Artículos

 

Morfodinámica de una playa mesomareal expuesta con terraza de bajamar (Faro, Sur de Portugal)

 

Morphodynamics of a mesotidal, exposed, low tide terrace beach (Faro, southern Portugal)

 

G. Anfuso* N. Ruiz

 

Departamento de Geología Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales Polígono Río San Pedro s/n 11510 Puerto Real, Cádiz, España *E-mail: giorgio.anfuso@uca.es

 

Recibido en octubre de 2003;
aceptado en abril de 2004.

 

Resumen

Se llevó a cabo un seguimiento microtopográfico y de profundidad de removilización en la playa de Faro, en la costa sur de Portugal. Esta playa posee un carácter mesomareal y presenta una terraza de bajamar muy ancha y plana (tan β = 0.02) y un intermareal medio-alto con pendiente elevada (tan β = 0.11). Se observó cómo los procesos erosivos asociados a mar de viento produjeron un basculamiento de la playa alrededor del nivel medio del mar y una variación en la profundidad de removilización en función de la morfología y sedimentología de la playa y de las características del oleaje, que determinaron el tipo de rompiente. Rupturas en voluta caracterizaron el intermareal medio-alto, determinando valores elevados de removilización (25% de la altura de ola), predominando rompientes en derrame en la terraza de bajamar con removilización pequeña (4% de la altura de ola). Finalmente se evidenciaron las diferencias entre los valores de removilización medidos con varillas y cores, o con arandelas, resultando más altos los medidos mediante arandelas en presencia de granulometría mayor.

Palabras clave: morfodinámica, terraza de bajamar, Faro.

 

Abstract

A field assessment of microtopographic changes and disturbance depth was carried out during a tidal cycle at Faro beach, southern Portugal. This mesotidal beach presents a well developed low tide terrace, wide and flat (tan β = 0.02), and an important (tan β = 0.11) foreshore slope. Erosive processes, related to sea waves, produced a beach profile rotation around mean sea level. Disturbance depth presented great variations according to beach morphology and sedimentology as well as wave characteristics, factors that controlled breaking wave type. Plunging breakers prevailed in the upper and middle foreshore, greatly affecting bottom sediments that recorded disturbance values of 25% of significant breaking wave height. Spilling breakers prevailed in the low tide terrace, with average disturbance values of about 4%. Lastly, values of disturbance depth obtained with two different methods, rods and plugs or rods with loose-fitting washers, were compared. The second method gave higher values of disturbance with coarser sediments.

Key words: morphodynamics, low tide terrace, Faro.

 

Introducción

En las últimas décadas, la necesidad de proteger los asentamientos humanos y el incremento en la demanda de uso de las playas con fines recreativos han fomentado estudios sobre los procesos morfodinámicos que actúan sobre aquellas, siendo su conocimiento fundamental para el diseño y dimensionamiento de cualquier obra de protección costera (Fucella y Dolan, 1996; Komar, 1998; Short, 1999).

Para determinar los cambios microtopográficos y el espesor de sedimento involucrado en el transporte litoral se han usado varillas y cores de arena marcada (King, 1951; Williams, 1971; Jackson y Nordstrom, 1993; Anfuso et al., 2000) o varillas con una arandela que se mueve libremente (Greenwood y Hale, 1980; Anfuso et al., 2003). Por otro lado, se han complementado estudios sobre transporte litoral con trazadores fluorescentes (Komar e Inman, 1970; Sunamura y Kraus, 1985) o radiactivos (Duane y James, 1980).

En este trabajo se presentan los resultados de un estudio realizado en la playa de Faro, en la costa sur de Portugal (fig. 1). En concreto, se llevó a cabo una campaña durante el 13 de mayo de 2002 para analizar las variaciones microtopográficas y la profundidad de removilización a lo largo de un ciclo mareal. Dicha profundidad se considera como el espesor de la lámina de arena superficial afectada por los agentes energéticos (oleaje y corrientes) durante un ciclo mareal o un periodo más largo (por ejemplo un temporal) (King, 1951; Otvos, 1965; Williams, 1971). En este estudio, para su determinación, se han utilizado varillas con cores y arandelas, también con el fin de comparar entre sí dichas metodologías. El análisis de los datos obtenidos y de las características del oleaje del día, han permitido diferenciar los principales procesos morfodinámicos.

 

Área de estudio

La zona de estudio se localiza en la playa de Faro, en el Algarve, al sur de Portugal. Dicha playa se ubica en la flecha de Ancão, la más occidental de las islas barreras y flechas litorales que forman el sistema de la Ría Formosa (fig. 1). Este sistema presenta una superficie de 170 km² y, además de islas barreras y flechas, incluye una zona de marisma y una gran laguna costera que se comunica con el océano mediante seis canales de marea, encontrándose dos de éstos estabilizados por espigones.

La flecha de Ancão presenta orientación N 55°W, 10 km de longitud y de 50 a 250 m de anchura. Se trata de un ambiente muy frágil y dinámico que migra hacía el sureste, caracterizado por la presencia de un único cordón dunar destruido en la parte central de la flecha durante los años cincuenta y sesenta por la construcción de estructuras antrópicas y que sufre, en dicho tramo, periódicos desbordamientos que llevan a un retroceso medio de la línea de costa de 1 m año^-1 (Pilkey et al., 1989; González et al., 2002).

Las playas están formadas por sedimentos arenosos de granulometría media (media = 0.38 mm), compuestos esencialmente por granos de cuarzo con bajos porcentajes de carbonatos. La zona estudiada se ubica en la parte oriental de la flecha, cerca del canal de marea que la separa de la Isla de Barretta, en un tramo libre de construcciones humanas, con un cordón dunar fijado por vegetación. El día de la campaña la playa presentó una berma bien desarrollada con una gran pendiente intermareal y una terraza de bajamar (fig. 2), siendo parecida al tipo "playa de terraza de bajamar" (low tide terrace beach) de la clasificación de Masselink y Short (1993).

La marea tiene periodicidad semidiurna y presenta rango mesomareal, variando su amplitud de 0.5 m, en mareas muertas, hasta un máximo de 3.5 m, en mareas vivas. Los vientos dominantes soplan del suroeste con velocidades que eventualmente superan los 60 km hora^-1 y, secundariamente, del noroeste y del sureste (Ciavola et al., 1997). El oleaje se aproxima a la costa del O (51.5% de frecuencia), SO (16.3%), S (2.1%), SE (25%) y del E (4.2%). La altura media significativa de las olas es de 0.9 m y su periodo de 5 seg., con olas de 2-3 m durante temporales del tercer cuadrante y olas de 1 m en condiciones de oleaje del segundo cuadrante (Pessanha y Pires, 1981; Pires y Pessanha, 1986). El transporte litoral predominante en la zona es de oeste hacia este aunque, a veces, debido al gran ángulo de ataque del oleaje del segundo cuadrante, se observan importantes corrientes litorales hacia el oeste (Balouin, 2001).

 

Metodología

Características oceanográficas

La curva teórica de marea para el día del experimento se calculó mediante el programa WxTide que tiene un punto de validación en Faro. Los datos de altura y periodo de ola, máximo y significativo, se obtuvieron a partir de los registros de la boya oceanográfica Faro perteneciente a la red de medida portuguesa, y ubicada en las proximidades de la zona de estudio (fig. 1). Además, para valorar dichos datos, durante la realización de la campaña, se llevó a cabo un seguimiento del oleaje y de las corrientes litorales. La altura de la ola en rompiente se midió repetidamente mediante un jalón, mientras que el periodo se determinó contando el número de olas que pasaban por un punto fijo en un tiempo de dos minutos (Davis, 1977). Las corrientes litorales se midieron hacia tierra de la línea de rompiente mediante un flotador que no se vio afectado por el viento.

Características morfosedimentarias

La morfología de la playa se obtuvo mediante un levantamiento 3D de la zona de estudio realizado con una estación total. Estos datos sirvieron para calcular la pendiente de la zona intermareal y de la terraza de bajamar. Para la caracterización morfodinámica de la playa se utilizaron dos parámetros clásicos. El índice de similaridad de surf (Battjes, 1974) predice el tipo de rompiente:

ξ = tanβ/(H_b/L₀)^0.5 (1)

donde tanβ es la pendiente de la playa, H_b es la altura de la ola en rompiente y L₀ la longitud de onda del oleaje en aguas profundas. El tipo de rompiente varía desde ondulado y colapso (ξ; > 2), a voluta (0.4 ξ < 2) y derrame (ξ < 0.4) (Fredsoe y Deigaard, 1992). Se utilizó también el parámetro de escala de rompiente (surf scaling; Guza e Inman, 1975):

ε = σ² H_b/2 g tan²β (2)

donde σ es la frecuencia del oleaje en radianes (2π/T) y g la aceleración de gravedad. El parámetro permite diferenciar entre condiciones reflectivas (ε < 2.5), intermedias (2.5 < ε < 30) y disipativas (ε > 30) (Guza e Inman, 1975).

La profundidad de removilización se midió mediante varillas y arandelas y testigos de arena marcada que se había tomado previamente en la misma playa, lavado y coloreado con un tinte rojo (Greenwood y Hale, 1980; Jackson y Nordstrom, 1993; Ciavola et al., 1997; Anfuso et al., 2000, 2003). Se insertaron catorce varillas en la superficie de la playa intermareal durante la bajamar de la mañana, a lo largo de dos perfiles paralelos entre sí (fig. 3). Los cambios microtopográficos se midieron repetidamente mediante una regla sobre cada varilla, y la profundidad de removilización se obtuvo a partir del espesor de arena depositado tras el ciclo mareal sobre los testigos parcialmente erosionados y las arandelas. Se utilizaron ambas metodologías para evidenciar posibles diferencias entre sí.

Finalmente, se tomaron muestras de sedimentos en las diferentes partes de la playa que fueron analizadas en el laboratorio mediante tamizado en seco para la obtención de los parámetros estadísticos (Folk y Ward, 1957).

 

Resultados

Clima marítimo

En la figura 4a, b, c se presentan, respectivamente, la curva de marea y los datos de altura de ola máxima y significativa y de periodo asociado, registrados el día del experimento en el campo. Dichos datos resultaron muy parecidos a los medidos en la playa durante la evaluación y reflejaron los cambios observados en el clima marítimo a lo largo del día.

Durante la bajamar de la mañana, registrada a las 9:50 horas, y hasta aproximadamente las 12:30 horas, intervalo de tiempo en el que el nivel del mar sufrió leves variaciones (fig. 4a), se registraron olas de pequeña altura (H_s = 25 cm, fig. 4b) y periodo relativamente alto (5-6 seg., fig. 4c) que correspondían a un oleaje de mar de fondo que llegaba a la playa perpendicularmente, con corrientes litorales asociadas inferiores a los 20 cm/seg. Las rompientes del oleaje tenían lugar en derrame en la terraza de bajamar, en condiciones poco energéticas (fig. 2).

A partir de las 12:30 h se levantó una brisa de poniente, muy típica de esta zona (Balouin, 2001), que podría estar relacionada con los cambios de marea, en este caso con el inicio de su fase de subida más rápida. Dicha brisa generó un oleaje que fue aumentando hasta aproximadamente las 16:00 horas, se mantuvo casi constante durante la pleamar de la tarde, y fue aumentando otra vez hasta la bajamar de la noche, es decir el final del experimento de campo. Valores medios de altura de ola significativa de 50 cm y periodo de 4 seg. (fig. 3b, c), típico del mar de viento, se consideraron representativos del oleaje del día. Finalmente, los frentes de ola presentaban un ángulo de ataque de 2-3° y daban lugar a condiciones erosivas, con rompientes en voluta en la zona intermedia y alta del intermareal, y fuertes corrientes litorales (unos 40 cm seg^-1).

Morfología y sedimentología de la playa

La morfología de la playa y la distribución de las varillas se presentan en las figuras 2 y 3. La playa seca y el intermareal se caracterizaron por una berma bien desarrollada, de gran continuidad lateral, sin que se registraran morfologías típicas de esta playa como canales de desagüe o cúspides (Balouin et al., 2001). La pendiente de la zona intermareal, claramente reflectiva (Wright y Short, 1984), se caracterizó por valores (tan β = 0.11) muy parecidos a los observados en una costa cercana por Ciavola et al. (1997) y Balouin et al. (2001).

La zona más baja del intermareal (fig. 3), constituida por una terraza de bajamar, se caracterizaba por una pendiente muy suave (tan β = 0.02), típica de playas disipativas (Wright y Short, 1984).

La distribución de los sedimentos reflejaba la morfología de la playa, confirmando la relación directa entre pendiente y granulometria, observada por varios autores (Bascom, 1951; Shih y Komar, 1994). En particular, la parte alta del intermareal se caracterizó por arenas medias (media, M = 0.47 mm), bien clasificadas, y la parte media y baja del intermareal se caracterizó por arenas muy gruesas (M = 1.24 mm) y gravas (M = 2.61 mm), ambas muy mal clasificadas y con cola de gruesos constituida por gravas y pequeños cantos, respectivamente. La terraza de bajamar estuvo constituida por arenas medias casi finas (M = 0.29 mm), muy bien clasificadas.

Caracterización morfodinámica

Los parámetros morfodinámicos empleados reflejaron una buena aproximación a las observaciones directas realizadas durante la campaña. En condiciones de bajamar, el índice de similaridad de surf evidenció rompientes en derrame (ξ = 0.01) y el de escala de rompiente un estado claramente disipativo (ε = 36.48). Estos valores se deben a las características del oleaje y a la baja pendiente de la terraza de bajamar que dio lugar a claras condiciones disipativas, con una zona de rompiente muy ancha. Para el intermareal, durante condiciones de pleamar, la similaridad de surf evidenció rompientes en voluta (ε = 0.55) y el de escala de rompiente un estado intermedio (ε = 9.08) próximo a reflectivo, condicionado por la elevada pendiente de la playa que favorece una rompiente en voluta.

Variaciones microtopográficas

En la figura 5 se presentan los cambios microtopográficos y la profundidad de removilización observados durante la campaña. A pesar de la escasa altura de ola se registraron importantes cambios topográficos relacionados con el carácter erosivo del mar de viento y con la rompiente en voluta. Los valores máximos de erosión se registraron en la parte alta del intermareal (fig. 5b), debido a la mayor acción erosiva que ejerce el oleaje durante la pleamar, relacionada con el choque entre las olas incidentes y el reflujo (Williams, 1971) que tiene lugar durante mucho tiempo en la misma zona, en cuanto el nivel del mar queda en una posición estable. Los sedimentos erosionados se depositaron en la parte baja del intermareal evidenciando un transporte hacia el mar y un basculamiento del perfil alrededor del nivel medio del mar, típico de playas reflectivas (Nordstrom y Jackson, 1992). Finalmente, las varillas más bajas registraron cambios topográficos muy pequeños, típicos de playas disipativas, con rompientes en derrame.

Profundidad de removilización

En cuanto a la profundidad de removilización, ésta registró valores bajos (2 cm) en la terraza de bajamar (fig. 5c), típicos de playas disipativas. Por otro lado, se observaron valores de unos 5-6 cm en la parte alta del intermareal y valores elevados (∼12 cm) en la parte baja del mismo (fig. 5c), debido a la acción de olas altas durante el reflujo de la marea (fig. 4b). En realidad, si se suman los cambios topográficos y los valores de removilización obtenidos en el intermareal alto (fig. 5b, c), ambos referidos a la superficie inicial de la playa, se obtienen valores de unos 12 cm, parecidos a los del intermareal bajo. Esto permite afirmar que la rompiente en voluta del oleaje afectó de la misma manera a todo el intermareal, produciendo valores de removilización parecidos, disimulados por los cambios topográficos. Hay que destacar también que la máxima removilización en la zona alta y media del intermareal se observó al traspasar la línea de rompiente caracterizada por rompientes en voluta.

Por otro lado, en otras evaluaciones de campo llevadas a cabo en la misma playa se ha visto cómo la removilización, bajo condiciones de ausencia total de oleaje, está relacionada con la migración del plunge steep y/o de ondulaciones de grandes dimensiones, de unos 8-10 cm de altura.

Finalmente, en cuanto a la comparación entre valores de profundidad de removilización obtenidos utilizando varillas y cores y arandelas, se observaron diferentes tendencias. Por un lado se registraron valores iguales donde prevalecia arena media, en el intermareal alto, mientras que las arandelas dieron valores mayores de removilización en el intermareal medio y bajo, constituido por arenas gruesas y gravas, siendo, sin embargo, las diferencias constantes y del orden de 2-3 cm, a pesar del aumento de la granulometria de la playa (fig. 6).

 

Discusión

Las observaciones de campo y los valores de removilización medidos durante la campaña permitieron reconstruir los cambios microtopográficos y el estado morfodinámico de la playa que vario a lo largo del día dependiendo de las características del oleaje y de la morfología de la playa (Ferreira et al., 1998, 2000; Anfuso et al., 2000).

En bajamar, durante condiciones de estabilidad del nivel del mar, olas de pequeña altura asociadas a mar de fondo formaron una amplia zona de rompiente en la terraza de bajamar, caracterizada por rompientes en derrame que no afectan mucho los sedimentos de fondo (Van Rijan, 1989 y Beach y Stenberg, 1996).

Al comienzo de la fase de subida rápida de la marea, una brisa de poniente generó un mar de viento energético, que actuó hasta el final del experimento. La gran pendiente del intermareal y las características de las olas dieron lugar a rompientes en voluta, muy erosivas, que afectaron considerablemente los sedimentos de fondo, coincidiendo los valores de máxima removilización con el paso de la línea de rompiente.

La zonación del sedimento reflejó los procesos energéticos: se registraron tamaños más finos en la terraza de bajamar, arena media en la parte alta del intermareal donde el flujo y el reflujo actúan durante la pleamar, y se observaron arena gruesa y grava a los niveles medio y bajo del intermareal, es decir, en las porciones del intermareal donde tiene lugar la migración de la línea de rompiente y del plunge step.

Por otro lado, para predecir el comportamiento morfodinámico de una playa y su respuesta frente a la acción del oleaje resulta especialmente interesante establecer una relación entre pendiente y profundidad de removilización, expresada como porcentaje de altura de la ola en rompiente. En la figura 7 se presentan los valores obtenidos por varios autores en playas disipativas (King, 1951; Anfuso et al., 2000), intermedias y reflectivas (Otvos, 1965; Jackson y Nordstrom, 1993; Anfuso et al., 2000) y los datos registrados en la experiencia que no se vieron afectados por cambios topográficos importantes, siendo estos representativos de la profundidad de removilización (Williams, 1971). Dichos datos se ajustan a una tendencia común: los valores bajos de removilización (R = 4% H_s) observados en la terraza de bajamar se asocian a playas de baja pendiente (estados disipativos) y los valores altos (R = 25% H_s), registrados en el intermareal bajo, a playas de mayor pendiente (estados intermedios o reflectivos).

Finalmente, la comparación de los resultados obtenidos con cores y arandelas permite afirmar que las dos metodologías no pueden ser utilizadas siempre de modo análogo puesto que los resultados obtenidos con un método u otro dependerán de la granulometria de la playa, dando las arandelas valores de removilización más elevados, pero constantes, a partir aproximadamente del limite arena gruesa-muy gruesa, debido a condiciones hidrodinámicas elevadas de interacción del flujo con la fracción más gruesa del sedimento y las arandelas.

 

Agradecimientos

Los autores agradecen la ayuda prestada en las labores de campo por los miembros del CIACOMAR de la Universidade do Algarbe (Faro) y M.C. Ropero, y las sugerencias y comentarios realizados por dos revisores anónimos. Este trabajo es una contribución al Grupo PAI n° 328.

 

Referencias

Anfuso, G., Gracia, F.J., Andrés, J., Sánchez, F., Del Rio, L. and López-Aguayo, F. (2000). Depth of disturbance in mesotidal beaches during a single tidal cycle. J. Coast. Res., 16(2): 446-457.         [ Links ]

Anfuso, G., Martinez, J.A., Sánchez, F., Benavente, J., Andrés, J. and López-Aguayo, F. (2003). Morphodynamics of swash bars in mesotidal exposed beaches of SW Spain. Cienc. Mar., 29(1): 35-49.         [ Links ]

Balouin, Y. (2001). Tidal inlets and adjacent coasts: Example of the Barra Nova, South Portugal. Ph.D. thesis, Université Bordeaux I, 299 pp.         [ Links ]

Balouin, Y., Howa, H. and Michel, D. (2001). Swash platform morphology in the ebb-tidal delta of the Barra Nova inlet, South Portugal. J. Coast. Res., 17(4): 784-791.         [ Links ]

Bascom, W.N. (1951). The relationship between sand size and beach face slope. Trans. Am. Geophys. Un., 32: 866-874.         [ Links ]

Battjes, J.A. (1974). Surf Similarity. Proc. 14th Int. Conf. Coastal Eng. ASCE, pp. 466-480.         [ Links ]

Beach, R. and Stenberg, R. (1996). Suspended sediment transport in the surf zone: Response to breaking waves. Cont. Shelf Res., 15: 1989-2003.         [ Links ]

Ciavola, P., Taborda, R., Ferreira, O. and Dias, J.A. (1997). Field observations of sand-mixing depths on steep beaches. Mar. Geol., 141: 147-156.         [ Links ]

Davis, R.A. Jr. (1977). Principles of Oceanography. Addison-Wesley, 505 pp.         [ Links ]

Duane, D.B. and James, W.R. (1980). Littoral transport in the surf zone elucidated by eulerian sediment tracer experiment. J. Sediment. Petrol., 50(3): 929-942.         [ Links ]

Ferreira, O., Bairros, M., Pereira, H., Ciavola, P. and Dias, J.A. (1998). Mixing depth levels and distribution on steep foreshores. J. Coast. Res., 26: 292-296.         [ Links ]

Ferreira, O., Ciavola, P., Taborda, R., Bairros, M. and Dias, J.A. (2000). Sediment mixing depth determination for steep and gentle foreshores. J. Coast. Res., 16(3): 830-839.         [ Links ]

Folk, R.L. and Ward, W.C. (1957). Brazos River Bar. A study on the significance of grain size parameters. J. Sediment. Petrol., 27: 3-26.         [ Links ]

Fredsoe, J. and Deigaard, R. (1992). Mechanics of coastal sediment transport. Advanced Series on Ocean Engineering, 3. World Scientific, 366 pp.         [ Links ]

Fucella, J.E. and Dolan, R.E. (1996). Magnitude of subaerial beach disturbance during northeast storms. J. Coast. Res., 12: 420-429.         [ Links ]

González, R., Alveirinho Dias, J. and Ferreira, O. (2002). Recent rapid evolution of the Guadiana Estuary mouth (southwestern Iberian Peninsula). J. Coast. Res., SI 36: 516-527.         [ Links ]

Greenwood, B. and Hale, P.B. (1980). Depth of activity, sediment flux and morphological change in a barred beach environment. In: S.B. McCann (ed.), The Coastline of Canada. Geol. Surv. Can., 80(10): 89-109.         [ Links ]

Guza, R.T. and Inman, D.L. (1975). Edge waves and beach cusps. J. Geophys. Res., 80(21): 2997-3012.         [ Links ]

Jackson, N.L. and Nordstrom, K.F. (1993). Depth of activation oi sediments by plunging breakers on a steep sand beach. Mar. Geol., 115: 143-151.         [ Links ]

King, C.A.M. (1951). Depth of disturbance of sand on sea beaches by waves. J. Sediment. Petrol., 21(3): 131-140.         [ Links ]

Komar, P.D. (1998). Beach Processes and Sedimentation. Prentice-Hall, 544 pp.         [ Links ]

Komar, P.D. and Inman, D.L. (1970). Longshore sand transport on beaches. J. Geophys. Res., 75: 5514-5527.         [ Links ]

Masselink, G. and Short, A.D. (1993). The effect of tide range on beach morphodynamics and morphology: A conceptual beach model. J. Coast. Res., 9: 785-800.         [ Links ]

Nordstrom, K.F. and Jackson, N.L. (1992). Two-dimensional change on sandy beaches in meso-tidal estuaries. Z. Geomorph., 36(4): 465-478.         [ Links ]

Otvos, E.G. (1965). Sedimentation-erosion cycles of single tidal periods on Long Island Sound beaches. J. Sediment. Petrol., 35(3): 604-609.         [ Links ]

Pessanha, L. and Pires, O. (1981). Elementos sobre o clima de agitacao mariítima na costa sul do Algarve. Monogr. Meteorol. Geofis., 67 pp.         [ Links ]

Pilkey, O.H. Jr., Neal, W.J., Monteiro, J.H. and Dias, J.M.A. (1989). Algarve barrier islands: A non coastal-plain system in Portugal. J. Coast. Res., 5(2): 239-261.         [ Links ]

Pires, O. and Pessanha, L. (1986). Wave power, climate of Portugal. In: D. Evans and A., Falcão (eds.), Hydrodynamic of Ocean Wave-energy Utilization. IUTAM Symp., Lisbon, 1985, pp. 157-167.         [ Links ]

Shih, S. and Komar, P. (1994). Sediments, beach morphology and sea cliff erosion within an Oregon coast littoral cell. J. Coast. Res., 10(1): 144-157.         [ Links ]

Short, A.D. (1999). Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics. Wiley, 379 pp.         [ Links ]

Sunamura, T. and Kraus, N.C. (1985). Prediction of average mixing depth of sediment in the surf zone. Mar. Geol., 62: 1-12.         [ Links ]

Van Rijn, L. (1989). Handbook of Sediment Transport by Currents and Waves. Delft Hydraulics, Delft, Netherlands.         [ Links ]

Williams, A.T. (1971). An analysis of some factors involved in the depth of disturbance of beach sand by waves. Mar. Geol., 11: 145-158.         [ Links ]

Wright, L.D. and Short, A.D. (1984). Morphodynamic variability of surf zones and beaches: A synthesis. Mar. Geol., 56: 93-118.         [ Links ]