Swash , o prelavado en geografía , es una capa turbulenta de agua que llega a la playa después de que una ola entrante ha roto. La acción de balanceo puede mover los materiales de la playa hacia arriba y hacia abajo, lo que resulta en el intercambio de sedimentos a través de la costa. [1] La escala de tiempo del movimiento de oleaje varía de segundos a minutos dependiendo del tipo de playa (consulte la Figura 1 para los tipos de playa). Generalmente se produce un mayor oleaje en playas más planas. [2] El movimiento de balanceo juega el papel principal en la formación de características morfológicas y sus cambios en la zona de balanceo. La acción de balanceo también juega un papel importante como uno de los procesos instantáneos en la morfodinámica costera más amplia.
Hay dos enfoques que describen los movimientos de oscilación: (1) oscilación resultante del colapso de perforaciones de alta frecuencia ( ) en la cara de la playa; y (2) movimiento oscilante caracterizado por movimientos de pie y de baja frecuencia ( ). El tipo de movimiento de oleaje que prevalece depende de las condiciones de las olas y de la morfología de la playa y esto se puede predecir calculando el parámetro de similitud del oleaje (Guza e Inman 1975):
donde es la altura de la rompiente, la gravedad, el período de onda incidente y la pendiente de la playa. Los valores indican condiciones disipativas en las que la oscilación se caracteriza por un movimiento estacionario de onda larga. Los valores indican condiciones reflectantes donde la oscilación está dominada por los agujeros de las olas. [3]
El swash consta de dos fases: uprush (flujo en tierra) y backwash (flujo en alta mar). Generalmente, el uprush tiene mayor velocidad y menor duración que el backwash. Las velocidades en tierra son máximas al comienzo de la corriente ascendente y luego disminuyen, mientras que las velocidades en alta mar aumentan hacia el final de la corriente de retorno. La dirección de la corriente varía según el viento predominante, mientras que la contracorriente es siempre perpendicular a la costa. Este movimiento asimétrico de oleaje puede causar deriva a lo largo de la costa , así como transporte de sedimentos a través de la costa . [4] [5]
La zona de swash es la parte superior de la playa entre backbeach y la zona de surf , donde ocurre una intensa erosión durante las tormentas (Figura 2). La zona de lavado es alternativamente húmeda y seca. La infiltración (hidrología) (por encima del nivel freático ) y la exfiltración (por debajo del nivel freático ) tienen lugar entre el flujo de lavado y el nivel freático de la playa. La cara de la playa, la berma, el escalón de la playa y las cúspides de la playa son las características morfológicas típicas asociadas con el movimiento de balanceo. La infiltración (hidrología) y el transporte de sedimentos por movimiento de lavado son factores importantes que gobiernan el gradiente de la cara de la playa. [4]
La cara de la playa es la sección plana y relativamente empinada del perfil de la playa que está sujeta a procesos de oleaje (Figura 2). La cara de la playa se extiende desde la berma hasta el nivel de la marea baja . La cara de la playa está en equilibrio dinámico con acción de balanceo cuando la cantidad de sedimento transportado por corriente ascendente y contracorriente es igual. Si la cara de la playa es más plana que el gradiente de equilibrio, la corriente ascendente transporta más sedimentos, lo que da como resultado un transporte neto de sedimentos hacia la costa . Si la cara de la playa es más pronunciada que el gradiente de equilibrio, el transporte de sedimentos está dominado por el retrolavado y esto da como resultado un transporte neto de sedimentos mar adentro. El gradiente de equilibrio de la cara de la playa está gobernado por una compleja interrelación de factores como el tamaño del sedimento, la permeabilidad y la velocidad de caída en la zona de oleaje, así como la altura y el período de las olas. La cara de la playa no puede considerarse aislada de la zona de oleaje para comprender los cambios y equilibrios morfológicos, ya que se ven fuertemente afectados por la zona de oleaje y los procesos de olas de bajío, así como por los procesos de la zona de oleaje. [4] [5]
La berma es la parte relativamente plana de la zona de oleaje donde se produce la acumulación de sedimento en el punto más alejado hacia la tierra del movimiento de oleaje (Figura 2). La berma protege la playa y las dunas costeras de las olas, pero la erosión puede ocurrir en condiciones de alta energía, como tormentas. La berma se define más fácilmente en las playas de grava y puede haber múltiples bermas en diferentes elevaciones. Por el contrario, en las playas de arena, la pendiente de la playa trasera, la berma y la cara de la playa puede ser similar. La altura de la berma está gobernada por la elevación máxima de transporte de sedimentos durante la avalancha. [4] La altura de la berma se puede predecir utilizando la ecuación de Takeda y Sunamura (1982).
donde es la altura de la rompiente, es la gravedad y es el período de la ola.
El escalón de la playa es un escarpe sumergido en la base de la cara de la playa (Figura 2). Los escalones de playa suelen estar compuestos por el material más grueso y la altura puede variar desde varios centímetros hasta más de un metro. Los escalones de la playa se forman donde el contraflujo interactúa con la ola incidente que se aproxima y genera un vórtice. Hughes y Cowell (1987) propusieron la ecuación para predecir la altura del escalón
¿Dónde está la velocidad de caída del sedimento? La altura del escalón aumenta al aumentar la altura de las olas (rompedoras) ( ), el período de las olas ( ) y el tamaño del sedimento. [4]
La cúspide de playa es una acumulación de arena o grava en forma de media luna que rodea una depresión semicircular en una playa. Se forman por acción de chapoteo y son más comunes en playas de grava que de arena. La separación de las cúspides está relacionada con la extensión horizontal del movimiento oscilante y puede oscilar entre 10 cm y 50 m. Los sedimentos más gruesos se encuentran en los 'cuernos de cúspide' de pendiente pronunciada que apuntan hacia el mar (Figura 3). Actualmente existen dos teorías que aportan una explicación adecuada a la formación de las cúspides rítmicas de la playa: las olas de borde estacionario y la autoorganización . [4]
La teoría de las olas de borde estacionario, introducida por Guza e Inman (1975), sugiere que la oscilación se superpone al movimiento de las olas de borde estacionario que viajan a lo largo de la costa. Esto produce una variación en la altura del oleaje a lo largo de la costa y, en consecuencia, da como resultado patrones regulares de erosión . Las bahías de cúspides se forman en los puntos de erosión y los cuernos de cúspides se producen en los nodos de onda del borde. El espaciamiento de las cúspides de la playa se puede predecir utilizando el modelo de onda de borde subarmónico.
en el cual es el periodo de onda incidente y es la pendiente de la playa.
Este modelo sólo explica la formación inicial de las cúspides pero no el crecimiento continuo de las cúspides. La amplitud de la onda de borde se reduce a medida que crecen las cúspides, por lo que es un proceso autolimitado. [4]
La teoría de la autoorganización fue introducida por Werner y Fink (1993) y sugiere que las cúspides de las playas se forman debido a una combinación de retroalimentación positiva que es operada por la morfología de la playa y el movimiento de swash que fomenta la irregularidad topográfica y la retroalimentación negativa que desalienta la acreción o erosión en la superficie. cúspides de playa bien desarrolladas. Es relativamente reciente que los recursos computacionales y las formulaciones de transporte de sedimentos estuvieron disponibles para demostrar que tales sistemas de retroalimentación pueden producir características morfológicas estables y rítmicas. [4] El espaciamiento de las cúspides de la playa, basado en el modelo de autoorganización, es proporcional a la extensión horizontal del movimiento de balanceo S usando la ecuación
donde la constante de proporcionalidad f es c . 1.5.
El intercambio de sedimentos a través de la costa, entre las zonas subaérea y subacuática de la playa, se realiza principalmente mediante el movimiento de balanceo. [6] Las tasas de transporte en la zona de oleaje son mucho más altas en comparación con la zona de oleaje y las concentraciones de sedimentos en suspensión pueden exceder los 100 kg/m 3 cerca del lecho. [4] El transporte de sedimentos terrestres y marinos por marea desempeña un papel importante en la acumulación y erosión de la playa.
Existen diferencias fundamentales en el transporte de sedimentos entre el flujo ascendente y el retrolavado del flujo swash. La corriente ascendente, que está dominada principalmente por turbulencias de perforación, especialmente en playas empinadas, generalmente suspende los sedimentos para su transporte. Las velocidades de flujo, las concentraciones de sedimentos en suspensión y los flujos en suspensión son mayores al inicio de la corriente ascendente, cuando la turbulencia es máxima. Luego, la turbulencia se disipa hacia el final del flujo terrestre, depositando el sedimento suspendido en el lecho. Por el contrario, el retrolavado está dominado por el flujo laminar y el transporte de sedimentos en el fondo. La velocidad del flujo aumenta hacia el final del retrolavado causando más turbulencia generada en el lecho, lo que resulta en transporte de sedimentos cerca del lecho. La dirección del transporte neto de sedimentos (en tierra o mar adentro) está determinada en gran medida por el gradiente de la cara de la playa. [5]
La deriva costera por oleaje se produce debido a la morfología de la cúspide de la playa o debido a olas entrantes oblicuas que causan un fuerte movimiento de oleaje a lo largo de la costa. Bajo la influencia de la deriva costera, cuando no hay una fase de aguas tranquilas durante los flujos de retrolavado, los sedimentos pueden permanecer suspendidos y provocar el transporte de sedimentos mar adentro . La erosión de la cara de la playa por procesos de swash no es muy común, pero la erosión puede ocurrir donde el swash tiene un componente importante a lo largo de la costa.
La zona de lavado es altamente dinámica, accesible y susceptible a las actividades humanas. Esta zona puede estar muy cerca de propiedades desarrolladas. Se dice que al menos 100 millones de personas en el mundo viven a menos de un metro del nivel medio del mar . [7] Comprender los procesos de las zonas de lavado y una gestión inteligente es vital para las comunidades costeras que pueden verse afectadas por peligros costeros , como la erosión y las marejadas ciclónicas . Es importante señalar que los procesos de la zona de oleaje no pueden considerarse de forma aislada, ya que están fuertemente vinculados con los procesos de la zona de oleaje. Muchos otros factores, incluidas las actividades humanas y el cambio climático, también pueden influir en la morfodinámica de la zona swash. Comprender la morfodinámica más amplia es esencial para una gestión costera exitosa.
La construcción de diques ha sido una herramienta común para proteger las propiedades desarrolladas, como carreteras y edificios, de la erosión y la recesión costera . Sin embargo, la mayoría de las veces, proteger la propiedad mediante la construcción de un malecón no logra la retención de la playa. La construcción de una estructura impermeable, como un malecón, dentro de la zona de chapoteo puede interferir con el sistema morfodinámico en la zona de chapoteo. La construcción de un malecón puede elevar el nivel freático , aumentar la reflexión de las olas e intensificar la turbulencia contra la pared. En última instancia, esto da como resultado la erosión de la playa adyacente o el fallo de la estructura. [8] Las murallas de rocas (también conocidas como revestimientos o escolleras) y los tetrápodos son menos reflectantes que los muros marinos impermeables, ya que se espera que las olas rompan a través de los materiales para producir olas y contracorrientes que no causan erosión. A veces se colocan escombros rocosos frente a un malecón en un intento de reducir el impacto de las olas , así como para permitir que la playa erosionada se recupere. [9]
Comprender el sistema de transporte de sedimentos en la zona de lavado también es vital para los proyectos de nutrición de playas . Swash juega un papel importante en el transporte y distribución de la arena que se agrega a la playa. Ha habido fracasos en el pasado debido a una comprensión inadecuada. [9] Comprender y predecir los movimientos de sedimentos, tanto en la zona de oleaje como en la de oleaje, es vital para que el proyecto de nutrición tenga éxito.
La gestión costera en Black Rock, en la costa noreste de Phillip Bay, Australia, proporciona un buen ejemplo de una respuesta estructural a la erosión de las playas que dio lugar a cambios morfológicos en la zona de lavado. En la década de 1930, se construyó un malecón para proteger el acantilado de la recesión en Black Rock. Esto provocó el agotamiento de la playa frente al malecón , que resultó dañada por las repetidas tormentas en invierno. En 1969, la playa fue nutrida con aproximadamente 5000 m 3 de arena del interior con el fin de aumentar el volumen de arena en la playa para proteger el malecón. Esto aumentó el volumen de arena en aproximadamente un 10%; sin embargo, la arena fue arrastrada por la deriva hacia el norte en otoño, dejando el malecón nuevamente expuesto a los impactos de las tormentas invernales. El proyecto no tuvo en cuenta los patrones estacionales de deriva costera y subestimó la cantidad de arena para alimentarse, especialmente en la parte sur de la playa. [9]
Se dice que la realización de investigaciones morfológicas y mediciones de campo en la zona de swash es un desafío ya que es un ambiente poco profundo y aireado con flujos de swash rápidos e inestables. [5] [10] A pesar de la accesibilidad a la zona de balanceo y la capacidad de tomar mediciones con alta resolución en comparación con otras partes de la zona cercana a la costa, la irregularidad de los datos ha sido un impedimento para el análisis, así como para las comparaciones críticas entre la teoría y la observación. [5] Se han utilizado varios y únicos métodos para mediciones de campo en la zona de lavado. Para medir el avance de las olas, por ejemplo, Guza y Thornton (1981, 1982) utilizaron un cable de doble resistencia de 80 m de longitud extendido a lo largo del perfil de la playa y sostenido a unos 3 cm por encima de la arena mediante soportes no conductores. Holman y Sallenger (1985) llevaron a cabo una investigación previa tomando vídeos del swash para digitalizar las posiciones de la línea de flotación a lo largo del tiempo. Muchos de los estudios involucraron estructuras de ingeniería, incluidos malecones , embarcaderos y rompeolas , para establecer criterios de diseño que protejan las estructuras contra el desbordamiento debido a carreras extremas. [2] Desde la década de 1990, la hidrodinámica de marea ha sido investigada más activamente por investigadores costeros, como Hughes MG, Masselink J. y Puleo JA, contribuyendo a una mejor comprensión de la morfodinámica en la zona de marea, incluyendo la turbulencia, las velocidades de flujo, la interacción con el nivel freático de la playa y el transporte de sedimentos . Sin embargo, aún persisten lagunas en la comprensión de la investigación sobre el swash, incluida la turbulencia, el flujo laminar, el transporte de sedimentos en el fondo y la hidrodinámica en playas ultradisipativas. [5]
