HISTORIA GEOLOGICA DE LAS CUENCAS OCEANICAS

La clave para el estudio de las grandes océanos que conforman hoy nuestro planeta está en la teoría de la Tectónica de Placas. Esta teoría propone un modelo cinemático según el cual la litosfera está compuesta por placas rígidas y con espesores relativamente delgados (100-150 km) que están en continuo movimiento unas con respecto a otras. Aunque el tamaño de la placas es variable, la mayor parte de la superficie terrestre está cubierta por 7 placas y otras más pequeñas que resuelven los movimientos complejos entre las más grandes.

La placas, que esencialmente son asísmicas, están bordeadas por dorsales activas, fosas, rifts, y grandes fallas, donde se concentra la mayor actividad tectónica, sísmica y magmática del planeta. El movimiento de las placas y sus interacciones son responsables de la posición actual de los continentes y por tanto también de los océanos.

Limites de Placas

Los limites de placas no tienen porque coincidir con el límite entre océanos y continentes. Las placas interaccionan de tres maneras: divergen, convergen o deslizan una con respecto a otra. A estos límites de placa también se les denomina constructivos, destructivos y pasivos. Cuando las placas divergen, a los limites también se les denomina constructivos puesto que se crea una litosfera, y los bordes de placa se van constituyendo por la nueva corteza que se va formando. La expresión morfológica representativa de estas zonas son cadenas montañosas a las que se les denomina dorsales. Estos límites están representados por las dorsales oceánicas. Cuando las placas convergen, una se mete debajo de la otra por lo que la corteza es destruida a lo largo de los planos de subducción. Estos límites corresponden a las zonas de borde continental activo y arco-de-isla. Los márgenes actuales bajo los que subduce una placa se denominan bordes activos, y su expresión morfológica es una gran depresión denominada fosa. Cuando las placas deslizan una con respecto a otra lo hacen a lo largo de fallas denominadas transformantes, sin que se produzca creación ni destrucción de la corteza.

Historia de los océanos

En los estadios iniciales de la teoría de la Tectónica de Placas, los científicos reconocieron que las cuencas oceánicas tenían su propia historia. Hace unos 200 millones de años, en el Pérmico superior, los continentes estaban unidos formando un supercontinente denominado Pangea, que cubría el Polo Sur y se alargaba en forma de arco por una cara de la Tierra hasta llegar al Polo Sur.

La Pangea se rompió en dos supercontinentes, Laurasia en el hemisferio norte y Gondwana en el sur; posteriormente se fragmentaron y se trasladaron a los actuales emplazamientos de los continentes y océanos . Los océanos Atlántico y de la India son océanos que están creciendo. Sus dorsales medioceánicas en la región subártica, la presencia del Golfo de Adén y el Mar Rojo son indicativos geológicos de la formación de un océano relativamente joven. La actividad volcánica que actualmente constituye la dorsal de expansión Medio atlántica es la responsable del continuo ensanchamiento del Océano Atlántico. El Océano Pacífico, que representan el mayor océano, es mucho más pequeño que en sus estadios iniciales. En el centro del Pacífico norte no existe dorsal de expansión y éste océano se está retrayendo constantemente al empujar hacia el oeste la placa americana. Si este proceso continua el Pacífico desaparecerá con el tiempo. La historia del océano Tethys sugiere que el Mediterráneo es un mar en estadio terminal. La cadena montañosa del Himalaya muestra la fase final de la destrucción de un océano, representado una gran sutura del sector este del océano Tethys.

AMBIENTES SEDIMENTARIOS MARINOS

Los procesos sedimentarios presentan siempre una influencia geográfica, ya que éstas definidos por una serie de factores físicos, biológicos y químicos, formando lo que se denomina ambiente sedimentario. El conjunto de estas características imprime al sedimento o facies sedimentaria, unas propiedades que les hacen diferenciables al resto de los sedimentos depositados en otros ambientes.

Los elementos más importantes que definen los ambientes sedimentarios marinos son: fisiografía del medio, energía, clima, aporte de sedimento y cambios del nivel del mar. La fisiografía del medio define y limita las dimensiones del medio, geometría y profundidad. La energía comprende factores como la oceanografía (corrientes geostróficas, olas, mareas, tormentas) hasta otros como la tectónica. El clima, que a su vez puede condicionar algunos aspectos de la oceanografía, así como la naturaleza del aporte de sedimento y el volumen de material aportado. El aporte de sedimento afecta a la composición de los materiales procedentes de ella, y al volumen de sedimento. Las áreas fuentes pueden ser externa (terrestre o atmosférica) e internas (p.e producción biológica marina).

Plataforma Continental

Las plataformas continentales se desarrollan alrededor de las áreas continentales, y se extienden desde el ambiente de litoral  hasta el talud continental. Es aquella zona formada por aguas someras que desciende suavemente hasta su interrupción brusca. La anchura de la plataforma varía considerablemente, desde unos pocos  hasta más de 1100 km y aunque el fin de la plataforma está a más o menos 200 m de profundidad, puede variar de unos pocos metros a más de 300 m. Presenta gradientes suaves (0.11 a 1.1 grados), salinidades normales y está afectada por una amplio rango de procesos físicos (corrientes de mareas, oleaje,...). La plataformas continentales presentan un perfil que es una superficie de equilibrio entre la erosión y la sedimentación. Uno de los factores principales que controlan la formación de facies sedimentarias en este ambiente sedimentario es el régimen hidráulico. Desde este punto de vista se diferencian tres tipos de plataformas: dominadas por mareas, por el oleaje y tormentas, y por corrientes oceánicas.

Talud y Ascenso Continental

El talud continental corresponde a la provincia fisiográfica definida entre el borde de plataforma (aprox 100-200 m) y la cuenca (1.400 a 3.200 m) y se caracteriza por presentar los gradientes más altos en los márgenes continentales. Es la parte central del margen continental y generalmente se localiza allí donde tiene lugar la transición entre la corteza continental y la corteza oceánica. El ascenso continental representa la provincia fisiográfica de transición entre margen continental y los ambientes marinos profundos. Generalmente sus pendientes son más suaves que las del talud continental y su límite externo es variable (1.400 a 4.000 m). Los elementos morfosedimentarios más característicos de los ambientes de talud y ascenso continental son los valles submarinos (cañones, canales, cárcavas...) los cuales representan las principales vías de transferencia de sedimento hacia los ambientes marinos profundos. Estos valles presentan una morfología abrupta, son estrechos con paredes de gran pendiente, con un corte transversal en forma de "V" y "U" y generalmente están desarrollados perpendicularmente al margen continental.

La mayoría del material que se acumula en el talud superior es generalmente inestable y tiende a moverse mar adentro. Tales movimientos pueden clasificarse de acuerdo al grado de deformación interna de la masa de sedimento que es movida. Estos varían entre deslizamientos, en los cuales la deformación es mínima y la corrientes de turbidez, en los que el sedimento se desplaza como una suspensión turbulenta. Los depósitos acumulados en las zonas de talud y ascenso continental pueden cubrir toda una gama de sedimentos que va desde turbiditas (grava, arena, limo y fango), masas deslizadas, arenas de canal, arenas de desbordamiento de borde de plataforma, conglomerados organizados, sedimentos de corrientes de fondo, fangos de talud, hemipelagitas. Este conjunto de sedimentos pueden ser agrupados en tres grupos en función del tipo de proceso que los origina: resedimentados (flujos en masa, flujo de cantos, flujos granulares, flujos turbidíticos...), deposición hemipelágica (o sedimentación diferencial que consiste en la sedimentación lenta y continua de partículas a través de la columna de agua) y corrientes de fondo.

Cuencas Oceánicas

El término de cuenca, en el sentido más amplio, se define como un área deprimida sin salidas en superficie. Este término presenta una aplicación muy amplia, pero desde el punto de vista de morfosedimentario, la cuenca representa el ambiente marino profundo que se desarrolla a continuación del margen continental. Si la cuenca se desarrolla sobre corteza oceánica entonces este ambiente marino también recibe el nombre de "llanura abisal". Morfológicamente, son áreas relativamente planas, donde pueden llegar a prolongarse los valles submarinos desarrollados inicialmente en los márgenes continentales. Asimismo, en estos ambientes se identifican los denominados canales medio-oceánicos que son valles paralelos o subparalelos al margen continental que presentan recorridos longitudinales de cientos a miles de kilómetros, pudiendo actuar de vías de transferencia de sedimento de una cuenca a otra.

Desde el punto de vista sedimentológico representan las áreas donde tiene lugar la deposición final de aquellos sedimentos que son transportados desde el continente y desde el propio margen continental. La revisión del estado actual de los conocimientos sobre la sedimentación en las cuencas oceánicas del Mediterráneo, Caribe, Atlántico noroccidental, y Pacífico indican que en estos ambientes sedimentarios se depositan principalmente depósitos turbidíticos, de flujos de derrubios, hemipelágicos y pelágicos.

MARGENES CONTINENTALES Y CUENCAS: EDIFICACION Y FACTORES DE CONTROL

Introducción

Los márgenes continentales y las cuencas oceánicas contienen en su registro sedimentario información sobre la evolución y dinámica geológica de los mismos, y concretamente acerca de las variaciones del nivel del mar, climáticas, tectónicas, etc, permitiendo identificar oscilaciones tanto globales como locales. El análisis del registro sedimentario se aborda a través de la estratigrafía, ciencia que consiste en el reconocimiento y correlación de paquetes de estratos relacionados genéticamente, y que permite delimitar tridimensional la paleogeografía, establecer los modelos de dispersión y reconstruir la historia geológica de los sistemas deposicionales en los márgenes continentales y cuencas.

A finales de los años ochenta nace un nuevo cuerpo de la Estratigrafía, denominado Estratigrafía Secuencial, que versa sobre la redistribución continua de los sedimentos mediante los cambios relativos o globales del nivel mar, y representa hoy en día uno de las teorías fundamentales en Geología. Gran parte de este trabajo deriva directamente del establecimiento del concepto de secuencia y el reconocimiento de unidades limitadas por discontinuidades. Gracias a esta teoría los geólogos tienen una herramienta para explicar y predecir la distribución espacial, temporal y composicional de los sedimentos.

 
Causas de los Cambios del Nivel del Mar

Conceptualmente, las causas de los cambios globales del nivel del mar pueden ser de origen climático (cambios glacio-eustáticos), que implica un cambio en el volumen del agua del océano, y de origen tectónico (cambios tecto-eustáticos), que conduce a un cambio en el volumen y tamaño de las cuencas oceánicas. Los cambios del nivel del mar glacio-eustáticos están relacionados con el crecimiento y retracción de los casquetes polares como consecuencia de los cambios climáticos. Por ejemplo, el total deshielo del hielo antártico representaría un ascenso generalizado del nivel del mar, de hasta 60 m. Los procesos relacionados con la dinámica de la tectónica de placas causan cambios en la forma y tamaño de las cuencas oceánicas. Las posibles causas de estos cambios son las variaciones en la tasa de expansión de las cuencas oceánicas, y las variaciones en la compensación isostática de los continentes. Estos cambios originan variaciones del nivel del mar de baja frecuencia.

 

Registro de la Dinámica Eustática en los Márgenes Continentales Terrígenos y las Cuencas Oceánicas

Los cambios del nivel del mar representan uno de los procesos más eficientes en la edificación y modelado de los márgenes continentales terrígenos y las cuencas oceánicas. Los márgenes continentales terrígenos comprenden aquellos márgenes compuestos por sedimentos formados por fragmentos más o menos rotos y desgastados que han sufrido un transporte mecánico. Los procesos que acontecen durante la evolución y la dinámica de los estadios regresivos conducen al desarrollo de un conjunto de depósitos genéticamente relacionados, y que se denominan cortejos de bajo nivel del mar. Estos cortejos están representados por diferentes tipos de depósitos, definidos por límites, facies sísmicas y sedimentarias, y geometría característicos. Estos depósitos son los siguientes: depósitos progradacionales mar adentro de plataforma y deltas de plataforma, sistemas turbidíticos, depósitos progradantes en cuña de margen distal, y depósitos de cuenca. Los depósitos progradacionales mar adentro y deltas de plataforma se desarrollan en la plataforma continental media y externa respectivamente, a medida que la línea de costa, y por lo tanto las áreas fuentes de sedimento (desembocadura de los ríos y ambientes deposicionales asociados), se desplaza mar adentro. Los sistemas turbidíticos comprenden el conjunto de sedimentos que son transportados a través de los valles submarinos y se depositan en el medio marino profundo formado un cuerpo sedimentario característico. Por lo tanto, los elemento primarios que definen un sistema turbidítico están representados por depósitos de ca½ones submarinos, de canales, de desbordamiento de canales y de lóbulos. Los depósitos progradantes en cuña de margen distal se definen como una sucesión de sistemas deposicionales regresivos, acumulados en los cañones y en el talud al final de un rápido descenso del nivel del mar. La formación de los depósitos de cuenca ocurre durante los estadios más bajos del nivel del mar y representan el destino final de los sedimentos terrígenos que son transportados desde el continente.

Los estadios transgresivos incluyen los períodos de ascenso del nivel del mar, cuando la línea de costa y ambientes sedimentarios asociados se desplazan hacia tierra, produciéndose una expansión de los depósitos marinos sobre los terrestres. El producto sedimentario resultante de la dinámica transgresiva son los cortejos transgresivos, que se desarrollan principalmente en la plataforma continental, ya que es en esta provincia fisiográfica donde tiene lugar el desplazamiento de la línea de costa y sus sistemas deposicionales asociados. El estadio de alto nivel del mar se inicia cuando la plataforma continental consigue la máxima inundación marina, y se desarrolla entre las dos inflexiones de la curva del nivel del mar, entre un ascenso y un descenso. Los cortejos de alto nivel del mar se forman a partir de los procesos que acontecen durante el estadio de alto nivel. Estos cortejos contribuyen generalmente a un menor crecimiento del margen continental y la cuenca oceánica, porque los sistemas deposicionales no tienen tiempo suficiente para rellenar el nuevo espacio de acomodación creado. La sedimentación resultante está integrada por sistemas deposicionales menor desarrollados y generalmente relacionados con aportes puntuales de sedimento. Su presencia se restringe principalmente a la costa y a la plataforma continental, estando representados principalmente por los prodeltas, y depósitos hemipelágicos.

 

Variaciones al Modelo Creado por la Dinámica Eustática en los Márgenes Continentales y Cuencas Oceánicas

El modelo de estratigrafía secuencial contribuye a explicar de forma general como se han edificado los márgenes continentales y las cuencas oceánicas durante la dinámica marcada por las variaciones del nivel del mar. La dinámica geológica que caracteriza a cada estadio del nivel del mar contribuyen a formar sistemas deposicionales con unas facies, geometría, y configuración interna típicas. No obstante, estas características típicas de los cuerpos deposicionales pueden verse afectados por otra serie de procesos dinámicos, como son la dinámica tectónica (levantamiento/subsidencia), morfología y oceanográfica durante su evolución a través del tiempo. La tectónica condiciona principalmente la preservación, geometría y configuración interna de los cortejos sedimentarios. La morfología del medio marino y su evolución temporal también condicionan la preservación, geometría, así como la variabilidad lateral del desarrollo de los cortejos que se van depositando en respuesta a los cambios del nivel del mar. El aporte sedimentario, en el sentido de variaciones en las razones de aporte de sedimentario, condiciona la geometría y desarrollo de los cortejos sedimentarios en cada una de las fases que compone un ciclo completo de cambio del nivel del mar. La oceanográfica y su evolución temporal controlan en gran manera la dispersión, resuspensión y deposición de los sedimentos en el medio marino.

 

RIESGOS GEOLOGICOS

Entre los procesos a considerar como riesgos geológicos en el medio marino, pueden destacarse la inestabilidad en el sedimento originada por carga sedimentaria, tormentas, olas, terremotos o accidentes tectónicos; procesos erosivos debidos a corrientes, y la existencia de sedimentos de baja capacidad portante y que en ocasiones pueden contener gas.
A partir de la sísmica de reflexión, pueden identificarse determinadas características del fondo que sugieren condiciones de inestabilidad: presencia de topografía irregular posiblemente debida a deslizamientos superficiales, desplazamientos en el fondo debidos a fallas, diapiros (domo o pliegue anticlinal cuyas rocas suprayacentes han sido deformados por la intrusión en los mismos de un material menos denso y de consistencia plástica) y delimitación de áreas donde existan importantes acumulaciones de gas próximas a la superficie...etc.
Entre los procesos más importantes a considerar como riesgos geológicos pueden establecerse tres grandes clases en función de su origen:
A) Relacionados con procesos sedimentarios y diagenéticos, por la acumulación de potentes cuerpos sedimentarios en zonas inestables y la existencia de sedimentos subsuperficiales con alto contenido en gas.
B) Relacionados con la oceanografía (corrientes profundas que tienen carácter erosivo).
C) Relacionados con la configuración estructural de la zona, responsable de numerosos accidentes tectónicos recientes, en forma de pliegues, fallas, diapiros...

Procesos Sedimentarios y Diagenéticos

Una importante sedimentación favorece que se produzcan fenómenos de inestabilidad por carga sedimentaria. Este proceso ha sido muy importante durante periodos eustáticos bajos, en los que se produjo el desarrollo de potentes cuerpos progradantes en el talud afectados por gran número de estructuras de inestabilidad. La presencia de gas a presión en sedimentos profundos, en cambio, debe ser considerada como un importante riesgo de origen geológico, especialmente para actividades como los sondeos submarinos. Perforaciones, o cualquier estructura artificial penetrante, a través de acumulaciones de gas o intersectando las fallas que atraviesan sedimentos cargados en gas, pueden proporcionar una vía directa y descontrolada para la migración de gas y agua hacia la superficie, produciendo la pérdida total de la resistencia del sedimento, y conducir a la destrucción de todo tipo de estructuras asentadas sobre el fondo.

Procesos Erosivos Debidos a Corrientes de Fondo

La existencia de corrientes de fondo intensas constituye un problema para la instalación y mantenimiento de conducciones y estructuras sumergidas. Estas estructuras son estables en virtud de su gran masa y su extensa base, que les proporciona un centro de gravedad bajo; el problema surge cuando se produce la pérdida de soporte debido la existencia de un sustrato inestable por acción de corrientes erosivas. La existencia de constricciones topográficas a la circulación de la corriente, con la consiguiente generación de remolinos y turbulencias, puede dar como resultado una profunda erosión. Esta erosión puede producir la abrasión o corrosión mecánica de determinadas estructuras, como los cables telefónicos, y ha sido citada como uno de los problemas más frecuentes de rotura de los mismos.

Procesos Asociados a Sismicidad y Fallas Activas

La sismicidad es un fenómeno comúnmente relacionado con la existencia de deslizamientos, tanto en tierra como en mar. La sismicidad debe ser invocada como agente causante de fenómenos de inestabilidad sedimentaria en los que no exista evidencia a favor de otro tipo de factores desencadenantes. El efecto de un terremoto en el sedimento del fondo puede consistir en la aplicación de velocidades o aceleraciones horizontales en el sedimento, que pueden provocar la rotura no drenada del talud, o en el desarrollo de presiones intersticiales en exceso sobre la hidrostática, que pueden dar lugar a fenómenos de licuefacción en sedimentos arenosos, o producir la rotura de sedimentos arcillosos al disminuir la resistencia de los mismos a la cizalla. Además de las grandes fallas profundas ligadas a los terremotos, otras fallas de menor tamaño, superficiales o subsuperficiales, pueden ser responsables de inestabilidad a escala local en el talud. Las fallas subsuperficiales se relacionan con procesos tectónicos, subsidencia o compactación diferencial, mientras que las superficiales se deben a roturas por cizalla del sedimento, y pueden presentar planos curvos o rectilíneos, dando lugar con ello a diferentes tipos de deslizamientos.

TÉCNICAS Y MÉTODOS DE ESTUDIO EN GEOLOGÍA MARINA
 

La Oceanografía, en general, es una ciencia joven pero con una historia relativamente larga. Ya en los siglos XVII y XVIII comenzaron los primeros intentos de los científicos por estudiar el medio marino, pero los resultados fueron muy pocos. La mejora importante tuvo lugar en el siglo XIX que con los avances tecnológicos tuvo lugar por primera vez la exploración sistemática del medio marino. Una contribución importante al desarrollo de la tecnología para la geología marina vino dado con el avance de las comunicaciones telegráficas que permitió una exploración progresiva de los medios marinos profundos.

La capacidad de medición y obtención de datos constituye el primer paso en cualquier investigación científica. En Geología Marina la disponibilidad de barcos resulta imprescindible, ya que representan el laboratorio flotante donde se instalan las diferentes técnicas de medición y obtención de datos, que posteriormente serán analizadas en detalle e interpretadas mediante otras técnicas de laboratorio y de gabinete. Las técnicas empleadas para la obtención de datos en las campañas de geología marina comprenden tres grandes grupos: técnicas de muestreo, técnicas acústicas y técnicas de geofísica

TÉCNICAS DE MUESTREO

Las muestras del fondo marino se obtienen con unos equipos denominados dragas y sacatestigos. Estas técnicas permiten conocer los tipos de sedimento que conforman el fondo marino y el subfondo. La definición de los tipos de sedimento así como su distribución vertical, es decir a lo largo del tiempo, y superficial permitirán conocer los procesos sedimentarios más recientes que han controlado la evolución reciente del fondo marino.

Las dragas permiten una obtención superficial del sedimento, pero sin una preservación de los primeros centímetros de su estratigrafía ya que aparece totalmente removilizado. La draga consiste en dos muelas o cucharas que penden de un cable, y permanecen separadas cuando descienden por la columna de agua. Cuando la draga toca fondo, las muelas o cucharas de hincan en el sedimento superficial y el dispositivo que las separa se libera. El sedimento es recogido o bien porque las muelas se cierran con presión, o bien cuando se iza a la draga. Representa una técnica pionera empleada en las primeras expediciones para conocer como era el sedimento que recubría los fondos marinos. Su utilización se remonta al siglo XIX. Actualmente se siguen empleando, ya que tienen la ventaja de ofrecer una primera visión del tipo de sedimento y procesos sedimentarios que caracterizan los ambientes sedimentarios modernos. Además, desde el punto de vista tecnológico su utilización y manejo a bordo es fácil por lo que puede ser empleado incluso en condiciones de mala mar.

Los sacatestigos permiten la obtención de testigos continuos de sedimento que conservan las estructuras y las secuencias sedimentarias. El más simple de todos es el sacatestigos de gravedad, que consiste en una cabeza cilíndrica de gran peso (<500 kg o más), con lanzas de acero de varios centímetros (9, 11 cm) de diámetro y varios metros de longitud, con ojivas de acero en su extremo y sistema para retención de sedimento en flejes de acero inoxidable. Para la toma de muestras el equipo se utiliza una camisa interna de PVC. Este sistema de muestreo funciona mediante la adquisición de energía cinética en su caída libre hasta el fondo durante un recorrido de 25-40 m. Una vez alcanza el fondo y debido a la energía acumulada el equipo penetra en el sedimento, que queda dentro de la camisa interna de PVC siendo retenido por el sistema de cierre de lanza. El sedimento es recogido y conservado dentro de los cilindros de PVC, previamente cerrados herméticamente para su mejor preservación y convenientemente etiquetados.

Otro sistema de sacatestigos, pero más sofisticado, es el sacatestigo de caja, que tiene un diámetro mayor para reducir la fricción, hecho que favorece además que se puedan tomar varias muestras del mismo nivel de sedimento. Este sistema no se hinca en el sedimento por gravedad, sino que dispone de una guillotina que se acciona cuando el sacatestigos toca fondo. La guillotina secciona el sedimento por la parte inferior de la caja, quedando el sedimento atrapado dentro de la misma. Este sistema de guillotina y el amplio diámetro permite que la interfase agua-sedimento quede bien preservada, pudiendo incluso estudiarse las estructuras sedimentarias superficiales. La longitud de sedimento obtenido es de varios decenas de centímetros.

Un sistema similar al sacatestigos de caja pero aun más complejo es el sistema de multicore, que consiste en un trípode multitubo de muestreo del sedimento superficial (hasta 40 cm) y de la interfase agua-sedimento con un alto grado de preservación. Tras depositarse el sistema sobre el fondo, el equipo entra en funcionamiento introduciendo hasta ocho tubos de metacrilato dentro del sedimento gracias a un dispositivo hidráulico de pistón. Estos tubos quedan herméticamente cerrados por su base y techo.

El sacatestigos de pistón fue diseñando para la obtención de testigos largos de sedimento, de hasta 50 m.

La acción del pistón dentro de la camisa reduce la fricción interna, succionando el sedimento dentro la camisa. Los sacatestigos de pistón, al igual que los de gravedad, pierden la interfase agua-sedimento, el cual al ser material no consolidado es expulsado al exterior.

Muestreando testigos de pistón

La técnica empleada para la obtención de rocas del fondo marino, es un sistema muy complejo que conlleva la instalación de torres de perforación. La tecnología es similar a las perforaciones realizadas en tierra.

TÉCNICAS ACÚSTICAS

Son métodos físicos que permiten conocer la morfología del fondo marino y la estructura del subfondo marino de un modo indirecto. Una de las técnicas más empleadas es la sísmica de reflexión. El principio de funcionamiento consiste en la emisión de ondas acústicas que cuando cambian las condiciones del medio (cambios de impedancia acústica), debido por ejemplo, a la interacción con el fondo marino o los diferentes niveles o estructuras sedimentarias del subfondo marino, parte de la energía se refleja. La profundidad a la que se obtiene el reflector al que corresponde dicho eco, se obtiene en tiempo doble. Las técnicas acústicas generalmente se agrupan en función de su frecuencia de emisión y naturaleza de la fuente acústica. Estos condicionan a su vez la penetración y la resolución del sistema, relación que es inversa, de modo que a mayor penetración se obtiene menor resolución y viceversa. La resolución se utiliza en los estudios de mucho detalle, o lo que es lo mismo en los estudios de alta resolución. Por el contrario, la penetración se emplea en aquellos estudios que pretenden conocer como es la geología profunda, en detrimento de los detalles. Entre ambos extremos existe toda una gama de técnicas que habitualmente se emplean de forma conjunto al objeto de tratar de conseguir ambos efectos: resolución y penetración.

Las ecosondas permite conocer la profundidad del mar. Estos sistemas se basan en la medida del tiempo que tarda una onda acústica en recorrer la distancia existente entre el punto de partida y el fondo del mar donde se refleja, y su retorno al punto de partida. La emisión y recepción acústica se realiza generalmente a través del mismo transductor que convierte las variaciones mecánicas en pulsos eléctricos y viceversa, de forma que en la emisión, la energía eléctrica se convierte en acústica, y en la recepción de la onda acústica se transforma en señal eléctrica. El rango optimo de frecuencias se extiende de 15 a 200 kHz y se elige en función de calado, naturaleza del fondo y tipo de equipo. Los transductores se sitúan generalmente en el casco del barco con el haz orientado verticalmente hacia el fondo. El haz puede comprender o bien un sólo pulso, o bien una banda de pulsos que se distribuyen con una ángulo variable a babor y estribor del barco. Estos últimos, que representan los mayores avances en sistemas de ecosonda reciben el nombre de sondas multihaz.

 

Pantalla de control de la sonda multihaz "SeaBeam"

 

En España se disponen de dos sistemas de sondas multihaz instalados a bordo del buque BIO- Hespérides, EM12 y EM 1000. La ecosonda multihaz EM12 trabaja a profundidades de centenares y miles de metros y llega a cubrir hasta dos veces y medio la profundidad del agua a la que se trabaja. La ecosonda multihaz EM 1000 trabaja a profundidades de hasta 400 m y permite la observación de un área hasta 7 veces la profundidaddel mar a la que se está trabajando.

La técnica de los sonares de barrido lateral se desarrolló a finales de 1950 a partir de experimentos utilizando la ecosonda inclinada respecto la vertical. Emplean transductores que emiten pulsos de altas frecuencias (10 a 500 kHz) y que están especialmente diseñados para que emitan un haz concentrado de sonido que tienen un ángulo de abertura horizontal de menos de 21 y un ángulo de abertura vertical mayor de 201, y cada impulso de sonido es de muy corta duración (< 1ms). Presenta un sistema de doble canal para conseguir la máxima superficie de fondo cubierta por la linea de navegación. La imagen obtenida viene a ser como la de una fotografía aérea, y representa uno de los mejores sistemas diseñados para obtener una visión de como es el fondo marino. Las imagen del fondo marino se dibuja en tonos de grises en función de la reflectividad del fondo, y en dos coordenados, rango y distancia, a lo largo de la trayectoria seguida por el barco. La reflectividad es consecuencia directa de la morfología del fondo y orientación de las mismas, así como del tipo de sedimento que conforma la superficie y los primeros centímetros del subfondo. El avance tecnológico ha permitido la construcción conjunta de un sistema de sonar de barrido lateral y de sonda multihaz, lo cual ha favorecido las interpretaciones geológicas, dado que permiten identificar con gran precisión si los cambios en la reflectividad del fondo pueden ser causados por variaciones de relieve o de textura.

Mosaico realizado con perfiles de sonar de Barrido

 

En los sistemas de sísmica de reflexión la recepción de los ondas reflejadas se efectúa sobre un soporte continuo en sentido transversal, en cuyo extremo se localiza el cero de la emisión, y a diferentes intervalos los trazos de los ecos recibidos. En sentido longitudinal del soporte donde se registra, y a una distancia tal que no se superponga a la traza, pero que tampoco quede separada, se repite el proceso de emisión de otro pulso, con la consiguiente recogida de nuevos ecos, y así sucesivamente. Estos receptores de las ondas acústicas reciben el nombre de hidrófonos (Fig.). Como el buque va navegando siguiendo una trayectoria establecida, el resultado es un gráfico, donde se representa la disposición de fondo del mar y de los diferentes reflectores a modo de líneas. Estas líneas no tienen porqué coincidir con el concepto de capa, niveles, o estratos que se utilizan en Geología, ya que también pueden corresponder a interfases físicas relacionadas con la existencia de fallas, zonas con gas, superficies de erosión, etc. Los técnicas de sísmica monocanal de reflexión comprenden una amplia gama de emisores acorde a la penetración y resolución que se desee conseguir. Entre las técnicas más empleadas están las siguientes: 3,5 kHz, Boomer, Sparker, Geopulse y Uniboom, y Cañones de Aire.

 

Sísmica de reflexión.  Receiving cable= Hidrofono.  El subfondo marino esta represntado por uno de los perfiles que se obtienen con esta técnica.
 
 
 

Cañón de aire. (Sleeve gun)

Dentro de las técnicas de geofísica, las más representativas son el magnetómetro de protones y el gravímetro. El magnetómetro marino, es un sistema para medir campos magnéticos, incluye un ordenador de control y visualización, una fuente de alimentación, una CPU  y un sensor los dos ultimos remolcados a una distancia de mas del doble de la eslora del barco para evitar interferencias. El primero almacena, visualiza e imprime en tiempo real los datos recibidos por el módem desde la CPU remolcada. La CPU remolcada contiene un conjunto electrónico que se encarga de la adquisición de la señal procedente del pez sensor y de su transmisión vía módem hacia el ordenador de adquisición, así mismo lleva incorporado un transductor de presión que le sirve para calcular la profundidad a la que se encuentra el sensor. El gravímetro es un sistema de adquisición de datos de gravimetría.El sistema tiene un sensor montado en una plataforma giro-estabilizada. Los datos en bruto se procesan, filtran y escalan en un ordenador, que a su vez almacena los datos en disco duro y disquete. También se dispone de un registro impreso de todas las medidas efectuadas.

Análisis Granulométrico y Textural

El análisis granulométrico se realiza dividiendo la muestra en dos fracciones mediante tamizado en húmedo a través de un tamiz estándar de 50 micras. La fracción gruesa es separada por tamaños mediante el tamizado en seco en una columna de tamices de aperturas entre 50 y 2000 micras o se analiza mediante la técnica del tubo de sedimentación. La fracción menor de 50 micras, se estudia mediante un analizador de tamaño de partículas (sedigraph o Coulter), con el que se obtiene una curva granulométrica en forma de porcentaje acumulativo, en peso, de la fracción entre 50 y 0,3 micras. El método más usado para esta descripción es el de los momentos o estadística-m.

Análisis de Componentes de la Fracción Arena

La fracción mayor de 63 Fm se estudia mediante una lupa binocular, realizándose el contaje de 300 a 500 granos por cada muestra, identificándose entre diversos componentes biógenos y terrígenos. Los componentes analizados habitualmente son los siguientes:

- Terrígenos: Cuarzo, minerales ligeros, mica, y minerales pesados.

- Biógenos: Foraminíferos plantónicos enteros y fragmentados, foraminíferos bentónicos enteros y fragmentados, pterópodos, enteros y fragmentados y otros organismos no planctónicos (gasterópodos, bivalvos, corales, briozoos, espículas, ostrácodos...etc).

Arenas de Foraminíferos

Otros componentes: minerales autigénicos de morfología variada, especialmente globosa o alargada, o formando rellenos internos de foraminíferos planctónicos, fundamentalmente constituídos por pirita y glauconita.
 
 

Análisis de Rayos X

Los análisis de rayos X permiten estudiar las estructuras sedimentarias (laminaciones paralelas, onduladas, bioturbaciones, fracturas ...) que a simple vista no se observan durante la apertura y descriptiva del sedimento. Asimismo, las radiografías de sedimento permiten identificar variaciones en el tipo de textura del sedimento, límites entre tipos de sedimento, y detectar componentes biógenos dentro del sedimento.

Ensayos Geotécnicos

El propósito de un estudio geotécnico en el mar es conocer las propiedades mecánicas del sedimento y la respuesta del mismo frente a diferentes cargas de carácter externo o ambiental. Además de la presión ejercida por la columna de agua, el sedimento está sujeto a diversos esfuerzos causados por la propia carga sedimentaria, olas de diversos tipos...etc. Algunos esfuerzos de origen ambiental son de naturaleza cíclica y en áreas sísmicamente activas deben ser también investigados los efectos que los terremotos pueden producir sobre el sedimento del fondo. El conocimiento de las propiedades geotécnicas del sedimento puede ser fundamental de cara a la comprensión de los procesos que en él han tenido lugar, y que han quedado reflejados en su estructura, como el proceso de depósito, empaquetamiento del esqueleto sólido, modificación del mismo por diversas causas (bioturbación, generación de gas), grado de consolidación, cementaciones...etc. Asimismo, proporciona información acerca de la posible inestabilidad sedimentaria originada por los diferentes factores oceánicos y ambientales.

Un estudio geotécnico puede ser afrontado mediante la utilización de tres diferentes metodologías:

a) ensayos in-situ

b) ensayos sobre muestras en laboratorio

c) correlación empírica con propiedades índices, características geofísicas o tipo de sedimento.

Análisis Molecular

Los análisis moleculares se utilizan en la disciplina de creación reciente denominada estratigrafía molecular, que se basa en el análisis de la materia orgánica que forma de las partes blandas de los organismos.La matera orgánica, compuesta por moléculas sintetizadas por organismos marinos y continentales, se halla casi siempre en los sedimentos marinos, aunque habitualmente en proporciones pequeñas (0,1 a 1 %). Esto es debido a que la mayor parte de la materia orgánica que entra, o que es generada directamente en el sistema marino, es destruida o asimilada durante su camino hacia el fondo, y una vez en él, también es destruida en los primeros estadios de la diagénesis. La estratigrafía molecular se basa, pues, en el estudio de biomarcadores, que son muchos y variados, así como de la información que de ellos se desprende. El continuo avance y desarrollo de la biogeoquímica ha permitido la identificación de un tipo de biomarcadores que permiten la estimación de la temperaturas siendo de gran aplicación a los estudios de Paleoceanografía y Paleoclimatología.

Tratamiento Estadístico

El tratamiento estadístico es habitualmente utilizado en sedimentología, ya que con frecuencia estos estudios requieren el trabajo con un número considerable de muestras, en las que se han analizado diferentes propiedades, que se pretende agrupar en clases relacionadas genética o composicionalmente. La estadística, en estos casos, es una herramienta útil para la descripción y agrupación de las muestras, y permite establecer la relación entre las diversas variables cuantificadas. Un problema a considerar en la utilización de métodos estadísticos en sedimentología consiste en la selección de las variables a utilizar, debido al gran número de factores diferentes que caracterizan un ambiente deposicional. Las mayores dificultades radican en la cuantificación de algunas variables y en el establecimiento de su significado sedimentológico o ambiental. Es importante asimismo eliminar las variables sin un significado ambiental y que solo constituyen una complicación matemática del proceso.

GEOLOGÍA DE LA ZONA LITORAL

El litoral es la zona que se extiende entre los límites superior e inferior donde alcanza la acción del oleaje. Es pues, una zona de transición entre el continente y el medio marino. El litoral está caracterizado por la morfología, la distribución del sedimento y la presencia de ecosistemas biológicos propios, así como por la ocurrencia de una serie de procesos relacionados con el oleaje, el viento, las mareas, las corrientes litorales y la influencia del continente (descargas fluviales).

Durante las últimas décadas se está llevando a cabo un gran esfuerzo investigador en la zona costera. Ello se debe principalmente a la concentración de población y a la actividad económica que tiene lugar en dicha zona. La mayor parte de estas investigaciones surgen como respuesta a problemas reales que requieren una solución concreta. Por este motivo, los estudios sobre el litoral tienden a avanzar paralelamente en dos direcciones: por una parte, la comprensión y cuantificación de los procesos y factores que intervienen en el desarrollo y evolución costera y, por otra, la aplicación de estos conocimientos para solucionar los problemas planteados. La evolución morfológica del litoral (centrada principalmente en la evaluación de los procesos de erosión y acreción) es el factor más analizado en los estudios costeros, ya que la erosión costera afecta al 70% de las playas mundiales. Las razones de este retroceso de la línea de costa son complejas y han sido agrupadas en diferentes tipos de factores: geológicos, catastróficos, biológicos y antrópicos, aunque no se disponen de datos cuantitativos precisos para valorar la importancia relativa de cada uno de ellos. No se debe olvidar, sin embargo, la existencia de otros temas igualmente importantes en la investigación de la zona litoral como el estudio de la calidad del agua y el sedimento (transporte, almacenamiento y escape de contaminantes y nutrientes a través del sedimento) y, a un nivel más general, el estudio del ecosistema. Un aspecto básico para abordar cualquiera de estos temas es la selección de la escala espacial y temporal. El estudio puede considerar desde el análisis de la interacción entre dos granos de sedimento hasta una escala regional de cientos de kilómetros. La escala temporal puede variar desde el transporte de sedimento producido al paso de una ola (segundos) o el impacto de una tormenta (horas) hasta la evolución climática a escala global (miles de años).

El presente tema analiza todos aquellos procesos y factores que intervienen en el desarrollo y evolución del perfil litoral de costas arenosas. Las costas constituidas por sedimentos de tamaño arena dan lugar a una gran variedad de depósitos sedimentarios. Cuando se trata de un depósito subaéreo unido al continente se denomina playa, mientras que si está separado de la orilla hablamos de isla barrera. En el caso intermedio en el que la isla barrera esté unida por uno de sus extremos al continente se denomina flecha ó spit. A su vez, el brazo de mar que queda delimitado por estos cuerpos sedimentarios recibe el nombre de "lagoon" ó albufera. Los mayores depósitos sedimentarios costeros se asocian a la desembocadura de ríos y reciben el nombre de deltas.

La configuración del perfil litoral se considera el resultado de la interacción entre la morfología, el sedimento y los flujos que actúan en el perfil, junto con el efecto producido por factores de carácter regional, como los aportes sedimentarios y el substrato geológico o los cambios inducidos por la actividad antrópica. La escala temporal que se considera varía desde los cambios estacionales hasta los ocurridos durante varias décadas, aunque no se aborda en profundidad los efectos del ascenso relativo del nivel marino inducidos por la actividad antrópica, ya que queda al margen de los objetivos planteados.

CARACTERISTICAS GENERALES DEL LITORAL
 

 

 

Los tres aspectos básicos que se consideran al abordar el estudio de la configuración del perfil litoral son los elementos morfológicos, la distribución del sedimento y los flujos que actúan en el litoral. A continuación se presenta una breve descripción de cada uno de ellos.

Elementos Morfológicos

Dentro de la zona litoral se han reconocido tres subambientes caracterizados por su morfología, los procesos sedimentarios dominantes y sus relaciones con los agentes dinámicos (Fig. 3.1): zona supralitoral, zona interlitoral y zona infralitoral. La zona supralitoral sólo está afectada por el oleaje durante los grandes temporales y sus formas características son las dunas y las bermas. La zona interlitoral está comprendida entre los límites superior e inferior del oleaje en condiciones de bonanza y puede presentar escalón, topografía rítmica o pequeñas barras de arena. En áreas micromareales, dicha zona ocupa una estrecha franja de unos pocos metros, que contrasta con la amplitud de este subambiente en áreas meso y macromareales, donde puede alcanzar varios kilómetros de anchura. Finalmente, la zona infralitoral se extiende desde la base de la zona interlitoral hasta el límite inferior de acción del oleaje durante los temporales y sus formas más características son las barras de arena.

La variabilidad temporal de los elementos morfológicos es función de su tamaño y localización en el perfil litoral y oscila desde la formación de ripples de pequeña escala al paso de una ola, hasta la evolución de los sistemas de barra y surco durante décadas. Dentro de la variabilidad temporal de la morfología, se puede considerar "clásica" la distinción establecida a partir del estudio de las playas de California entre perfiles de verano o bonanza y perfiles de invierno o tormenta (Fig. 3.2). Durante el período de los temporales el sedimento es erosionado de la línea de costa y transportado transversalmente hacia mayor profundidad. Durante el período de bonanza tiene lugar la construcción y migración hacia la playa de las barras de arena, que devuelven al perfil litoral su configuración original.

A pesar del decisivo papel que juegan los sistemas de barra y surco en la evolución del perfil litoral, los mecanismos de transporte que intervienen en la formación y evolución de las barras no han sido determinados con exactitud y la mayor parte de los estudios de campo sólo analizan el comportamiento de estos sistemas bajo una perspectiva bidimensional. En la actualidad se reconoce el importante papel que juegan, además del oleaje incidente, las oscilaciones de baja frecuencia y los flujos inducidos en la zona de rompientes. La formación y evolución morfológica de los sistemas de barra y surco puede presentar características muy diferentes, pero en todos los casos en los que se ha analizado a una escala longitudinal de decenas de kilómetros se ha puesto de manifiesto la decisiva importancia que tiene la componente longitudinal en la evolución de los sistemas de barras.

Distribución del Sedimento

La distribución granulométrica del sedimento contiene información sobre su fuente y el mecanismo e intensidad del transporte que lo ha originado. Esta información es compleja de interpretar ya que los procesos de transporte incluyen variables de difícil evaluación y además, en áreas como el litoral, actúan simultáneamente varios procesos de transporte. Sin embargo, pueden establecerse ciertas generalidades: el sedimento de la zona litoral presenta variaciones espaciales (en el sentido longitudinal y transversal) y temporales. Las variaciones longitudinales están relacionadas principalmente con los cambios en la energía del oleaje a lo largo de la playa, la clasificación selectiva del sedimento durante el transporte o con cambios en la cantidad y tipo de sedimento suministrado a la playa. La distribución del sedimento en el perfil transversal se relaciona habitualmente con el concepto de "perfil de equilibrio", el cual indica que cada grano del sedimento de un determinado tamaño tiende a moverse a través del perfil hasta una posición en la cual está en equilibrio con el oleaje y los flujos que actúan en ese punto. Las variaciones temporales del sedimento son las menos estudiadas, probablemente debido a que son de menor magnitud y más difíciles de reconocer.

El sedimento de la zona litoral presenta habitualmente una disminución del tamaño de grano desde la línea de costa hacia la plataforma continental. Esta gradación del tamaño de grano del sedimento se debe a la disminución de la energía de los flujos de transporte hacia la plataforma, aunque la presencia de corrientes mareales de elevada intensidad puede interrumpir la gradación en algunas playas. De igual manera, cuando los procesos de ascenso y retorno del flujo son dominantes en la zona de "swash" ó de batida del oleaje, el sedimento puede ser más grueso ó más fino que el sedimento situado a mayor profundidad en el perfil, en función de los tamaños de grano disponibles. Las tendencias generales del sedimento también pueden ser alteradas por la presencia de las diferentes morfologías en la zona litoral. En general, el sedimento más grueso se localiza en la zona de swash y en el techo de las barras, mientras que en los surcos el sedimento es comparativamente más fino. Sin embargo, también han sido descritos sedimentos comparativamente más gruesos en el surco que en la barra cuando los procesos de transporte dominantes son debidos a oscilaciones de baja frecuencia.

La profundidad límite hasta la que alcanza la secuencia granodecreciente del sedimento es función básicamente del tipo y cantidad de aportes sedimentarios que recibe el litoral y del substrato geológico. Los estudios realizados en las décadas de los 50 y 60 ya pusieron de manifiesto que el concepto de secuencia granodecreciente, desde la línea de costa hacia mayores profundidades, no puede aplicarse al estudio de las plataformas continentales actuales, puesto que la mayor parte de los sedimentos que las recubren son relictos y se depositaron bajo condiciones hidrodinámicas diferentes a las actuales. En costas deltaicas, donde los aportes sedimentarios son elevados, el límite de la secuencia granodecreciente del sedimento suele estar relacionado con la aparición de un "cinturón de fango" que bordea la zona costera y que es el resultado de la sedimentación del material en suspensión transportado por el flujo fluvial.

Flujos que Actúan en el Litoral

El interés de conocer los movimientos de las masas de agua en la zona costera es debido, en la aproximación al perfil litoral que se está realizando, a la capacidad que tienen estos flujos de transportar sedimento y, en consecuencia, de modificar la morfología y distribución del sedimento en el perfil. Los agentes dinámicos que actúan en el litoral son principalmente el viento, el oleaje y las mareas. Estos agentes suministran energía al ambiente costero para que éste pueda evolucionar. El oleaje generado por el viento y que se propaga hacia la playa está considerado como la principal fuente de energía que conduce los cambios producidos en el litoral, aunque se han reconocido otros flujos que también pueden ser determinantes en la evolución costera. Se han diferenciado cuatro grandes grupos de flujos que actúan en el litoral : 1) flujos oscilatorios generados directamente por el oleaje incidente (ondas de gravedad), 2) flujos oscilatorios generados por ondas con períodos superiores a 30 segundos (infragravedad), 3) circulaciones netas generadas por la disipación de energía del oleaje, y 4) corrientes no relacionadas con el oleaje.

1) Los flujos oscilatorios derivados del oleaje incidente suelen ser los únicos que se toman en consideración en muchos estudios costeros. El viento genera las olas en aguas profundas, donde las partículas de agua tienen un movimiento ideal circular. Cuando la ola se aproxima a la zona costera sufre una serie de transformaciones causadas por la interacción de la ola con el fondo marino. En aguas someras, el movimiento circular de las partículas de agua deviene en elíptico, hasta que la elipse se elonga en prácticamente una línea recta. Bajo estas condiciones, la trayectoria de las partículas de agua junto al fondo es prácticamente horizontal y presenta un componente hacia la playa al paso de la cresta y otro opuesto dirigido hacia mayor profundidad al paso del surco de la ola. Debido a la asimetría del oleaje en aguas someras, el flujo hacia la playa tiene mayor intensidad que el flujo hacia la plataforma, pero su duración es menor.

2) Los flujos oscilatorios relacionados con ondas de frecuencias de infragravedad son especialmente importantes en el tramo más somero del perfil litoral en áreas de elevada energía. La formación de estas ondas es un tema en discusión en la actualidad, aunque parece relacionada con la existencia de dos o más trenes de ondas con diferente período cuya superposición da lugar a la formación de grupos de olas (Fig. 3.3). El balance del momentum requiere la variación del nivel marino medio, de forma que se forma una depresión al paso de las olas de mayor tamaño y una cresta con las olas de menos altura. Esta variación del nivel marino medio presenta un período de infragravedad (T> 30 s). Las ondas de infragravedad pueden ser progresivas o estacionarias. Cuando quedan atrapadas en la playa, se denominan ondas de borde ("edge waves") y cuando sus trenes de onda son perpendiculares a la playa y pierden energía hacia aguas profundas se denominan "leaky waves".

3) Las circulaciones netas generadas por la disipación de la energía del oleaje pueden agruparse en tres tipos: a) el sistema celular de circulación, b) flujos de retorno o "undertow", y c) la corriente longitudinal. El sistema celular de circulación está generado por el transporte de masa neto ("net mass transport") hacia la playa que tiene lugar como consecuencia de la asimetría del oleaje (Fig. 3.4). El transporte de masa no se produce homogéneamente, puesto que la ola presenta irregularidades en su altura causadas por la topografía submarina ó por la interacción con ondas de infragravedad, de manera que existen "máximos" y "mínimos" del transporte de masa a lo largo de la costa. El exceso de masa junto a la playa se equilibra mediante la acción de flujos concentrados de corrientes de retorno ("rip currents") . Cuando el retorno de la masa de agua hacia mayores profundidades se realiza por gravedad en forma de un flujo situado cerca del fondo y que es continuo a lo largo de la costa se denomina "undertow". Finalmente, la corriente longitudinal está causada por la aproximación oblicua del oleaje a la playa (Fig. 3.4). La velocidad de la corriente longitudinal es función de la altura de ola, la profundidad y el ángulo que forma el tren de olas con la línea de costa.

4) Las corrientes no generadas por el oleaje son de dos tipos: a) corrientes de marea y b) corrientes generadas por la cizalla de vientos locales. La propagación de la marea por la zona litoral tiene una componente horizontal y una vertical. Dentro de la componente horizontal, la propagación de la marea muestra una asimetría relacionada con la fricción con el fondo, de manera que las velocidades asociadas al flujo son mayores que las del reflujo y, en consecuencia, su duración es menor. El desplazamiento vertical de la marea tiene como principal consecuencia el cambio en el tipo de procesos que afectan a un punto determinado del perfil litoral debido a la variación de la profundidad. La acción del viento sobre la superficie del agua marina puede provocar un ascenso ó un descenso del nivel marino junto a la costa, en función de que el viento sople hacia tierra o hacia mar respectivamente. Este desequilibrio genera corrientes de "downwelling" y "upwelling" perpendiculares a la costa que pueden alcanzar velocidades elevadas.

La importancia relativa de los diferentes flujos identificados en la zona litoral varía en función del tipo de costa, de la energía del oleaje incidente e incluso a lo largo de un mismo perfil. En la actualidad existen pocas mediciones de estos flujos en condiciones naturales y la mayor parte de modelos sobre la configuración del perfil litoral sólo consideran el efecto del oleaje incidente sobre un fondo inclinado. A medida que se van conociendo nuevos procesos que afectan al transporte de sedimento, estos se van incorporando a modelos complejos, pero cuyos resultados sólo pueden considerarse por el momento desde un punto de vista cualitativo, ya que están muy alejados de los resultados obtenidos a partir de las mediciones de mar. El tramo más somero del perfil ("zona activa") está dominado por el oleaje, que incluye componentes transversales y longitudinales. En la parte más profunda del perfil litoral los flujos transversales que dominan son los derivados de la asimetría del oleaje y las corrientes de "upwelling" y "downwelling", mientras que los flujos longitudinales en esta parte más profunda corresponden a los efectos de la marea.

El Perfil Morfodinámico

El estudio morfodinámico del medio litoral considera que no es posible estudiar separadamente el efecto del oleaje y las corrientes en el litoral y, por otra parte, la morfología del perfil costero, pues ambos aspectos se influyen mutuamente. Bajo esta perspectiva, se ha considerado que el comportamiento del litoral respecto al oleaje incidente puede ser disipativo, reflectivo o intermedio entre ambos y que el predominio de un determinado comportamiento es función de la morfología del litoral. En zonas costeras donde la pendiente es suave ó existen barras de arena, las olas rompen mucho antes de llegar a la playa y la energía del oleaje que alcanza la orilla es muy inferior a la original. En este caso se habla de playas disipativas, que suelen presentar una rotura de la ola en la barra situada en la parte exterior del perfil, la ola se rehace a su paso por el surco y vuelve a romper en la playa (Fig. 3.5). Cuando la pendiente de la playa es mayor y no existen barras de arena en el perfil litoral, las olas se propagan hasta la orilla sin apenas sufrir modificación, de forma que la playa recibe todo el impacto del oleaje y puede reflejar buena parte de esta energía. En este caso, se denominan playas reflectivas, donde existe una rotura única en la playa que puede generar una berma ó topografía rítmica de pequeña escala (Fig. 3.5). Entre ambos comportamientos extremos se han definido una serie de estadios intermedios, como el estadio de "barra transversal y corriente de retorno", en los que se presentan simultáneamente características disipativas y reflectivas, con presencia de barras, formación de topografía rítmica a lo largo de la playa y desarrollo de "rip currents".

Para cuantificar el grado de disipación de energía del oleaje en una playa y el estado morfodinámico al que corresponde, se ha propuesto la utilización de dos parámetros: parámetro de no linealidad del oleaje ó de "surf-scaling" (ss) y un parámetro adimensional (S). El parámetro de "surf-scaling" se define como

ss =(ab * w2 ) / (g * tan2beta)

Siendo ab la amplitud de la ola en el punto de rotura; w= 2*3.1416*T; T= período del oleaje; beta la pendiente de la playa y g la aceleración de la gravedad

Para el cálculo del parámetro adimensional del estado morfodinámico (S ) se incluye una variable que define el tamaño del sedimento (ws) en la forma:

S = Hb / (T * ws)

Siendo Hb la altura de la ola en el punto de rotura; T el período y ws la velocidad de sedimentación de las partículas.

Los dos parámetros definidos varían de una playa a otra y, considerando una misma playa, varían en función de las condiciones del oleaje un un momento determinado y de la posición en el perfil litoral donde se calculen los parámetros. Considerando la distribución de ambos parámetros a través del perfil litoral se ha desarrollado el modelo descriptivo de evolución resumido en la figura 3.5. En este modelo se define un estado completamente disipativo y un estado altamente reflectivo y, entre ambos extremos, se presentan cuatro estados intermedios. Los estados morfodinámicos intermedios están caracterizados por un perfil litoral más complejo, en el que se desarrollan sistemas de barra y surco. Cada estado morfodinámico está definido por su morfología y por unos procesos hidrodinámicos y de transporte de sedimento determinados. En el análisis morfodinámico, se acepta una estrecha relación entre la morfología del perfil, el oleaje y el estado morfodinámico heredado, de forma que puede predecirse la evolución del perfil cuando se modifica alguno de estos parámetros.