El swash , o remolino en geografía , es una capa turbulenta de agua que se acumula en la playa después de que una ola entrante se ha roto. La acción del swash puede mover materiales de la playa hacia arriba y hacia abajo, lo que da como resultado el intercambio de sedimentos a través de la costa. [1] La escala de tiempo del movimiento del swash varía de segundos a minutos según el tipo de playa (consulte la Figura 1 para conocer los tipos de playa). El swash mayor generalmente ocurre en playas más planas. [2] El movimiento del swash juega el papel principal en la formación de características morfológicas y sus cambios en la zona de swash. La acción del swash también juega un papel importante como uno de los procesos instantáneos en la morfodinámica costera más amplia.
Existen dos enfoques para describir los movimientos de oleaje: (1) el oleaje resultante del colapso de oleajes de alta frecuencia ( ) en la superficie de la playa; y (2) el oleaje caracterizado por movimientos estacionarios 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 de oleaje (Guza e Inman 1975):
donde es la altura de la rompiente, es la gravedad, es el período de la ola incidente y es el gradiente de la playa. Los valores indican condiciones disipativas donde la ola se caracteriza por el movimiento de olas largas estacionarias. Los valores indican condiciones reflexivas donde la ola está dominada por las ondas de agua. [3]
El oleaje consta de dos fases: arremetida (flujo terrestre) y contracorriente (flujo marino). Generalmente, la arremetida tiene mayor velocidad y menor duración que la contracorriente. Las velocidades terrestres son máximas al comienzo de la arremetida y luego disminuyen, mientras que las velocidades marinas aumentan hacia el final de la contracorriente. La dirección de la arremetida varía con el viento predominante, mientras que la contracorriente es siempre perpendicular a la línea de costa. Este movimiento asimétrico del oleaje puede provocar una deriva a lo largo de la costa , así como el transporte de sedimentos a través de la costa . [4] [5]
La zona de oleaje es la parte superior de la playa entre la zona de fondo y la zona de rompientes , donde se produce una intensa erosión durante las tormentas (Figura 2). La zona de oleaje 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 oleaje 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 oleaje. La infiltración (hidrología) y el transporte de sedimentos por movimiento de oleaje son factores importantes que rigen el gradiente de la cara de la playa. [4]
La cara de la playa es la sección plana, 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 marea baja . La cara de la playa está en equilibrio dinámico con la acción del oleaje cuando la cantidad de transporte de sedimentos por afloramiento y contracorriente son iguales. Si la cara de la playa es más plana que el gradiente de equilibrio, más sedimentos son transportados por el afloramiento para dar como resultado un transporte neto de sedimentos hacia la tierra . Si la cara de la playa es más empinada que el gradiente de equilibrio, el transporte de sedimentos está dominado por el contracorriente y esto da como resultado un transporte neto de sedimentos en alta mar. El gradiente de equilibrio de la cara de la playa está regido por una interrelación compleja 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 se puede considerar aisladamente de la zona de rompientes para comprender los cambios morfológicos y los equilibrios, ya que se ven fuertemente afectados por la zona de rompientes y los procesos de oleaje en bajamar, así como por los procesos de la zona de oleaje. [4] [5]
La berma es la parte relativamente plana [ aclaración necesaria ] de la zona de oleaje donde se produce la acumulación de sedimentos en el punto más alejado de la costa (Figura 2). La berma protege la playa interior y las dunas costeras de las olas, pero la erosión puede producirse en condiciones de alta energía, como las tormentas. La berma se define más fácilmente en playas de grava y puede haber múltiples bermas a diferentes elevaciones. En cambio, en playas arenosas, el gradiente de la playa interior, la berma y el frente de playa puede ser similar. La altura de la berma está determinada por la elevación máxima del transporte de sedimentos durante el ascenso. [4] La altura de la berma se puede predecir utilizando la ecuación de Takeda y Sunamura (1982)
¿Dónde está la altura de la ola, la gravedad y el período de la ola? [ aclaración necesaria ]
El escalón de playa es un escarpe sumergido en la base de la cara de la playa (Figura 2). Los escalones de playa generalmente comprenden el material más grueso y la altura puede variar desde varios centímetros hasta más de un metro. Los escalones de playa se forman donde la corriente de retorno 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.
donde es la velocidad de caída del sedimento. La altura del escalón aumenta con el aumento de la altura de la ola (rompiente) ( ), el período de la ola ( ) y el tamaño del sedimento. [4]
Las cúspides de playa son acumulaciones de arena o grava en forma de medialuna que rodean una depresión semicircular en una playa. Se forman por la acción del oleaje y son más comunes en playas de grava que en playas de arena. El espaciamiento de las cúspides está relacionado con la extensión horizontal del movimiento del oleaje y puede variar de 10 cm a 50 m. Los sedimentos más gruesos se encuentran en los "cuernos de cúspide" de gradiente pronunciado que apuntan hacia el mar (Figura 3). Actualmente hay dos teorías que brindan una explicación adecuada para la formación de las cúspides rítmicas de playa: las ondas estacionarias en el borde y la autoorganización . [4]
La teoría de las olas estacionarias en el borde, introducida por Guza e Inman (1975), sugiere que la ola se superpone al movimiento de las olas estacionarias en el borde que se desplazan a lo largo de la costa. Esto produce una variación en la altura de la ola a lo largo de la costa y, en consecuencia, da como resultado patrones regulares de erosión . Las ensenadas de las cúspides se forman en los puntos de erosión y los cuernos de las cúspides se producen en los nodos de las olas de borde. El espaciamiento de las cúspides de la playa se puede predecir utilizando el modelo de olas de borde subarmónico.
en el cual es el período de la ola incidente y es el gradiente de la playa.
Este modelo sólo explica la formación inicial de las cúspides, pero no su crecimiento continuo. La amplitud de la onda de borde se reduce a medida que las cúspides crecen, por lo que se trata de un proceso autolimitante. [4]
La teoría de la autoorganización fue introducida por Werner y Fink (1993) y sugiere que las cúspides de playa se forman debido a una combinación de retroalimentación positiva que es operada por la morfología de la playa y el movimiento de oleaje que fomenta la irregularidad topográfica y la retroalimentación negativa que desalienta la acreción o erosión en las cúspides de playa bien desarrolladas. Es relativamente reciente que los recursos computacionales y las formulaciones de transporte de sedimentos se hayan puesto a disposición para demostrar que las características morfológicas estables y rítmicas pueden ser producidas por tales sistemas de retroalimentación. [4] El espaciamiento de las cúspides de playa, basado en el modelo de autoorganización, es proporcional a la extensión horizontal del movimiento de oleaje S utilizando la ecuación
donde la constante de proporcionalidad f es c . 1.5.
El intercambio de sedimentos entre las zonas subaéreas y subacuáticas de la playa se produce principalmente por el movimiento de resaca. [6] Las tasas de transporte en la zona de resaca son mucho más altas en comparación con la zona de rompientes y las concentraciones de sedimentos suspendidos pueden superar los 100 kg/m3 cerca del lecho. [4] Por lo tanto, el transporte de sedimentos terrestres y marinos por resaca desempeña un papel importante en la acreción y erosión de la playa.
Existen diferencias fundamentales en el transporte de sedimentos entre el flujo ascendente y el flujo descendente del flujo de oleaje. El flujo ascendente, que está dominado principalmente por la turbulencia del fondo, especialmente en playas empinadas, generalmente suspende sedimentos para su transporte. Las velocidades de flujo, las concentraciones de sedimentos suspendidos y los flujos suspendidos son mayores al comienzo del flujo ascendente, cuando la turbulencia es máxima. Luego, la turbulencia se disipa hacia el final del flujo terrestre, sedimentando el sedimento suspendido en el lecho. En contraste, el flujo descendente está dominado por el flujo laminar y el transporte de sedimentos por carga de fondo. La velocidad del flujo aumenta hacia el final del flujo descendente, lo que provoca más turbulencia generada por el lecho, lo que resulta en el transporte de sedimentos cerca del lecho. La dirección del transporte neto de sedimentos (en tierra o en alta mar) está determinada en gran medida por el gradiente de la superficie de la playa. [5]
La deriva litoral por oleaje se produce debido a la morfología de la cúspide de la playa o debido a las olas entrantes oblicuas que provocan un fuerte movimiento de oleaje a lo largo de la costa. Bajo la influencia de la deriva litoral, cuando no hay una fase de aguas estancadas durante los flujos de retrolavado, los sedimentos pueden permanecer suspendidos y provocar el transporte de sedimentos en alta mar . La erosión de la superficie de la playa por procesos de oleaje no es muy común, pero puede producirse cuando el oleaje tiene un componente significativo a lo largo de la costa.
La zona de resaca 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 un metro del nivel medio del mar . [7] Comprender los procesos de la zona de resaca y gestionarlos de manera 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 resaca no se pueden considerar 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 de resaca. Comprender la morfodinámica más amplia es esencial para una gestión costera exitosa.
La construcción de diques marinos ha sido una herramienta común para proteger propiedades desarrolladas, como caminos y edificios, de la erosión y recesión costera. Sin embargo, la mayoría de las veces, proteger la propiedad mediante la construcción de un dique no logra la retención de la playa. La construcción de una estructura impermeable como un dique dentro de la zona de resaca puede interferir con el sistema morfodinámico en la zona de resaca. La construcción de un dique puede elevar el nivel freático , aumentar la reflexión de las olas e intensificar la turbulencia contra el dique. Esto finalmente resulta en la erosión de la playa adyacente o la falla de la estructura. [8] Las murallas de cantos rodados (también conocidas como revestimientos o escollera) y los tetrápodos son menos reflectantes que los diques marinos impermeables, ya que se espera que las olas rompan a través de los materiales para producir resaca y reflujo que no causan erosión. A veces se colocan escombros rocosos frente a un dique marino 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 oleaje también es vital para los proyectos de regeneración de playas . El oleaje juega un papel importante en el transporte y distribución de la arena que se agrega a la playa. En el pasado, ha habido fracasos debido a una comprensión inadecuada. [9] Comprender y predecir los movimientos de sedimentos, tanto en la zona de oleaje como en la zona de resaca, es vital para que el proyecto de regeneración tenga éxito.
La gestión costera de Black Rock, en la costa noreste de Phillip Bay, Australia, ofrece un buen ejemplo de una respuesta estructural a la erosión de la playa que dio lugar a cambios morfológicos en la zona de oleaje. En la década de 1930, se construyó un malecón para proteger el acantilado de la recesión en Black Rock. Esto dio lugar al agotamiento de la playa frente al malecón , que fue dañada por repetidas tormentas en invierno. En 1969, la playa fue alimentada con aproximadamente 5000 m 3 de arena desde el interior con el fin de aumentar el volumen de arena en la playa para proteger el malecón. Esto aumentó el volumen de arena en un 10% aproximadamente, sin embargo, la arena fue arrastrada por la deriva hacia el norte en otoño para dejar el malecón expuesto nuevamente a los impactos de las tormentas invernales. El proyecto no tuvo en cuenta los patrones estacionales de deriva litoral y subestimó la cantidad de arena con la que alimentar, 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 resaca es un desafío, ya que es un entorno poco profundo y aireado con flujos de resaca rápidos e inestables. [5] [10] A pesar de la accesibilidad a la zona de resaca y la capacidad de tomar mediciones con alta resolución en comparación con las 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 métodos únicos para las mediciones de campo en la zona de resaca. Para las mediciones de la subida de las olas, por ejemplo, Guza y Thornton (1981, 1982) utilizaron un cable de doble resistencia de 80 m de largo tendido a lo largo del perfil de la playa y sostenido unos 3 cm por encima de la arena mediante soportes no conductores. Holman y Sallenger (1985) llevaron a cabo una investigación de la subida tomando videos de la resaca para digitalizar las posiciones de la línea de flotación a lo largo del tiempo. Muchos de los estudios involucraron estructuras de ingeniería, incluyendo malecones , embarcaderos y rompeolas , para establecer criterios de diseño que protejan las estructuras de desbordamientos por subidas extremas. [2] Desde la década de 1990, la hidrodinámica de las olas 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 olas, incluyendo turbulencia, velocidades de flujo, interacción con el nivel freático de la playa y transporte de sedimentos . Sin embargo, las brechas en la comprensión aún permanecen en la investigación de las olas, incluyendo turbulencia, flujo laminar, transporte de sedimentos por carga de fondo e hidrodinámica en playas ultradisipativas. [5]
