Artículos

 

Morfodinámica de barras litorales en playas mesomareales expuestas del SO de España

 

Morphodynamics of swash bars in mesotidal exposed beaches of SW Spain

 

G. Anfuso^1*, J.A. Martínez¹, F. Sánchez¹, J. Benavente¹, J. Andrés¹ y F. López-Aguayo¹

 

¹ Departamento de Ciencias de la Tierra Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales Universidad de Cádiz 11510 Puerto Real, Cádiz, España. *E-mail: giorgio.anfuso@uca.es

 

Recibido en julio de 2002;
aceptado en octubre de 2002.

 

Resumen

El seguimiento morfológico de más de 60 barras intermareales del tipo "swash bar" en el sector Chipiona-Rota (litoral de Cádiz), efectuado a diferentes escalas temporales, ha permitido determinar sus principales características morfométricas y morfodinámicas, evidenciando las diferencias de comportamiento respecto a las barras "ridge and runnel". Las barras asociadas a playas disipativas son de escasa altura y sin una cara de avalancha bien definida; las barras asociadas a playas intermedias-reflectivas presentan morfologías más abruptas, mientras que las barras asociadas a playas con plataforma rocosa presentan morfologías parecidas a las observadas en playas intermedias-reflectivas. Se han estudiado también la estructura interna y la dinámica de las barras asociadas a playas disipativas. Éstas se encuentran compuestas por láminas paralelas a la superficie y, cuando la barra se ubica en la parte alta del estrán, la cara de avalancha presenta láminas de foreset nítidas. En cuanto a su morfodinámica, se ha visto que ésta está controlada por diferentes procesos que dependen de las características del oleaje, de la morfología de la barra y de las variaciones del nivel del mar a lo largo de un ciclo mareal. Finalmente, en cuanto a su distribución temporal, las barras presentan una mayor frecuencia en la época primaveral, con un máximo secundario en otoño.

Palabras clave: morfodinámica litoral, playas, barras litorales, morfometría, sedimentología.

 

Abstract

Morphological monitoring of swash bars at different temporal scales was carried out in the southatlantic Spanish coast between Chipiona and Rota. As a result, the main morphometric and morphodynamic characteristics of more than 60 bars were determined. The differences between this type of bars and the classic ridge and runnel were also pointed out. Bars associated with dissipative beaches appeared to be flat, with no siginificant avalanche face. Bars associated to low reflective beaches presented a better development while bars associated to rocky shore-platform beaches showed similar morphologies to those of low reflective beaches. Inner sedimentary structures of bars in dissipative beaches showed laminae parallel to the beach face. When the bars were located at the upper beachface, the avalanche faces showed clear foreset laminae. In this environment, morphodynamics is controlled by different processes depending on wave characteristics, bar form and water level fluctuations during tidal cycles. The temporal distribution of bars is marked by a higher frequency in spring, and lower one in autumn.

Key words: coastal morphodynamics, beaches, coastal bars, morphometry, sedimentology.

 

Introducción

Las barras son acumulaciones arenosas muy comunes en el medio litoral que se forman en la zona sumergida próxima a la costa (zona submareal), donde las corrientes de retorno de los temporales llevan los sedimentos arenosos erosionados en la playa. Durante condiciones de buen tiempo las barras migran por el intermareal y se adosan a la parte alta del mismo, donde contribuyen a crear la berma (Sunamura, 1989).

Una vez formada, la barra desarrolla un doble papel de protección costera: por un lado, actúa como obstáculo sumergido que filtra las olas más altas durante la llegada de nuevos temporales (e.g., Carter, 1991; Greenwood y Osborne, 1991; Takeda y Sunamura, 1992); por otro, constituye una reserva de sedimento que durante condiciones de buen tiempo (oleaje de mar de fondo) es llevado a la orilla. Ejemplos de migración y adosamiento de barras a la berma se describen en Davis et al. (1972), Hayes (1972), Greenwood y Davidson-Arnott (1979), Owens y Frobel (1977), Hine (1979), Hunter et al. (1979) o Dabrio y Polo (1981). La velocidad de migración hacia tierra de las barras varía mucho, de 1 a 30 m/día (Horikawa, 1988).

Davis y Fox (1975) en el lago Michigan, y Sunamura y Takeda (1984) en las costas japonesas, estudiaron ejemplos de migración de barras hacia el mar, mientras que King y Williams (1949), Carter (1991) y Navas et al. (2000) describieron barras estables en playas mesomareales de Gran Bretaña.

En cuanto a modalidades de migración, según Carter (1991), la migración de la barra como cuerpo único tiene lugar solamente en ambientes de baja energía, mientras que en ambientes muy energéticos la transferencia de sedimento tiene lugar de la barra a la playa, "grano a grano", sin que la barra se mueva como unidad.

Las barras presentan una gran variedad de dimensiones y formas. Entre las diversas clasificaciones morfológicas existentes, la más utilizada probablemente sea la propuesta por Greenwood y Davidson-Arnott (1979), luego retomada por Carter (1991). En ella se distinguen, en función de la localización de la barra y de los agentes marinos que actúan sobre la misma, seis tipos de morfologías.

Si bien existen numerosos trabajos sobre morfología y estructura interna de las barras, en el presente estudio nos centraremos en aquéllos que tratan de barras pertenecientes a los tipos I ("ridge and runnel") y II ("swash bar""), por ser las más parecidas a las estudiadas en este trabajo.

King y Williams (1949) utilizaron por primera vez el término "ridge and runnel" para las barras observadas en la playa disipativa de Blackpool (Inglaterra), con rango de marea de 4 a 6 m (mesomareal), que presentaba varias barras temporalmente muy estables en el tiempo. Estos autores estudiaron también barras longitudinales en playas mediterráneas que catalogaron como "barred beaches".

Hayes (1972) utilizó el término "ridge and runnel" para indicar el resultado de la unión de una barra que migra (swash bar) y un surco a tierra de la misma. La terminología "ridge and runnel" ha sido también empleada para describir barras que migran a lo largo de la zona intermareal en playas micromareales del Lago Michigan (Davis et al., 1972; Davis y Fox, 1972), o de la costa de Texas (Davis y Fox, 1975). No obstante, el uso de este término para describir las "swash bar" ha sido criticado por Orford y Wright (1978), Greenwood y Davidson-Arnott (1979), y Komar (1998).

El objetivo de este trabajo es la caracterización de las swash bar (Carter, 1991) de las playas del tramo costero comprendido entre Chipiona y Rota (provincia de Cádiz). El seguimiento morfológico del litoral permitió caracterizar la morfología, morfometría, estructura interna y mecanismos de migración de las barras intermareales existentes en dicho sector costero. Finalmente, se han evidenciado las diferencias entre las swash bar estudiadas y las ridge and runnel descritas por otros autores, con el fin de aclarar cuales son los parámetros hidrodinámicos y morfológicos que gobiernan la generación y evolución de dichas barras. La información obtenida, junto con otros datos como la deriva litoral dominante, las variaciones granulométricas, o las condiciones de contorno de cada playa, permiten una mejor aproximación al conocimiento de la morfodinámica de las playas estudiadas.

 

Área de estudio

El área de estudio se localiza al norte de la Bahía de Cádiz, SO de España (fig. 1), e incluye 14 km de playas distribuidas a lo largo de un litoral homogéneo abierto al SO. Los sedimentos costeros están constituidos por arenas ricas en cuarzo de granulometría media y fina, y sus características no varían casi a lo largo del litoral estudiado. Las playas presentan una zona intermareal de anchura variable (de 50 a 120 m), en la que a veces se desarrolla una plataforma rocosa excavada sobre materiales detríticos neógenos. La playa seca, que no tiene en general una gran anchura, está limitada en su parte posterior por cordones dunares y acantilados labrados sobre depósitos pliocuaternarios (Roldán et al, 1988). Los principales aportes sedimentarios a la zona de estudio proceden del Río Guadalquivir.

La marea es de carácter semidiurno, con rangos medios de 3.2 y 1.1 m en mareas vivas y muertas, respectivamente. Los vientos dominantes soplan del ESE (19.6% de frecuencia) y del ONO (12.8%). Estos últimos se asocian a los frentes fríos Atlánticos y, debido a la orientación del litoral, son los que de manera más importante afectan a la zona de estudio, generando una corriente de deriva litoral dominante hacia el SSE. La altura media de ola es inferior a 1 m, mientras que la altura de ola significativa durante los temporales supera los 2 m, con un periodo medio que ronda los 7 segundos.

Las playas estudiadas (fig. 2) se pueden dividir, en función de la pendiente intermareal, en disipativas (gran anchura y ausencia de morfologías, parecidas a las playas "disipativas" descritas por Wright y Short, 1984), intermedias-reflectivas (anchura reducida y pendiente elevada relacionada a la presencia de una berma en verano, parecidas a las playas "reflectivas" descritas por Wright y Short, 1984 ) y con plataforma rocosa (donde la anchura es mínima, parecidas a las descritas en zonas cercanas por Muñoz et al., 1999). Estás últimas playas presentaron a veces una pequeña berma y sufrieron cambios morfológicos según el modelo del parallel retreat (Norstrom y Jackson, 1992). Las diferencias observadas entre una playa y otra se deben, en la mayoría de los casos, a las condiciones de contorno de las mismas, como la presencia de espigones (en Chipiona y en Rota) o de una plataforma rocosa que, a veces, constituye salientes que actúan como diques sumergidos que interrumpen el transporte litoral. Dichas estructuras naturales y antrópicas favorecen la división de la costa estudiada en celdas litorales que determinan la variabilidad espacial de los diversos tipos de playa (Anfuso, 2002).

 

Metodología

El seguimiento morfológico se realizó mediante el levantamiento de 13 transeptos normales a la línea de costa y espaciados de forma homogénea a lo largo del litoral, durante un periodo de dos años, de marzo de 1996 a mayo de 1998. Los perfiles, medidos durante la bajamar viva del mes, se realizaron con periodicidad mensual con teodolito automático hasta el nivel de bajamar. Se realizaron un total de cerca de 220 perfiles. Los cambios microtopográficos se registraron mediante testigos de arena marcada y varillas metálicas clavadas en la superficie de la playa (según un procedimiento ya descrito por King, 1951; Otvos, 1965; Williams, 1971 y Ciavola et al., 1998) o mediante el uso de arandelas móviles insertadas en varillas metálicas (según Greenwood y Hale, 1980). La pendiente del lado hacia mar y hacia tierra de las barras se midieron con un clinómetro. Las estructuras internas (geometría y espesor de los sets de láminas) se caracterizaron a partir de diversos cortes y trincheras excavadas a lo largo de las barras, sobre los que se realizaron esquemas, fotos y peels. La mayoría de dichas campañas se llevaron a cabo en las playas disipativas de Tres Piedras y La Ballena. En ellas no se pudo excavar más de 30-40 cm, debido al elevado flujo de agua intersticial. No obstante, el espesor de las láminas observadas es resultado de la sedimentación durante varios ciclos mareales, tal y como se ha visto tras numerosas pruebas de campo (Anfuso et al., 2000). Se tomaron muestras de sedimentos que se trataron en laboratorio, determinándose los parámetros estadísticos según la metodología de Folk y Ward (1957).

Durante las campañas se midieron sucesivamente la altura de ola (mediante un jalón), periodo, ángulo de ataque del oleaje (según la metodología propuesta por Chandramohan et al., 1994) y corrientes longitudinales (mediante flotadores). El nivel medio del mar se calculó mediante la corrección proporcionada por el anuario de mareas, a partir de un elevado número de medidas a lo largo del periodo estudiado.

En cuanto al trabajo de gabinete, la morfometría de las barras se calculó según la metodología de Larson y Kraus (1994), mediante el ajuste del perfil natural de la playa medido en el campo, con un perfil de equilibrio con una expresión exponencial. Para obtener el perfil de equilibrio se transformaron los datos del perfil de campo en logaritmos neperianos y calculándose la correspondiente regresión lineal. Los coeficientes de regresión obtenidos, a y b, se utilizaron para construir el perfil de equilibrio, según la expresión:

En la figura 3 se representa un ejemplo de un perfil medido en el campo, y de su correspondiente perfil de equilibrio (Larson y Kraus, 1994). Los puntos de intersección entre ambos sirven para definir la pendiente del tramo del perfil de equilibrio que coincide con la barra, así como la altura (h) y la anchura (l) de la misma, lo que permite obtener el índice de forma, l/h, similar al propuesto por Carobene y Brambati (1975).

 

Resultados

Morfología y estructura interna

Con el fin de destacar las diferencias entre las barras asociadas a cada uno de los tres tipos de playas, se ha representado en la figura 4 la variación del índice de forma con respecto a la pendiente del tramo de perfil con barra. Se puede destacar una tendencia general, según la cual las barras ubicadas en la parte baja del intermareal presentan altos valores del índice de forma y bajos valores de pendiente, mientras que aquellas ubicadas en la parte alta del intermareal presentan una tendencia opuesta. Las playas intermedias-reflectivas presentan una buena correlación entre índice de forma y pendiente.

Según Hayes (1972), la morfología y las dimensiones de las barras dependen del tamaño de grano, de la pendiente de la playa, del rango mareal y del clima marítimo de la zona. Las variaciones mareales y el clima marítimo son iguales a lo largo de todo el tramo litoral estudiado, entonces, las características de las barras estudiadas dependen principalmente del tamaño de grano y de la pendiente de la playa, variables dependientes a su vez de la altura de ola en rompiente, en correspondencia de cada playa. En función del tipo de playa, las barras observadas se han dividido en tres grandes grupos (tabla 1):

(1) Las barras asociadas a playas intermedias-reflectivas (fig. 4a), en la parte superior del intermareal, presentan crestas altas y estrechas, con pendientes intermedias en los lados hacia mar y hacia tierra (fig. 5a, b); muestran un valor medio del índice de forma en torno a 50 y valores de pendiente entre 2 y 6%; las de la parte baja presentan valores en general superiores y pendientes del 2-4%.

(2) Las barras asociadas a playas disipativas (fig. 4b) aparecen sobre todo en la parte media-baja del perfil (como indica Komar, 1998, una playa disipativa casi nunca llega a tener berma) y están caracterizadas por crestas amplias y planas, pendientes muy suaves hacia el mar y caras de avalancha poco definidas (fig. 5c, d); muestran valores del índice de forma entre 100 y 300, con pendientes del lado de mar del 2-4%. Estas barras, dispuestas paralelamente a la orilla, son cruzadas ortogonalmente por los canales de desagüe del surco. A veces, las corrientes longitudinales generadas en condiciones de mar de viento controlan la morfología del surco, haciendo que el canal de desagüe cruce la barra oblicuamente (figs. 6 y 7). Este hecho se observó en la playa de La Ballena, tanto durante condiciones de oleaje del Oeste como del Este, cuando el ángulo de aproximación de las olas era alto. Las barras asimétricas, debido a que están erosionadas en la cara de avalancha por corrientes longitudinales que se desarrollan en el surco durante la bajada de la marea, presentan valores más bajos del índice de forma.

(3) Las barras asociadas a playas con plataforma rocosa (fig. 4c) presentan características intermedias entre las dos anteriores, con valores del índice de forma parecidos a los de las playas intermedias-reflectivas. Sin embargo, sus valores de pendiente son algo superiores y mucho más constantes. Se observaron muy pocas barras en este tipo de playa, probablemente debido a que dichas playas presentan un comportamiento de tipo parallel retreat y la transferencia de sedimento de la zona sumergida a la berma tiene lugar de "grano a grano" (Carter, 1991).

Barras

Las estructuras internas están compuestas por láminas finas paralelas de arena media (rica en bioclastos) y fina, intercaladas con láminas finas ricas en minerales pesados (fig. 8).

En el lado expuesto al oleaje la laminación buza 2-3% hacia el mar, mientras que en la cara interna buza suavemente (1-2%) hacia tierra. En ambos casos las láminas más superficiales son paralelas a la superficie de la playa. La cresta está compuesta por láminas paralelas y horizontales, pero se observaron también laminas de foreset, laminación cruzada debida a ripples, laminación cruzada de ripples de oscilación y laminación paralela y sigmoidal que constituye el relleno de cubetas de excavación (scour pools).

En barras situadas en la parte alta de la playa se apreciaron láminas sigmoidales formadas durante los últimos estadios de migración, cuando la cara de avalancha rellena el surco, análogas a las descritas por Dabrio y Polo (1981).

Bermas

Constituyen una morfología común en playas moderadamente reflectivas: presentan pendientes altas (6%) hacia mar y una pendiente suave (2-3%) hacia tierra. Como puede apreciarse en la figura 9, la cresta y el lado hacia tierra están compuestos por láminas paralelas a la superficie. El lado hacia mar presenta niveles superficiales de 2-3 cm de espesor de láminas paralelas a la superficie, mientras que la estructura interna consiste en sets de láminas paralelas que buzan hacia tierra y que representan la antigua cara de avalancha de la barra, testimoniando su migración. La lámina superficial paralela a la superficie de la playa se debe a procesos de swash/ backwash durante la última bajada de la marea.

Morfodinámica y migración de barras

Durante un ciclo mareal

En general, la migración de las barras tiene lugar por procesos de surf y swash, los cuales están controlados por el oleaje, la pendiente de la playa y los cambios en el régimen morfodinámico conforme sube la marea. Con el objeto de caracterizar el tipo de procesos dominantes durante la migración de barras y sus cambios micromorfológicos durante un ciclo mareal, se realizaron dos campañas de seguimiento de un día de duración, la primera en una barra ubicada en la parte baja de la playa de La Ballena, y la segunda en una barra localizada en la parte alta de la playa de Tres Piedras (fig. 10a).

Inicialmente se caracterizó de manera general el estado morfodinámico de las playas durante el seguimiento. Para ello se utilizaron dos índices: el Surf Scaling (Guza e Inman, 1975) y el Surf Similarity (Battjes, 1974). Se consideró un solo valor medio de altura y periodo del oleaje representativo para cada campaña, y se tuvieron en cuenta varios valores de pendiente para las diferentes partes de los perfiles estudiados. De esta forma los valores de los dos índices empleados variaron a lo largo de las experiencias.

Como se puede apreciar en la tabla 2, las condiciones de clima marítimo fueron parecidas durante las dos pruebas, siendo la rompiente en ambos casos de tipo voluta/derrame en el lado hacia mar de las barras. Las dos playas estudiadas son disipativas (3% en el caso de La Ballena y 2% en Tres Piedras) y constituidas por arena fina moderadamente bien clasificada.

Los procesos y transformaciones morfológicas observadas durante las dos campañas de seguimiento fueron las siguientes:

(i) Figura 10b, e. Las olas rompen en el lado hacia el mar de la barra que constituye la beach face. Debido a su pendiente relativamente alta (sobre todo en Tres Piedras), el parámetro Surf Scaling presenta valores típicos de playas intermedias y disipativas (tabla 2). Las olas rompen en voluta/ derrame, afectando intensamente a la playa y provocando una fuerte removilización, sobretodo en la línea de rompiente (de acuerdo con Miller, 1976). Aquí los vórtices generados por la rotura en voluta suspenden el sedimento, que es llevado hacia la parte alta de la cara de la playa por el swash, bajo condiciones de alta energía. El backwash es en general débil debido a la percolación de agua, lo que hace que se produzca sedimentación, o que al menos no exista un transporte significativo hacia el mar.

(ii) Figura 10c, f. Las olas siguen rompiendo en voluta, pero el flujo cruza la cresta recién sumergida. Debido a su forma suave, la cresta no representa un umbral morfológico importante y la transición entre la primera y esta segunda etapa de migración es rápida. Los sedimentos siguen siendo removilizados por las rompientes en voluta y llevados hacia tierra por el swash, que se disipa en el surco depositando arena en la cara de avalancha de la barra, dando lugar a un crecimiento hacia tierra.

(iii) Figura 10g. Cuando la cresta y el surco están totalmente sumergidos, las olas secundarias que se forman después de la ruptura primaria que tiene lugar en la cara hacia mar de la barra, se propagan en la cresta y en el surco, y se reflejan en la beach face, que tiene mayor pendiente. Las olas reflejadas interaccionan con las incidentes, produciéndose una disminución de la velocidad de las partículas del flujo, lo que lleva a una deposición y acumulación del sedimento transportado en la cresta de la barra. Es importante destacar cómo este proceso se ha observado sólo en la playa de Tres Piedras, donde la parte alta de la playa presenta mayor pendiente que en La Ballena. El surco es más profundo y estrecho (fig. 10a). En este etapa la barra se comporta como una longshore bar situada en aguas muy someras (tipo III de Greenwood y Davidson-Arnott, 1979).

(iv) Con la subida de la marea la cresta, totalmente cubierta por el agua, actúa como un rompeolas. La morfodinámica de la playa es ahora diferente, típicamente disipativa, con olas que rompen en derrame en la cresta de la barra, amplia y tendida. El transporte de sedimento tiene lugar en el fondo o muy cerca de éste y es controlado por las corrientes oscilatorias debidas al paso de las olas, causando un transporte neto hacia tierra. Posteriormente, cuando aumenta la columna de agua sobre la cresta, la altura de la ola decrece y el transporte de sedimento disminuye o incluso cesa. En el surco, las olas secundarias alcanzan mayor altura y generan importantes corrientes longitudinales. Como resultado de todos estos procesos, se han observado en La Ballena, durante la subida y la bajada de la marea, megaripples que migran en el surco en el sentido de las corrientes litorales y que presentan una longitud de 36 cm y una altura de unos 6 cm, con una velocidad de migración de 0.5 cm/s.

(v) Como resultado del ciclo mareal, en La Ballena (fig. 10d), la barra presenta una pequeña migración hacia tierra sin que se produzcan cambios en la cresta ni en la cara de avalancha. La barra es ahora más ancha, aunque no más alta. En Tres Piedras (fig. 10h) la barra presenta un claro desplazamiento hacia tierra: erosión uniforme de la cara hacia el mar, crecimiento vertical en la cresta y progradación hacia tierra de la cara de avalancha, pasos que progresivamente van transformando la barra en berma.

Durante un mes

Durante el periodo abril-mayo de 1997 se procedió al seguimiento de la migración de barras en las playas de Tres Piedras, La Ballena y Aguadulce. Se realizaron tres perfiles en cada una de estas playas, con una periodicidad casi semanal. Se catalogaron barras de diferentes tamaños ubicadas en diversas partes del intermareal, las cuales migraron bajo condiciones del clima marítimo muy variables.

La velocidad de migración varió sensiblemente, de 2 a 10 m/día. Sin embargo, en ciertos casos las observaciones no revelaron cambios en la posición de las barras, aunque si se registró un cierto crecimiento en la altura de las mismas.

Distribución temporal de barras y bermas

Las barras asociadas a playas intermedias-reflectivas aparecieron con mayor frecuencia al cabo de 1-2 meses tras los temporales más importantes (H_s > 2 m). Hay también que destacar cómo las barras de mayor anchura e índice de forma más alto (morfológicamente parecidas a la de índice 143 de la figura 5a) aparecieron tras los picos de oleaje con H_s > 1.5 m. En marzo de 1996 se observaron dos barras picos de oleaje con H_s > 2.5 m. En cualquier caso, en muy pocas ocasiones se produjo la coexistencia de una berma y una barra.

Las barras asociadas a playas disipativas presentaron una distribución más homogénea durante el periodo de estudio, sin llegar a tener concentraciones tan puntuales como las de las playas intermedias-reflectivas. Esto podría ser debido al hecho de que las playas disipativas están en general menos afectadas por los temporales debido a su baja pendiente que favorece la dispersión de la energía incidente y a que su recuperación tiene lugar de forma lenta y constante, como se ha observado en playas cercanas por Benavente et al. (2000).

En cuanto a las bermas, el análisis de los perfiles topográficos revela que estas formas se asocian únicamente a playas intermedias-reflectivas, y aparecen sobre todo en condiciones de buen tiempo, en los meses de febrero y marzo y en verano, constituyendo una forma estable.

 

Discusión

En primer lugar, conviene destacar las similitudes y diferencias entre las barras estudiadas y las barras descritas por otros autores, considerando las características de las playas, el rango mareal y el clima marítimo.

Así, las barras descritas por King y Williams (1949), aunque pertenecientes al tipo I, presentaban una morfología muy parecida a la observada en playas disipativas: no tenían una cara de sotavento evidente y el lado hacia mar presentaba valores de 2° de pendiente (parecidos a los estudiados aquí), mientras que la pendiente de las barras ubicadas en la parte baja del intermareal era también baja. Carter (1991) y Navas et al. (2000) describieron barras parecidas a las de los autores anteriores: barras de baja altura (menos de 0.5 m), paralelas o subparalelas a la orilla que aparecían en una playa disipativa con rango mesomareal, aunque se desconoce su morfodinámica. El hecho de que las barras estudiadas tengan morfologías muy parecidas (aún teniendo diferente origen) a las descritas por King y Williams (1949), Carter (1991) y Navas et al. (2000), se debe probablemente a la pendiente suave de la playa. Las barras estudiadas son de tipo swash bars, aunque adquieren una morfología típica del ridge and runnel. También Mc Cave y Geiser (1978) describieron barras que no migraban, parecidas a las estudiadas.

Davis et al. (1972) destacaron que las barras asociadas a ambientes mareales (Norte de Massachusetts) y no mareales (Lago Michigan), son parecidas en cuanto a morfología y geometría, difiriendo sólo en tamaño. Según estos autores, las barras presentan inicialmente formas simétricas y luego, durante su migración a lo largo del intermareal, adquieren una forma asimétrica con una suave pendiente (5°) hacia la cuenca o el mar y una pendiente más alta (30°) hacia tierra. Owens y Frobel (1977) describieron dos tipos de barras con diferentes tasas de migración en playas micromareales (rango mareal de 0.7 m) de baja pendiente en Quebec. Las más pequeñas tenían una altura de 25 cm, migraban muy rápidamente y no presentaban una cara de avalancha evidente.

Si los comparamos con el litoral estudiado, los casos descritos por todos estos autores difieren sólo en el rango mareal, siendo la pendiente de la playa y el clima marítimo bastante parecidos, por lo que los factores determinantes que deben de influir sobre la variabilidad morfológica de las barras podrían ser la pendiente de la playa y la granulometría las cuales, a su vez, suelen estar relacionadas de manera directa.

Dabrio (1982) describió la morfología de barras intermareales en el litoral de Huelva: presentaban una evidente cara de sotavento constituida por laminas de foreset de alta pendiente. El rango mareal de los litorales de Huelva y Cádiz es prácticamente el mismo, siendo una vez más la granulometría y la pendiente de las playas, las únicas diferencias destacables entre éstos.

En lo referente a las estructuras sedimentarias observadas, aunque éstas coincidan en general con las descritas por otros autores, hay que señalar que la laminación paralela constituye todo el espesor de la barra y no sólo los primeros centímetros, como observaron Davis et al. (1972) y Davidson-Arnott y Greenwood (1974). Sólamente en dos ocasiones se han identificado laminas de foreset en la cresta y en el lado de sotavento, siendo estas estructuras relictas, que buzan 2-4° hacia tierra en Tres Piedras y 8-12° en La Ballena. No obstante, estas laminas de foreset son mucho más tendidas que las señaladas por otros autores: Davis et al. (1972) describieron láminas que buzaban 30°; Hine (1979, fig. 10, pág. 342) mostraba unos centímetros de láminas paralelas a la superficie en el lado hacia tierra de la cresta (que buzaba 3°) y a la superficie de la cara de avalancha (que buzaba 13°), así como dos diferentes ángulos de laminación interna: el más común (21-24°) constituido por laminas de foreset y el otro (10-14°) por superficies de reactivación, formadas durante la bajamar por olas pequeñas que se generaban en el surco y que erosionaban y sobrepasaban la cara de avalancha. Dabrio y Polo (1981) y Dabrio (1982) también describieron barras con claras láminas de foreset y superficies de reactivación.

En lo que respecta a las playas estudiadas, se puede resumir lo siguiente: durante las primeras etapas de su migración, la cresta es suavizada por los procesos de oleaje, estableciéndose un equilibrio entre morfología de la barra, pendiente de la cara de avalancha y morfología de la playa. Esto hace que no se generen superficies de reactivación nítidas. Las láminas de foreset se depositan paralelamente a la superficie o formando ángulos muy pequeños (0.5-1°) con ésta. En este caso, cuando la barra está ubicada en la parte alta de la playa, se produce una discordancia más evidente, que por otro lado no es diferenciable en las barras del intermareal medio y bajo. Davidson-Arnott y Greenwood (1976) afirman que las laminas de foreset se forman sólo si la cara de avalancha tiene pendiente suficientemente elevada.

Además, tal y como se observó en Tres Piedras, el choque entre las olas incidentes y las olas reflejadas lleva a una sedimentación y a un crecimiento en altura de la cresta. En playas disipativas, este proceso tiene lugar solamente cuando la barra ocupa la parte alta del intermareal, por la mayor pendiente de esta zona.

Por otro lado, tal y como se observó durante las pruebas de campo, la morfodinámica de la barra varía dependiendo de las condiciones de clima marítimo y de la interacción entre el oleaje y la morfología existente, todo condicionado por las variaciones del nivel del mar.

La tasa de migración observada durante un mes de seguimiento varió mucho dependiendo de las características del oleaje, del rango mareal y del tamaño y posición de la barra en el intermareal. Por esta razón no se propone una tasa de migración media, para cuya determinación se necesitaría un estudio continuo de las características del oleaje y de las corrientes litorales.

 

Conclusiones

El seguimiento morfológico de este tramo litoral de Cádiz ha permitido definir la morfología y la morfometría de playas y barras intermareales. Mediante la aplicación del índice de forma (longitud/altura de la barra) se han evidenciado las diferencias entre barras asociadas a playas disipativas, que tienen índice de forma alto, barras asociadas a playas intermedias-reflectivas, que tienen índice de forma bajo, y barras asociadas a playas con plataforma rocosa, que tienen barras con índices intermedios.

Se ha hecho el estudio de la morfodinámica y las estructuras internas de las barras asociadas a playas disipativas. Las estructuras internas están constituidas por láminas paralelas a la superficie, sin que se observen superficies de reactivación o láminas de foreset nítidas, contrariamente a lo observado por otros autores. Sólo cuando la barra se encuentra en los estadios finales de su migración genera láminas de foreset, que en cualquier caso presentan una discordancia angular muy suave con respecto a la superficie, así como un bajo ángulo de buzamiento debido a que la cresta es muy plana y no genera un umbral morfológico importante.

 

Agradecimientos

Se agrádecen a Gonzalo Málvarez (Universidad del Ulster) y a otro revisor anónimo las sugerencias propuestas. Este trabajo es una aportación al Proyecto de la CICYT n° PB98-0581 y a los Grupos de Investigación RNM-161 y RNM-803 del Plan Andaluz de Investigación.

 

Referencias

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