8.4: Playas

Olas de Shoaling

Primero regrese al Capítulo 1 y revise el material sobre las ondas gravitacionales superficiales. Ahora es el momento de pensar en lo que sucede con un tren de olas que se propaga desde las profundidades del océano hasta la costa. Las olas empiezan como olas de aguas profundas, pero a medida que bajan las empiezan a “sentir el fondo”, en el sentido de que hacen que el agua se mueva por el fondo. Esta fricción del fondo provoca cierta pérdida de energía de las olas. Además, si la velocidad orbital del agua en el fondo se vuelve lo suficientemente grande como para mover la arena, se desarrollan ondas de oscilación (una especie de configuración de lecho de flujo oscilatorio) (Figura 8-25).

Uno de los efectos más importantes relacionados con las olas bajíos es que disminuyen la velocidad. Resulta que para las olas de aguas poco profundas la velocidad de ola c es proporcional a la raíz cuadrada de la profundidad del agua. Debido a que el período de onda en sí no cambia (las ondas siguen suministrándose desde el mar adentro en el mismo período), por la relación L = cT la longitud de onda disminuye. La altura de ola H también aumenta, por razones relacionadas con la conservación de la energía de las olas que son demasiado complicadas de discutir aquí, y el efecto combinado conduce a un aumento de la inclinación de las olas. Esto no puede continuar indefinidamente (la pendiente limitante H/L resulta ser un séptimo), por lo que eventualmente las olas caen sobre sí mismas, o en otras palabras se rompen.

Figura 8-23. La rosa de la corriente de marea medida en el Nantucket Lightship.

Figura 8-24. Un ejemplo de una rosa de corriente de marea más alargada.

Figura 8-25. Ondas de oscilación.

La forma que toman las olas rompientes depende de la tasa de cambio en la pendiente a medida que las olas bajan. Generalmente se reconocen tres tipos de interruptores (pero ten en cuenta que entre ellos hay una gradación):

rompedores de derrames: la ola alcanza su punto máximo lentamente, la cresta se vuelve inestable y se derrama por la superficie frontal de la ola, y la altura de ola disminuye lentamente (Figura 6-26A). Estos tienden a ocurrir con suave pendiente del fondo y originalmente con olas pronunciadas.

hundiendo rompedores: la ola alcanza su punto máximo rápidamente, y la cresta se convierte en una delgada pared vertical que se curva hacia adelante y luego se sumerge hacia adelante y hacia abajo, provocando una disminución catastrófica en la altura de las olas (Figura 6-26B). Estos tienden a ocurrir con pendiente pronunciada de fondo y originalmente olas de empinada intermedia.

rompientes: la ola alcanza su punto máximo como para hundirse, luego la base de la ola sube por la cara de la playa, y la cresta colapsa y desaparece (Figura 8-26C). Estos tienden a ocurrir con playas muy empinadas y originalmente olas de baja pendiente.

Después de que la ola se ha roto, el agua se precipita por la playa como una masa en movimiento, lo que puede considerarse como una ola de traslación (en contraste con la naturaleza anterior de la ola, en la que el agua no tenía traslación neta). Esto llamó el swash. El agua se arrastró por la playa a medida que el swash regresa bajo la inclinación descendente de la gravedad como retrolavado.

Otro efecto de la ralentización de las olas a medida que bajíos es la refracción. Es posible que hayas notado que las olas que se mueven hacia la costa tienden a curvarse alrededor para ser más cercanas a la costa (Figura 8-27). Esta es una consecuencia inevitable de la desaceleración de las olas a medida que se mueven hacia aguas menos profundas. Aquí hay una analogía fácilmente comprensible. El sargento simulacro está poniendo a un escuadrón de personas marchando a través de sus ejercicios. En un momento le dice a la gente de la izquierda que den pequeños pasos y a la gente de la derecha que den pasos gigantes. Se puede imaginar fácilmente lo que sucederá: la dirección de movimiento de la escuadra se curvará alrededor de la izquierda. Este es exactamente el mismo efecto refractivo que hace que las olas bajeadoras se balanceen para estar más cerca de ser paralelas a la costa.

Figura 8-26. Variedades de olas rompientes. A) Rompedores de derrames. B) Rompedores de Inmersión. C) Rompedores de sobretensión.

Figura 8-27. Refracción de las olas a medida que bajan hacia una costa.

Perfiles de Playa

Es fácil definir una playa. Una playa es una masa de sedimentos no cohesivos a lo largo de una costa que está moldeada por la acción de las olas. El tamaño de los sedimentos de las playas va desde la arena más fina hasta la grava gruesa. La mejor manera de abordar la dinámica de las playas es mirar una sección transversal vertical normal a la costa; tal sección transversal se llama perfil de playa.

Para establecer alguna terminología, la Figura 8-28 es un boceto de un perfil de playa representativo. Quiero enfatizar que los perfiles de playa varían mucho en su geometría y en el tipo de características que muestran, tanto de playa en playa como en la misma playa en función del tiempo. El boceto de la Figura 8-28 es una instantánea típica, pero no es representativa de todas las playas.

Figura 8-28. Perfil vertical normal a la orilla a través de una playa.

(El límite hacia el mar de la playa es cuestión de definición; dependiendo de quién esté haciendo la definición, puede variar desde la marea baja media hasta el límite del mar de romper olas, que puede estar mucho más lejos en la costa).

Algunos puntos generales sobre este perfil:

• Como se discutió en la sección sobre las olas de bajío anterior, la fuerza y naturaleza de los movimientos del fondo del agua asociados con las olas rompientes varían mucho y sistemáticamente de aguas profundas a tierra.

• El perfil de la playa siempre cambia con el tiempo, en un esfuerzo por mantenerse al día con el estado de ola en constante cambio. Naturalmente, asumimos que para cada estado de ola y sedimento de playa dado existe un perfil de equilibrio, en el sentido de que, cualquiera que sea la geometría inicial de la playa, la geometría de equilibrio final alcanzada por la playa después de una exposición prolongada a ese estado de ola es la misma. Pero debido a que en el mundo real el estado de ola cambia todo el tiempo, la playa siempre se está ajustando hacia un nuevo equilibrio.

• La naturaleza del movimiento de sedimentos en la playa varía no solo con las olas sino también con el tamaño del sedimento, que a su vez depende de manera compleja del estado de ola promedio a largo plazo y de la naturaleza del suministro de sedimentos a la playa.

Transporte Onshore-Offshore

La característica principal del movimiento de sedimentos en la playa es el movimiento de ida y vuelta de la arena en respuesta a la oscilación y retrolavado de las olas. La arena es transportada por la playa como carga de cama y carga suspendida por el balanceo relativamente profundo y fuertemente turbulento, y es transportada de vuelta por la playa principalmente como carga de lecho por el lavado a contracorriente más delgado y menos turbulento.

Para una arena de playa dada, el perfil vertical de la playa es muy sensible a las condiciones de las olas. En cualquier momento hay casi un equilibrio entre la arena movida por la playa por el chapoteo y la arena movida por la playa por el lavado a contracorriente. El volumen de retrolavado es siempre menor que el volumen de swash, porque el agua se percola en la arena porosa de la playa. Para mantener el equilibrio en el movimiento de arena cuesta arriba y cuesta abajo, la playa toma una pendiente particular para que la fuerza de la gravedad obstaculice el transporte ascendente por el swash pero ayuda al transporte cuesta abajo por el retrolavado.

Por lo tanto, lo importante para gobernar la pendiente de la parte alta de la playa es la relación entre el volumen de retrolavado y el volumen de swash. A medida que aumenta la altura de las olas, aumenta el volumen de agua que sube y baja por la playa, pero debido a que el volumen perdido por la percolación no aumenta mucho el porcentaje de retrolavado en comparación con el swash es mayor que para las olas con baja pendiente. Por lo que se mueve más material por la playa, y la pendiente en la parte alta de la playa disminuye. La arena así erosionada de la parte alta de la playa está estacionada más lejos de la costa, aunque aún dentro del sistema playero. Durante los periodos de buen clima, con olas más pequeñas, la relación entre el volumen de retrolavado y el volumen de swash disminuye, y la pendiente de la parte superior de la playa vuelve a aumentar, ya que la arena se suministra desde el mar adentro. La figura 6-29 muestra dos perfiles de playa, uno para olas pequeñas y otro para olas grandes.

Por lo general, la arena que está estacionada en alta mar durante períodos de olas fuertes no se pierde en el sistema de playas, y se mueve de nuevo a la parte superior de la playa, la parte en la que vemos y en la que nos acostamos y jugamos, durante períodos de olas más débiles. Sólo durante tormentas inusualmente grandes a veces puede haber movilización de grandes masas de arena y transporte más lejos hacia el mar.

Figura 8-29. Perfiles de playa para tiempos con olas pequeñas y tiempos con olas grandes.

Por casi la misma línea de razonamiento, la pendiente de la playa varía directamente con el tamaño de la arena: las playas más gruesas admiten una mayor percolación, por lo que para un estado de ola dado la playa tiene que ser más pronunciada para lograr el equilibrio entre el movimiento de sedimentos de pendiente ascendente y descendente. Las playas de arena fina tienen pendientes muy suaves, a veces de sólo unos pocos grados. Tales playas pueden tener cientos de metros de ancho. Por otro lado, las playas formadas por grava gruesa en zonas expuestas a olas muy fuertes pueden ser tan empinadas como el ángulo de reposo de la grava, muy por encima de 30°. (El ángulo de reposo es el ángulo de pendiente asumido por el álamo de sedimento suelto que se forma vertiendo el sedimento desde un punto por encima de la pila). En esas playas no hay retrolavado: ¡el agua del chapoteo se perfila tan rápidamente en la playa que no queda ninguna para volver a fluir por la playa como retrolavado! Entonces el tirón descendente de la gravedad es lo único que contrarresta el transporte ascendente por el swash.

Transporte Longshore

Hasta ahora solo he hablado del movimiento de sedimentos en tierra adentro, dirección costa afuera. La arena también se mueve a lo largo de la playa, de diversas maneras. Tal movimiento se llama transporte de larga costa, o deriva litoral, o deriva de larga costa.

¿Cómo se observa el transporte longshore? Es notoriamente difícil hacer mediciones directas de la tasa de transporte de sedimentos, especialmente en situaciones complicadas como playas, donde varios tipos de movimientos de agua se superponen entre sí, pero dos líneas de evidencia indirecta deberían ser fácilmente comprensibles:

• amontonamiento de arena frente a ingles y embarcaderos, y agotamiento detrás de ellos (Figura 8-30);

• construcción de escupidores de arena en promonturas (Figura 8-31).

Figura 8-30. Cómo la arena se amontona a los lados ascendentes de las ingles.

Figura 8-31. Un escupitajo de arena en un promonario.

Otra buena línea de evidencia, menos obvia para el observador casual, es la presencia de sedimentos distintivos a lo largo de la playa a la deriva de la desembocadura de un río (Figura 8-32).

Por último, se puede imaginar marcar o etiquetar un pequeño volumen de sedimento, con pintura o incluso con un recubrimiento radiactivo, para luego buscarlo en dirección descendente después de algún periodo de tiempo. Esa es una excelente manera de obtener información cualitativa sobre el transporte longshore. Pero obtener tasas reales de movimiento, en términos de masa de arena movida por unidad de tiempo, es mucho más difícil, en gran parte debido a problemas relacionados con la mezcla de la arena marcada hacia abajo en la arena subyacente.

El transporte longshore es complicado, porque varios mecanismos diferentes contribuyen a ello. Un tipo de transporte longshore, llamado deriva de playa, es fácil de entender: se produce porque las olas se acercan a la playa oblicuamente en lugar de recto. (Generalmente es el caso de que las olas no se acercan directamente a la playa.)

Figura 8-32. Movimiento de deriva descendente de un trazador introducido en la costa por un arroyo.

A pesar de la tendencia a que la refracción de las olas haga que las olas sean más cercanas a la costa, las olas aún tienden a ser ligeramente oblicuas a la orilla cuando se rompen (Figura 8-27). Entonces el swash (la ola de traslación producida al romperse) no corre recto por la playa sino diagonalmente, moviendo la arena diagonalmente con ella. A medida que el swash pierde su impulso y es arrastrado hacia abajo por la playa por la gravedad, fluye más casi recto por la playa, nuevamente cargando algo de arena con ella. El efecto neto sobre la arena es desplazarse ligeramente por la playa en forma de diente de sierra, en la dirección de aproximación de las olas a la orilla (Figura 8-33).

Figura 8-33. Playa a la deriva.

La otra causa importante del transporte longshore es la presencia, inmediatamente adyacente a la costa, de una corriente constante que fluye paralela a la playa. Tal corriente se llama corriente longshore. Las causas de las corrientes de larga costa son variadas. Aquí hay tres posibilidades:

• el movimiento en dientes de sierra de la oscilación y el retrolavado por olas que se aproximan oblicuamente, descrito anteriormente;

• corrientes causadas por procesos complejos asociados con el acercamiento oblicuo de las olas mismas;

• corrientes presentes en la zona cercana a la costa pero no causadas por el bajío de olas.

Sea cual sea su origen, las corrientes longshore pueden transportar arena al igual que las corrientes en un río. De hecho, la capacidad de las corrientes longshore para transportar arena se ve reforzada por la suspensión de la arena al romper las olas en la zona de ruptura: puede haber un transporte apreciable de longshore por corrientes longshore a pesar de que las corrientes no son lo suficientemente fuertes como para mover la arena por sí mismas.

La erosión de las playas aparece mucho en las noticias, especialmente en el sur de Nueva Inglaterra y en Long Island. La mejor manera de pensar sobre la erosión de las playas es en términos del presupuesto de arena que implica el transporte longshore, porque ya hemos visto que poca arena se pierde en la playa por el movimiento directo en alta mar. En esta vista, la erosión de las playas en una localidad se ve compensada por la deposición de playas en otra parte En áreas donde se suministra menos arena desde aguas arriba que la que se transporta aguas abajo, hay erosión de la playa, y la posición de la playa se mueve hacia tierra; en áreas donde se suministra más arena desde aguas arriba de la que se transporta aguas abajo, hay deposición de playa, y el posición de la playa se mueve hacia el mar.

En el contexto de Cape Cod o Long Island, hay que tener en cuenta que básicamente son montones gigantescos de sedimentos gruesos que estaban estacionados ahí mientras que el término de la última capa de hielo continental permaneció en aproximadamente el mismo lugar durante mucho tiempo a la altura del avance de la capa de hielo, y después del mar nivel se elevó a aproximadamente su posición actual esos montones de sedimentos han sido expuestos a la acción de las olas y al transporte de larga costa sin ninguna nueva fuente de arena, como de un sistema fluvial importante. Por lo que la única fuente de arena para el inevitable transporte longshore proviene de la propia playa, y los acantilados de sedimentos detrás de la playa. Por otro lado, mucha playa nueva se está construyendo mediante transporte longshore a los “extremos aguas abajo” de las playas —Provincetown y Monomoy, en el caso de Cape Cod.

La Figura 8-34 es un boceto de Cape Cod exterior, mostrando la dirección de aproximación de las olas dominantes en movimiento de arena y las direcciones netas de transporte longshore. Al sur de un punto aproximadamente en medio de la cara del Cabo exterior, el transporte neto de larga costa es hacia el sur, y al norte de ese punto, el transporte neto de larga costa está al norte. El punto divisorio se denomina punto nulo. Para una larga distancia al norte y al sur del punto nulo hay erosión neta de la playa. Pero al norte y al sur de esa zona de erosión neta, hay deposición neta, ya que los asadores se extienden cada vez más lejos.

Figura 8-34. Transporte longshore a lo largo de la cara exterior de Cape Cod.