Chapoteo

Una turbulenta capa de agua que llega a la playa después de que se rompe una ola entrante

Chapoteo

Swash , o prelavado en geografía , es una capa turbulenta de agua que llega a la playa después de que se rompe una ola entrante . La acción de swash puede mover materiales de la playa hacia arriba y hacia abajo de la playa, lo que resulta en el intercambio de sedimentos a través de la costa. ^[1] La escala de tiempo del movimiento de swash varía de segundos a minutos dependiendo del tipo de playa (ver Figura 1 para los tipos de playa). El mayor swash generalmente ocurre en playas más planas. ^[2]El movimiento de swash juega el papel principal en la formación de características morfológicas y sus cambios en la zona de swash. La acción de swash también juega un papel importante como uno de los procesos instantáneos en la morfodinámica costera más amplia.

Figura 1. Clasificación de playas por Wright y Short (1983) mostrando playas disipativas, intermedias y reflectantes.

Hay dos enfoques que describen los movimientos de swash: (1) swash resultante del colapso de perforaciones de alta frecuencia ( f > 0.05 Hz) en la superficie de la playa; y (2) swash caracterizado por movimientos de baja frecuencia ( f <0.05 Hz) de pie . El tipo de movimiento ondulatorio que prevalece depende de las condiciones de las olas y la morfología de la playa y esto se puede predecir calculando el parámetro de similitud del oleaje εb (Guza & Inman 1975):

${\displaystyle \epsilon b={\frac {4\pi ^{2}Hb}{2gT^{2}\tan ^{2}\beta }},}$

Donde Hb es la altura del rompeolas, g es la gravedad, T es el período de onda incidente y tan β es el gradiente de la playa. Los valores εb> 20 indican condiciones de disipación en las que el swash se caracteriza por un movimiento permanente de onda larga. Los valores εb <2.5 indican condiciones de reflexión donde el swash está dominado por los orificios de las olas. ^[3]

Alza y contracorriente

Swash consta de dos fases: uprush (flujo en tierra) y retrolavado (flujo en alta mar). Generalmente, la corriente ascendente tiene una velocidad más alta y una duración más corta que el retrolavado. 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 del retrolavado. La dirección de la corriente ascendente varía con el viento predominante, mientras que la contracorriente es siempre perpendicular a la costa. Este movimiento asimétrico de la marisma puede provocar la deriva de la costa así como el transporte de sedimentos a través de la costa . ^{[4] [5]}

Morfología swash

Figura 2. Morfología de la zona de swash y de la playa mostrando la terminología y los procesos principales (Modificado de Masselink & Hughes 2003)

La zona de swash es la parte superior de la playa entre backbeach y la zona de surf , donde se produce una intensa erosión durante las tormentas (Figura 2). La zona de baño 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 turbulento 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 vertiginoso. La infiltración (hidrología) y el transporte de sedimentos por el movimiento de las olas son factores importantes que gobiernan el gradiente de la superficie de la playa. ^[4]

Beachface

La cara de la playa es la sección plana y relativamente empinada del perfil de la playa que está sujeta a procesos de swash (Figura 2). La cara de la playa se extiende desde la berma hasta el nivel de la marea baja. La superficie de la playa está en equilibrio dinámico con acción de swash cuando la cantidad de sedimento transportado por el uprush y el backwash son iguales. Si la superficie de la playa es más plana que el gradiente de equilibrio, la corriente ascendente transporta más sedimentos para producir un transporte neto de sedimentos en la costa.. Si la superficie de la playa es más empinada 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 superficie de la playa se rige por una compleja interrelación de factores como el tamaño del sedimento, la permeabilidad y la velocidad de caída en la zona de inundación, así como la altura y el período de las olas. La cara de la playa no puede considerarse aisladamente de la zona de oleaje para comprender los cambios morfológicos y los equilibrios, ya que se ven fuertemente afectados por la zona de oleaje y los procesos de oleaje, así como por los procesos de la zona de oleaje. ^{[4] [5]}

Berma

La berma es la parte relativamente plana de la zona de swash donde se produce la acumulación de sedimentos en el movimiento de swash más alejado hacia la tierra (Figura 2). La berma protege la playa trasera 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 playas de grava y puede haber múltiples bermas en diferentes elevaciones. En las playas de arena, por el contrario, el gradiente de backbeach, berm y beachface puede ser similar. La altura de la berma se rige por la elevación máxima del transporte de sedimentos durante la subida. ^[4] La altura de la berma se puede predecir utilizando la ecuación de Takeda y Sunamura (1982).

${\displaystyle Zberm=0.125Hb^{5/8}(gT^{2})^{3/8},}$

donde Hb es la altura del rompedor, g es la gravedad y T es el período de la ola.

Paso de playa

El escalón de la playa es un escarpe sumergido en la base de la cara de la playa (Figura 2). Los escalones de la playa generalmente comprenden 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 retrolavado interactúa con la ola incidente que se aproxima y genera un vórtice. Hughes y Cowell (1987) propusieron la ecuación para predecir la altura del paso Zstep

${\displaystyle Zstep={\sqrt {HbTws}},}$

donde 'ws' es la velocidad de caída del sedimento. La altura del escalón aumenta con el aumento de la altura de la ola (rompiente) (Hb), el período de la ola (T) y el tamaño del sedimento. ^[4]

Cúspides de playa

Figura 3. Morfología de las cúspides de las playas. El levantamiento diverge en los cuernos de las cúspides y el contracorriente converge en las ensenadas de las cúspides. (Modificado de Masselink & Hughes 2003)

Retrolavado en una playa

La cúspide de la 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 swash y son más comunes en las playas de grava que en la arena. El espaciamiento de las cúspides está relacionado 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 las cúspides" que apuntan hacia el mar, de pendiente pronunciada (Figura 3). Actualmente existen dos teorías que dan una explicación adecuada para la formación de las cúspides rítmicas de la playa: olas de borde estacionario y autoorganización . ^[4]

Modelo de onda de borde estacionario

La teoría de la onda de borde estacionario, que fue introducida por Guza e Inman (1975), sugiere que el swash se superpone al movimiento de las ondas de borde estacionario que viajan a lo largo de la costa. Esto produce una variación en la altura de la marisma 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 ondas del borde. El espaciado de las cúspides de la playa se puede predecir utilizando el modelo de onda de borde subarmónico

${\displaystyle \lambda ={\frac {g}{\pi }}T^{2}tan\beta ,}$

donde T es el período de la ola incidente y tanβ es el gradiente de la playa.

Este modelo solo 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 autolimitante. ^[4]

Modelo de autoorganización

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 fomentando la irregularidad topográfica y la retroalimentación negativa que desalienta la acumulación o erosión en cúspides de playa bien desarrolladas. Es relativamente reciente que los recursos computacionales y las formulaciones de transporte de sedimentos estuvieron disponibles para mostrar que las características morfológicas estables y rítmicas pueden ser producidas por tales sistemas de retroalimentación. ^[4] El espaciado de las cúspides de la playa, basado en el modelo de autoorganización, es proporcional a la extensión horizontal del movimiento súbito S usando la ecuación

${\displaystyle \lambda =fS,}$

donde la constante de proporcionalidad f es c . 1.5.

Transporte de sedimentos

Transporte de sedimentos a través de la costa

El intercambio de sedimentos a través de la costa, entre las zonas subaéreas y sub-acuosas de la playa, es proporcionado principalmente por el movimiento vertiginoso. ^[6] Las tasas de transporte en la zona de inundación son mucho más altas en comparación con la zona de oleaje y las concentraciones de sedimentos en suspensión pueden superar los 100 kg / m ³ cerca del lecho. ^[4] El transporte de sedimentos en tierra y mar adentro por el swash juega un papel importante en la acumulación y erosión de la playa.

Existen diferencias fundamentales en el transporte de sedimentos entre la corriente ascendente y el retrolavado del flujo turbulento. La corriente ascendente, que está dominada principalmente por turbulencias de perforación, especialmente en playas empinadas, generalmente suspende sedimentos para su transporte. Las velocidades de flujo, las concentraciones de sedimentos en suspensión y los flujos en suspensión son máximos al comienzo de la corriente ascendente cuando la turbulencia es máxima. Luego, la turbulencia se disipa hacia el final del flujo en tierra, depositando el sedimento suspendido en el lecho. Por el contrario, el retrolavado está dominado por el flujo laminar y el transporte de sedimentos de carga de lecho. La velocidad del flujo aumenta hacia el final del retrolavado, lo que provoca más turbulencias generadas en 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) se rige en gran medida por el gradiente de la superficie de la playa.^[5]

Deriva costera

La deriva litoral por swash se produce debido a la morfología de las cúspides de la playa o debido a las olas entrantes oblicuas que causan un fuerte movimiento de swash a lo largo de la costa. Bajo la influencia de la deriva de la costa, cuando no hay una fase de agua floja 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 swash no es muy común, pero la erosión puede ocurrir donde swash tiene un componente costero significativo.

Gestión

La zona de swash es muy dinámica, accesible y susceptible a las actividades humanas. Esta zona puede estar muy cerca de las 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 inundación 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 tener en cuenta que los procesos de la zona de surf no se pueden considerar de forma aislada, ya que están fuertemente vinculados con los procesos de la zona de surf. Muchos otros factores, incluidas las actividades humanas y el cambio climático, también pueden influir en la morfodinámica en la zona de 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 costera y la recesión. 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 baño puede interferir con el sistema morfodinámico en la zona de baño. La construcción de un malecón puede elevar el nivel freático , aumentar el reflejo de las olas e intensificar la turbulencia contra la pared. En última instancia, esto da como resultado la erosión de la playa adyacente o la falla de la estructura. ^[8]Las murallas de cantos rodados (también conocidas como revestimientos o riprap) y los tetrápodos son menos reflectantes que los muros marinos impermeables, ya que se espera que las olas rompan los materiales para producir un chapoteo y un contracorriente que no provoquen erosión. Los escombros rocosos a veces se colocan frente a un malecón para intentar 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 inundación 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 fallas en el pasado debido a una comprensión inadecuada. ^{[9] La} comprensión y la predicción de los movimientos de sedimentos, tanto en la zona de oleaje como en la zona de oleaje, es vital para que el proyecto de nutrición tenga éxito.

Ejemplo

El manejo costero 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 resultó en cambios morfológicos en la zona de swash. En la década de 1930, un dique fue construido para proteger el acantilado de la recesión en el Rock Negro. Esto resultó en el agotamiento de la playa frente al malecón , que fue dañada por repetidas tormentas en invierno. En 1969, la playa se nutrió con aproximadamente 5000m ³de arena del interior para aumentar el volumen de arena de 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 para dejar el malecón expuesto nuevamente a los impactos de las tormentas invernales. El proyecto no había tenido en cuenta los patrones estacionales de la deriva costera y había subestimado la cantidad de arena con la que alimentarse, especialmente en la parte sur de la playa. ^[9]

Investigación

Se dice que la realización de investigaciones morfológicas y mediciones de campo en la zona de inundación es un desafío, ya que es un ambiente poco profundo y aireado con flujos rápidos e inestables. ^{[5] [10]} A pesar de la accesibilidad a la zona swash y la capacidad de tomar medidas 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 las comparaciones críticas entre la teoría y la observación. ^[5]Se han utilizado varios y únicos métodos para las mediciones de campo en la zona de swash. Para las mediciones del avance de las olas, por ejemplo, Guza y Thornton (1981, 1982) utilizaron un cable de resistencia dual de 80 m de largo estirado 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 preliminar tomando videos del swash para digitalizar las posiciones de la línea de flotación a lo largo del tiempo. Muchos de los estudios que participan estructuras de ingeniería, incluyendo malecones , espigones y rompeolas , para establecer criterios de diseño que protegen las estructuras de desbordamiento por extremas run-ups. ^[2]Desde la década de 1990, investigadores costeros como Hughes MG, Masselink J. y Puleo JA han investigado más activamente la hidrodinámica swash, lo que contribuye a una mejor comprensión de la morfodinámica en la zona swash, incluida la turbulencia, las velocidades de flujo y la interacción con el agua subterránea de la playa. mesa y transporte de sedimentos . Sin embargo, las lagunas en la comprensión aún permanecen en la investigación vertiginosa, incluida la turbulencia, el flujo laminar, el transporte de sedimentos de carga de fondo y la hidrodinámica en playas ultradisipativas. ^[5]

Ver también

• Cúspide de la playa
• Nutrición de la playa
• Manejo costero
• Deriva litoral
• Pared del mar
• Transporte de sedimentos

Referencias

Notas

1. Whittow, JB (2000). El Diccionario Penguin de Geografía Física . Londres: Penguin Books .
2. Komar, PD (1998). Procesos de playa y sedimentación . Acantilados de Englewood : Prentice-Hall .
3. Wright, LD; Breve, AD (1984). "Variabilidad morfodinámica de zonas de surf y playas: una síntesis". Marine Geology (56): 93-118.
4. Masselink, G. y Hughes MG 2003, Introducción a los procesos costeros y la geomorfología, Hodder Arnold, Londres
5. Masselink, G. y Puleo, JA 2006, "Morfodinámica de la zona de swash". Continental Shelf Research, 26, págs. 661-680
6. Masselink, G. y Hughes, M. 1998, "Investigación de campo del transporte de sedimentos en la zona de swash". Investigación de la plataforma continental 18, págs.
7. Zhang, K., Douglas, BC y Leatherman, SP 2004, "Calentamiento global y erosión costera". Cambio climático, 64, págs.41-58
8. Rae, E. 2010, "Deposición y erosión costera" en Enciclopedia de Geografía. Publicaciones Sage, 21 de marzo de 2011, < "Copia archivada" . Archivado desde el original el 1 de febrero de 2013 . Consultado el 4 de mayo de 2011 .>
9. Bird, ECF 1996, Gestión de playas. John Wiley & Sons, Chichester
10. Blenkinsopp, CE, Turner, IL, Masselink, G., Russell, PE 2011, "Flujos de sedimentos de la zona de inundación: observaciones de campo". Ingeniería costera, 58, págs. 28-44

Otro

• Guza, RT e Inman, D. 1975, "Olas de borde y cúspides de playa". Journal of Geophysical Research, 80, págs. 2997–3012
• Hughes, MG y Cowell, PJ 1987, "Ajuste de playas reflectantes a olas". Journal of Coastal Research, 3, págs. 153-167
• Takeda, I. y Sunamura, T. 1982, "Formación y altura de bermas". Transactions, Japanese Geomorphological Union, 3, págs. 145-157
• Werner, BT y Fink, TM 1993. "Las cúspides de las playas como patrones autoorganizados". Science, 260, págs. 968–971