Cómo se forman las playas de guijarros
Las olas proporcionan cerca de la mitad de la energía para hacer el trabajo en la costa. Las olas del océano son generadas por el viento que sopla sobre la superficie del océano. Cuanto más fuerte es el viento, más tiempo sopla y cuanto más largo es el fetch, o tramo de océano sobre el que sopla, más grandes son las olas (Figura 1). Las mayores fábricas de olas del mundo se encuentran en la zona de bajas subpolares centradas en las latitudes 40-60° N y S, las llamadas 40 rugientes y 60 chillonas. Los fuertes vientos del oeste producen las mayores olas del mundo, que inicialmente se dirigen hacia el oeste y son desviadas hacia el ecuador por el efecto Coriolis, llegando desde el noroeste en el hemisferio norte y el suroeste en el hemisferio sur (Figura 2). Otros climas de olas importantes son las olas del este producidas por los vientos alisios del noreste y del sureste, expansivos pero de velocidad moderada, y las olas estacionales menores producidas por los monzones e incluso los vientos de levante polares, junto con los huracanes ocasionales que pueden producir olas masivas así como mareas de tempestad.
Cuando se generan olas, se denominan mares y consisten en olas cortas, empinadas, altas y lentas, que tienden a volcarse y romperse, y tienen un amplio espectro de dirección. Una vez que el viento deja de soplar, y/o las olas abandonan la zona de generación, se transforman rápidamente en oleaje, más bajo, más largo, más rápido y de dirección uniforme. En teoría, las olas pueden dar la vuelta al mundo con una pérdida mínima de energía, mientras que en la realidad acaban rompiendo en alguna costa lejana.Las olas son una forma de energía potencial que puede ser transportada a través de cientos o miles de kilómetros de océano para ser liberada como energía cinética cuando se encajan y rompen. Las olas se definen por su altura (H) (de la depresión a la cresta), su longitud (L) (de cresta a cresta) y su periodo (T) (tiempo entre crestas sucesivas). Cuanto más largo sea el periodo, más largas y rápidas serán las olas, ya que la longitud de onda L=1,56 T, y la velocidad de onda C = 1,56 T2. Cuando las olas entran en aguas poco profundas, su velocidad está controlada por la profundidad del agua (d), de modo que C=√gd, donde g es la constante gravitacional. Por esta razón, las olas se ralentizan a medida que se acercan a la orilla; una ola de 10 segundos que viaja a 56 km/h en aguas profundas se ralentiza a 7 km/h en aguas de 5 m de profundidad.
Diagrama de formación de la playa
Las formas costeras de deposición se producen cuando la acumulación de arena y guijarros es mayor que su eliminación. Este es el caso, sobre todo, cuando prevalece el oleaje constructivo o cuando se suministra una cantidad abundante de material de playa.
Las playas son entornos dinámicos que sirven de amortiguador entre la tierra y el mar. Tienen tres componentes principales: la zona cercana a la costa (donde la tierra empieza a afectar al mar), la costa (zona de oleaje) y la orilla (normalmente por encima de la marca de la marea alta). La costa posterior suele contener el material depositado por las olas de las tormentas.
La pendiente de la playa tiende a cambiar durante el año. Las playas suelen ser más empinadas en verano. Esto se debe a que las olas constructivas son más comunes en verano, pero las olas destructivas son más comunes en invierno.
El fuerte oleaje de una ola constructiva deposita el mayor material en la parte superior de la playa. A medida que la parte superior de la playa se acumula, el oleaje de retroceso se vuelve aún más débil porque una mayor proporción del agua se escurre por percolación, en lugar de correr por la playa. El débil oleaje de una ola destructiva deposita material en la base de la playa. No puede avanzar más allá de la playa porque es destruida por el retroceso de la ola rompiente anterior. En la zona de la playa se forman crestas y canales paralelos a la línea de costa. Las crestas son zonas de la costa que se elevan por encima de la costa adyacente, que se sumerge en un canal. Los túneles están interrumpidos por canales que ayudan a drenar el agua hacia la playa.
Qué es una playa
La formación de la playa de Chesil ha sido muy discutida a lo largo de los años y sigue siendo objeto de continuo debate. Las investigaciones que se llevan a cabo en la actualidad permiten comprender mejor el origen del material que forma la playa y cómo se transportó hasta su ubicación actual. Esta página presenta un resumen de una de las opiniones actuales sugeridas por Malcolm Bray, de la Universidad de Portsmouth. Se puede descargar un documento más detallado aquí.
La playa de Chesil se formó inicialmente a partir de depósitos predominantemente arenosos en la bahía de Lyme cuando el nivel de las aguas subió rápidamente al final de la última era glacial hace 20.000-14.000 años. Estos depósitos se erosionaron y la arena y la grava se desplazaron hacia la costa en forma de playa de barrera. A medida que la playa de barrera fue desplazada hacia el este por la subida del nivel del mar, superó los sedimentos existentes y se formó la Flota hace unos 7.000 años. La formación de la Flota estaba prácticamente terminada hace 5.000 años.
El nivel del mar se estabilizó hace 4.000-5.000 años y en esa época la playa de Chesil se encontraba cerca de su posición actual. Era predominantemente arenosa, con capas de conchas y material más grueso que indicaban el sobrelavado del mar.
Es una playa formada por la erosión o la deposición
La Formación Playa de Rosarito se depositó en el borde continental adyacente a la provincia de la Cordillera Peninsular. Esta formación proporciona una visión de las características paleoceanográficas representativas de los sedimentos marinos. El Miembro La Misión está formado en gran parte por basaltos de más de 150 m de espesor, que se adelgazan hacia el este. No hay lavas almohadilladas ni texturas acuáticas asociadas a este miembro. El Miembro Los Indios, que recubre a La Misión, está formado por una gran variedad de sedimentos volcaniclásticos marinos (tobas, tobas lapilli, areniscas tobáceas) y capas de diatomeas de 4 m de espesor. Los basaltos se emplazaron a través de una serie de fisuras en el basamento mesozoico mientras la zona se elevaba hacia el oeste. Al mismo tiempo, la línea de costa retrocedió hacia el este. Las coladas basálticas que componen el Miembro La Mision y los piroclastos suprayacentes se depositaron al mismo tiempo que la línea de costa se desplazaba hacia el este y toda la zona se fallaba, construyendo estructuras de horst y graben (tierra de frontera continental). Los sedimentos de diatomeas se depositaron en esta nueva zona poco profunda asociada a un afloramiento y a una capa mínima de oxígeno, y se vieron reforzados por la presencia de grabens, que actuaron como cuencas colmatadas. Los microfósiles silícicos indican un entorno mixto de plataformas exteriores e interiores en una plataforma poco profunda de no más de 200 m».
