de la Universidad de Leicester, adscritos al Departamento de Geología.
Los resultados han sido publicados en la edición de este mes de octubre de la revista Geology. La investigación fue financiada por el CONACYT, México.
El doctor Branney dijo: “Es uno de los ejemplos accesibles mejor conservados en el mundo de un fenómeno tan impresionante, porque los restos de esos derrumbes se extienden casi siempre por el fondo del océano profundo, inaccesible para el estudio más detallado”.
El cambio climático se invoca a menudo como detonantes de deslizamientos de tierra de islas en el océano, pero en este caso parece que un domo de lava provocó el deslizamiento de tierra empujado hacia el exterior del volcán.
“En el panorama que quedó destrozado, el cambio en la forma de la isla cambió el curso de las erupciones volcánicas explosivas para cientos de miles de años después.”
Los investigadores afirman que estos fenómenos son comunes pero poco frecuentes, y su comprensión es vital, pues sus efectos van más allá de una isla o de un océano. Los tsunamis generados por dichos actos pueden viajar hasta devastar costas a miles de kilómetros de distancia. “La comprensión de los eventos más violentos de la Tierra nos ayudará a estar preparados”, dicen.

Todo esto resulta interesante, pues siemper es bueno que se de publicidad a la actividad científica y que se compartan conocimientos con grupos de trabajo externos a las Islas, pero nos preguntamos si este medio de prensa no consultó perviamente con las universidades canarias para ver si algún científico local no ha publicado previamente algún artículo/s sobre este mismo tema, que se lleva investigando en varias islas del archipiélago canario hace décadas.

La isla de El Hierro se ha deformado varios centímetros.

2011-09-30T13:13:00.000+01:00

Según publica el periódico Diario de Avisos, citando fuentes del I.G.N, con fecha 30-9-2011:

La presión que ejerce el magma en el subsuelo de El Hierro no sólo ha provocado que la isla haya temblando más de 8.600 veces desde mediados de julio, sino que además ha abombado, literalmente, la isla 3,5 centímetros, según datos facilitados hoy por el Instituto Geográfico Nacional (IGN).
Hasta esta mañana, El Hierro ha sufrido 8.613 seísmos, de los cuales solo 36 han sido sentidos por la población. Su magnitud máxima hasta la fecha ha sido de 3,8 grados en la escala de Richter y su intensidad (un parámetro diferente que mide cómo se perciben los temblores en superficie) ha sido de 4, en una escala de 1 a 10.
Según ha explicado hoy la directora del Centro Geofísico del IGN en Canarias, María José Blanco, las estaciones de GPS que tienen monitorizada al momento la isla han detectado que el terreno se ha abombado 35 milímetros, 10 de ellos en los últimos diez días.
Esa deformación del terreno -imperceptible a la vista- se ha producido porque la zona Este de la isla se está desplazando al Noreste y el extremo Oeste se está moviendo al Noroeste.
En palabras de la responsable de los equipos del IGN desplegados sobre el terreno, la más joven de las islas canarias, en términos geológicos, se está abombando como consecuencia de este episodio.
Los datos recogidos por las distintas estaciones científicas repartidas a lo largo de El Hierro indican que la actividad sísmica ha remitido en las últimas horas y es más baja que la que se produjo el martes pasado, cuando el incremento en la frecuencia e intensidad de los temblores obligó a desalojar varias viviendas situadas en zonas con riesgo de desprendimiento de rocas, en Frontera.
Además, el foco de los seísmos sigue a una profundidad importante, de unos 12 kilómetros, y no ha variado en los últimos días. Los científicos controlan especialmente ese parámetro, porque si el epicentro de los seísmos mostrara una tendencia a ser cada vez más superficial, podría estar anunciando una erupción próxima.
Por ahora, ese escenario no se contempla y el semáforo de riesgo volcánico sigue situado en amarillo (el nivel intermedio).
Además, ese foco sísmico continúa moviéndose hacia el Mar de las Calmas, en el sur de la isla, hacia donde parece haberse desplazado la presión del magma, por lo que de producirse una erupción, no se descarta que esta pudiera ser submarina.
Solo en la jornada de ayer, jueves, se registraron en El Hierro 148 seísmos, ocho de ellos sentidos por la población. Su magnitud máxima fue de 3,8 grados y su intensidad máxima alcanzó en nivel 4

La ocupación irracional de nuestro litoral.

2011-08-30T20:42:00.000+01:00

Entre los días 28 al 30 de agosto se han producido nuevamente situaciones de peligro en diversos puntos de la costa de Tenerife, que reflejan una vez más el grave error en la política de ocupación del litoral por parte de las construcciones de viviendas y de infraestructuras.

La costa de San Andrés volvió a ver cómo el oleaje del mar de fondo, unido a unas mareas excepcionalmente altas, pueden hacer llegar el agua al interior de calles, viviendas y negocios, interrumpir el tráfico y poner en peligro la seguridad de ciudadanos. En este punto de la costa tinerfeña se produce un fenómeno de reflexión forzada del oleaje que, debido a las construcciones de diversas obras artificiales, han derivado en un encauzamiento del oleaje de forma que alcanza una altura extraordinaria y le permite impactar con mayor fuerza sobre el paseo marítimo, al que se dirige de forma casi directa durante los meses de verano.

En otros puntos del litoral tinerfeño como Radazul o Tabaiba, en el municipio de El Rosario, podemos ver cómo las obras artificiales realizadas durante años para permitir edificar residencias donde antes sólo había acantilados con playas de cayados al pie, se han traducido ahora en inundaciones y embates del oleaje contra los negocios y complejos de baño y de hostelería situados en esos puntos.

Por último, otros puntos de la costa SE tinerfeña como Candelaria y Güimar han sufrido igualmente durante este verano diversos fenómenos de oleaje intenso, en los que podemos comprobar igualmente cómo los paseos, plazas, edificios y escolleras se han ejecutado sin tener en cuenta la existencia de estos fenómenos periódicos.

Más información en:

http://www.eldia.es/2011-08-30/LAGUNA/1-Ayuntamiento-Rosario-cierra-piscina-natural-Tabaiba-fuerte-oleaje.htm

http://www.eldia.es/2011-08-30/tenerife/0-mar-vuelve-inundar-San-Andres-mientras-pueblo-espera-escollera.htm

Más protección para las sismitas

2011-08-21T09:05:00.002+01:00

(Artículo publicado en Diario de Avisos, el día 21-8-2011)

El Médano atesora unas formaciones geológicas de interés mundial, y que son el resultado, ya fosilizadas, de un gran terremoto ocurrido hace entre 3.500 y 10.000 años que comprimió la arena con agua de mar y la lanzó en forma de surtidores. Se trata de las llamadas sismitas, miles y miles de tubos y diques de arena cerca de Montaña Roja y de la playa de Leocadio Machado.

Aunque se encuentran en un paisaje con máxima protección legal, la Reserva Natural de Montaña Roja-La Tejita, el Ayuntamiento propondrá al Cabildo reforzar las medidas de conservación y las acciones de divulgación de este paisaje, dado que sólo en Costa Rica se han podido ver, pero no se conservaron. En esta línea, el Consistorio prepara ya un foro científico previsto para septiembre sobre estas estructuras geológicas.

Así lo manifestó ayer el concejal granadillero de Medio Ambiente, Jacobo Donate, durante una excursión a este paraje natural organizada por el Ayuntamiento y a la que asistió un grupo de senderistas procedentes de diversos municipios de la Isla e incluso de Gran Canaria.

“Ya en 2004 el Ayuntamiento pidió al Cabildo que se delimitara mejor el entorno de las sismitas, y al ser una Reserva sólo es posible con elementos naturales, como plantas autóctonas y que se forme una barrera natural de arena, pero nunca con un vallado perimetral”, señaló el edil, quien abundó en que “algunas personas, por desconocimiento, rompen estas formaciones geológicas, por lo que es necesario sensibilizar a la población sobre su importancia”.

Ambos fines, conservar y divulgar, van en la línea de la petición hecha a través de este diario por un investigador de estas estructuras naturales, el catedrático de Ingeniería Geológica de la Universidad Complutense Luis González Vallejo. De ahí que el Consistorio quiera asesorarse bien y para ello invitará a un foro de debate a geólogos, geógrafos y botánicos, con el fin de diagnosticar el estado actual de las sismitas y recabar ideas para su conservación.

“Desde 2004 ya se presentó una queja ante el Cabildo, porque no había ni balizas ni señales, aunque estuviera ya el marco legal de protección para este espacio, y pasaban coches y quarks; eso ya ha cambiado pero aún hay que hacer más por las sismitas”, explicó José Juan Cano, geógrafo asesor del Ayuntamiento, que actuó de guía en la excursión que tuvo lugar ayer.

Qué son. Las sismitas de El Médano (parte de las cuales se destruyó en los años 70 del pasado siglo por la extracción de escombros para construir la autopista del Sur) son tubos y diques de arena que afloran por millares en un área de centenares de metros cuadrados cerca de Montaña Roja. En la foto se observa uno de ellos.

Cómo se formaron. Son la huella fósil de un seísmo de 8 grados en la escala Mercalli (que llega a 12), con epicentro a menos de 25 kilómetros de la costa de El Médano, cuyas sacudidas alcanzaron una fuerza tal que comprimieron los sedimentos de playa, provocando que la arena mezclada con agua se disparara a presión, explotando en superficie y dando lugar a volcanes de arena, ya desaparecidos por la acción humana o la erosión.

Cuántos años tienen. El terremoto que formó las sismitas ocurrió hace entre 3.500 años y 10.000 años, según los estudios realizados por el catedrático de Ingeniería Geológica de la Universidad Complutense Luis González Vallejo y su grupo de colaboradores, entre los que figuran Luis Cabrera Pérez, director del Laboratorio del Colegio de Arquitectos en Tenerife, y Ramón Capote, catedrático de Geodinámica de la Complutense.

Apoyo municipal. El concejal de Medio Ambiente de Granadilla, Jacobo Donate, recuerda que la gestión del espacio natural donde se encuentran las sismitas es competencia del Cabildo, pero asegura que el Ayuntamiento tiene interés en mejorar la señalización, el conocimiento científico y la conservación de estas estructuras geológicas, que son además un atractivo para visitar la costa de El Médano.

Las riberas del mar océano: El archipiélago canario.

2011-08-15T16:07:00.000+01:00

Adjuntamos aquí el enlace hacia el alojamiento de una serie de vídeos de TVE, que por su interés divulgativo y geográfico, merecen ser destacados.
La serie, producida en el año 2010, cuenta con 13 capítulos, dedicados todos a analizar el estado de los distintos tipos de costas del Estado español. En concreto, adjuntamos el enlace hacia el capítulo dedicado a las Islas Canarias.

http://www.rtve.es/alacarta/videos/las-riberas-del-mar-oceano/riberas-del-mar-oceano-archipielago-canario/953566/

Granadilla: sin justificación para los 1.500.000 m2 de hormigón.

2011-07-22T00:50:00.000+01:00

Recientemente la organización ecologista Greenpeace ha publicado un informe sobre los puertos del Estado español. En él, dedica un capítulo al puerto de Granadilla, del que reproducimos un fragmento.
Es de destacar la mención hecha a la afección sobre la deriva litoral que surte de arena a las playas contiguas, y que según Greenpece, puede supone mermas en nada menos que 17 playas.

La lucha contra la destrucción de la infraestructura por parte de colectivos sociales y ecologistas

es larga. Las obras ya han comenzado y el puerto se extenderá sobre cinco kilómetros de la

costa mejor conservada del sur de Tenerife, al tiempo que se adentrará 1,5 kilómetros en el

mar, lo que provocará la destrucción de vastas praderas de sebadal, que son el lugar de desove

de toda la pesca de la zona. Se ganarán 1.500.000 m2 para lo que harán falta más de 21.000.000

m3 de material de cantera. Como ejemplo, cabe indicar que la protegida Montaña Roja de El

Médano, que también se verá afectada por las obras, tiene un volumen de unos 11.250.000 m3,

por lo que haría falta dos veces esta montaña para poder realizar el relleno. Las consecuencias

no solo se se verán en los fondos marinos, sino que afectará a unas 17 playas, las mejores

del litoral sur de Tenerife, cuyo aporte de arena se reducirá drásticamente lo que provocará su

desaparición, y junto a ella toda la industria turística asociada a estos lugares.

Detectan casi cien sismos leves en menos de una semana en Frontera.

2011-07-22T00:30:00.000+01:00

(Noticia publicada en www.diariodeavisos.com el día 22-7-2011)

La isla de El Hierro ha registrado desde el pasado martes 19 hasta ayer unos cien de seísmos de baja intensidad que apenas se han sentido por la población, tal y como se extrae de los datos del Instituto Geográfico Nacional (IGN). La magnitud media de estos seísmos está en solo unos dos grados en la escala Ritcher, y entre cuatro y 15 kilómetros de profundidad, pero teniendo en cuenta que en El Hierro se vienen produciendo unos cuatro seismos al año, la situación es realmente anómala y la zona más afectada es la del Golfo.

Ante esto, esta semana el Instituto Geográfico Nacional (IGN) ha intensificado sus controles de vigilancia y un equipo del Instituto Vulcanológico de Canarias (Involcan), liderado por Nemesio Pérez, ha iniciado un estudio de medición de la emisión de dióxido de carbono y la distribución espacial de sus valores en todo el edificio volcánico insular. De momento, nadie puede afirmar rotundamemente cuál es el motivo de estos registros aunque, según el vulcanólogo y profesor de Geografía de la Universidad de La Laguna, Antonio Eff Darwich, “podría deberse a un movimiento magmático” y duda de que se trate de un precursor de un terremoto de mayor intensidad o de un movimiento de falla. Eff Darwich valora que las mediciones de gases que realizará el Involcan “serán muy útiles pues a esas profundidades es complicado tomar datos con sismógrafos”. Eso sí, habrá que esperar aún unos días antes de poder saber algo más al respecto.

La respuesta política no se ha dejado esperar y la presidenta del Cabildo de El Hierro, Belén Allende asistirá hoy viernes a la reunión del Comité Científico de Plan Especial de Atención a Emergencias por Fenómenos Volcánicos (Pevolca), en el que se analizarán esta actividad sísmica. La presidenta quiso dejar claro ayer que no había “nada que temer”.

2011-07-13T09:12:00.000+01:00

El asunto de la alteración de la dinámica litoral que pueda producir la obra del dique del Puerto de Granadilla, no para de levantar polémica. En este caso, desde este bolg no nos queda más remedio que condenar la actitud de los políticos tinerfeños que prefieren encargar estudios de geomorfología litoral a universidades no canarias, ignorando la capacidad de los profesionales de la ULL y la ULPGC.
Por otro lado, nos asombra descubrir cómo la calidad de los estudios aportados en su momento para justificar la obra, carecen del rigor científico exigible, ya que literalmente se nos informa que no se han tomado datos oceanográficos suficientes como para justificar las conclusiones del estudio.
Cualquier trabajo sobre dinámica de arena en el litoral requiere del empleo de datos obtenidos de tablas existentes en los organismos oficiales (Autoridad Portuaria, Ministerio de Medio Ambiente, etc), pero además, requiere de un estudio de campo, in situ, recogiendo datos de al menos un año para poder tener en cuenta las variaciones estacionales en cuanto a dirección e intensidad de oleaje, mareas, corrientes, etc.
La falta de seriedad en los estudios nos hacen temer que las presiones políticas se superpongan a la calidad del trabajo geomorfológico, lo cual pueda derivar en posteriores daños irreparables en la distribución de la arena en playas y complejos dunares cercanos al espacio de la obra.
Reproducimos a continuación un artículo publicado en el periódico Diario de Avisos:

(Diario Avisos 13-7-2011)
El Observatorio Ambiental de Granadilla, una Fundación independiente creada a instancias de la Unión Europea para el control del impacto medioambiental del futuro puerto de Granadilla, ha puesto en solfa los datos manejados hasta ahora sobre cómo se mueve la arena en la zona prevista para la infraestructura.
Son tales las dudas sobre este aspecto esencial de la nueva obra, de cuyas medidas correctoras dependen playas tan importantes social y económicamente como la de El Médano, que la Autoridad Portuaria de Santa Cruz de Tenerife ha impulsado la convocatoria y adjudicación de un concurso para que la Universidad de Cantabria estudie el flujo ecológico de la arena.
Ya la Comisión Europea estimó en su día que el bypass previsto para corregir el posible desvío en el flujo de arena por el nuevo puerto era “una cuestión esencial” del nuevo proyecto, pero un informe del director del Observatorio, Antonio Machado Carrillo, desvela que tal medida correctora se basa en una información poco fiable. Valga como ejemplo que, tal y como se recoge en dicho texto, fechado en abril de este año, “los valores de las corrientes asumidos [están] basados en un periodo corto de observación:cinco días”.
El propio Machado reconoció ayer a Europa Press que “recomendé hacer una nueva modelización aprovechando la información que existe de la arena después de 10 años. En su día dieron por válido el bypass, pero con los estudios no lo veo tan claro”.
El reputado biólogo tinerfeño apuntó igualmente que aunque la idea del bypass se mantiene, es necesario ver los detalles, “a cualquiera le inquieta que el dinero se gaste en una cosa que no tiene sentido”. En este caso, y ahondando más en este asunto ha señalado que en ningún caso se trata de “limpiar un cauce de arena, sino ver cómo se mueve”.
“El bypass es un dineral… Está bien que se gaste el dinero en ecología, pero que sirva. Tenemos datos de 10 años que sirven para saber qué pasa en el movimiento del mar… Creo que se puede y que vale la pena… aunque cueste el estudio, pero lo otro cuesta más”, concluye Machado Carrillo.
El informe es mucho más claro cuando sostiene que “tampoco se debe descartar la posibilidad de que esta solución resulte insuficiente y haya que arbitrar otras medidas complementarias. De no acumularse arena al pie del dique norte, o no hacerlo en la cantidad necesaria, habría que buscar otras fuentes”.
Lo que resulta evidente es que el Observatorio considera aplazable el bypass a la espera de conocer más datos, una demora que considerable compatible con el avance de las obras.
Esta inesperada sorpresa sobre uno de los aspectos esenciales del controvertido proyecto del puerto de Granadilla se une a la larga lista de despropósitos que han jalonado su devenir, lo que ha retrasado su construcción y alimentado la durísima oposición popular a este proyecto.

Varios centros de investigación y del Consejo Insular de Aguas revelan restos de una ola gigante que puede estar asociada a la creación de Las Cañadas

2011-04-12T18:00:00.000+01:00

Adjuntamos el artículo publicado en el periódico Diario de Avisos con fecha 12-4-2011.

Hace 150.000 o 180.000 años la isla de Tenerife sufrió un verdadero infierno. En menos de media hora se produjo un gran deslizamiento gravitacional que, con una gran probabilidad, fue el origen de Las Cañadas del Teide. Ese gran deslizamiento de masa rocosa generó que la antigua cámara magmática de ese edificio volcánico cambiara de presión en muy poco tiempo y que los gases y el material interior salieran de la misma formaran parte de una super explosión volcánica. Además, este evento se sumó a una gran ola que pudo tener entre 50 y 120 metros de altitud. Es decir, un tsunami, una erupción explosiva y un gran deslizamiento gravitacional arrasaron una Isla muy lejos de estar habitada todavía.

Esta es la principal hipótesis que baraja un grupo de investigadores que dirige Mercedes Ferrer, del Instituto Geológico Minero de España y en el que participa el geólogo y técnico del Consejo Insular de Aguas, Juan Jesús Coello. En este trabajo contribuyen científicos de las universidades Complutense de Madrid, de La Laguna y de Lisboa. Los investigadores han descubierto, avisados por Coello, restos del tsunami en unos ocho kilómetros de costa en la zona de Teno. Llevan desde 2004 inmersos en varios estudios y ahora están a la espera de finalizar la datación de los restos encontrados para determinar si realmente la hipótesis que barajan es la acertada.

El abuelo de Coello es Telesforo Bravo y fue quien propuso hace ya más de medio siglo la teoría del deslizamiento gravitacional como origen de Las Cañadas del Teide, lo que le valió una gran disputa científica durante años y que ahora está aceptada. En la actualidad, su nieto contribuye a dar explicación a algo que se conocía desde los años 80: la existencia de restos marinos fosilizados en Teno pero que no tenía explicación.

Coello comenta: “la ola generada por ese deslizamiento subió entre 50 y 120 metros y se mezcló con el producto de la gran explosión magmática. Por ello, encontramos todo ese material junto”.

La pregunta de si algo así se podría repetir en este momento tiene una respuesta clara: no. Las circunstancias de la Isla son mucho más estables que en ese momento y no se dan los condicionantes para que, a corto plazo, se pueda producir una catástrofe de ese tipo que “en ese momento, tuvo que arrasar la Isla”. En este sentido, se remarca que no “hay ninguna posibilidad a la escala del tiempo humano de que algo así se reporta aunque a la escala del tiempo geológico, puede decirse que estos fenómenos son relativamente frecuentes” y que en “Canarias han ocurrido más de una docena en el último millón de años”.

Los restos del tsunami se habían descrito como yacimientos paleontológico en 1989 aunque se ignoraba su origen. En 2004, Coello contacta con los investigadores Luis González-Vallejo, de la Universidad Complutense de Madrid y con Mercedes Ferrer del Instituto Geológico y Minero de España (IGME) y comienzan esta nueva investigación pues ellos ya habían descrito restos de tsunami en las costas de Agaete en Gran Canaria.

“La importancia científica de este hallazgo es que hay pocos depósitos de este tipo en el mundo y los que hay -prácticamente sólo en Hawaii- están mal documentados”, afirma Coello. En este mismo sentido se explica Luis González Vallejo quien insiste en que “es la primera vez que se identifican los depósitos de un tsunami causado probablemente por el colapso del edificio volcánico de Las Cañadas, anterior al actual Teide, y el consiguiente deslizamiento” a lo que añade que la “importancia de este descubrimiento se extiende también a nivel internacional”.

Los investigadores explican que hay otros depósitos similares en otras islas como Gran Canaria y que “hasta ahora hemos descubierto que se trata de, al menos, tres episodios de distintos tsunamis”. Los investigadores remarcan que “en Canarias es muy difícil encontrar depósitos de tsunamis debido al predominio de las costas acantiladas y la ausencia de plataformas costeras sobre las que se pudieran depositar los materiales arrastrados por las olas” y añaden que con respecto a las “costas africanas, es posible que queden restos, de hecho nos hemos llegado a plantear una posible investigación, pero dependería sobre todo de las características y magnitud de los tsunamis”.

De momento, los depósitos de Teno se encuentran conservados “ya que aparecen cubiertos por un potente nivel de suelos de alteración”. Pese a ello, los investigadores avisan de que es muy importante conservalos adecuadamente.

La playa de Maspalomas pierde la totalidad de la arena

2011-02-24T09:24:00.000Z

Recogemos lo publicado en el periódico Canarias 7 el día 24-02-2011, por su importancia geomorfológica en cuanto al volumen de arena desplazado fuera de la playa. Es momento de realizar estudios sobre posibles alteraciones en la deriva litoral que estén afectando al suministro de arena de esta zona.

La playa de Maspalomas sufre la peor erosión de su historia. No existen antecedentes, por lo menos en los últimos cincuenta años, de una situación similar a la que se registra en este momento con la pérdida casi total de su sedimentos y la aparición de un verdadero mar de piedras donde había tres metros de arena rubia.

Empresarios, comerciantes, propietarios y vecinos de Maspalomas están realmente asustados con el deterioro que afecta a la playa más emblemática del Sur de Gran Canaria. El último temporal del suroeste, que no fue mayor a los tres días y con olas de unos cuatro metros de altura, ha hecho desaparecer la arena de la playa por completo.
«Nunca antes en la historia de esta playa se había registrado un hecho similar», afirmaba ayer Alfonso Sánchez, un veterano del lugar que lleva más de medio siglo vinculado a la zona turística.

Indignados. «La arena desapreció por completo en dos noches y no creo que se pueda reponer mediante los métodos naturales que defienden algunos de los técnicos contratados para resolver este gravísimo problema», expresaba el presidente del centro comercial Oasis, Antonio Pérez, indignado por la falta de respuesta de los organismos que tienen la responsabilidad de velar por la calidad, seguridad y control de las condiciones ambientales de la playa y sus accesos, como es el Consorcio para la rehabilitación turística del Sur de Gran Canaria.

Aplicación de técnicas de teledetección al estudio de la turbidez de las aguas litorales en la costa oriental de Gran Canaria mediante un modelo teórico.

2010-12-10T17:36:00.002Z

Fragmento del artículo de Juan Fco. Hdez Bartolomé y Luis Hdez Calvento, publicado en la revista "Vegueta", de la ULPG, Nº7, 2003

Enlace: http://www.webs.ulpgc.es/vegueta/num_ant_vegueta/downloads/07-229-240.pdf

El área de estudio comprende parte del litoral oriental de la isla de Gran Canaria; en esta área se localizan varios núcleos urbanos del municipio de Telde; así mismo forman parte de este territorio alguns polítonos industriales, infraestructuras portuarias y aeroportuarias, industrias agrícolas y playas. Esta breve descripción permite observar la intensa presión a la que se ve sometido este litoral.

La morfología de esta área oriental del litoral grancanario se caracteriza por la alternancia de playas y pequeños acantilados. Las playas se situan por logeneral en la desembocadura de los barrancos, siendo éstas poco extensas, de arena fina y oscura, gravas y cantos, dependiendo su granulometría de la orientación que presenten de cara a las corrientes marinas y a los vientos. considerando estos, puede decirse que la mayor parte de ellas son playas estables que se encuentran protegidas al norte, pero expuestas a los temporales del sur y sureste.

Los objetivos que se pretenden abordar por este trabajo son dos: el primero, desde un punto de vista genérico, plantea mostrar las posibilidades que brindan las imágenes de satélite de alta resolución espacial en los estudios sobre calidad de las aguas costeras de Canarias; el segundo, más específico, se propone aislar un fenómeno anómalo localizado en aguas someras de la costa oriental de la isla de Gran Canarias, y evaluar cualitativamente su alcance espectral y espacial.

La identificación en la imagen de satélite de una mancha que se adentra hacia el mar puede tener varias explicaciones: cambios en la batimetría, ocasionados por un banco de arena más clara que la del entorno; existencia de comunidades bentónnicas; o vertidos a las costas, sean estos de aguas, de otros elementos sólidos, o de ambos a la vez. El hecho de poseer una única imagen de la zona, no permite analizar dicha mancha desde la óptica multitemporal, con el fin de determinar su carácter estátido o dinámico. Por ello, la única posibilidad de poder realizar el estudio es a través de un análisis digital que nos permita descartar los posibles fenómenos que producen esta mancha, hasta obtener el que más se ajuste a la respuesta espectral.

De igual forma, ante la imposibilidad de captar muestras que permitan aplicar un modelo deductivo, nos hemos inclinado por adoptar uno teórico. se pretende mostrar las posibilidades que brinda la teledetección en los estudios sobre calidad de aguas costeras, para lo cual se propone identificar si el área presenta un grado de turbidez elevado, descartando las otras posibles causas (comunidades vegetales o influencia batimétrica).

Para el desarrollo del estudio se parte de un análisis individual para las bandas cpatadas por el sensor en el sector visual del espectro, con el fin de seleccionar aquéllas que nos aporten mayor cantidad de información. Este ejercicio se aborda a partir de técnicas de realce digitales de imágenes, así como mediante el análisis de los histogramas, selección de los valores más bajos de las bandas visibles y la elaboración de transeptos. Con estos procedimientos se pretende aislar la cubierta objeto de estudio, es decir, el área donde muestre mayor reflectividad el agua somera. Un análisis comparativo entre las imágenes generadas permitirá conocer si este aumento de reflectividad es debido a la influencia del fondo marino en los datos registrados por el sensor, o se, por el contrario, esta respuesta es debida a la turbidez, por la presencia de elementos en suspensión. Por último, se procede al aislamiento espacial de las áreas donde se presenten los mayores grados de reflectividad, con el fin de observar su estructura y determinar, en lo posible, la naturaleza del fenómeno objeto de estudio.

Resultados obtenidos.-

El primer ejercicio realizado fue el recorte de la imagen, con el fin de aislar en lo posible la superficie marina de la tierra, dado que en esta última zona existen algunos elementos de baja reflectividad (como estanques y embalses), cuya respuesta podría influir en los análisis a realizar, especialmente en los cálculos de frecuencia y en su representación mediante histogramas. Sobre esta nueva imagen se realizaron algunas transformaciones, haciendo uso de técnicas de realce visual. Entre éstas, se aplicó una ecualización del histograma, que se base en la elaboración de una nueva distribución de los valores originales de respuesta, es decir, de los niveles digitales, teniendo en cuenta las frecuencias acumuladas. Sobre estos valores se aplicaron técnicas de pseudo-color conforme a distintos rangos de la imagen, si bien, con el fin de mostrar estos más claramente, se hizo uso de una paleta de grises de 256 tonos. Con la figura obtenida se pueden observar los distintos niveles de respuesta espectral próximos a la costa, y cómo se distingue una pluma de mayor extensión mar adentro. En ella es posible identificar dos áreas: la central, más cercana a la península de Gando, presenta una respuesta mucho mayor a la periférica. Tratándose del sensor TM del Landsar, y considerando la ausencia aparente al menos, de estructuras lineales, no es posible ser categóricos sobre la naturaleza de este fenómeno, dado que, en principio, los cambios observados en la reflectividad podrían ser debidos a la batimetría. Este mismo ejercicio fue realizado para la banda 2, obteníéndose imágenes semejantes a las anteriores, por rangos, si bien al ser mayor la longitud de onda analizada, los valores de respuesta son menores para el agua.

En todas las imágenes que conforman esta última figura se observa claramente la pluma objeto del estudio, pudiéndose diferenciar claramente las áreas de mayor y menor respuesta. Así, en las dos primeras imágenes se observa el área central de la pluma, donde aparecen las máximas reflectividades. La estructura lineal que presenta, nos permite intuir que se trata de un elemento anómalo, que no guarda relación con la presencia de elementos en el fondo, aún así, dado que se trata de una banda que es sensible a la presencia de cuerpos a una cierta profundidad, no es posible ser categóricos acerca de su naturaleza.

Sin embargo, en las dos últimas imágenes se observa claramente los cambios en la tonalidad de la pluma y su mayor extensión en los alrededores del área central, tanto hacia el interior del mar, como hacia el norte y el sur, siguiendo la línea de costa. Precisamente en estas últimas áreas, y realizando una comparación con las imágenes primeras, no es posible desechar la influencia de la reflectividad del fondo marino, bien debido a la batimetría, o a las posibles comunidades de algas. este mismo principio es aplicable alresto de las áreas periféricas a la pluma central, debido a la debil señal que muestran las imágenes, así como a la profundidad de visión del sensor utilizado.

Con el fin de comprobar definitivamente la i nfluencia de los depósitos sumergidos sobre el área central, se realizó el mismo ejercicio para la banda 3, al ser ésta la menos sensible, en el espectro visible, a la influencia del fondo marino en la respuesta espectral del asua somera.

En la cuarta figura se representaron varios rangos de respuesta de los niveles digitales, consiguiendo aislar el perfil de costa y observando la presencia de unos flecos en la estructura de la pluma central (más oscura), elementos típicos cuando están presentes elementos en suspensión. Además, se permite descartar la respuesta del fondo marino en esta estructura. Este resultado se alcanza comparando las imágenes con las anteriores, dado que la mancha central presenta valores similares, hecho que anula toda influencia del fondo marino en los datos captados. Considerando estos elementos (la disposición y estructura espacial y la comparación de los valores relativos a la respuesta en las bandas 2 y 3 del Landast-TM), se llega a la conclusión de que la pluma central, localizada en la playa de Ojos de Garza, es una zona de elevada turbidez, previsiblemente por la presencia de sólidos en suspensión en el litoral.

La suma de los valores correspondientes a estoas dos últimas bandas, con aplicación de una expansión selectiva del contraste nos permite separar claramente el objeto de análisis. A éste se la ha aplicado un perfil radiométrico, con el fin de estudiar los valores digitales de la banda 2 de un modo independietne. A través de este gráfico se observa un aumento considerable de la reflectividad en la zona objeto de estudio, pudiéndose identificar claramente los ascensos y descensos tan verticales que presentan en su respuesta espectral. Este hecho permite corroborar la existencia de un área de acumulación puntual, en el que se concentran un gran número de partículas en suspensión

Discusión y conclusiones.-

Podemos concluir a la vista de los resultados obtenidos, que la teledetección se muestra como una herramienta de utilidad para identificar respuestas anómalas en la reflectividad de las aguas someras. De igual modo, mediante un modelo teórico, es posible separar aquellas áreas que se ven influidas por la batimetría, de aquellas otras donde la respuesta espectral es producida por la presencia de sólidos en suspensión. Con ello, a partir de técnicas sencillas de realce digital de imágenes, y considerando la respuesta teórica de las cubiertas a las diferentes longitudes de onda, es posible aislar las áreas donde se identifiquen los máximos niveles de turbidez. Una vez aisladas, es posible definir claramente los lugares donde esta respuesta es debida a la existencia de elementos en suspensión, localizándolos de forma espacial.

Precisamente, es el contraste entre las respuestas de las bandas azul y verde del espectro visible (1 y 2 en el Landsat TM) en que permite aislar más claramente la influencia de la batimetría, y entre las verde y roja (2 y 3) el que permite definir las mayores concentraciones por presencia de elementos en suspensión, así como observar algunos rasgos espaciales de las estructuras resultantes de la turbidez. Ello es debido a que estas bandas permiten discriminar los cambios más sutiles de relfectividad en las aguas someras.

El aislamiento de los valores mediante el sumatorio de estas dos últimas bandas, permite la elaboración de perfiles radiométricos, mediante la generación de un transecto tierra-mar. Éste presenta un aumento de los valores de reflectividad a medida que se adentra en el mar. Sin embargo, un perfil tan vertical indica una cerncia de sedimentos en suspensión en aguas cercanas, por lo que facilita la localización de los mayores niveles de concentración.

Este estudio se plantea de forma teórica, dado que sería necesario contar con datos reales, tomados directamente en la cobertura objeto del estudio, en el momento del paso del satélite, de forma que fuera posible correlacionar los datos teóricos con las imágenes, con el fin de generar una cartografía de mayor detalle sobre la composición de la pluma estudiada. De igual forma, mediante estas técnicas, es posible abordar si se trata de un peisodio de vertido directo, o de una acumulación de sedimentos por efectos de las corrientes marinas, aunque este trabajo únicamente puede ser desarrollado a través de análisis multitemporales, y no mediante el tratamiento de una sóla imagen.

Por último, también es posible la elaboración de índices de batimetría, cuando los ejercicios de comparación, con realces de histogramas, no son efectivos. Éstos se presentan especialmente interesantes cuando se pretende abordar, además, estudios multitemporales, dado que así se pueden analizar los ritmos de seidmentación de las costas, especialmente útiles en territorios como el canario, en el que la calidad del litoral debería ser abordada mediante estudios que abarquen largos períodos de tiempo.

Las pèrdidas de arena en playas canarias

2009-12-30T08:53:00.004Z

La prensa abordaba este tema ya hace más de una década. Aún hoy no se encuentran soluciones técnicas.

Proyectos costa Tacoronte 1994

2009-12-30T08:44:00.003Z

Hace ya varios años, existió un proyecto para "aminorar" el impacto del oleaje en la costa de Tacoronte, en Tenerife. Esteproyecto no se llegó a ejecutar.

El acantilado de la playa de Los Patos (La Orotava, Tenerife)

2009-12-29T23:41:00.004Z

(Fragmento de la memoria de licenciatura de Rafael González Martín, ULL 1995)

La costa de La Orotava es, según la clasificación de Guilcher, una "costa acantilada alta", que refleja la acción continuada del mar, por su orientación al oleaje dominante (del N-NE), lo cual se traduce en un trazado más o menos rectilíneo. El acantilado de Los Patos, como otros del Norte de Tenerife, tiene un carácter poligénico, resultado de prolongadas acciones erosivas que interfieren con emisiones de coladas basálticas recientes, poco remodeladas. Como ya se dijo, está constituído por la superposición de coladas lávicas y capas de piroclastos de las Series III (reciente) y II? (antigua, en la parte inferior), de naturaleza basáltica, con edades comprendidas entre los -1,8 m.a. y el Pleistoceno Inferior. Estos materiales presentan un buzamiento de E a W de aproximadamente unos 35 respecto al plano horizontal representado por la playa.

En algunos puntos del mismo se observa la existencia de almagres (suelos rubefactados por superposición de una colada), así como depósitos torrenciales y coluviales de diversa potencia y extensión, rellenando cauces de antiguos barrancos; estos depósitos aparecen acantilados en algunos puntos, y formando conos de derrubios en otros. El corte del acantilado permite estudiar en detalle la sucesión cronológica de emisiones de coladas, depósitos piroclásticos y acumulaciones coluviales y aluviales sobre el relieve preexistente. El acantilamiento de los depósitos detríticos permite también una comparación con otros depósitos situados en la vertiente Norte de la Isla.

La estructura general del acantilado podríamos dividirla en las siguientes partes, desde la base a la cima (ver fig.49):

1 - Colada basáltica inferior. Sólo es visible en el sector occidental, ya que en el central y el oriental está cubierta por un talud de derrubios.

2 - Depósitos detríticos intercalados. Presentes en los tres sectores. Son más potentes en la parte inferior de la pared, y más extensos en el sector central.

3 - Suelos rubefactados (almagres) o capas de piroclastos muy alterados. Su grosor aumenta en el sector central.

4 - Coladas de lava basáltica superpuestas, alternadas con capas de piroclastos. Son más delgadas en el extremo oriental de la pared y en la parte inferior del sector central. Su potencia aumenta considerablemente en la parte superior del sector central, donde aparecen fragmentadas, con oquedades, diaclasas y retranqueos.

5 - Conos de derrubios menores procedentes del desmantelamiento de los materiales de la parte alta de la pared. Debido al retranqueo de las coladas, quedan intercalados.

6 - Suelo superior. Es la parte más alta de la pared, correspondiente a los actuales suelos de cultivo (en parte sorribados), y su grosor varía según los tramos del acantilado.

El acantilado es funcional durante el invierno, ya que el oleaje llega a batir contra su base -incluso durante la marea baja-, superando un potente cordón de cantos y bloques, y queda entre primavera y fines del otoño resguardado del oleaje por un depósito de arena basáltica, de espesor variable según los sectores de la playa. Esta capa de arena, según las observaciones de campo realizadas, desaparece en invierno por efecto del fuerte oleaje de los temporales del NW, quedando en suspensión o depositada en bancos de la anteplaya (según lo indicado en la cartografía del MOPU). Debido a ello, queda al descubierto la capa basal de cantos y bloques, más o menos redondeados, que no evitan la acción del oleaje contra la pared del acantilado, y cuyo grado de esfericidad indica que la retirada de la capa de arena es periódica y regular, no quedando limitada a la acción de temporales esporádicos.

A.Yanes (1988) define este tipo de acantilados como "Acantilados recientes sobre materiales básicos", cuya altura decrece conforme la actividad volcánica es más reciente y su verticalidad es mantenida por la abrasión marina actual. La pendiente del acantilado se mantiene en todos sus tramos por encima de los 60º, aumentando en general del Oeste al Este de la playa. Su altura oscila entre los 35 y los 80 m. respectivamente. Su disposición es más o menos contínua y hay un predominio de las lavas basálticas en sus materiales. En diversos sectores presenta cortes debidos a antiguas incisiones de barrancos; estos cauces están en algunos puntos rellenos por depósitos heterométricos poco consolidados, mientras que en otros domina el depósito de materiales finos más cementados.

3.2. - Estructura: Coladas lávicas, capas de piroclastos, almagres y depósitos detríticos.

Los retranqueos y muescas que presenta la pared del acantilado obedecen a las diferencias en la resistencia de sus materiales a la acción de los agentes erosivos: La estructura vacuolar de los piroclastos facilita su desmantelamiento en varios puntos, generando entrantes en las zonas ocupadas por tales depósitos. Las zonas de contacto entre coladas superpuestas son también puntos de debilidad, al presentar partes escoriáceas en sus techos y muros. Por último, las zonas de contacto entre acumulaciones detríticas y las paredes de paleocauces, son otros puntos donde se facilita la acción erosiva.

El talud de derrubios del sector central y oriental, no aparece en el occidental, donde el oleaje evacua el material detrítico procedente del desmantelamiento de la pared. En su lugar aparece una colada basáltica inferior cuya potencia y extensión, hacen suponer que la misma se continua en el sector central, tras el talud de derrubios. Dada su situación, esta colada correspondería al material más antiguo visible en la Playa (Serie II posiblemente). Esta colada inferior buza suavemente hacia el Este, motivo por el que llega a desaparecer bajo la arena en el sector central.

La colada basáltica intermedia de la pared, destaca del resto por su potencia, ensanchándose más en el sector central, así como por presentar numerosas huellas de la corrosión litoral, que aprovecha la disyunción columnar para separar bloques de gran tamaño que caen sobre la parte alta del talud de derrubios. Esta colada, presenta discontinuidades a lo largo de la playa, desapareciendo en ciertos puntos, que suelen coincidir con cauces de barrancos (labrados tras la deposición de aquélla). Las coladas inferiores y sobre todo las superiores, se alternan con capas de piroclastos y presentan un retranqueamiento general, originado por la facilidad que presentan los últimos al desmantelamiento erosivo, lo cual, a su vez, permite la caída esporádica de fragmentos de las coladas.

No se ha podido distinguir la presencia de diques en la pared del acantilado, así como de restos de conos volcánicos. El relieve está conformado por tanto por procesos de acumulación, tanto de vertidos de coladas y material de proyección, como de formaciones detríticas. La fácil desagregación de estos materiales nutre a la playa de bloques, cantos y arena.

Los conos de derrubios que conforman el talud inferior de la pared, aumentan su altura y extensión a medida que nos desplazamos del centro al Este de la playa. Los conos de derrubios del pie del acantilado resguardan de la acción del oleaje a la pared en varios puntos y actúan como barreras en donde se apoya la arena que abandona el oleaje al perder energía. En varios puntos de la pared aparecen tramos de suelos que quedaron rubefactados al discurrir sobre ellos las coladas; estos suelos presentan una mayor potencia en la zona central, y marcan la topografía preexistente al vertido de las coladas; esta topografía parece corresponder en general al fondo de un valle o cauce de barranco amplio. Nuevos cauces se han ido excavando sobre las coladas y depósitos detríticos, dando lugar a un relieve poligénico.

La intensa y continua acción erosiva del mar sobre los materiales de la pared se traduce en desplomes que nutren la playa de bloques y cantos, retrabajados por el oleaje continuamente y que a su vez, sirven de soporte a la arena. Sólo en aquellos puntos donde las coladas han discurrido por cauces de barrancos y han llegado al mar de forma masiva, se configuran roques, o pequeas plataformas de abrasión marina, como sucede en la Punta de El Ancón y en la plataforma que separa los sectores central y occidental.

En la punta oriental y sobre todo, en la occidental, existen sendas acumulaciones de bloques de gran tamaño (0,4 a 1,2 m. de eje mayor ) que conforman taludes de creación reciente, a juzgar por el escaso desgaste de las aristas; a veces incluso aparecen algunos fragmentos de construcciones desprendidos de la parte alta del acantilado, que dan una idea de su carácter muy reciente. Sobre estos taludes se han depositado materiales más finos, que han permitido en el sector oriental el recubrimiento de vegetación, lo que refleja una mayor estabilidad de la vertiente.

En el sector central y oriental del acantilado existen dos muescas en la parte alta de la pared, que corresponden a cauces de pequeños barrancos que quedaron colgados, bien por un cambio del nivel de base de su desembocadura o por desplomes de la pared. Estos cauces excavaron las coladas y depósitos detríticos superiores y llegan a la línea costera mediante saltos. Otro cauce de barranco, de mayores dimensiones , vierte por el sector occidental de la playa, al pie de una construcción artificial.

La dinámica de estos barrancos no ha podido ser seguida durante el invierno por la dificultad del acceso, pero la presencia de conos de derrubio con material anguloso y la exis- tencia de arenas y gravas de grano más grosero que la del estrán al pie de estos cauces, después de varios días de precipitaciones, parecen indicar que aún aportan cierta cantidad de material (poco rodado) a la playa. El hecho de que la parte superior del acantilado esté ocupada por terrenos sorribados (en parte abandonados), muy transformados para los cultivos de plátanos desde los años 60, enmascara el trazado de los cauces en algunos tramos, obligando a consultar la fotografía aérea y los mapas para estudiar su trazado.

3.3. - Orígen mixto de los depósitos detríticos.

El desmantelamiento erosivo de los materiales de la pared, junto a los procedentes del interior del Valle, da lugar a depósitos detríticos heterométricos, normalmente poco consolidados , procedentes de la destrucción mecánica de las coladas (que originan cantos y bloques) y piroclastos (que originan gravas y arenas). Los materiales detríticos de la pared conforman conglomerados de cierta potencia (de 0,5 a 4 m.) y poco cementados, con un perfil cercano a los 60 debido al acantilamiento; se componen de cantos de diversa granulometría (ver estudio granulométrico), englobados en una matriz arenosa (con escaso porcentaje de limos).

En los sectores occidental y oriental, y sobre todo en los tramos inferiores de la pared, aparecen depósitos con características coluviales: bloques y cantos angulosos y aspecto caótico (su estratificación es casi nula). En otros puntos (sector central, sobre todo) se diferencian algunas superposiciones de capas de cantos-bloques de aspecto rodado, junto a paquetes de gravas-cantos, con mayor porcentaje de materia fina, es decir, hay una cierta estratificación; estos depósitos pueden tener un origen torrencial. Por último, hay algunos puntos que presentan acumulaciones de cantos rodados de aspecto desordenado, que pueden obedecer a procesos de vertiente nutridos con material que tapizaba fondos de barrancos previos cercanos a la línea de costa.

La génesis de estos depósitos debe haberse producido en etapas climáticas caracterizadas por grandes precipitaciones, que provocaban una gran actividad torrencial y de vertiente. La superposición de estos depósitos de forma repetida intercalados entre coladas de la Serie III a lo largo de la pared del acantilado, permite datarlos en el Pleistoceno Medio-Superior, pudiendo ser los más recientes de fines de este período, aunque la ausencia de restos orgánicos englobados impide la realización de dataciones absolutas por el método del C14.

El volumen de los depósitos torrenciales indica que las precipitaciones que los formaron fueron violentas e irregulares. La inclinación de las vertientes debía ser grande para permitir el desalojo de grandes volumenes de material por los barrancos. La cobertera vegetal, dada la cercanía al mar y la latitud, es improbable que fuera de porte superior al arbustivo, y su densidad debe haber sido insuficiente para impedir el desalojo de material hacia el mar, o bien haber sufrido continuas alteraciones (incendios, pérdida de suelos, etc.)

La prolongación de algunos de los depósitos, según la disposición y pendiente que presentan, refleja un intenso proceso de acantilamiento y un antiguo desarrollo más extenso. Pese al carácter fósil de la mayoría de estos depósitos, puede continuar su constitución en algunos puntos, ya que se combinan procesos de retroceso erosivo con los de acumulación.

La alteración del frente de los depósitos parece ser importante, dada la poca consolidación de sus materiales, la heterogeneidad de los clastos y la alternancia de capas de arena fina y cantos. Estos rasgos facilitan la acción de los agentes erosivos, al quedar en resalte los fragmentos gruesos por eliminación de la parte fina que los englobaba. Sin embargo, el acantilado puede considerarse estabilizado durante la mayor parte del año, ya que el oleaje contacta con el cordón de cantos y bloques a su pie, llegando a su base sólo en el invierno

El volumen de material aportado actualmente por los barrancos a la playa es escaso, pues sus incisiones son incipientes y su carácter esporádico (restringido a ciertos días del invierno con fuertes precipitaciones). Por ello, el principal aporte de material terrígeno a la playa proviene del desprendimiento de materiales de los depósitos detríticos, por acción de los agentes erosivos marinos (oleaje y spray marino). Sin embargo, el principal aporte de arena a la playa, como se aborda en otros apartados de este trabajo, es de origen antelitoral .

El estudio de C.Romero y V.Armas sobre los depósitos detríticos del Valle de La Orotava (1995, Inédito), nos permite un acercamiento a los depósitos situados en Los Patos, dada la similitud de morfología, disposición y la cercanía de los depósitos detríticos de Martiánez. Ambos suponen grandes volúmenes de material, depositados de forma más o menos rápida por los barrancos del Valle. Para estas autoras, esta red "presenta un trazado condicionado por los rasgos topográficos del Valle, la interferencia entre procesos erosivos y volcánicos y la edad y naturaleza de los materiales volcánicos que atraviesan". Fijan la edad de estos depósitos en el Pleistoceno Superior, posteriores a las emisiones volcánicas de la Serie III.

3.4. - Tipos, cronología y dinámica de los depósitos.

Los depósitos presentes en la pared del acantilado de Los Patos corresponden en varios puntos a coluviones más o menos masivos, caracterizados por la angulosidad de sus clastos (poco rodados), la relación entre cantos y matriz, la disposición (sin orden) y su volumetría. En otros puntos, son depósitos torrenciales, cuyos materiales se orientan según paleocauces de barrancos, estando superpuestas varias capas correspondientes a una intermitencia del flujo. Las características de los depósitos torrenciales parecen indicar que existe una correspondencia entre éstos y los depósitos detríticos del acantilado de Martiánez, El Guindaste y La Calera (La Orotava-Puerto de La Cruz), debiendo pertenecer todos a las mismas fases paleoclimáticas de gran pluviosidad.

Las coladas de la Serie III han recubierto los depósitos detríticos en varios puntos, lo cual permite fijar su edad aproximada en el Pleistoceno Superior (es decir, anteriores a las últimas emisiones lávicas). En otros puntos, los depósitos se superponen a las coladas, reflejo de su carácter más reciente que aquéllas, o aparecen ocupando espacios en medio de coladas, a través de las incisiones abiertas por los cauces de barrancos, lo que indica que proceden del desmantelamiento de materiales situados en la parte alta o media del valle.

En ningún punto del acantilado se han encontrado depósitos de procesos de avalancha (caracterizados por englobar megabloques) o de lahares (depósitos brechoides), que si aparecen en otros puntos del Valle (Ladera de Tigaiga).

En el sector central, y sobre todo en el oriental de la playa, los conos de derrubios llegan a conformar un microtalud semicontínuo en el que se superponen acumulaciones de distintas edades, procedentes de desprendimientos de la parte alta de la pared y de otros conos de derrubios superiores. Estos conos están conformados por una matriz de arena que engloba clastos sueltos de diámetro medio (2-5 cm en su mayoría), angulosos y sin orden; en algunos puntos aparecen acumulaciones de bloques (con diámetros comprendidos entre los 40 cm. y más de 1 m) que interrumpen la continuidad de aquéllos.

Se han diferenciado depósitos detríticos en 4 puntos de la playa; presentan algunos elementos comunes (disposición y formas) y matices diferenciadores (granulometría y angulosidad). Su continuidad espacial sufre diversos cortes debidos a desplomes puntuales de la pared, a procesos de recubrimiento por coladas, por otras acumulaciones detríticas posteriores, y por el labrado de cauces torrenciales posteriores.

En general, están formados por bloques de tamaño diverso, dominando los comprendidos entre los 20 y 30 cm. de diámetro y los cantos de diámetro comprendido entre 20 y 40 mm. Su disposición no es ordenada en los depósitos coluviales, que no tienen gradación ni disposición en estratos, salvo en el sector occidental, donde parece haber una gradación creciente de tamaos desde el techo al muro.

En los depósitos torrenciales se reconoce una separación en capas que corresponden a sucesivas deposiciones de material de barranco. En cada capa, la disposición del material de mayor diámetro parece ser con el eje mayor en la dirección del flujo. En otros puntos, el depósito tiene aspecto heterométrico y poco ordenado, ocupando todo el volumen del lecho; el grado de rodamiento de estos materiales hace pensar en un origen mixto del depósito, con una fase previa torrencial, una deposición intermedia y una fase final de arrastre por gravedad que le da el aspecto desordenado actual.

La matriz que engloba los cantos y bloques presenta un color definido en la Carta de Colores de Munsell como 10YR 3/3 (Dark Brown) y 10YR 4/2 (Dark Grayish Brown) ; el diámetro dominante, una vez realizado el análisis granulométrico es el de las arenas, con una fracción de limos pequeña (<8%).>

Según este mismo autor, los depósitos con forma más o menos tabular, corresponden a arroyadas en manto de escasa extensión lateral, que desbordan anteriores cauces, mientras que las secciones transversales lenticulares corresponden a depósitos de avenidas de tormentas, en los que el material más grueso está en la zona más externa del depósito , aunque en general no tengan selección granulométrica. El acantilamiento de estos depósitos genera frentes abruptos de varios metros de altura.

También en los depósitos coluviales que presentan cierta selección de material, puede haberse dado una ordenación vertical del material desprendido de la parte alta del acantilado, debida a la diferente velocidad en la deposición de los clastos: las más finas tienden a quedarse en el techo del depósito debido a que su escaso peso les permite avanzar menos. Los desmoronamientos de pendientes inestables generan nuevos depósitos a partir de materiales que anteriormente pueden haber sido de arroyada. En Los Patos, encontramos depósitos de este tipo que combinan clastos angulosos con cantos rodados, al pie de la pendiente; estos depósitos a veces ocultan la topografía previa, sobre todo en los sectores más bajos de la pared del acantilado.

Si seguimos la clasificación de F.Colombo para la forma adoptada por los depósitos torrenciales, podemos hablar de los siguientes tipos presentes en Los Patos:

- "Coladas de derrubios", formadas por clastos cohesionados en una matríz de agua y sedimentos, procedentes de zonas-fuente con gran cantidad de material suelto y fuerte pendiente, (tramos altos de los barrancos), durante épocas de lluvias violentas. Estos flujos se adaptan a los cursos de los barrancos anteriores y sus depósitos presentan, según Colombo, los clastos de mayor tamao dispersos en el seno de una matriz fina, si bien en Los Patos, la fracción predominante tiene talla de arena, no de limo. Hay depósitos de estas características en la parte inferior del sector central, muy enmascaradas por depósitos de vertiente pos-teriores.

- "Abanicos torrenciales de baja eficacia de transporte", de pequeña extensión areal y escasa gradación granulométrica; reflejan bien el transporte por corriente acuosa; obedecen a flujos masivos y generan depósitos con los materiales más gruesos en la parte más baja. (Depósito de la plataforma lávica centro-occidental).

- "Corrientes episódicas" de gran energía y corta duración (ex- pansión rápida del flujo con gran carga de tracción). Generan de- pósitos de potencia uniforme, más o menos estratiformes y con poco grado de rodamiento y de selección del material terrígeno. Pueden mostrar variaciones del flujo, potencia o granulometría, y ordenarse en la vertical formando secuencias que indiquen una persistencia de las corrientes acuosas. En Los Patos, pueden distinguirse depósitos de este tipo en el sector occidental del acantilado, donde hay una secuencia de al menos dos procesos deposicionales, granodecrecientes de la base al techo, y en el sector oriental, donde se suceden verticalmente 3 capas.

La regeneración de playas en Tenerife. Viejos proyectos

2009-12-29T22:25:00.004Z

Adjuntamos en el presente artículo una serie de recortes de prensa de Tenerife en la que se abordaron en su momento varios proyectos de regeneración de arena de playas, tanto en esta isla como en otras del archipiélago canario.

Procesos físicos en sistemas dunares (morfodinámica de las playas)

2009-12-15T21:54:00.009Z

(Texto del Ministerio de Medio Ambiente, y Medio Rural y Marino.)

(http://www.mma.es/portal/secciones/acm/aguas_marinas_litoral/zonas_costeras/tipos_litoral/sistemas_dunares/mapadunas.htm)

Introducción
Los sistemas dunares costeros son acumulaciones sedimentarias arenosas que se sitúan en áreas próximas a ambientes intermedios suministradores de sedimento, también arenosos o mixtos, de los que dependen estrechamente. Los campos dunares más comunes se encuentran adosados a áreas de posplaya, si bien antiguos depósitos arenosos eólicos pueden estar desconectados actualmente de su área fuente debido a cambios eustáticos o epirogenéticos. El establecimiento del balance sedimentario de una playa es fundamental desde el punto de vista del desarrollo de los sistemas dunares costeros, puesto que permiten determinar si el sistema es regresivo, está en equilibrio o es progradante.

La playa y la zona de rompientes conforman un ecosistema marino discreto que contiene productores primarios, consumidores y descomponedores, con contornos bien determinados por la playa y los sistemas circulatorios de la zona de rompientes. El campo de dunas conforma asimismo un ecosistema terrestre discreto con contornos formados por los límites marino y terrestre del transporte eólico y que, al igual que el ecosistema marino contiene una flora y fauna características.
El ecosistema de playa/zona de rompientes está controlado por el oleaje que remueve y transporta la arena, acumula el fitoplancton, bombea agua y materia orgánica en el sistema intersticial y mueve a los animales. Por otro lado, el viento es el motor de la dinámica del campo de dunas, transportando la arena, el aerosol salino y los detritos y enterrando la vegetación. Para poder realizar una gestión adecuada de los sistemas dunares es necesario poseer el conocimiento adecuado de los procesos que acontecen en los mismos y de los efectos que las actuaciones humanas tienen sobre su morfología y estabilidad.
En este capítulo se estudiarán en primer lugar la morfología y los procesos físicos que afectan a las playas como parte del sistema playa-duna asociada. En segundo lugar, se describen los distintos tipos morfológicos de dunas que se pueden encontrar en las costas españolas así como los factores que afectan a dicha morfología. En tercer lugar, se describen los materiales implicados en los procesos de erosión, transporte y sedimentación.Y finalmente, se describen los procesos físicos implicados en la deflación, transporte y sedimentación de los granos de arena.

Morfodinámica de las playas
2.2.1. Introducción
Las playas sufren cambios topobatimétricos bajo la acción del oleaje, corrientes y viento. Los modelos de evolución de playas integran todas o algunas de estas dinámicas con el objetivo de predecir su evolución. El modelado del flujo en la zona de rompientes y de la interacción flujo-sedimento para el establecimiento de los modelos de transporte, sólo se puede realizar imponiendo numerosas simplificaciones. Como resultado, aún en el supuesto de que las acciones sean conocidas, no existe ningún modelo de evolución tridimensional de playas que sea capaz de predecir las variaciones a corto y medio plazo en el tiempo y de pequeña y media escala en el espacio. Por otro lado, es necesario tener en cuenta la naturaleza aleatoria de las acciones. Cualquier modelo de evolución de playas tiene que tener en cuenta esta aleatoriedad, mediante el adecuado tratamiento estadístico de las variables de entrada y de los resultados. En este apartado se presenta, la definición de algunos términos, conceptos, procesos y modelos involucrados en la descripción de la morfodinámica de playas.

En esta descripción se separa la definición de las formas en el perfil de playa de las formas características en planta. Cuando la variación longitudinal de las características morfológicas de una playa es muy pequeña, se podrá asumir que la playa es bidimensional y podrá ser descrita por las características de su perfil. En el caso general de que las variaciones longitudinales sean importantes, la playa será tridimensional y se requerirá un número determinado de perfiles y su definición en planta para la descripción morfológica completa de la playa. Se define Playa como la acumulación de sedimento no consolidado (arena, grava o canto rodado) que se sitúa entre la línea de máximo alcance del oleaje en temporal y pleamar viva y una profundidad que corresponde a la zona donde deja de producirse un movimiento activo de sedimentos debido a la acción del oleaje.

Las playas se enmarcan dentro de la Zona Costera, que comprende el área de la plataforma continental y de la costa en la que los procesos morfodinámicos vienen determinados por la dinámica marina. Su desarrollo hacia tierra y hacia el mar depende, por lo tanto, de la tipología de la costa, de la plataforma continental, y del clima marítimo de la zona.

2.2.2.1. El perfil de las playas
Definiciones
Las definiciones relativas al perfil están basadas en la figura 2.2.1 y se resumen en la tabla 2.2.1.
Variaciones del perfil: Playas disipativas y reflejantes
El perfil de las playas cambia constantemente como respuesta a los cambios del transporte transversal de sedimentos que produce la dinámica marina, especialmente el oleaje. Los cambios más notorios son los asociados a los desplazamientos de las barras y al avance o retroceso de la berma. De entre las múltiples formas posibles de perfil, existen dos extremas que presentan una geometría en planta aproximadamente bidimensional: el perfil disipativo y el reflejante.
El perfil disipativo, (ver Figura 2.2.2), es característico de playas de arena fina y/o niveles de energía elevados, (ver Foto 2.2.1). En general, la berma no es aparente y el perfil se inicia prácticamente en el pie de duna o en el acantilado, en su caso. La zona de rompientes es muy amplia y tiene un talud ligeramente cóncavo con pendientes bajas y sin formaciones destacables. El perfil bajo la bajamar suele presentar una o varias barras longitudinales, con senos y crestas poco marcados. La pendiente de la zona de asomeramiento es mayor que la de la zona rompientes.
El perfil reflejante, (ver Figura 2.2.3), se presenta en playas de arenas medias a gruesas, con niveles de energía bajos. En este caso, el borde de la berma marca claramente el inicio del frente de playa. En la playa seca pueden apreciarse restos de bermas y escarpes correspondientes a perfiles más retrasados producidos por condiciones de oleaje más energéticas. Sobre el frente de playa son frecuentes los beach cusps (ver foto 2.2.2) y suele existir un escalón en la parte inferior del frente de playa compuesto de materiales más gruesos, después del cual la pendiente del perfil baja considerablemente, conservando una forma cóncava.Una plataforma de bajamar de pendiente suave queda al descubierto en bajamar. En la playa sumergida no se aprecian barras.
Entre estos dos tipos extremos de morfología del perfil se presenta toda una gama de estados intermedios. Estos estados de playa no se pueden definir mediante un sólo perfil, pues son básicamente tridimensionales y la morfología está fuertemente relacionada con los sistemas circulatorios que se establecen en las playas. Algunas playas muestran una gran variabilidad en su perfil, respondiendo a condiciones de oleaje fuertemente variables. En latitudes templadas, las playas medianamente expuestas, con tamaños de grano fino a medio, de 0.2 a 0.3 mm de diámetro, sufren condiciones de oleaje caracterizadas por fuertes variaciones estacionales y fuertes temporales invernales. Tras un período de tiempo sometidas a temporales de forma repetitiva, dichas playas alcanzan una posición de semiequilibrio que se aproxima bastante a la de las playas disipativas, y se dice que la playa ha alcanzado su Perfil de invierno. Contrariamente, tras largos períodos de calma,más frecuentes en los meses estivales, la playa recupera un perfil cercano al reflejante, Perfil de verano. Estos términos de 'perfil de invierno' y 'perfil de verano', son pues relativos y pueden no corresponderse, en un momento determinado con la estación del año en la que se encuentra el citado perfil, sino con el aspecto que presenta la playa en un momento determinado.

2.2.2.2. La forma en planta de las playas
Además de la definición del perfil, la forma de una playa no queda completa sin su descripción en planta que se realiza en función de las escalas de las mismas en las figuras 2.2.4 y 2.2.5 y en la tabla 2.2.2.

2.2.3. Escalas espacio - temporales de los procesos morfodinámicos
Las dinámicas actuantes sobre la playa movilizan los sedimentos y modifican la forma de la misma. Estas dinámicas (oleaje, corrientes, variaciones del nivel medio, aportaciones fluviales, etc…) y los cambios de forma producidos son clasificables en determinadas escalas de espacio y tiempo. De esta manera, los modelos desarrollados para el estudio de la hidrodinámica, procesos de transporte y cambios de forma, suelen ser válidos en escalas acotadas en un rango espacio-temporal determinado.

Las escalas espaciales y temporales de los procesos que actúan en una playa están relativamente ligadas, por lo que podrían ser definidas conjuntamente. Sin embargo, en el diseño de las campañas de seguimiento, tiene una gran importancia la definición independiente de las medidas tanto en el espacio como en el tiempo. En la tabla 2.2.3 se presentan las escalas espacio-temporales de algunos de los cambios morfológicos más importantes que tienen lugar en las playas. Estos cambios se han dividido en corto, medio y largo plazo o pequeña, media y gran escala, de una manera arbitraria.

2.2.4. El balance sedimentario en las playas
El establecimiento del balance sedimentario de una playa es fundamental desde el punto de vista del desarrollo de los sistemas dunares costeros, puesto que permiten determinar si el sistema es regresivo, está en equilibrio o es progradante. En el primer caso, el sistema dunar se verá sometido a retroceso, con una erosión progresiva de la duna primaria durante los temporales y mareas vivas, no recuperada en los períodos de buen tiempo (ver foto 2.2.3). La duna primaria mostrará, de esta manera, fuertes pendientes del lado del mar, con derrumbes frecuentes, apareciendo en el pie de la misma bloques de vegetación arrancados de la duna. En el segundo caso, se mantendrá una playa seca con un transporte eólico hacia las dunas compensado por períodos de erosión en temporales (ver foto 2.2.4). Durante los períodos de buen tiempo, suele formarse una anteduna con vegetación incipiente, la cual se destruye en los períodos erosivos. La duna primaria, en estos casos, suele estar bien desarrollada, con una altura elevada. Finalmente, en el caso de balance sedimentario positivo, la continua aportación de sedimento a la playa seca combinado con el transporte eólico en la misma, va produciendo cordones paralelos de antedunas a medida que una nueva anteduna se añade del lado del mar (ver foto 2.2.5). Las dunas, en este caso, suelen ser de baja altura, progresivamente más vegetadas a medida que se avanza hacia el interior.

El balance sedimentario es un cómputo, en términos de macro escala, de los aportes y pérdidas existentes en la zona de estudio. Este cómputo ha de ser tal que permita: (1) establecer las condiciones de contorno de los modelos de evolución, en el caso de playas abiertas, o (2) la constatación de que es una playa encajada sin aportes o pérdidas externas. La primera tarea a realizar en la determinación del balance sedimentario es la identificación de los elementos más relevantes, esto es, fuentes y sumideros de sedimentos, tipos de sedimentos y mecanismos de transporte.

Entre las fuentes usuales se encuentran:
• Erosión de acantilados.
• Aportes fluviales.
• Aportes biogénicos.
• Aportes desde la plataforma continental.
• Aportes debidos al viento.
• Aportes humanos (regeneraciones, vertidos de dragados, ...).
Entre los sumideros usuales se encuentran:
• Sedimentación en estuarios, puertos y otras estructuras.
• Sedimentación en el trasdós de la playa por el viento y/o por el oleaje.
• Transporte hacia la plataforma continental.
• Descomposición de la arena.
• Extracción por el hombre.
Los mecanismos de transporte fundamentales a considerar son:
• Transporte longitudinal debido al oleaje.
• Transporte transversal debido al oleaje.
• Transporte debido a la acción de corrientes de marea y viento.
• Transporte eólico.
• Transporte por el hombre.

Para la realización del balance sedimentario, en lo correspondiente a la aportación desde el lado del mar, los modelos recomendados son los de una o varias líneas, los cuales están preparados para incorporar en ellos todo tipo de aportaciones y pérdidas al sistema (incluidas la eólicas) así como las variaciones causadas por el transporte longitudinal y transversal debido al oleaje y a las corrientes.

2.2.5. Rangos de aplicación de los modelos de utilizados en el diseño de playas
Los modelos utilizados en el diseño de playas pueden dividirse en Modelos de evolución y en Modelos de equilibrio. El campo de aplicación de estos modelos y una breve descripción de los mismos se realiza en las tablas 2.2.4.

2.2.5.1.Modelos de evolución de playas
Los modelos de evolución tratan de determinar las modificaciones que la dinámica marina producirá en la playa. Estos cambios dependerán tanto de las condiciones del clima marítimo (oleaje, mareas, viento, precipitación, etc.) como de las características de las arenas de la playa (tamaño, distribución granulométrica y espacial del sedimento, densidad y composición de los granos, etc.).
A la hora de seleccionar un modelo de evolución, es importante tener en cuenta que, en la actualidad, no existe ningún modelo capaz de describir la morfodinámica de una playa en todo el rango de escalas espacio - temporales. Por ello, es muy importante conocer la escala espacio – temporal del campo de aplicación de cada uno de los modelos.

2.2.5.2.Modelos de equilibrio de playas
Los modelos de equilibrio de playas tratan de predecir la forma media o de equilibrio de una playa sometida a un determinado clima marítimo. Los modelos empíricos de evolución del perfil y los de morfodinámica pueden considerarse como una extensión de estos modelos a condiciones medias variables a lo largo del año. En general, son modelos semiempíricos sencillos, de gran uso en ingeniería, que simplifican la forma de la playa en una línea de costa y en un perfil equilibrio. Todos estos modelos son de macroescala y largo plazo (superior a meses).

Morfología de las dunas
2.3.1. Introducción
Las dunas se crean por la interacción entre el material granular (arena) y la fuerza de corte ejercida por el aire en la capa límite atmosférica. La morfología de las dunas refleja: 1) las características del sedimento, principalmente el tamaño del grano y 2) las características del viento superficial, tanto en lo que se refiere a la tensión tangencial en la superficie como a la variabilidad direccional del régimen anual. En la mayoría de las dunas costeras, la vegetación, detritos y los obstáculos topográficos son también factores determinantes en la formación de las dunas. A medida que la duna crece bajo la capa límite atmosférica, comienza a modificar el flujo primario. Estas modificaciones juegan un papel muy importante en la determinación de la morfología de las dunas. Las geometrías que resultan de la acumulación eólica son muy diversas, con escalas de tamaños variables, muchas de ellas ampliamente referenciadas en ambientes desérticos. En el caso de la franja litoral, las dimensiones de las dunas equivalentes suelen ser comparativamente menores, se generan geometrías específicas por la presencia de vegetación y la humedad ambiental permite la estabilidad de láminas de sotavento con pendientes elevadas (hasta 40º).

Las dunas costeras son un elemento dinámico del paisaje. Las dunas crecen a partir de la arena depositada por el oleaje en las bermas de playa. La arena de estas bermas se seca en los períodos de buen tiempo, pudiendo ser transportada por los vientos procedentes del mar hacia el interior, donde la disminución de la velocidad del viento debido al mayor rozamiento inicia el proceso de acumulación de la arena, proceso que con frecuencia se ve acelerado por la presencia de vegetación o de obstáculos, iniciando la formación del sistema dunar. La interrelación entre la aportación de sedimento arenoso por el mar y la vegetación es lo que define el desarrollo de las dunas costeras en las zonas templadas. En dichas zonas, donde la precipitación es suficiente para el crecimiento de la vegetación, la morfología de los sistemas dunares tiene una relación directa con la distancia desde la duna al mar, debido a que el ambiente salino y desecante que aportan los vientos marinos y la falta de nutrientes selecciona el tipo y variedad de vegetación que puede crecer en cada una de las zonas.

Las dunas costeras aparecen en todo el mundo distribuidas en una amplia variedad de regímenes climáticos. Las dunas costeras se forman en aquellos lugares de la costa donde hay dos requerimientos básicos:

1) disponibilidad de aportes de arenas de playa de tamaño adecuado, y
2) vientos procedentes del mar capaces de transportar las arenas hacia el interior, al menos parte del año.

Estos requerimientos, junto con la participación de corrientes y oleaje, hacen que el proceso de formación y mantenimiento de dunas costeras dependa, por tanto, de una fuerte relación de los sistemas playa – duna siguiendo un modelo de proceso-respuesta. Estos dos sistemas evolucionan mutuamente ajustados mediante el intercambio de sedimentos Sherman y Bauer (1993).

La presencia de vegetación, si bien no es esencial para la formación de dunas costeras, tiene una influencia muy importante en la morfología dunar. La cobertura vegetal participa en la fijación de las arenas y modifica las características de la superficie en relación al flujo del viento Packham y Willis (1997). Dadas las características de los sistemas dunares españoles, consideraremos la vegetación como un elemento necesario en la génesis y desarrollo de las dunas costeras españolas.
En general, la vegetación puede desarrollarse sobre dunas costeras de todo tipo de climas (sólo en zonas áridas donde la precipitación media anual es menor de 50 mm no se desarrolla vegetación sobre dunas), siendo el principal factor natural limitante los regímenes de viento de gran intensidad, que provocan intensos procesos de erosión y acumulación de arenas (Tsoar, 2001).

Sin embargo, este tipo de situaciones son infrecuentes y la mayor parte de las dunas costeras del mundo presentan vegetación que participa en el proceso de formación y evolución de las mismas. Las dimensiones de las dunas costeras en cuanto a las alturas varían desde 1-2 m hasta 20-30 m, aunque hay casos con alturas superiores a 100 m, con pendientes del lado de barlovento muy variables, dependiendo de la cobertura vegetal y el carácter progradante, en equilibrio o en erosión del sistema dunar y con pendientes elevadas en el lado de sotavento. En este apartado se presenta la definición de algunos términos, conceptos y procesos involucrados en la morfología de las dunas.

2.3.2. Factores que pueden determinar la morfología de un campo dunar costero
Las dunas costeras son el resultado de la interacción entre el viento y las superficies arenosas de la playa y las dunas, por lo que las características de ambos juegan un papel determinante en la morfología del campo dunar. Estas interacciones se ven moduladas por la vegetación y el propio crecimiento de la duna, que modifican el perfil del viento. En principio, los factores que determinan el tipo, alineación, tamaño y espaciado de las dunas son los siguientes (Flor, 2004):

1. Naturaleza de las arenas, especialmente su tamaño y clasificación.
2. Características del régimen de vientos y de la orientación de la playa respecto a los mismos.
3.Aportación de arena al sistema dunar.
4. Cubierta de vegetación.
5. Topografía de la zona terrestre adyacente a la playa.
6. Posición del nivel freático.
7. Grado de humedad propio del la zona costera.
2.3.2.1. Influencia de la granulometría de la arena
Los rangos granulométricos, dentro de la fracción arenosa, deben ser los adecuados en la playa, generalmente con una proporción mayoritaria de las fracciones más finas del conjunto ya que el viento se manifiesta como un agente dinámico selectivo de dichas fracciones menores. No obstante, vientos intensos son capaces de transportar la casi totalidad de las poblaciones granulométricas, pudiendo llegar a existir escasas diferencias en los tamaños medios entre la playa donante y la duna receptora.

2.3.2.2. Influencia del régimen de vientos y orientación de la playa respecto a los mismos
La actuación de vientos soplando desde mar hacia tierra con capacidad suficiente para transportar el sedimento fuera de la zona de influencia (oleajes y mareas) de la misma es un requisito fundamental para la formación de un sistema dunar costero ya que vientos actuando paralelamente al perfil costero solamente favorecen el transporte de deriva litoral y la formación de playas progradantes, pero sin campos dunares asociados. La orientación de la playa con una disposición preferentemente perpendicular u oblicua a los vientos con mayor capacidad de transporte permite la formación de campos dunares más amplios.
En una costa, actúan varios componentes de viento dependiendo del clima marítimo. Son los vientos reinantes los que ejercen una influencia más acusada sobre el emplazamiento de sedimento en los campos dunares y éste es más efectivo cuanto más perpendicular sea la dirección del flujo resultante en relación con la orientación del límite playa-duna.Además, cada componente de viento, en función de su intensidad y dirección, tiende a generar una tipología geométrica determinada de duna.

El régimen de vientos es un factor determinante de la morfología dunar en las zonas áridas. Como se describirá posteriormente, los barjanes y las dunas crecientes se forman en presencia de vientos unimodales, las dunas lineales aparecen con vientos bimodales, mientras que las dunas estrella se forman en regímenes de viento multimodales muy variables. Dada la prevalencia de los vientos provenientes del mar, los barjanes y los cordones de dunas crecientes suelen ser los que dominan las dunas costeras en áreas desiertas. En las zonas con humedad suficiente, la vegetación tiende a estabilizar las dunas, pero cambios en la dirección del viento y tormentas fuertes pueden modificar la forma de las dunas, resultando una distribución compleja de colinas y depresiones, típicas de las dunas costeras.

2.3.2.3. Relación de las formas dunares con la disponibilidad de sedimento
La disponibilidad de un volumen excedentario arenoso en el borde costero y más concretamente en la playa suministradora o solidaria del campo dunar adyacente, es condición indispensable para la formación del campo dunar. Este condicionante es también fundamental ya que el depósito sedimentario eólico se constituye en la reserva que la playa almacena para su supervivencia futura ante un cambio en sentido contrario, predominantemente erosivo, en la evolución de la costa.

2.3.2.4. Influencia de la vegetación
La arena es un buen medio para el crecimiento de determinadas plantas debido a su capacidad de retención de la humedad que tiene la arena. La vegetación juega un papel determinante en la formación del sistema dunar costero, especialmente en la terminación y crecimiento. La presencia de la vegetación reduce el transporte sedimentario debido a que:

1) introduce una rugosidad mayor en la superficie, lo que disminuye el flujo del viento sobre la misma y

2) intercepta los granos en saltación y actúa como una superficie blanda que absorbe una gran cantidad de energía, favoreciendo la sedimentación.

La colonización vegetal del campo dunar, representada por comunidades específicas, que se disponen en bandas paralelas al límite playa-duna, determinando la sedimentación en general y la formación de tipologías concretas de dunas, en particular, como los cordones dunares,montículos aislados, etc.

2.3.2.5. Influencia de la topografía de la zona terrestre adyacente a la playa (posplaya)
Es necesaria una superficie de posplaya lo suficientemente amplia para albergar y permitir la mayor sedimentación posible.Los campos dunares costeros de mayores dimensiones ocupan áreas que reúnen este requisito; suelen representar zonas supramareales de playa con bermas amplias o relieves de ladera con pendientes suaves. En muchos casos, laderas más abruptas son capaces de contener dunas cuya sedimentación termina suavizando la pendiente inicial, siempre y cuando la tasa de sedimentación en la costa sea muy importante y los vientos adquieran una capacidad de transporte muy alta.En cualquier caso, este tipo de dunas ocupan áreas relativamente poco extensas; son muy numerosas en las costas cantábrica, gallega, gaditana y gerundense.

2.3.2.6. Posición del nivel freático
La posición del nivel freático que, en estas áreas tiende a situarse muy superficialmente, condiciona la fijación del sedimento arenoso y su participación en el desarrollo de algún tipo de dunas, como las parabólicas en las que el amplio corredor plano entre los brazos sedimentarios es una superficie de no erosión ni sedimentación.También esta tabla freática impide que progrese la erosión por debajo, caso de las depresiones erosivas (“blowout”) de tipo subcircular y alargado.

2.3.2.7. Grado de humedad propio del la zona costera
El grado de humedad propio del borde costero por la influencia marina sobre el aire y el suelo, en este caso actuando sobre los granos sedimentarios, dotándose de incierto grado de cohesión. Se favorece la sedimentación definitiva de las arenas y condiciona el tipo de colonización vegetal.

2.3.3. Morfología dunar
El tipo dunar más simple es la duna creciente o transversal, en la que el viento fluye prácticamente perpendicular a la línea de cresta. En ausencia de vegetación y otros factores como los topográficos, una sección transversal de dicha duna puede ser reprentada por la figura 2.3.1. Como puede verse, la sección transversal de la duna de la figura 2.3.1 presenta una cara de barlovento de pendiente suave que corona en una cresta prácticamente horizontal, con un quiebro brusco de la pendiente o borde en la cara de sotavento o de avalancha, que en general presenta una pendiente próxima a la del ángulo de reposo de la arena (34º a 40º según la humedad), con valores máximos de la pendiente en la parte superior, que van disminuyendo hacia la base o falda de la duna. Según las condiciones de viento y humedad, en determinadas ocasiones se forma una cornisa en el borde de avalancha. En el caso de dunas móviles, el avance de la duna deja zonas de deflación cuasi-horizontales denominadas depresiones o zonas interdunares.
En las dunas costeras, la dominancia de los vientos marinos, la presencia de la vegetación y eventualmente, la erosión causada por el pisoteo, el pastoreo y la posición del nivel freático genera formas dunares muy diversas, algunas de las cuales se han representado en la figura

2.3.2. Las formas dunares representadas en esta figura son (Flor, 2004):
A) Cordón dunar simple.
B) Duna tabular, que si bien no es muy numerosa, puede sustituir al cordón dunar en determinadas circunstancias; en este apartado, se han recreado dunas prismáticas o montículos aislados.
C) Dunas remontantes o rampantes de bajo y alto ángulo.
D) Barjanes.
E) Dunas parabólicas o en forma de U.
F) Depresión o casquete subelíptico de erosión (“blowout”) con ribete sedimentario sobre
un fondo plano por implicación de la tabla freática.
G) Depresión o casquete alargado de erosión.
H) Duna lingüiforme con cresta ligeramente convexa.
I) Parte de un aklé, en este caso la forma protuberante de un sistema de barjanes coalescentes, también denominados duna barjanoides; los bordes laterales constituyen barjanes verdaderos.

2.3.4. Morfología de un sistema dunar costero
2.3.4.1. Introducción
La morfología de las dunas costeras depende de la velocidad del viento (su capacidad de transporte), de la cantidad de arena disponible, de la fisiografía del sector costero y del tipo de vegetación. La vegetación tiene un papel importante no sólo por su capacidad de estabilizar los depósitos arenosos, sino también por su influencia en el flujo del viento y de arenas que éste transporta. De forma secundaria, la frecuencia de inundaciones por agua de mar, la acción del oleaje y la dirección del viento también influyen en el desarrollo morfológico de la duna.

2.3.4.2.Morfología de los sistemas dunares costeros vegetados
El flujo del viento y de la arena se ve modificado por las características de la cubierta de la vegetación: densidad,morfología, distribución y altura. Las densas y altas formaciones vegetales que origina el barrón, en las costas de la Europa atlántica y mediterránea, producen dunas altas y estrechas, con una acumulación de arenas producida preferentemente en el borde expuesto al viento, debido a la fuerte reducción de la velocidad del aire y por tanto, del transporte por saltación.
Este fenómeno genera dunas embrionarias asimétricas con mayores pendientes en el borde expuesto al viento. En otras áreas biogeográficas donde las especies formadoras de dunas tienen crecimiento rastrero (Spinifex: Nueva Zelanda; Ipomoea/Cannavalia: México), la reducción del flujo de aire y arenas es menor, formando dunas asimétricas con la mayor pendiente situada en el lado protegido del viento.
La formación de cordones dunares continuos se produce en zonas donde las tasas de acreción son relativamente rápidas y la vegetación es densa y alta Hesp (2002). Los cordones dunares ya establecidos varían ampliamente en tamaño, desde uno o dos metros hasta más de 30 m en determinadas circunstancias. La cobertura de vegetación y el tipo de especies presentes también es muy variable y está en función de la región biogeográfica, el clima y la historia, estabilidad, exposición y dinámica sedimentaria existente Hesp (1991). En el caso de las dunas españolas, es de especial importancia las diferentes regiones biogeográficas y climáticas existentes, con un claro contraste de las dunas atlánticas y mediterráneas frente a las de las Islas Canarias.
Cuando un sistema dunar costero es progradante, se suelen formar una serie de cordones dunares paralelos, desde el más joven o duna embrionaria, situado en la parte alta de la playa seca, hasta los más antiguos, dunas grises o terciarias, que en los climas templados suelen estar completamente estabilizados por la vegetación. Una breve descripción de los diferentes elementos que encontramos en una sección transversal de un sistema dunar costero se presenta en figura 2.3.3.

Duna embrionaria
La primera línea de dunas en un sistema dunar progradante (que tiene una aportación neta de sedimento hacia la duna) corresponde a la duna más joven, denominada duna embrionaria. Esta duna está situada en una zona hostil a la vegetación debido a la alta salinidad, falta de humus y pH alcalino (8 – 9) debido a la presencia de fragmentos de conchas en la arena. Asimismo, es un ambiente muy seco, por el alto drenaje y la exposición al viento. Sólo algunas especies de hierbas muy especializadas pueden sobrevivir en este ambiente, por ejemplo,
la Agropyron junceiforme. La cobertura vegetal es muy pequeña del orden del 20 %. Los oleajes de los temporales invernales pueden destruir estas proto-dunas, para volver a reconstruirse en los períodos de buen tiempo.

Anteduna o duna primaria
La anteduna o duna primaria (foredune) se sitúa inmediatamente detrás de la duna embrionaria. Estas dunas son más antiguas y altas y con frecuencia se denominan dunas blancas debido a su cobertura parcial de vegetación, del orden del 80 %. En estas dunas y en las zonas templadas, domina el barrón (Ammophila arenaria).
Depresiones interdunares
Las depresiones interdunares (dune slacks) se sitúan entre las antedunas y las dunas principales. En las zonas templadas, en invierno estas depresiones pueden estar cercanas o incluso por debajo del nivel freático. Esta mayor disponibilidad de agua y la protección del viento que proveen las antedunas hacen que la vegetación prolifere y cubra prácticamente el suelo, lo que acelera la creación de humus.

Duna secundaria o duna gris
Esta duna se sitúa hacia tierra de la depresión interdunar. En la duna secundaria las condiciones para el crecimiento de las plantas son mejores. El pH de estas dunas es más reducido que en las antedunas (entre 7,5 y 6,5) y además, hay más abrigo y el viento acarrea menos sal.Con estas condiciones, el número de especies se incrementa, cubriendo en algunas zonas totalmente la superficie arenosa. Una fina capa de humus se desarrolla a medida que las plantas se marchitan. La humedad y los nutrientes presentes en el humus colaboran en la colonización de esta duna.

Duna terciaria o zona de arbustos y bosque
Tras las dunas secundarias se encuentran las dunas terciarias, a menudo completamente cubiertas de arbustos en la zona más cercana al mar y bosque como vegetación climax de las zonas templadas. En la mayoría de los sistemas dunares de las zonas templadas, la vegetación de las dunas terciarias está controlada por los usos humanos, y raramente se encuentra la vegetación natural. Es frecuente la utilización de estas dunas como pastos o la repoblación de las mismas con especies foráneas como el pino marítimo, con el objetivo de estabilizar las dunas.

2.3.4.3. Sistemas dunares costeros no vegetados
En aquellas zonas costeras donde la precipitación no es suficiente para el mantenimiento de la vegetación, los sistemas dunares costeros suelen estar formados por las tipologías dunares de las áreas desiertas, con dunas altamente móviles. Dada la prevalencia de los vientos marinos, en la zona cercana a la costa predominan los tipos dunares asociados a vientos unimodales como son las dunas crecientes, con sección transversal similar a la indicada en la figura 2.3.1. Si el régimen de vientos es variable, pueden aparecer todos los tipos dunares asociados a las áreas desiertas: dunas transversales, lineales y de estrella, descritos en las clasificaciones del apartado 2.3.5.

2.3.5. Clasificaciones de las dunas y campos dunares
Existen muchas clasificaciones morfodinámicas en las que las dunas se ordenan por su forma y relación con los vientos que las forman, especialmente por su alineación con relación al vector resultante del transporte neto de sedimento. El problema de estas clasificaciones es que asumen conocido del proceso de formación de las dunas, que es hasta la fecha incompleto. Por otro lado, el grado de cobertura vegetal y la erosión de la misma inducida por la dinámica marina, la actividad humana o la animal, introduce formas complejas en los cordones dunares costeros, por lo que no es posible apoyarse en una clasificación única.

En este apartado, se distinguen dos tipos básicos de dunas o campos dunares costeros: los asociados a los ambientes desérticos, donde la presencia de vegetación es escasa y no determinante en la dinámica dunar, caso de los campos dunares en las Islas Canarias y aquellos en los que la vegetación es determinante en la formación del sistema dunar.

2.3.5.1. Clasificación de las dunas costeras en ambientes desérticos no vegetados
La clasificación morfológica de McKee (1979) agrupa las dunas no vegetadas en función de su forma y del número de caras de deslizamiento, proponiendo seis grupos principales: barjanes, crecientes, lineales, reversas, estrella y parabólicas, ver figura 2.3.4. Al mismo tiempo, dentro de cada una de estas formas principales, se pueden encontrar tres variedades de tipos de dunas: simples, compuestas y complejas. Las dunas simples corresponden a cada uno de los seis tipos básicos indicados anteriormente. Las dunas compuestas por la superposición de dos escalas de dunas del mismo tipo morfológico, como por ejemplo, la superposición de pequeñas dunas crecientes sobre las laderas de barlovento de dunas crecientes de mayor escala. Las dunas complejas ocurren cuando se superponen dos escalas de dunas de dos tipos diferentes, como en el caso de la formación de pequeñas dunas crecientes en los lados de grandes dunas lineales.
Además de los tipos dunares anteriores, algunos campos dunares contienen áreas con superficies arenosas relativamente planas o ligeramente ondulantes denominadas sábanas de arena y en otros casos, formas de dunas bajas ondulantes sin cara de deslizamiento denominadas zibar. La interacción entre la vegetación y el sedimento o los obstáculos da lugar a la acumulación de arena a sotavento de los mismos, formándose colas de arena. Donde la arena se acumula en zonas adyacentes a obstáculos topográficos se forman dunas eco o dunas remontantes, en el lado de barlovento y dunas de proyección y dunas descendentes, en el lado de sotavento del obstáculo. En otras situaciones, los obstáculos o la vegetación forman montículos deposicionales, los cuales suelen tomar una tendencia longitudinal debido a la persistencia o dominancia de una de las componentes del viento; en otros casos se forman montículos o domos vegetados que se conocen como “coppice dunes”, bien representados en campos dunares con una sedimentación deficitaria, especialmente en costas subáridas donde crece vegetación de tipo matorral, similares a las desérticas. La mayoría de los grandes tipos dunares en ambientes desérticos se pueden acomodar a la clasificación de Pye and Tsoar (1990). Una versión de la cual puede verse en la figura 2.3.4.

Dunas crecientes
Los tipos de dunas más sencillos son aquellos que se forman bajo regímenes de viento caracterizados por variaciones de dirección y sentido pequeñas. En ausencia de vegetación, las dunas crecientes serán las formas dominantes en regímenes de viento cuasi-unidireccionales. Este tipo de duna es estable hasta variaciones en la dirección del viento de 15º alrededor de la dirección media. Donde la disponibilidad de arena es limitada, se formarán dunas crecientes aisladas o barjanes, caracterizados por una cara de barlovento de pendiente baja y una cara de deslizamiento en forma de luna creciente con los cuernos avanzando en la dirección del viento (ver figura 2.3.4); a medida que aumenta la disponibilidad de arena, los cuernos de los barjanes se unen con los contiguos formando una cordones de dunas crecientes relativamente ondulantes, con la dirección principal de las crestas perpendicular a la dirección del viento y presentando claramente una cara de barlovento de suave pendiente y una cara de sotavento o deslizamiento con pendiente en el límite de equilibrio de la arena (ver figura 2.3.4).
Si la duna sigue creciendo, pueden formarse dunas crecientes compuestas, en las que dunas crecientes menores se forman sobre la cara de barlovento de la duna mayor. También se pueden formar dunas crecientes en las caras de las grandes dunas de estrella, formando dunas complejas.

Dunas lineales
Las dunas lineales se caracterizan por su gran longitud, rectitud, paralelismo, espaciado regular y una relación elevada entre la zona de duna y la interdunar. Estas dunas son transversalmente simétricas y en planta pueden ser sinuosas. La posición de la cresta oscila en función de la variabilidad estacional de la dirección del viento (ver figura 2.3.4). Las dunas lineales se desarrollan en áreas con regímenes de viento provenientes de un mismo sector pero con una amplia variabilidad direccional, o en zonas con regímenes de vientos bi-direccionales (vientos procedentes de dos direcciones diferentes) y muy raramente, en zonas con regímenes direccionales de viento complejos.

Dunas piramidales o en estrella
Las dunas en estrella se caracterizan por su gran tamaño y forma piramidal, con tres o cuatro brazos que radian desde un pico central (ver figura 2.3.4). Cada brazo tiene una cresta sinuosa, con caras de avalancha que se alternan en función de la dirección del viento dominante en cada temporada. La parte superior de las dunas estrella es muy pendiente, con valores entre 15º y 30º. La base es muy ancha y con pendientes suaves, entre 5º y 10º. En los flancos inferiores se pueden formar dunas crecientes o reversas menores, dando lugar a una duna estrella compleja. Las dunas en estrella están asociadas a regímenes de viento multidireccionales, con un transporte neto anual relativamente bajo.

Dunas parabólicas
Las dunas parabólicas son comunes en muchas zonas costeras (ver foto 2.3.2) y en zonas semiáridas. Estas dunas se caracterizan por su forma en U con los brazos vegetados parcialmente estabilizados y retrasados con respecto al sentido del viento de 1 a 2 Km de longitud y una zona activa en el cuenco de la U, con una altura entre 10 y 70 m, que avanza por avalancha (ver foto 2.3.2). Las condiciones bajo las que se desarrollan las dunas parabólicas no están todavía bien determinadas.Normalmente, están asociadas a áreas con una cubierta vegetal moderada y con régimen de viento unidireccional.

2.3.5.2. Clasificación de las dunas y campos dunares costeros vegetados
La inclusión de la humedad y, fundamentalmente, de la colonización vegetal son factores que desencadenan la aparición de formas individuales y conjuntos formados por la yuxtaposición de una o varias formas más propias, pero no exclusivas, de las dunas costeras; algunos autores las refieren como dunas vegetadas en sentido amplio Goldsmith (1985), pero pueden distinguirse algunas geometrías.
Dada la predominancia de los vientos marinos en la costa, la gran mayoría de las dunas costeras son de tipo creciente y en el caso de estar vegetadas, se desarrollan colas de arena y dunas parabólicas, estas últimas frecuentemente asociadas al desarrollo de depresiones o casquetes eólicos (blowouts) (ver foto 2.3.2). Los depósitos costeros de arenas eólicas han dado lugar a una importante variedad de formas dunares. La clasificación de estas formaciones es también muy variada, ofreciendo esquemas desde muy simples hasta muy elaborados, comprendiendo el sistema dunar en toda su extensión
o sólo la zona de influencia marina directa (Pye y Tsoar, 1990).
Entre los criterios más frecuentemente utilizados en la clasificación de las dunas costeras, incorporando algún componente de la dinámica del sistema, se incluye la consideración del balance sedimentario: Klijn (1981), propone una clasificación morfogenética (dunas costeras en desarrollo, estables o recesivas). Psuty (1988), incorpora un modelo basado en la interacción de la disponibilidad sedimentaria en la playa y en la duna en distintas fases del desarrollo dunar y propone una clasificación de los frentes costeros en dunas primarias y secundarias. Las dunas primarias, caracterizadas por un intercambio sedimentario activo con la playa, constituirían las únicas dunas costeras reales. En presencia de una alta disponibilidad sedimentaria en la playa, la morfología resultante se correspondería con una serie de cordones costeros paralelos y de poca altura. En caso contrario, se produciría la regresión de la duna costera y una topografía dominada por entrantes de marea. De forma similar, la clasificación propuesta por Carter (1990), (ver figura 2.3.5), se basa en tres niveles cualitativos de aporte sedimentario relacionados con la dinámica costera (dunas progradantes, estables y regresivas) que condiciona la morfología del sistema duna-playa y la composición y dinámica de la vegetación presente.

Otro grupo de clasificaciones consideran sólo aspectos ecológicos o conjuntamente la vegetación la geomorfología en la tipificación de las dunas costeras (Goldsmith, 1977 y 1985; Hesp Short, 1980 y Hesp, 1984), entre otros. Hesp y Short (1980) y Hesp (1984) proponen una dicotomía basada en las características geomorfológicas y ecológicas de las dunas costeras. Un tipo dunar estaría integrado por depósitos eólicos costeros incipientes, originados a partir de la acumulación de arena en torno a vegetación pionera, y el segundo tipo dunar incluiría los depósitos eólicos costeros estabilizados, originados a partir de dunas costeras incipientes, donde la vegetación pionera ha sido sustituida por otro tipo de vegetación, generalmente leñosa. Los depósitos eólicos costeros incipientes se pueden a su vez subdividir en 5 tipologías basándose en la cobertura vegetal (Short y Hesp 1982), (ver figura 2.3.6). En un extremo de esta subdivisión, la organización morfológica estaría dominada por el componente vegetal (frentes costeros fijados, paralelos a la línea de playa) y en el otro extremo, el factor dominante estaría representado por el componente eólico (cuencas de deflación, barjanes). Las fases intermedias se corresponderían con formas de transición caracterizadas por una topografía fragmentada.

Las morfologías y tipologías de dunas han sido principalmente investigadas en el Cantábrico por Flor (1980, 1981, 1983 y 1992). De tal forma que dicho autor ha diferenciado en algunas playas de este litoral dunas de diversa índole: barjanes, dunas longitudinales y transversales, eco, parabólicas, etc. Este autor propone una clasificación con criterios diferenciales que inciden en su geometría resultante: formas erosivas, sedimentarias y mixtas, control del relieve circundante y de la posplaya, geometría, componentes direccionales del viento, dependencia de la estructura del flujo y escala de tamaños. Se engloban la mayor parte de las formas resultantes dentro de las costas templado-húmedas y, por tanto, reconocibles en el territorio peninsular e insular del estado español. En la tabla 2.3.1 se muestra la propuesta de clasificación geomorfológico jerarquizada de dunas eólicas realizada por este autor, particularmente válida para costas de climas templado-húmedos.

Entre esta variedad de clasificaciones de tipos dunares costeros, en este manual se seguirá una clasificación simple, que reconoce cuatro tipos principales: primer cordón o anteduna, casquetes o depresiones eólicas, dunas parabólicas y mantos dunares transgresivos (ver figura 2.3.7). De estos tipos, el que es objeto de este manual es el primer cordón costero. El primer cordón costero o anteduna, se define como un depósito de arenas paralelo a la costa, convexo, de simétrico a asimétrico. Es el primer cordón formado en playa alta por acumulación por el viento de arena eólica con vegetación. Incluye dunas incipientes o embrionarias, primera duna estable y cordones relictos que fueron primeros cordones. Las dunas parabólicas y las depresiones son propias de zonas con alta intensidad de viento e intenso transporte de arenas. Las depresiones ocurren cuando se destruye la vegetación, progresando el aporte de arenas hacia el interior, pudiendo dar lugar a la formación de las dunas parabólicas con forma de U o V, que avanzan hacia el interior. Los campos y mantos dunares transgresivos se forman cuando se produce un ingente transporte de arenas hacia el interior por fuertes regímenes de vientos. Suelen estar desprovistos de vegetación.

2.3.6. Dinámica dunar
2.3.6.1. Introducción
La iniciación, desarrollo y morfología de equilibrio de todas las dunas está determinada por los cambios en las tasas de transporte de sedimentos en el tiempo y en el espacio que dan lugar a erosión y sedimentación. Los esquemas de erosión sedimentación local pueden ser determinados en términos de la ecuación de continuidad del sedimento. Los mismos principios pueden ser aplicados a dunas completas y a campos completos de dunas, para examinar su dinámica en términos de balances sedimentarios. La ecuación de continuidad del sedimento:

dh/dt = dq(si)/dx (i)

donde h(xi; t) es la elevación de la superficie, xi (i=1, 2) son las coordenadas horizontales y qsi(xi; t) es la tasa de transporte en la dirección xi.
Como puede verse en la ecuación de continuidad, los cambios espaciales en la tasa de transporte de sedimentos son fundamentales para controlar la morfología de las dunas. En las áreas donde el viento cambia estacionalmente, los patrones de erosión y sedimentación cambian con las estaciones. Por otro lado, el desarrollo de la duna modifica la estructura del viento alrededor de ella, estableciéndose un equilibrio dinámico entre la morfología de la duna y el flujo local del viento.

2.3.6.2. Iniciación de las dunas
Los procesos de iniciación de las dunas están todavía pobremente entendidos y analizados. La formación de dunas implica la sedimentación local que dé lugar a la formación de una forma de lecho que se propaga con el viento. La sedimentación implica una reducción local del caudal de transporte, la cual se puede producir por una convergencia de las líneas de corriente detrás de un obstáculo, por una disminución de la velocidad del viento debido a un aumento de la rugosidad del lecho (por ejemplo, por la presencia de vegetación) o por variaciones de la micro-topografía (cambios de pendiente, formas de lecho relictas, etc.). Los vórtices que se generan tras los obstáculos dan lugar a formas de diferentes escalas como las dunas sombra, generadas a sotavento de piedras o vegetación o a formas mayores como las venas arenosas observadas a sotavento de los cráteres en Marte.Algunos autores han sugerido que las dunas lineales pueden generarse a partir de un núcleo de duna sombra. Grandes obstáculos como escarpes o colinas aisladas pueden dar lugar también a la formación de dunas lineales en la zona de sotavento. Estas dunas pueden romperse en barjanes aislados una vez que cesa la influencia del obstáculo. Kocurek et al., (1992) han documentado la iniciación y el crecimiento de dunas en Padre Islands, Texas. El inicio de formas de lecho tiene lugar cuando las velocidades del viento se

reducen entre un 37 % y un 86 % de los valores a barlovento de la zona de inicio debido a cambios en la rugosidad aerodinámica o micro-topografía producidos por zonas con vegetación, depresiones de erosión, topografía dunar relicta, o dunas sombra. No todos los sitios con sedimentación inicial desarrollan dunas, pero su crecimiento se ve favorecido por una mayor tasa de sedimentación y por un incremento de la aportación de arena.Muchas protodunas pequeñas pierden arena con vientos fuertes y algunas son eliminadas totalmente. Kokurek et al., (1992) propone cinco etapas en la iniciación y desarrollo de las dunas con una evolución progresiva de la cara de sotavento y el desarrollo de un flujo secundario con expansión y separación, (ver figura 2.3.8).
1) Formación de parches irregulares de arena seca de unos pocos cm de altura,
2) Desarrollo de protodunas de 0.1 a 0.35 m de altura con ripples en toda su superficie,
3) Incremento del tamaño de las protodunas a 0.25 a 0.40 m de altura con caída de granos
en la pendiente de sotavento e inicio de la divergencia de las líneas de corriente a sotavento,
4) Barjanes de 1 a 1.5 m de altura con separación del flujo y caída de granos en la pendiente de sotavento y
5) Líneas de dunas crecientes de 1 a 2 m de altura. Las dunas en fase de desarrollo se caracterizan por tener una pendiente de barlovento mayor que la de sotavento. El cambio de la expansión del flujo a la separación se produce cuando la pendiente de sotavento excede los 22º.
Una vez que las dunas alcanzan los estadios 4 y 5, la evolución subsiguiente tiene lugar por soldadura, separación, unión lateral y fusión de dunas. El crecimiento de las dunas es a expensas de las áreas interdunares y el esquema evoluciona hasta que la relación altura/separación (peralte) tiende a 1/20. Este proceso de crecimiento de las dunas puede verse alterado por la presencia de la vegetación, obstáculos y otros factores como los indicados en el apartado 2.3.2.

2.3.6.3. Construcción de las dunas costeras
Las dunas costeras comienzan a formarse en la zona de playa seca, la franja de playa que se encuentra libre del oleaje y de las mareas vivas, de costas progradantes siguiendo un proceso que incluye las siguientes fases:

1) Se produce la germinación de semillas o se desarrollan fragmentos de plantas, como rizomas o estolones, que han sido depositados por las mareas o el viento, procedentes de otros sectores costeros o de dunas más interiores del mismo sector;

2) Los granos de arenas que se desplazan
por saltación por la playa son interceptados por la estructura aérea de la vegetación y comienzan a acumularse formando pequeños montículos que crecen a medida que crece la planta sobre la que se forman.

3) Cuando la abundancia de vegetación es alta,los montículos que se han formado se unen durante su crecimiento y forman una pequeña duna de generalmente 50-100 cm de altura, denominada duna embrionaria o incipiente. Si la abundancia de vegetación en la playa alta es baja, el grado de desarrollo de la duna embrionaria será menor,no llegándose a formar un cordón linear continuo, sino una zona de montículos aislados o nebkas. Una nebka es una duna discreta formada alrededor de una planta Nickling and Wolfe, (1994). Los materiales inertes como basuras de todo tipo,maderos, restos de embarcaciones, etc, transportados por el oleaje a la parte alta de la playa por los temporales, son también capaces de acumular arenas al servir de obstáculo al transporte de arenas por el viento, si bien son formaciones que no crecen una vez se ha enterrado el obstáculo. Estos depósitos pueden aportar materia orgánica que sirva para el posterior crecimiento de la vegetación. La formación de la duna costera continuará hasta que, o bien el sector de costa deje de ser progradante, o bien comience a formarse una nueva duna embrionaria. En ambas situaciones el resultado será una disminución del aporte de arenas dejando de crecer el cordón dunar en altura y anchura Hesp y Martínez (2007). En el último caso, se produce una sucesión de cordones dunares separados por depresiones característica de numerosos sistemas dunares costeros y que refleja la cronosecuencia de formación de los mismos.

Parámetros sedimentológicos
2.4.1. Introducción
La fuente fundamental de arena de las dunas costeras es el sedimento arenoso transportado por el oleaje hacia la playa, el cual está íntimamente relacionado con el balance sedimentario de la misma. Desde un punto de vista global, la disponibilidad de sedimento es máxima en las costas afectadas por las glaciaciones, donde las fluctuaciones del nivel del mar han permitido el transporte del material de la plataforma continental hacia la costa y donde la erosión costera provee de abundante material arenoso, en la actualidad. Las dunas son también numerosa en las desembocaduras de los ríos y en las bocanas de los estuarios, donde existe disponibilidad de sedimento y capacidad de transporte hidráulico y en las barras litorales de costas bajas. Incluso en los húmedos trópicos existen importantes campos de dunas costeras hasta el extremo que, en algunas islas tropicales, son el único relieve que sobresale del agua.
En este apartado se describen las características físicas de la arena de los campos dunares relativo a la composición, color, forma de los granos y granulometría.

2.4.2. Composición
La arena de la dunas costeras comprende una variedad de granos de minerales: cuarzo, feldespato, partículas calcáreas (foraminíferos, pedazos de conchas y coral) pequeñas cantidades de minerales de metales pesados y en las costas volcánicas, basaltos, andesitas, pumitas y otras rocas volcánicas. El requerimiento básico es la existencia de partículas con el equivalente hidráulico de granos redondeados de cuarzo en el rango de tamaños de 2 a 0,1 mm con densidad 2650 g/m3.

2.4.3. Color
El color de las arenas de las dunas costeras oscila desde los amarillentos de las arenas cuarcíferas a los blanquecinos de las arenas coralinas de base caliza. En las zonas volcánicas, las arenas son grises o negras, debido al color de las rocas volcánicas de las que proceden. El color amarillento de las arenas cuarcíferas es consecuencia del precipitado de óxidos de hierro en los recovecos de los granos.Como esta precipitación se produce en la duna, las arenas dunares suelen tender a oscurecerse a medida que se encuentran más alejadas de su origen en la playa.

2.4.4. Forma de los granos
Dada la procedencia marina de la arena, la fracción gruesa de las dunas costeras (por encima de los 0,5 mm) suele estar compuesta de granos bien redondeados. Sin embargo, por debajo de los 0,25 mm, los granos apenas sufren abrasión.Dado que la fracción arenosa dominante en las dunas es la comprendida entre los 0,125 y 0,250 mm, la mayoría de los granos en las dunas oscilan entre sub-angulares a sub-redondeados.
Si se observa la superficie de los granos de arena de las dunas al microscopio se pueden encontrar algunas formas características como:

1) redondeo de los bordes,

2) placas invertidas resultantes
de la rotura del cuarzo a lo largo de los planos de fractura de la estructura cristalina,

3) depresiones alargadas resultantes de la fractura en concha debida a la colisión entre granos,

4) superficies lisas debidas a la disolución y re-precipitación de la sílice y

5) fracturas arqueadas resultantes de las colisiones y/o desgaste.

2.4.5. Distribución granulométrica
Los geomorfólogos miden el tamaño de las arenas en unidades ø, mientras que los ingenieros de costas utilizan los milímetros (mm) o las micras (μm). La relación entre las unidades ø y los mm para el tamaño del grano viene dada por la expresión:

ø = - (log mm/log 2) ----- >mm= 2^-ø

La mayoría de las dunas costeras está formada por arenas finas a medias (tamaño medio 1.60 a 2,65 ø, equivalente a 330 a 160 μm) y muy bien a moderadamente clasificadas (desviación estándar 0,26 a 0,55 ø, ver tabla 2.4.1), aunque existe un rango bastante amplio dentro de una misma duna y entre dunas de diferentes costas.
Los depósitos de ripples tienden a ser relativamente más gruesos y peor clasificados que el resto de los depósitos de duna porque contienen granos que han sido transportados tanto por saltación como por reptación. Los depósitos de caída de granos (que se depositan en la cara de sotavento) suelen ser los más finos y mejor clasificados, ya que están compuestos sólo por granos transportados por saltación.
Los depósitos de flujo de granos suelen ser ligeramente más gruesos y peor clasificados que los depósitos de caída de granos porque han sido re-trabajados por la avalancha, la cual lleva los granos gruesos a la superficie. Estos granos más gruesos pueden rodar después por la cara de avalancha para acumularse en la base de la misma. Las variaciones en la distribución espacial de estos tipos de depósito eólico en las dunas, junto con los cambios en la efectividad de los procesos de saltación y reptación sobre las pendientes, dan lugar a la aparición de los patrones de los parámetros de tamaño de grano y a una clasificación que reflejan la acción de los procesos de transporte de arena en las dunas.
Los parámetros de la distribución del tamaño más utilizados son el tamaño medio, la desviación estándar y el sesgo o asimetría de la distribución. Cuando la distribución de tamaños se establece en unidades ø, un sesgo positivo indica la existencia de una cola de granos finos (tamaño medio menor que la mediana) mientras que un sesgo negativo es indicativo de una cola de granos gruesos (tamaño medio mayor que la mediana).
La función más utilizada para representar la distribución de tamaño del grano es la log-normal, aunque recientemente se ha propuesto la utilización de la distribución log-hiperbólica, Barndorff-Nielsen et al., 1982, (ver Tabla 2.4.2.), de la que la lognormal es una expresión asintótica cuando ø = Yyd ---> oo mientras dV--(øY) --> n2. Otra distribución también utilizada es la log-sesgo Laplace, que también es expresión asintótica de la log-hiperbólica cuando O --> 0.

El transporte eólico
2.5.1. Introducción
Las variaciones espaciales y temporales en las tasas de transporte de arena constituyen un factor determinante de la morfología y dinámica dunar. Por esta razón, es importante la comprensión de los principios que gobiernan el transporte de la arena por el viento antes de examinar los procesos que intervienen en la dinámica dunar. Se pueden distinguir tres tipos diferentes de movimiento en el transporte eólico, que dependen principalmente del tamaño de grano del material disponible (ver Tabla 2.5.2).

2.5.2. El viento superficial
La circulación del aire es casi siempre turbulenta y consiste en remolinos de diferentes escalas que se mueven con diferentes velocidades y direcciones. Dichos remolinos turbulentos transfieren cantidad de movimiento por medio de procesos de mezcla turbulenta entre las diferentes capas del fluido, de manera que cada capa tiene diferente dirección y velocidad media. Debido a la fricción con la superficie, la velocidad en las proximidades de ésta disminuye. Cuando las partículas o las formas de la superficie tienen una rugosidad superior a 80 μm la superficie se considera aerodinámicamente rugosa. En estas condiciones, se forma en las proximidades de la superficie una subcapa viscosa cuyo perfil no está bien descrito todavía. En condiciones de estabilidad atmosférica, el perfil de velocidad por encima de esta subcapa viscosa de las superficies aerodinámicamente rugosas viene dado por la ecuación de Prandtl-von Karman:

U/U* = 1/K x In (Z/Z0)

donde u es la velocidad media del viento a la altura z, z0 es la longitud de rugosidad superficial, u* es la velocidad de corte o fricción y K =>0.4 es la constante de von Karman. En estas condiciones, si se representa la velocidad del viento en el eje z logarítmico el perfil resultante es una recta que intercepta al eje z a la altura z0.Con este modelo todos los perfiles convergen en (0, z0), independientemente de la velocidad del viento. Esto quiere decir que u* a una determinada altura z aumenta al incrementar la velocidad del viento.

En superficies formadas por arena, la longitud de rugosidad z0 es aproximadamente 1/30 del tamaño medio de los granos.En superficies más rugosas, la longitud de rugosidad también varía con la forma y la distancia entre las diferentes partículas. En la tabla 2.5.1, se presentan algunos valores típicos de la longitud de rugosidad de varias superficies.Cuando la superficie está cubierta por vegetación o por gran cantidad de otros elementos de mayor rugosidad,el punto donde la velocidad del viento se anula ya no es la superficie del suelo, sino que se desplaza hasta una altura que depende de la altura, densidad, porosidad y flexibilidad de los elementos de rugosidad. Esta nueva altura se denomina altura de desplazamiento del plano cero, d. En estas condiciones, el perfil del viento se representa por:

U/U* = 1/K x ln (z - d)/(z0)

La velocidad de fricción u* es proporcional a la pendiente del perfil vertical de velocidades en una escala logarítmica estando relacionada con la tensión de corte en la superficie y con la densidad del aire Pa, mediante la expresión:

U* = Raiz (Phi/Pa)

Estas relaciones son representativas del perfil de velocidades para condiciones atmosféricas neutras. Si la atmósfera es inestable, el gradiente vertical de velocidad varía ligeramente con la altura, por lo que se incrementa la tensión de corte en la superficie. En condiciones estables, la tensión de corte en la superficie disminuye. Las variaciones topográficas también producen efectos importantes en los perfiles de velocidad del viento, debido a la convergencia y divergencia de las líneas de corriente, de manera que la variación topográfica debida a la existencia de las dunas modifica el perfil del viento, por lo que los modelos anteriores no pueden ser aplicados en dichas situaciones al dejar de ser log-lineales los perfiles.

2.5.3. Puesta en movimiento de la arena por el viento
2.5.3.1. El umbral de inicio del movimiento
Los granos de arena comenzarán a moverse cuando las fuerzas ejercidas por el fluido (arrastre y sustentación) superen el efecto del peso y de la cohesión entre partículas adyacentes. Las fuerzas de sustentación son el resultado de la disminución de la presión del fluido sobre la cara superior de los granos y del fuerte gradiente de velocidades horizontales en las proximidades de la superficie del grano. El peso y la cohesión de las partículas están relacionados con las propiedades físicas de las mismas, como son el tamaño, densidad, mineralogía, forma, empaquetamiento, contenido en humedad y la presencia o no de agentes adhesivos, como sales solubles.
Cuando la velocidad de corte sobre la partícula aumenta, las fuerzas de elevación y arrastre sobre la partícula aumentan hasta que se alcanza un umbral a partir del cual se inicia el movimiento del grano. Dicho umbral se denomina velocidad de corte de inicio de movimiento.
Una vez que los granos son levantados, siguen una trayectoria parabólica durante la cual son acelerados horizontalmente absorbiendo cantidad de movimiento del viento hasta que vuelven a impactar sobre la superficie. En el impacto, transmiten su cantidad de movimiento a otros granos que a su vez pueden salir despedidos al aire aunque en dichos granos no se haya alcanzado la velocidad de fricción crítica. Esto quiere decir que, una vez iniciado el movimiento, el umbral de velocidad crítica de inicio de movimiento dado por (4) disminuye, correspondiéndole al coeficiente A un valor de 0,08.

2.5.3.2. Procesos de despegue de los granos
Bagnold (1941) sugirió que una vez alcanzada la velocidad de corte de inicio de movimiento, los granos de arena comienzan a rodar o a deslizarse sobre la superficie por la presión directa del viento. Una vez que las partículas adquieren velocidad, empiezan a saltar sobre la superficie quedando expuestas a la acción del viento iniciándose el proceso de saltación. Un análisis meticuloso del inicio del movimiento de los granos muestra que no es necesario que los granos empiecen a rodar o a deslizar para que se produzca la saltación, sino que las diferencias de presión en la superficie, actuando como fuerzas de sustentación, son suficientes para levantar directamente los granos. A medida que aumenta la velocidad del viento, las partículas comienzan a vibrar hasta que repentinamente se levantan de la superficie. El impacto de la caída de estos granos acelerados en el aire hace saltar a otros en un efecto cascada, de manera que el número de granos en movimiento se incrementa exponencialmente. Como los granos puestos en el aire extraen cantidad de movimiento del mismo, se produce una reducción de la velocidad del viento en las proximidades de la superficie, por lo que llega un momento en que se alcanza un equilibrio denominado estado de saltación estacionario. Este equilibrio inicial entre el viento y los granos puestos en saltación se alcanza rápidamente en 1 ó 2 segundos; el perfil del viento se ajusta después más lentamente a las nuevas condiciones de rugosidad de la superficie en un período de tiempo de varias decenas de segundos.Dadas las fluctuaciones del viento en la superficie, es muy raro que las condiciones de perfecto equilibrio se puedan alcanzar en la naturaleza.

2.5.3.3. Efectos de las condiciones de la superficie en el despegue de los granos La velocidad de fricción de inicio de movimiento se puede definir con bastante precisión para granos uniformes de tamaño superior a 100 μm. Sin embargo, las arenas naturales contienen granos con rangos variables de tamaños, formas, cohesión y grado de compactación. Como resultado, los umbrales de inicio de movimiento deben ser considerados como una función de las anteriores variables.Además, otros factores como la clasificación de las arenas, la pendiente o el grado de humedad de la superficie, desempeñan un importante papel en el proceso de transporte. En la Tabla 2.5.3, se presentan los efectos de algunos de estos factores.

2.5.4. Procesos de despegue de los granos
El proceso del transporte de arena por el viento puede ser visualizado como una nube de granos saltando sobre la superficie. Durante el vuelo, los granos toman cantidad de movimiento del viento, parte de la cual es transferida a los granos de la superficie en el aterrizaje y otra parte de la misma permite a los granos despegar de nuevo, repitiendo el proceso en lo que se denomina “saltación sucesiva”. Los granos impactados en la superficie también experimentan saltos de pequeña altura y avances en su posición por medio de un movimiento cercano a la superficie que se denomina “reptación”. Los granos que saltan rebotan con el 50-60 % de la velocidad de aterrizaje. Por otro lado, los granos impactados alcanzan solamente alrededor de un 10% de la velocidad del grano que impacta. La reacomodación de los granos que tiene lugar en el lecho debido a la saltación genera un desplazamiento sin despegue de los granos de la superficie denominado “arrastre superficial”.

2.5.4.1. Trayectorias de saltación
Las partículas que se mueven por saltación se caracterizan por seguir trayectorias con un ángulo de despegue prácticamente vertical seguido de una trayectoria parabólica tal que impactan sobre la superficie con ángulos muy bajos. La trayectoria de los granos que saltan se produce en función de cuatro fuerzas:

1) gravedad,

2)arrastre hidrodinámico,

3) efecto Magnus, debido a la rotación de los granos y

4) fuerza de sustentación.
Los ángulos de despegue son como media de 50º. Como el gradiente vertical del viento en las proximidades de la superficie es muy fuerte, cuanto más arriba salta la partícula, mayor es la velocidad a la que será transportada por el viento, dando lugar a trayectorias más largas. Una vez que las partículas han alcanzado su máxima altura, descienden en una trayectoria parabólica muy lineal, impactando con la superficie con un ángulo promedio de unos 14º (rango entre 4º y 28º). El ángulo de impacto disminuye al aumentar la velocidad del viento y el tamaño de las partículas. Asimismo, la forma de los granos es de gran importancia en la trayectoria de saltación y en la naturaleza de las colisiones en la superficie. Los granos aplanados tienden a saltar en trayectorias más bajas y largas comparadas con las trayectorias de las partículas redondeadas y la colisión es más eficiente en el mantenimiento del proceso de saltación en el caso de partículas compactas.

2.5.4.2.Modificación del viento superficial por los granos en saltación
Cuando la velocidad de fricción del viento es suficiente para iniciar el proceso de saltación, el perfil del viento cercano a la superficie se ve alterado debido a que los granos de arena que han entrado en saltación captan cantidad de movimiento del viento, produciendo una desaceleración del mismo.Además, la tensión tangencial del viento se ve modificada por los granos de forma que deja de ser constante con la altura. El perfil de velocidades en la capa de saltación deja de ser logarítmica. Bagnold (1941) demostró que la distribución de velocidades con la altura continúa siendo recta (en eje vertical logarítmico) pero los perfiles tienden a converger en un punto (foco) z’0 situado a una altura de 0,2 a 0,4 cm sobre la superficie. Por debajo de este punto de convergencia, el perfil deja de ser logarítmico y la velocidad del viento en dicha zona puede decrecer a medida que u* aumenta. El foco, z’0 puede representar la altura media de saltación de granos de granulometría uniforme.Owen (1964) planteó que de que la capa de saltación actúa incrementando la rugosidad aerodinámica en una cantidad relacionada con la velocidad de despegue de los granos, por lo que la rugosidad aparente del lecho, z’0 depende de u* durante el transporte

2.5.4.3. La capa de saltación
La mayor parte del sedimento en la nube de granos en saltación y reptación se transporta muy cerca de la superficie, con una disminución exponencial del flujo de masa exponencial con la altura. Sobre superficies constituidas por arena, la mayoría de los granos viajan en la capa situada a 1 ó 2 cm sobre la superficie. Sin embargo, esta altura aumenta cuando el transporte de arena se produce sobre superficies cubiertas con gravas. En cualquier caso, el tamaño del sedimento transportado a una determinada altura tiende a aumentar con la velocidad de corte u*.

2.5.5. Ecuaciones del transporte eólico de la arena
El trabajo de Bagnold (1941), en el que se relacionaba la cantidad de arena transportada con la tensión de corte ejercida por el viento, constituye la base teórica de partida de casi todas las investigaciones en el campo de la determinación de las tasas de transporte eólico. Siguiendo el trabajo de Bagnold, otros investigadores han desarrollado ecuaciones teóricas y empíricas para la descripción del transporte de sedimento por el viento (ver Tabla 2.5.4).

Un problema fundamental con la ecuación original de Bagnold es que no incluye un término umbral y que por lo tanto, predice transporte de sedimento con velocidades de corte por debajo de las requeridas para el inicio del movimiento de las partículas. Por ello, Bagnold (1956) modificó su ecuación para incluir dicho término.Antes de ello, Kawamura (1951) propuso una ecuación ligeramente diferente que ya incluía una velocidad de corte umbral, u*t. 2.5.6. Controles en las tasas de transporte de sedimentos Las expresiones del transporte eólico presentadas en la Tabla 2.5.4 corresponden al caso de lechos horizontales de arena, no cementada, bien clasificada y seca.Al igual que ocurría con u*t, la tasa de transporte también se ve modificada por estos factores. Su influencia es analizada en los siguientes apartados.

2.5.6.1. Efectos de la granulometría de la arena
La mayoría de las formulaciones de transporte contiene coeficientes empíricos que dependen del tamaño de grano y del tipo de clasificación del sedimento. Las diferencias en el transporte calculado con dichas ecuaciones pueden estar relacionadas con diferencias no documentadas en las características texturales, especialmente por la forma de los granos utilizados en los experimentos. El transporte de sedimentos se calcula como una potencia de la velocidad de corte, u* pero con exponentes considerablemente diferentes del valor 3 propuesto por Bagnold (1941) y otros. El valor del exponente y por lo tanto, del flujo de sedimentos, se incrementa con la esfericidad de los granos desde 2.76, para cuarcita triturada, hasta 3.42 para arena natural y 4.1 para esferas de vidrio (Willians, 1964). Este mismo autor también demostró que a bajas velocidades de corte (u* <75>

2.5.6.2. Efectos del contenido en humedad
Como ya se ha indicado, el contenido de humedad afecta a la velocidad de corte umbral de inicio de movimiento.A medida que se incrementa la velocidad del viento, el efecto de la humedad se hace menos evidente, aunque las tasas de transporte son hasta un 25 % inferiores para una velocidad de fricción de 1 m/s. Comparaciones realizadas entre las tasas de transporte calculadas utilizando la formulación de Bagnold y datos de campo de migración en las dunas de la Costa de Oregón, indican que las tasas de transporte se ven reducidas hasta 1/3 en condiciones de humedad,Hunter et al., (1983). En la figura 2.5.1, se presenta una aproximación a la tasa del transporte en condiciones de humedad, utilizando la formulación de Kawamura (1951) y el umbral de inicio de movimiento en condiciones de humedad de Hotta et al., (1984). En cualquier caso, la naturaleza exacta de las relaciones entre el contenido de humedad y el transporte es todavía mal conocida y el papel ejercido por la evaporación en el proceso es incierto. Una alternativa para la determinación del transporte bajo condiciones de humedad es la de proveer los límites superior e inferior al transporte, siguiendo Sherman et al., (1995). El límite superior del transporte bajo condiciones de humedad se puede obtener utilizando el modelo de transporte de Kawamura (1951), (ver figura 2.5.1), que facilita un valor límite superior del transporte,modificado para arena húmeda por Hotta et al. (1984), que genera un valor conservador del efecto de la humedad

2.5.6.3. Efecto de la vegetación
Los efectos de la vegetación en el transporte de sedimentos son todavía poco conocidos. Estudios empíricos indican que el transporte de sedimentos se produce con coberturas de vegetación de incluso el 45%. Una aproximación más rigurosa implica la evaluación de la distribución de la tensión tangencial del viento entre las plantas y la superficie de arena. En ausencia de grandes elementos de rugosidad, la tensión tangencial en la superficie se puede determinar a partir de la velocidad de corte, u*, utilizando un perfil de viento log-lineal, ecuación (3):

Ts = Pa x U*2

donde Ts es la tensión de corte en la superficie. En el caso de superficies cubiertas con grandes elementos de rugosidad (caso de la vegetación), el perfil logarítmico no se extiende entre los elementos de rugosidad, por lo que el cálculo de la tensión tangencial en la superficie se hace imposible. En estas situaciones, la fuerza total, F, transmitida a la superficie es igual a la suma de las fuerzas sobre los elementos de rugosidad, Fr y sobre la superficie, Fg, de manera que:

F = Fr + Fg

2.5.6.4. Efectos de los elementos de rugosidad
En el caso de una superficie no cubierta por vegetación y con elementos de rugosidad no erosionables, por ejemplo, una berma de playa parcialmente cubierta por conchas grandes, la relación entre las tasas de transporte y el tamaño, densidad y espaciado de los elementos de rugosidad está fuertemente influenciado por el efecto de la geometría de los elementos de rugosidad en el umbral de inicio del transporte.Por lo tanto, las tasas de transporte pueden ser mayores o menores en superficies con diferentes rugosidades, dependiendo de los valores relativos de u*, u*t y de la relación entre el diámetro de las partículas y z0. Existe un fuerte incremento en el umbral de velocidad de corte de inicio de movimiento para partículas entre 100 y 200 μm. Greeley and Iversen (1987) sugirieron que el transporte tiene lugar sólo en superficies lisas a bajas velocidades del viento; a velocidades intermedias, el transporte tiene lugar en ambas superficies, con mayor transporte en las superficies lisas. Sin embargo, con altas velocidades del viento, el transporte es mayor sobre las superficies rugosas.

2.5.6.5. Efecto de las pendientes

La mayoría de las superficies existentes en las dunas no son horizontales, por lo que el efecto de la pendiente en las tasas de transporte es, potencialmente,muy importante. Bagnold (1956) demostró que la tasa de transporte en una superficie inclinada, qi, es proporcional a:

qi = q/(cos0 x tana + tan 0)

donde q es la tasa de transporte sobre una superficie lisa horizontal, es el ángulo de la pendiente con la horizontal y =O es el ángulo de rozamiento interno de la arena. Experimentos de campo realizados por Hardisty and Whitehouse (1988a), (ver figura 2.5.3), demostraron que las tasas de transporte reales se desvían bastante de las teóricas dadas por la expresión (14) de Bagnold, sugiriendo un papel más importante de la pendiente que aumenta la tasa de transporte cuando el viento sopla pendiente abajo y la disminuye cuando lo hace pendiente arriba.

2.5.7. Ripples de viento
Los ripples de viento (ver foto 2.5.1) pueden encontrarse en todas las superficies de arena excepto en aquellas en las que tiene lugar una rápida sedimentación. Los ripples son la respuesta inicial de la superficie al transporte de la arena por el viento y se forman porque las superficies lisas sobre las que se produce el transporte por saltación y reptación son dinámicamente inestables. La formación y movimiento de los ripples de viento están fuertemente ligados a los procesos de saltación y reptación. Los ripples suelen formarse con sus crestas perpendiculares a la dirección del viento, aunque la pendiente de la superficie puede modificar su orientación. Como pueden formarse en cuestión de minutos, los ripples proveen información prácticamente instantánea de la dirección del viento y del transporte local. Los ripples de viento típicos tienen longitudes de onda que oscilan entre los 50 y 200 mm y una altura de 0,005 a 0,01 m. Su longitud y altura están relacionadas con el tamaño de los granos, su clasificación y la velocidad del viento, de manera que en arenas gruesas o gravilla (1 a 4 mm de tamaño medio) se pueden formar ripples con longitudes de onda de 0.5 a 2 m con alturas de 0.1 m o superiores. Para arena de un determinado tamaño la longitud de onda del ripple aumenta al incrementar la tensión de corte debida al viento. La mayoría de los ripples de viento son asimétricos en sección transversal, con una pendiente de barlovento ligeramente convexa y un ángulo de 8º a 10º y una pendiente de sotavento con pendiente variable entre 20º y 30º. En todos los casos la cresta de los ripples está formada por granos más gruesos que los del tamaño medio existente en la superficie de la esa zona.

Se han propuesto diferentes modelos para explicar la formación y geometría de los ripples. De entre los primeros de ellos, cabe señalar el de Bagnold (1941), que relacionó la geometría de los ripples con las trayectorias de saltación.Dicho modelo fue puesto en duda por primera vez por Sharp (1963), que argumentó que los granos de los ripples se mueven principalmente por reptación. Anderson (1987) propuso un modelo consistente basado en datos experimentales y simulaciones numéricas de lechos de arena para explicar el desarrollo de los ripples. Según sus resultados, las arenas en saltación se componen de dos poblaciones:

1) partículas en saltación sucesiva,
con trayectorias largas y con impactos de alta energía y

2) partículas en reptación, con sal-tos de trayectorias cortas e impactos de baja energía.

Los granos en saltación sucesiva muestran una distribución muy amplia de longitudes de salto con valores muy por encima de la longitud de onda de los ripples y con valores muy bajos de ángulos de impacto, de 1º a 2º. Esto sugiere que los granos en saltación con alta energía no contribuyen a la formación de ripples, sino que
son el motor de los granos en reptación.
Utilizando un modelo simplificado de saltación eólica,Anderson pudo demostrar que un lecho de arena liso es inestable ante variaciones infinitesimales en el nivel del lecho, lo que da lugar a variaciones espaciales en el flujo de masa de granos en reptación.Convergencias y divergencias del flujo en reptación dan lugar a la formación de ripples, siendo los de crecimiento más rápido aquellos que tienen una longitud de onda comprendida entre 4 y 6 veces la distancia de reptación. A medida que aumenta la longitud de reptación con la tensión de corte del viento, también debe aumentar la longitud de onda del ripple.
Por lo tanto, la escala de la longitud de onda de los ripples está asociada a la longitud de reptación. El entramado de ripples se desarrolla a partir de la fusión de pequeños y grandes ripples con distintas velocidades de movimiento y por las fluctuaciones estadísticas en el flujo de masa de los granos reptantes. Finalmente, una longitud de onda cuasi-estable predomina debido a la rápida disminución en el número de fusiones entre ripples que tiene lugar a medida que crece el tamaño de los mismos.

Tratamiento técnico del borde litoral almeriense

2009-12-15T21:04:00.002Z

(Antonio Bayo Martínez, Ingeniero de Caminos, canales y puertos, Máster de Ingeniería Litoral)

(http://www.dipalme.org/Servicios/Anexos/anexosiea.nsf/VAnexos/IEA-ALA-c12/$File/ALA-c12.pdf)

1. INTRODUCCIÓN
La línea de costa, esto es, el límite entre tierra y mar, está en continuo movimiento, cambiando de posición y de forma a cada instante. La escala de tiempo de estos cambios va desde la escala del tiempo geológico hasta los pocos segundos de período que tiene una simple ola. La escala espacial varía también entre el tamaño de un continente (deriva continental) hasta los pocos centímetros de un ripple. Siempre que abordemos un determinado aspecto del litoral conviene que lo enmarquemos en una determinada escala espacio-temporal.

En la escala de tiempo geológica (miles y millones de años) los cambios en la posición de la línea de costa están gobernados por el movimiento de la corteza terrestre y por el cambio del nivel del mar asociado con variaciones climáticas de largo plazo. Se considera que el nivel del mar está aumentando a lo largo de los últimos diez mil años, en la actual etapa interglaciar, y lo seguirá haciendo hasta que una nueva era glaciar invierta el proceso. La subida anual del nivel del mar en la actualidad se evalúa en el orden de milímetros, existiendo un general consenso en cifrarla en 2 mm/año. Si bien este proceso es imperceptible a nuestra vista, tiene sin embargo una repercusión directa en nuestras playas: Su perfil transversal se adapta a la variación del nivel del mar trasvasando arena de la playa emergida a la sumergida hasta alcanzar un determinado perfil de estabilidad con el nuevo nivel del mar. También es un hecho constatado que este proceso de subida se esta acelerando artificialmente como consecuencia del cambio climático introducido por el hombre mediante las emisiones incontroladas de CO2 que se han realizado en tan solo las últimas décadas y que producen el conocido efecto invernadero. Este proceso se traduce en una “sangría” de arena para las playas.

Los procesos relacionados con la escala de tiempo geológica son los responsables fundamentales de la estructura actual de la línea de costa. Así, el conocimiento de la Geología en el ámbito marino, litoral y terrestre, permite acceder a información sobre la morfología actual y entender los procesos y mecanismos que tuvieron lugar en épocas pasadas y cuyo resultado es la estructura de la costa que conocemos en la actualidad.

La Ingeniería de Costas, aún teniendo necesariamente que conocer los procesos geológicos que han conformado la línea de costa tal y como hoy la percibimos, se centra más en variaciones de la misma a mucha menor escala de tiempo que la geológica, tal es la escala del oleaje y de las corrientes costeras. La escala de tiempo de estas variaciones es comparable con la vida media humana y la vida media de las obras e infraestructuras marítimas. Esta primera elección de la escala espacio-temporal nos lleva a hacer una primera gran clasificación de las costas en “Rocosas” y “Arenosas”.

Una costa rocosa es practicamente fija, al menos en la escala de tiempo de nuestra civilización (y, por supuesto, en el pequeño intervalo de nuestra vida) si lo comparamos con la escala de tiempo geológica. Una costa arenosa o “playa” se deforma muy fácilmente por la acción de la dinámica marina. La posición de la línea de costa está en continuo cambio, avanzando o retrocediendo, según las características del oleaje incidente, que actúa como agente modelador de la misma. El origen de la inmensa mayoría de este tipo de costas hay que buscarlo en la aportación sedimentaria de ríos y cauces que desembocan en el mar, por lo que su evolución en el tiempo estará también influenciada directamente por la dinámica fluvial de su entorno.

Un esquema simplificado de la dinámica costera se puede sintetizar de la siguiente forma: considerando un tramo de costa determinado, vendrá generalmente delimitado por unos hitos geológicos, por ejemplo el tramo de costa comprendido entre dos cadenas montañosas que asoman al mar en forma de acantilados, etc. En este tramo hay una serie de fuentes de alimentación de áridos a la costa (fundamentalmente los ríos y ramblas que desembocan en él). La fracción más fina del material vertido por estas fuentes se suele perder en suspensión mar adentro y acaba depositándose en los fondos formando las llanuras abisales. Las fracciones más gruesas y pesadas se van depositando en las cercanías de las desembocaduras y el oleaje incidente y las corrientes inducidas por el mismo se encargan de distribuir el material a lo largo de la costa, tanto transversalmente, generando un perfil de “playa sumergida”, como longitudinalmente, generando las formas en planta de las playas.

Las olas rompen en la playa formando un determinado ángulo con la alineación en planta de la misma (figura 1 b). Al subir la ola rota por la pendiente de la playa (esta zona de continua subida y bajada del agua se conoce con el nombre de “estrán”) el sedimento sube siguiendo la dirección de incidencia mientras que la bajada tiene lugar por la línea de máxima pendiente. El resultado es un movimiento en zig-zag del sedimento que lo hace avanzar longitudinalmente a lo largo de la playa. Las diferencias de altura con que llegan las olas a la costa en los diferentes puntos de la misma generan también una corriente longitudinal de agua que arrastra en su misma dirección al sedimento puesto en suspensión por el oleaje en la zona de rompientes. El resultado de los dos efectos hace que el sedimento se mueva a lo largo de la costa como lo hace el sedimento del lecho de un río. La diferencia fundamental es que mientras en un río el sentido del movimiento del sedimento es siempre el mismo (aguas abajo) en las playas el sentido dependerá del oleaje incidente en ese momento. Si a lo largo del tiempo los oleajes de las diferentes direcciones se compensan mutuamente el resultado final será un Transporte Longitudinal de Sedimento nulo. En la práctica suele haber alguna dirección de oleaje más frecuente y, por ejemplo, al cabo de un año, se dice que hay un Transporte Sólido Longitudinal (T.S.L.) de, por ejemplo, 50.000 metros cúbicos de arena al año. El destino último de ese T.S.L. será el pie del acantilado que limita el tramo, en dónde se perderá por las profundidades de supie, quedando fuera del ámbito de actuación del oleaje. Decimos que estas profundidades constituyen un sumidero de material sedimentario.

Si nos centramos en una escala de tiempo humana un tramo de costa determinado en el que existe un cierto T.S.L. estará en equilibrio dinámico cuando la cantidad de material que entra en el mismo (a través de sus fuentes) sea igual a la que sale (por sus sumideros). Las playas en las que entra más material del que sale estarán en crecimiento (playas de acumulación), mientras que las playas en las que se pierde más material del que entra tendrán déficit sedimentario y estarán en regresión, erosionándose. Los procesos descritos se suelen manifestar cuando observamos la playa en periodos de tiempo del orden de los años, por ello el T.S.L. se suele valorar en metros cúbicos de arena al año (m3/año). Sin embargo las playas varían su ancho visible en unas pocas horas o días. Estos cambios estan asociados a la variación del perfil transversal de la playa por la acción del oleaje. En efecto, cuando una playa es atacada por un temporal se produce una invasión de agua en el estrán que pone en movimiento el sedimento. El agua que incide en la playa es evacuada por corrientes de retorno (figura 1 a y b) y de resaca (por el fondo, ver figura 2) hacia mar adentro que arrastran el sedimento en su movimiento. Una vez pierden energía mar adentro el sedimento se deposita en el fondo variando el perfil inicial de la playa. Se produce de esta forma un trasvase de arena desde la playa seca hasta la playa sumergida formándose barras de arena que van haciendo romper a las olas a mayor distancia de la orilla de lo que lo harían de no formarse estas barras o plataformas. De esta forma la playa se autoprotege de un temporal.

De aquí la importancia de que la playa mantenga intacta su parte seca, incluidos los campos de dunas. Esta reserva de arena es vital para que la playa se autoproteja cuando recibe temporales extraordinarios. Cuando el oleaje vuelve a condiciones normales el sedimento es depositado nuevamente en la playa seca y la playa vuelve a tener su ancho normal. Se habla por ello del perfil de verano (poco oleaje) y del perfil de invierno (oleaje de temporal) de la playa. Existen muchos más procesos de los aquí descritos y que contribuyen a la variabilidad de las playas, pero se saldrían del ámbito de este trabajo. Debemos quedarnos con la idea fundamental de que las playas son sistemas dinámicos complejos con diferentes niveles de equilibrio espacio-temporal que obedecen a procesos totalmente naturales. La playa no son solo los 10 o 20 m en dónde colocamos la sombrilla para tomar el sol, sino todos los espacios emergidos y sumergidos que entran en juego en su dinámica a corto, medio y largo plazo.

Finalmente ha entrado en juego un nuevo elemento en la dinámica de las playas: el factor humano. La regulación de ríos y ocupación de cauces han limitado enormemente la aportación sedimentaria a la costa, reduciéndola practicamente a cero. A los sumideros naturales del material sedimentario (la propia orografía submarina que va rellenándose y suavizándose lentamente) hemos añadido otros nuevos, tal es el caso de puertos y obras marítimas que interrumpen el movimiento natural del sedimento, pasando a ser nuevos sumideros, “artificiales”. Resulta incuestionable que el resultado inmediato de nuestra actuación es el déficit sedimentario del sistema. El déficit que hemos creado se paga con la erosión generalizada de las playas. Por si esto no fuese suficiente nos hemos aficionado tanto a la playa que nos hemos ido a vivir encima de ella, construyendo urbanizaciones y todo tipo de elementos para su disfrute. La acción humana sobre las playas ha sido devastadora aunque conviene no ser demagógicos en este punto y decir que la mayoría de agresiones que hemos cometido sobre la costa ha sido fruto de nuestra propia ignorancia sobre la misma. Solamente en las últimas décadas hemos empezado a conocer algunas de las relaciones causa-efecto que actúan sobre una zona tan frágil y tan dinámica como las playas. La ingeniería costera es pues una rama técnica muy joven y aún hoy día dista bastante de estar resuelta. Es esta consciencia de nuestra propia ignorancia lo que nos obliga a ser muy cautos a la hora de actuar sobre los espacios litorales.

Después de esta necesaria introducción genérica vamos a centrarnos en la costa de nuestra provincia. Sus tradicionalmente malas comunicaciones la han hecho librarse en cierta medida de las agresiones a que se han visto sometidas otras provincias con el boom turístico de los años sesenta. Entre otras cosas ello ha permitido conservar casi intactos algunos espacios litorales, si bien es verdad que no ha sido así en otros casos, en los que la degradación es hoy por hoy irrecuperable, y que la agricultura intensiva y su fuerte demanda de arena ha mermado enormemente las tan necesarias reservas naturales que, como hemos visto, son de vital importancia en la vida de las playas.
Comenzaremos describiendo someramente la estructura básica del litoral almeriense, esto es, su estructura derivada de la geomorfología y el clima marítimo actuante. Estas características definen los tramos litorales o Unidades Fisiográficas en que se divide el litoral almeriense. Finalmente se hacen unas conclusiones de la problemática existente y se dan unas propuestas de actuación que eviten incurrir en errores del pasado y que permitan a las próximas generaciones disfrutar de un litoral tan rico, variado y gratificante como es el litoral almeriense.

2. ESTRUCTURA BÁSICA DEL LITORAL ALMERIENSE.
La estructura básica del litoral almeriense esta marcada por su esquema geológico. La zona terrestre presenta una acusada orografía con la presencia de importantes unidades geomorfológicas que corresponden a las distintas unidades Béticas. En el sector más occidental de la provincia encontramos la Sierra de la Contraviesa (entre el límite con la provincia de Granada y Adra) y la de Gádor (entre Aguadulce y Almería). Estas sierras, con alineación E-W pertenecen al complejo Alpujárride y estan formadas por calizas, dolomías y micaesquistos. A partir de Balanegra hasta Aguadulce la costa se adelanta para formar un arco convexo de gran extensión que queda limitado por la mencionada sierra de Gádor a la altura de Aguadulce. Este arco convexo es el sector del litoral español donde se observa la mayor secuencia de niveles marinos cuaternarios. Ello se debe a la existencia de un eje de flexión de dirección E-W que ha lo hecho bascular hacia el norte, durante todo el Cuaternario, impidiendo el drenaje natural hacia el mar de los barrancos que descienden de la sierra de Gádor. Todo ello ha dado origen a un sistema escalonado de terrazas marinas que, desde aproximadamente El Ejido y en dirección a Guardias Viejas se distribuyen entre las cotas +90.0 m. hasta 0.0 m., dejando aflorar entre los escarpes de los cantiles fósiles los materiales neógenos (DABRIO, GOY Y ZAZO, 1984). La relación marino-continental (alternancia de terrazas marinas y abanicos fluviales) se interrumpe a partir del Pleistoceno inferior-medio debido al funcionamientodel eje de flexión mencionado.

La protuberancia del Campo de Dalías termina en la Sierra de Gádor que tiene relieves mucho más acusados que los de la Contraviesa formando verdaderos acantilados sobre el mar, sin apenas ramblas costeras (una de las pocas excepciones lo constituye El Palmer). Nuevamente encontramos costa baja y arenosa a continuación del Puerto de Almería. La zona entre El Alquián y Cabo de Gata se comporta geológicamente como una zona “hundida” con relación a la parte occidental del Golfo y en ella aflora una secuencia completa de niveles marinos tirrenienses. El perfil de la franja terrestre es poco acusado y la penetración del mar en esta zona ha cubierto las formaciones metamórficas y triásicas con gruesos mantos de conglomerados. La paulatina retirada ha dejado patente antiguas playas a todo lo largo y ancho del sector. Las playas actuales de la zona son pues producto de la degradación de las terrazas fluviales existentes y de las nuevas aportaciones de ramblas y ríos. Se puede decir que la plataforma costera de la zona oriental del Golfo de Almería presenta una gran uniformidad de manera que las batimétricas próximas a la línea de costa presentan un gran paralelismo con ella. La batimétrica -10,0 m discurre entre 400 y 700 m de la línea de costa (pendientes de perfil de playa del orden del 2%).

La Sierra de Gata marca el límite de la zona anterior e inicia la alineación SW-NE de la costa de levante. Esta sierra se extiende desde las Salinas de Cabo de Gata hasta la falla de Carboneras y está constituida por gran variedad de rocas volcánicas de naturaleza y edad diferentes (entre 8 y 13 millones de años) entre las que destacan las andesitas. El complejo Alpujárride esta también representado en la zona del levante almeriense con la Sierra de Cabrera, que es la que encontramos desde la Atalaya del Peñón (Falla de Carboneras) hasta Mojácar (Río Aguas). Esta formada por micaesquistos, gneis, micas, cuarzos y mármoles, con alturas de hasta 1000 m. Entre el Cabo de Gata y Mojácar las zonas bajas (depósitos sedimentarios) se reducen a calas y ramblas repartidas por la costa. Todo el tramo costero entre la playa del hotel Indalo y el Delta del Almanzora, consiste en una sucesión de playas tendidas arenosas asociadas a extensos cordones litorales de dirección SW-NE, cortados en algunos puntos por la desembocadura de ríos y ramblas costeras y con gran profusión de cañones submarinos entre los que destaca por su espectacularidad el situado frente a la bocana del puerto de Garrucha.

Al NE de la provincia y subparalela a la costa se sitúa la Sierra Almagrera que se extiende entre Villaricos y El Pozo del Esparto inscribiéndose también en el complejo Alpujárride. Esta formada por micaesquistos, cuarcitas, filitas, calizas y dolomías. Pasando la sierra Almagrera la costa hasta el límite con la provincia de Murcia vuelve de nuevo a ser baja y arenosa con extensas playas como la de Terreros y las Palmeras. El litoral
de Almería termina en el paraje llamado “Cuatro Calas” de las que dos, Cala Cerrada y Cala Raona pertenecen a Almería. En la provincia de Almería la relación del ámbito terrestre y el ámbito marino y litoral es de continuidad y de idéntica morfología, de manera que el ámbito “marino-litoral” se caracteriza por su acusada irregularidad. Existen diversas cuencas como prolongación de las cuencas terrestres, plataformas y macizos elevados de variable magnitud y naturaleza volcánica, cañones submarinos originados por fenómenos tectónicos y procesos de erosión fluvial. En la costa alternan los acantilados y formas más o menos abruptas con otros de suave morfología, playas, dunas, marismas, albuferas, campos de dunas que conforman una rica y variada morfología litoral que definen la riqueza paisajistica y medioambiental de nuestra costa.

La longitud total del litoral almeriense es de 232 Km. de los cuales el 40% es de acantilados y el resto, unos 150 es costa baja o arenosa (playas). El litoral almeriense representa el 27% del total de la costa andaluza que tiene unos 850 Km. Fijada la estructura de la costa (los “puntos fijos” de la misma) parece lógico que lo primero que hemos de tener muy claro es cuál es el territorio que desde un punto de vista técnico, esto es, lo más objetivo posible, se puede entender como costero, centrándonos en las costas bajas arenosas pues son las que entran de lleno en la problemática medioambiental.

Técnicamente una PLAYA se define como la acumulación de sedimentos no consolidados (arena, grava o cantos rodados) que se sitúa entre la línea de máximo alcance del oleaje en temporal y pleamar viva y una profundidad que corresponde a la zona dónde deja de producirse movimiento activo del sedimento debido a la acción del oleaje. Esta definición, de carácter eminentemente hidrodinámico, es algo más restringida de lo que se conoce como ZONA COSTERA y que comprende el área de la plataforma continental y de la costa en la que los procesos morfodinámicos vienen determinados por la dinámica marina. Su desarrollo hacia tierra y hacia el mar depende por tanto de la tipología de la costa, de la plataforma continental existente y del clima marítimo de la zona. Así, en una costa baja y arenosa, sometida a fuertes vientos, comprende el área dunar interior de la playa , cuya dinámica depende de la capacidad de aportación de arena desde la playa por acción del oleaje y de los vientos costeros.

La definición dada de zona costera es básicamente lo que en la Ley de Costas de 1988 se define como Ribera del Mar. La ribera del mar es parte del Dominio Público Marítimo Terrestre. La Constitución en su artículo 132.2 declara dominio público estatal los bienes que determine la Ley y, en todo caso, la zona marítimo-terrestre, las playas, el mar territorial y los recursos naturales de la zona económica y la plataforma continental (figura 4).

3. CLIMA MARÍTIMO
El oleaje es el principal agente modelador de la costa y su conocimiento en la zona a estudiar es básico para entender la morfología y evolución previsible de la misma. El oleaje se genera como consecuencia de la acción del viento sobre la superficie del mar. Se intuye fácilmente que, para un viento de intensidad dada, cuanto mayores sean la duración y el espacio de interacción entre viento y mar, mayores serán las olas generadas.

Si nos fijamos en la costa de Almería y su situación con respecto a las posibles áreas de generación de oleaje (básicamente el Mediterráneo Occidental) podemos fácilmente deducir que los oleajes de levante van a ser los de mayor altura de ola dado que tienen un campo de generación (“FETCH” en la terminología técnica habitual) mayor que los de poniente cuyo fetch esta limitado por el Estrecho de Gibraltar. Sin embargo, son éstos últimos los de mayor frecuencia. El oleaje existente en la provincia nos lleva a hacer una primera diferenciación entre la costa de poniente (desde Adra hasta Roquetas de Mar), el Golfo de Almería y la costa de levante (entre el Cabo de Gata y el límite con la provincia de Murcia).

En la zona de poniente actúan los ponientes y los levantes, con mayor frecuencia de los primeros. La orientación general de la costa , más o menos paralela a la dirección de los oleajes existentes, provoca un fuerte transporte sólido litoral a lo largo de la misma. Ello conduce a la imposibilidad en muchos casos de que las playas alcancen una orientación de equilibrio, existiendo una componente de transporte neto de arena de poniente hacia levante. La topobatimetría a que da lugar esta gran movilidad de sedimentos origina fenómenos de concentración de energía en puntos muy localizados que pueden ocasionar formas rítmicas de carácter gigantesco (playa de Cerrillos y Playa Serena en Roquetas de Mar, ver figura 5) que aparecen y desaparecen en cuestión de días y que llegan a tener una amplitud de centenares de metros.

El Golfo de Almería forma un semicírculo abierto hacia el sur entre Punta Sabinar y el Cabo de Gata con una protuberancia en su centro dónde desemboca el río Andarax. En el golfo la energía incidente es de moderada a baja con los oleajes de poniente y levante, limitados por las puntas que delimitan la bahía. En la playa de San Miguel de Cabo de Gata no actúa el levante y sí el poniente mientras que en la playa de Roquetas, a partir de un cierto punto, no actúa el poniente y sí el levante. La forma de la bahía y su orientación limitan los efectos de los oleajes dominantes que se refractan parcialmente en los salientes que dibujan la bahía ofreciendo mayores posibilidades de actuación a los oleajes del SE, S y SW que de otro modo serían irrelevantes comparados con los ponientes y levantes típicos. Tanto la playa de la Romanilla como la playa de San Miguel de Cabo de Gata tienen una orientación próxima a la de estabilidad, encontrándose en un abanico de situaciones intermedias la zonas mas interiores del Golfo, en dónde dejan sentir más su influencia los oleajes con componente sur.

En la zona de levante los oleajes de poniente no pueden actuar pues este viento sopla en esa zona desde tierra. El principal viento actuante es el de levante y sus variantes con componente norte y sur. La configuración general de la costa nos propone una componente neta de transporte hacia el sur, aunque no muy acusada. Ello permite la existencia de playas con una configuración más próxima al equilibrio (por ejemplo, la playa de los Muertos esta en equilibrio) o de bajo transporte (la playa de Mojácar, por ejemplo, tiene, según el CEDEX un TSL de entre 10.000 y 20.000 m3/año en dirección hacia el sur). En general podemos ver, en primera aproximación, la tendencia del transporte en una playa confrontándola con la Rosa de Oleaje existente en la misma y observando los oleajes susceptibles de llegar a la misma.

4. ANÁLISIS POR UNIDADES FISIOGRÁFICAS
Dentro del ámbito de este trabajo vamos a considerar tramos de costa en los que la climatología marítima es la misma, sin diferencias apreciables de un punto a otro del tramo. Nuestra introducción al conocimiento técnico del litoral almeriense se basará pues en la consideración de tramos con características relativamente homogéneas y en dónde las fuentes y sumideros de material sedimentario son conocidas y evaluables en una escala de tiempo humana, esto es, en unidades tipo años. Estos tramos se conocen como Unidades Fisiográficas.

4.1. Unidad Fisiográfica Calahonda-Puerto de Almería
Comprende un tramo costero de 106 Km. de los cuales 76 pertenecen a la provincia de Almería, comenzando en Adra. Sus límites naturales son la Sierra de la Contraviesa en el extremo Oeste y la Sierra de Gádor en el Este. La Sierra de la Contraviesa presenta vertientes con fuertes pendientes, acantilados y barrancos encajados, con pequeños deltas costeros (entre Calahonda y el Puerto de Adra) que se forman en las desembocaduras de las ramblas. Estas ramblas son de muy corto desarrollo por estar la sierra practicamente “encima” del mar. Es en estas desembocaduras dónde se localizan algunos núcleos de población costeros tal es el caso de la Rábita (Granada), La Alcazaba y Guainos (en el TM. de Adra). La característica geomorfológica principal de la plataforma costera es su continuidad hacia tierra y hacia mar, esto es, los fondos marinos son una prolongación de la Sierra de la Contraviesa que se adentra en el mar. Las “riadas” que se producen en las ramblas y barrancos de la zona y su marcado carácter irregular y torrencial hace que se viertan al mar grandes cantidades de sedimento en muy poco tiempo, formándose deltas con puntas muy pronunciadas que
posteriormente los oleajes se encargan de regularizar repartiendo el material a lo largo de la costa. La costa actúa así como un sumidero del material sedimentario, rellenándose las cuencas sumergidas y continuándose así el proceso de formación de la plataforma costera. Estamos pues en presencia de un litoral joven, en formación. Las rápidas ganancias de terreno al mar que tienen lugar en las grandes avenidas han dado lugar a ocupaciones de terrenos que posteriormente han sido erosionados por el oleaje dada su forma en punta inestable. Los pequeños núcleos urbanos construidos sobre los depósitos arenosos existentes se ven por ello en la actualidad continuamente amenazadas por la invasión del mar (y se dice que el mar “presenta sus escrituras de propiedad”). Por otra parte las medidas de urgencia que se adoptan (vertido de escollera) defienden los bienes existentes a medio plazo, pero aceleran el proceso erosivo, que pasa a actuar en el perfil sumergido de la playa y acaba socavando la escollera. El marcado carácter bidireccional del oleaje con predominio de los oleajes de poniente origina un transporte de sedimentos neto con dirección hacia el puerto de Adra, en dónde se han ido acumulando las arenas y gravas, teniendo el dique de abrigo del puerto como apoyo. En los años 40 la arena rebasó espectacularmente dicho dique y aterró la bocana impidiendo el uso del
puerto (figura 6). La solución que se adoptó entonces fue la construcción, en 1947, de un dique “martillo”, perpendicular al propio dique de abrigo y con arranque en su punta. El resultado fue un ensanchamiento de la playa de unos 60 metros. En la actualidad el dique martillo se encuentra también colmatado y el material se pierde en las profundidades de su morro dónde los calados alcanzan los 15 metros.

La última aportación de material significativa ocurrió a finales de 1973, en dónde las fuertes riadas causaron cerca de un centenar de muertos en La Rábita (Rambla de Albuñol). En estos episodios fueron aportados al mar millones de metros cúbicos de material sedimentario formando puntas muy pronunciadas (Huarea) que el oleaje fue regularizando hacia formas más estables y repartiendo el material a lo largo de la costa. Con posterioridad no ha habido aportes tan significativos y la progresiva ocupación y regulación de los cauces con superficies de cultivo extratemprano limita enormemente futuras aportaciones. El puerto de Adra (construido en 1911) marca una barrera al paso de sedimentos y junto con el delta del río Adra suponen un cambio en la morfología descrita. El tramo de costa entre el Puerto de Adra y Balerma está muy influenciado por la actividad del Río Adra y las obras llevadas a cabo a lo largo de los años, tanto en su cauce como en sus fuentes sedimentarias (Sierra de la Contraviesa). El caso del puerto y río de Adra merecen especial atención por ser un ejemplo significativo de lo que la acción antrópica puede provocar en el litoral. En 1822 se inicia la explotación minera de las Sierras de Gádor y la Contraviesa. La fundición de plomo de Adra utiliza como combustible la madera y ello se traduce en ladeforestación de la zona. La deforestación provoca un aumento espectacular de la erosión de la cuenca del río y ello supone un aporte masivo de material a la costa. Sus efectos no se notan hasta 30 años más tarde formándose el antiguo delta del río y las albuferas hoy día desecadas (Albufera Grande, ver figura 7). Las diversas crecidas, a menudo catastróficas, y las zonas pantanosas creadas llevan a una modificación del cauce en 1872 (JABALOY SÁNCHEZ, 1984). Para ello se corta un cerro por el que se desvía el cauce lejos de la población. Los materiales arrastrados forman un nuevo delta y el crecimiento irregular y esporádico forma grandes puntas que luego dan lugar a cordones litorales que “cierran” las Albuferas existentes en la actualidad (Albufera Honda y Albufera Nueva). Por otra parte, la construcción del puerto en 1911 y su efecto barrera generan retrocesos de la costa en el delta del río del orden de 400 m. (F. L. TORRES QUEVEDO, 1991).

En la actualidad el delta del río se encuentra ocupado por la rica vega de Adra y esta inmerso en un proceso regresivo fruto de la escasa o nula aportación sedimentaria y del efecto barrera del puerto. Las soluciones planteadas hasta la fecha han consistido en el escollerado parcial del delta y en la aportación esporádica de áridos procedentes del dique de abrigo del puerto de Adra o de ramblas cercanas. A mediados de los años 80 se construyó una trampa de arena en dicho dique consistente en un dique paralelo a la playa. Su finalidad es que la arena en él retenida sea trasvasada hacia levante, si bien la escasez de aportes en la zona de poniente hace que algunos trasvases se hayan realizado hacia la playa de la Caracola o del Lance, de dónde el oleaje las vuelve a traer a la trampa de arena. Este tipo de actuaciones son poco entendidas por la opinión pública y en ocasiones tienen una fuerte oposición (se dice que es “tirar el dinero”). Es evidente que los trasvases de arena no solucionan de manera permanente los problemas regresivos que tienen su raíz en el efecto barrera y la propia naturaleza de la costa, pero de no hacerlos la arena que rebasa el puerto de Adra se perdería en profundidades de las que ya no vuelve al ciclo sedimentario costero, con el continuo déficit que ello supone. Se trata en definitiva de que el puerto no sea un sumidero de arena efectivo y para ello no hay otro remedio que trasvasar la arena que se acumula, bien al otro lado del puerto (“aguas-abajo”) o bien a la zona de alimentación (“aguas-arriba”).

A continuación de las Albuferas de Adra encontramos la playa de Balanegra en dónde la costa cambia su alineación W-E al encontrar el saliente del Campo de Dalías. Se trata de una costa baja, arenosa, cuyas morfologías principales son playas, dunas, terrazas marinas tirrenienses y rellenos continentales de depresiones o vaguadas. Entre Balanegra y Balerma desembocan las ramblas de Balanegra y del Loco cuya actividad aportadora es muy escasa a tenor de la prácticamente nula variación de la línea de costa en su contacto con dichas ramblas. La playa de Balerma se apoya en la Piedra del Moro y tiene una orientación próxima a la de los oleajes de poniente que en ella inciden, aunque no lo suficiente como para que pueda considerarse una playa estable. La reciente construcción de un espigón en la Piedra del Moro no ha hecho sino confirmar una componente neta de transporte en dirección a dicho espigón. Su función es precisamente retener la arena que marcha en esa dirección y que alcanza en esa zona profundidades de más de 8 m, en donde el oleaje existente actúa ya muy débilmente. En cualquier caso estas consideraciones podrán cuantificarse a lo largo de los próximos años. Los problemas a lo largo de esta playa se concentran en el núcleo urbano de Balerma que esta ocupando una gran parte de la playa primitiva. La creación de una playa de ancho suficiente en Balerma es por tanto difícil, pues una solución de tipo rígido podría afectar a la playa existente entre el núcleo urbano y la Piedra del Moro.

Desde la Piedra del Moro hasta Aguadulce encontramos zonas bajas formadas por playas de gran extensión, dunas, cordones litorales, marismas, salinas, depósitos aluviales y terrazas marinas. Ya se ha explicado anteriormente la razón por la que en esta zona no desemboca ninguna rambla. Son de destacar las grandes asociaciones de playas y dunas (playas de acumulación) que ocupan gran parte de la costa del P. N. de Punta Entinas-El Sabinar. La problemática de toda esta zona esta causada fundamentalmente por la acción antrópica. La actividad urbanizadora de los 60 y 70, construyéndose encima de los campos dunares y playas
de acumulación, así como la extracción masiva de arena con destino a la agricultura intensiva han sido los factores determinantes en la regresión que padece este tramo de costa en la actualidad. La construcción en los años 70 del puerto deportivo de Almerimar influyó también, con su efecto de barrera, en la regresión de la costa “aguas-abajo” del mismo. Su efecto tiene que ser paliado con la continua realización de trasvases de arena.

Mención especial requiere el caso de Playa Serena por su carácter singular ya mencionado anteriormente. En esta playa se sienten especialmente los efectos de las concentraciones de energía que produce el oleaje de poniente al virarse hacia el Golfo de Almería (fig. 8). Este efecto viene a acentuar la ya de por sí viva dinámica de la playa. El problema aquí se plantea por la existencia del paseo marítimo que es a menudo alcanzado por esta dinámica, lo que acelera aún más el proceso erosivo. Estamos así ante un problema de difícil solución. El paseo ha sido reconstruido lo más atrás posible de dónde estaba pero en algunas zonas esto no es suficiente y no es viable retranquearlo más. Por otra parte las soluciones a base de diques y espigones no ofrecen, hoy por
hoy, absoluta garantía de que no vayan a afectar al resto de la playa.

4.2. Unidad Fisiográfica Puerto de Almería-Cabo de Gata.
Este tramo de costa, con un desarrollo aproximado de 30 Km., esta asociado a la depresión del Campo de Níjar y esta limitado por la Sierra de Gádor y la Sierra de Cabo de Gata. Su única discontinuidad la constituye el saliente de la desembocadura del Andarax que, junto a las ramblas de las Amoladeras y de Morales, así como otras de menor importancia como la de Retamar, constituyen sus fuentes sedimentarias. Todas ellas tienen en la actualidad escasa actividad.
El Andarax forma un cono deltaico extraordinariamente apuntado. Su actividad aportadora es escasa y queda reducida a la paulatina erosión del delta, ocupado en su casi totalidad por terrenos de cultivo que constituyen la Vega de Almería. A poniente del delta encontramos las playas de la Térmica y del Zapillo. La de la Térmica se apoya en el espigón de toma de agua de la Central Térmica, que no funciona desde hace muchos años. Este espigón ocasionó el retroceso de la playa del Zapillo y a lo largo de los últimos 20 años este efecto se ha tratado de paliar con las construcción de obras de defensa de diferente tipo. La primera de ellas consistió en la construcción de un campo de espigones a base de tablestacas metálicas que demostró ser totalmente ineficaz. En los años 80 se construyeron dos espigones y un dique exento y se hizo un vertido parcial de arena. Finalmente, en el año 94 se eliminaron las tablestacas, pues además de no tener ningún efecto retenedor de la arena representaban un peligro para los bañistas, dado su avanzado estado de corrosión, además de presentar un aspecto estético lamentable. El principal problema de la playa del Zapillo era su escasez de arena y no un T.S.L. excesivo hacia el Puerto de Almería, de ahí que sería conveniente estudiar la posibilidad de remodelar las obras existentes, por una parte, eliminando el espigón de la Térmica y el construido posteriormente, a pocos metros de él; por otra rediseñando el dique exento existente, dado que su gran longitud no es compatible con su proximidad a la playa y ello genera una fuerte erosión en sus partes laterales. Las necesidades de arena en la playa se han visto ya satisfechas con la aportación realizada en 1996. La calidad y grueso de la arena aportada (procedente del dragado del puerto de Hisalba en Carboneras) ha venido a satisfacer la demanda de playa existente. A levante del delta se construyó una carretera que llega hasta Costacabana y que se ve continuamente amenazada por los temporales. Este efecto es particularmente intenso desde la Universidad hasta Costacabana y es conveniente hacer un estudio exhaustivo de las posibles soluciones a adoptar, que debería considerar la posibilidad de recuperar terrenos y trasladar la carretera hacia el interior. Estas actuaciones, así como la transformación del delta en un parque Marítimo fueron ya propuestas y están en estudio para su acometida.

A lo largo del resto de la unidad no existen especiales problemas, si exceptuamos la zona final en la Almadraba de Monteleva y La Fabriquilla. En el caso de la Almadraba, la carretera existente esta ocupando y perjudicando la cada vez menor playa existente. En el caso de laFabriquilla la playa es casi inexistente en condiciones de temporal, amenazando seriamente a las pequeñas edificaciones existentes. Las playas desde San Miguel de Cabo de Gata hasta la Fabriquilla están expuestas al oleaje de poniente siendo mayor el grado de exposición a medida que nos acercamos al cabo. En condiciones de temporal se pueden apreciar subidas del nivel del mar de más de un metro lo que implica la necesidad de una amplia zona de resguardo para la supervivencia de la playa. Las soluciones en ambos casos deben considerar pues la restitución de la antigua playa, además de las consideraciones puramente ambientales que lo aconsejan, seguramente sería más rentable económicamente. En el Cabo de Gata las profundidades alcanzadas en su base y en la de los salientes próximos, así como el fuerte cambio de alineación no propician el paso de sedimentos. Estos pasan a rellenar las profundidades próximas como demuestran los estudios geofísicos de la zona. Por ello se ha propuesto construir allí un espigón tipo arrecife que impida la pérdida de esta arena.

4.3. Unidad Cabo de Gata -Límite con la provincia de Murcia
La longitud total de este tramo es de unos 120 Km. Su consideración tradicional como unidad fisiográfica se debe más que nada a la orientación que presenta este tramo del litoral con respecto al oleaje, abierto a los oleajes del Este, si bien las numerosas irregularidades locales proporcionan abrigos parciales frente a las distintas direcciones. El tramo entre el Cabo de Gata y la Punta de los Muertos se caracteriza por los acantilados, existiendo una serie de playas y calas encajadas generalmente asociadas a ramblas locales que las alimentan. En general cada una de ellas es independiente en lo que a la dinámica litoral se refiere, reduciéndose ésta, en las menos abrigadas, a basculamientos y movimientos transversales de pequeña entidad. Esta incluido integramente en el Parque Natural de Cabo de Gata y constituye uno de los conjuntos más bellos y valiosos del litoral mediterráneo. El principal objetivo debe ser conservarlo tal y como es. Las actuaciones en los pequeños núcleos costeros existentes deben ser absolutamente respetuosas con su valor natural y paisajistico. Desde la Punta de los Muertos hasta Villaricos la costa presenta una morfodinámica algo
más uniforme. La plataforma costera es en general muy inclinada, con una batimetría muy irregular, salpicada por cañones submarinos que aproximan las grandes profundidades submarinas a la costa de una manera brusca, destacando los situados frente al río Alias y al Puerto de Garrucha. Estos cañones actúan como sumideros de material sedimentario, constituyéndose en barreras al T.S.L. También los puertos construidos en la zona se han erigido en barreras al T.S.L. (ver figura) y los procesos de acumulación-erosión existentes en los mismos (Puerto de Garrucha) revelan un claro sentido de transporte de material norte-sur (L.P. RAMÓN IRIBARREN, 1979).

Las principales fuentes sedimentarias son los ríos Alías, Aguas, Antas y, sobre todo, el Almanzora. Todos ellos tienen un marcado carácter torrencial, con aportaciones muy irregulares y actualmente muy limitadas. De singular importancia es el río Almanzora: La superficie de su cuenca (unos 2600 Km2) y su longitud (105 Km) lo convierten en el segundo de los ríos mediterráneos andaluces, tras el Guadalhorce. La aportación de material al mar por parte de este río podía cifrarse en unos 136.000 metros cúbicos/año pero la construcción de la presa de Cuevas, con una capacidad de embalse de 168 Hm3 y a una distancia de 16 Km. del litoral, supone el represamiento del 82% de la cuenca, con lo que la capacidad de aportación actual queda reducida a unos 9.000-11.000 m3/año lo que se traduce en un gran déficit sedimentario para todo el tramo (VICIANA MARTÍNEZ-LAGE, 1996). En cuanto a las demás fuentes de aportes, en el caso del río Alías, su aportación efectiva se ve muy mermada por la existencia del cañón frente a su desembocadura, y las aportaciones del Antas y el Aguas son más reducidas. A este manifiesto déficit de aportes hay que añadir las masivas extracciones de áridos llevadas a cabo en las playas y en los cauces de los ríos, pues tan importantes han sido unas como otras. En cuanto a extracciones en los cauces, en el caso del Almanzora, solo entre 1957 y 1995 fueron, oficialmente, de 1.100.000 m3. La avenidas fluviales tienden a regularizar el lecho por el que discurren, sedimentando parte de la carga sedimentaria que desplazan que, como mínimo, será igual a la sustraída previamente por las extracciones. Ello se traduce en una gran merma de aportación sedimentaria al litoral (VICIANA MARTÍNEZ-LAGE, 1996). En 1993 el Servicio de Costas, de acuerdo con la Confederación Hidrográfica del Sur, delimitó una longitud de protección de cauces de 15 Km, a efectos de prohibir la extracción de áridos de los mismos. Las extracciones en estos tramos protegidos solo pueden ser las destinadas a alimentación de las playas cercanas. Por otra parte las extracciones de áridos de las playas estan totalmente prohibidas desde la entrada en vigor de la ley de Costas, pero con anterioridad a esto las pérdidas
se cifran en millones de metros cúbicos.

El balance sedimentario que arroja todo lo apuntado es claramente negativo: si a la propia juventud de la costa le añadimos las extracciones llevadas a cabo y la limitación de las fuentes de aporte no es de extrañar que el tramo esté en un proceso generalizado de regresión. Dentro de lo que cabe, las agresiones urbanísticas no han sido muy importantes si tenemos en cuenta que la amplia llanura existente al sur de la desembocadura del río Almanzora ha respetado unos anchos de playa inusuales en el Mediterráneo (Playazo de Vera). La excepción han sido las playas situadas más al norte en dónde existen algunas edificaciones construidas claramente sobre la playa. En la actualidad hay una fuerte regresión en esa zona y la escasa playa amenaza con desaparecer totalmente amenazando las edificaciones existentes. Más al sur, en Mojácar, la costa es joven, con batimetría irregular y pronunciada, siendo ella misma su principal sumidero. Siendo la tasa anual de T.S.L. en dirección sur relativamente baja (menos de 20.000 m3/año), la principal necesidad es mantener este régimen de alimentación para mantener las playas actuales (CEDEX, 1992). En el año 96 se ha realizado una aportación masiva de arena a las playas de Mojácar (más de un millón de metros cúbicos) procedentes del dragado del puerto de Pucarsa en Carboneras. El dragado de los puertos existentes bien sea para mantenimiento o para su explotación comercial (aumento de calados para albergar a barcos de gran tonelaje) es una de las pocas fuentes de recursos areneros que estan quedando.

A partir de Villaricos, la costa empieza a ser nuevamente acantilada, con la Sierra Almagrera que llega hasta el Pozo del Esparto. A partir de aquí volvemos a tener costa baja hasta el límite con la provincia de Murcia con extensas playas como la de Terreros y las Palmeras. En la playa de Terreros existen restos de salinas, cerradas a principios de los años 60 y sin lácap12mina de agua en la actualidad. El transporte neto es en dirección sur y las playas sufren un proceso regresivo generalizado. Su dinámica esta sin embargo muy poco estudiada.

5. CONCLUSIONES Y PROPUESTAS
5.1. Resumen de la Problemática Existente
La problemática existente en el litoral almeriense es común al resto del litoral mediterráneo y es producto fundamentalmente de la influencia negativa de la acción antrópica sobre el mismo:
- La regulación de ríos y cauces así como la extracción de áridos de los mismos han generado un enorme déficit sedimentario en la costa hasta el punto de que, en la práctica, las fuentes de aporte se pueden considerar hoy por hoy casi nulas.
- La transformación de marismas y zonas húmedas en salinas y su posterior abandono han propiciado su desecación y en algunos casos su posterior urbanización o uso agrícola con lo que estos espacios naturales de gran valor ecológico y paisajístico han desaparecido o están en vías de desaparecer.
- Las extracciones masivas de áridos de las playas y de los campos de dunas asociados han eliminado gran parte de las reservas naturales de las mismas y han provocado regresiones generalizadas de la costa.
- La construcción de urbanizaciones en las playas ha eliminado sus reservas naturales y han tenido un efecto multiplicador e irreversible de los procesos erosivos.
- La construcción de puertos y espigones en sitios no apropiados ha generado barreras al Transporte Litoral de Sedimentos que ha provocado fuertes erosiones “aguas-abajo” del obstáculo.
- La subida del nivel del mar provoca la desaparición de ingentes cantidades de arena en las playas.
- La juventud de gran parte de la costa actúa también como sumidero de material sedimentario.
- La suma de todos estos factores en muchos casos no es lineal, sino que unos y otros se influyen mutuamente produciéndose procesos de realimentación positiva que agravan los procesos erosivos.
- Los procesos costeros han empezado a estudiarse hace relativamente poco tiempo (solo unas pocas décadas) lo cual genera aún hoy una cierta dosis de incertidumbre sobre las consecuencias de las actuaciones y obras que se realizan. Baste de ejemplo decir que en los cálculos teóricos del T.S.L. los errores de la técnica actual pueden rondar el 200%.

Con todas estas premisas no es difícil intuir que el futuro de nuestras playas esta seriamente amenazado y se han de tomar medidas encaminadas, en primer lugar, a conservar lo existente, que afortunadamente es todavía mucho en el litoral almeriense; y en segundo lugar, a recuperar lo que se pueda. Es la toma de conciencia de esta situación lo que impulsa la redacción de la Ley de Costas de 1988.

5.2. Propuestas Generales
El objetivo debe ser, por un lado, no empeorar gratuitamente la situación y, por otro, tratar de eliminar los factores de influencia negativa existente. Se dan a continuación una serie de indicaciones en lo referente a la necesaria conservación del estado actual así como a las características que debieran tener las nuevas actuaciones futuras en el litoral almeriense.

Delimitación del D.P.M.T.
Es evidente que lo primero que debemos definir es el espacio a conservar, es decir, delimitar la Zona Costera. Legalmente equivale a practicar el deslinde del Dominio Público Marítimo Terrestre (D.P.M.T.) y de la Ribera del Mar de acuerdo con las normas y criterios de la actual ley de Costas. Una de las novedades fundamentales de dicha ley es la definición mucho más detallada y novedosa del D.P.M.T. La línea que delimita la Ribera del Mar es por otra parte la que sirve de referencia para delimitar las zonas de servidumbre que regula la Ley, en especial la Servidumbre de Protección de 100 m (20 m en suelo que fuese urbano a la entrada en vigor de la Ley) en la que se prohiben entre otras cosas las edificaciones destinadas a residencia o habitación.

Eliminación de Barreras y Sumideros del Transporte Sólido Litoral.
Hemos visto como las barreras y sumideros pueden ser de carácter natural o artificial. En los casos de barreras artificiales, como son los puertos, espigones, diques y cualquier tipo de obra que impida el paso del T.S.L. es necesario realizar trasvases de arena que lo restituyan, sino es posible eliminar físicamente la barrera en cuestión. Conviene puntualizar que en la actualidad una parte de la arena acumulada en las barreras (Puertos de Adra, Garrucha, etc.) no proviene de la nueva aportación de sedimentos por parte de ríos y ramblas al sistema, sino de la erosión de las playas existentes “aguas arriba” que han pasado a ser la fuente de alimentación. Es por lo que se debe sopesar en cada caso la necesidad de hacer parte de los trasvases hacia
“aguas arriba” del obstáculo. En cualquier caso es vital no dejar que la arena rebase las barreras y se pierda en profundidades en las que sea irrecuperable. Un ejemplo muy claro de lo dicho lo tenemos en Garrucha: La arena se acumula al norte del puerto proviniente de la desembocadura del Almanzora y una vez rebasado el puerto cae al cañón submarino existente frente al mismo de manera que la arena desaparece en grandes profundidades (L.P. RAMÓN IRIBARREN, 1979). Se debe pues controlar el crecimiento de la playa y antes de que se produzca el rebase trasvasarla. Los trasvases, aunque impopulares por la falta de comprensión de sus fines, son de vital importancia en el mantenimiento de la cantidad total de arena circulante por nuestras playas.

Ubicación de Urbanizaciones y Puertos.
De los dos puntos anteriores puede deducirse fácilmente que, primero, en lo referente a la ubicación de nuevas urbanizaciones, independientemente de las consideraciones propias de la planificación territorial y urbana, se debe ser muy escrupuloso en la aplicación de la Ley de Costas de 1988, en particular en la delimitación de la Ribera del Mar y el D.P.M.T.

En cuanto a la ubicación de puertos, el criterio no debe ser el de la proximidad al núcleo sino el de garantizar que su impacto sea nulo en el T.S.L., es decir, no generar nuevas barreras. Una buena regla para ello es buscar los extremos de las unidades fisiográficas naturales. Un ejemplo lo tenemos en los puertos de Aguadulce o el propio puerto de Almería que, ubicados en los extremos de unidades fisiográficas, no interrumpen el T.S.L. Los efectos en casos de este tipo pueden incluso ser beneficiosos si el puerto en cuestión crea o refuerza un apoyo lateral a la playa.

Otras medidas relacionadas con la aplicación de la Ley de Costas.
Se agrupan aquí otras medidas que junto con las anteriores no dejan de constituirse en la efectiva aplicación de la Ley de Costas de 1988. Entre ellas cabe destacar la absoluta prohibición de extracciones de áridos de la Ribera del Mar y la obligatoria aportación a las playas de los que puedan extraerse de las zonas de Servidumbre. En casos en los que las futuras zonas verdes o de uso público que permite la ley de Costas en la zona de Servidumbre se ubiquen sobre yacimientos de áridos debían extraerse previamente éstos y ser aportados al sistema litoral, pues de otro modo, la consolidación de la servidumbre hará inviable su disponibilidad futura. Por otra parte, en los cauces de los ríos y ramblas se ha definido ya una longitud a lo largo de los mismos en la que se prohibe la extracción de áridos a no ser que su destino sean las playas.
Dado que la regulación de cauces ha limitado sobremanera su aportación se debe estudiar la viabilidad del dragado de los vasos de los embalses existentes para su vertido al litoral. Finalmente, los paseos marítimos de nueva construcción deben situarse fuera de la Ribera del Mar pues en otro caso causarán tarde o temprano la ruina de la misma.

Potenciación de la Investigación y Seguimiento de los Procesos Litorales.
Los procesos costeros se conocen hoy día bastante bien a nivel cualitativo pero, como se ha apuntado anteriormente, la cuantificación exacta de los mismos esta aún lejos del alcance tecnológico actual. El litoral español y el almeriense en particular constituyen un banco de pruebas de valor incalculable. La problemática existente en el mismo y su gran uso turístico han obligado a prestarle una especial atención que no tiene par en el resto del mundo. No podemos gastar dinero en obras y al mismo tiempo dejar que en el futuro tengamos que acudir a la compra de tecnología foránea. Al contrario, debemos invertir ahora para poder vender en el futuro esta tecnología. Para ello debe hacerse un seguimiento exhaustivo de las playas, con batimetrías de control, ensayos de trazadores, comprobación, calibración y formulación de modelos matemáticos que permitan reducir los márgenes de error actuales. El oleaje sigue siendo un elemento generador de gran incertidumbre en los estudios del litoral. La falta de datos históricos de rigor es una constante. No debemos permitir que las generaciones futuras sigan padeciendo esta falta de información. En la actualidad existe una boya de medida de oleaje en Cabo de Gata pero solo registra alturas de ola y períodos del oleaje existente, no proporcionando su dirección. Este dato es sin embargo de vital importancia en los cálculos de T.S.L. y puede ser medido mediante boyas direccionales que deberían instalarse a la mayor brevedad.

Actuaciones de Recuperación Ambiental.
En este apartado se encuentran las actuaciones tendentes a recuperar espacios litorales degradados y la recuperación ambiental de playas, así como otro tipo de actuaciones demandadas socialmente. No debiera de tratarse a toda costa de hacer una playa enfrente de cada pueblo que la demanda, aunque es inevitable que exista dicha demanda. Las playas y los espacios litorales han de contemplarse como unidades naturales, y suelen tener poco que ver con las divisiones administrativas. La idea es, al igual que con la ubicación de los puertos, que hay que ir a la playa, más que traer la playa a la puerta de casa; entre otras cosas porque lo segundo es muchas veces inviable.