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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

versão impressa ISSN 1853-6360versão On-line ISSN 0328-1159

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.2 no.1-2 La Plata dez. 1995

 

ARTÍCULOS

Tendencias evolutivas y disponibilidad de sedimento en la interpretación de formas costeras: casos de estudio de la costa Argentina

 

Federico Ignacio Isla* y Gustavo Gabriel Bujalesky**

*CONICET-UNMDP, Centro de Geología de Costas y del Cuaternario, C.C. 722, 7600 Mar del Plata, Buenos Aires, Argentina.
**CONICET, Centro Austral de Investigaciones Científicas, C.C. 92, 9410 Ushuaia, Tierra del Fuego, Argentina.


RESUMEN

Las descripciones clásicas o modelos evolutivos de rasgos costeros han sido formulados a partir de estudios del Hemisferio Norte, es decir para una tendencia progresiva de aumento del nivel del mar durante el Holoceno. Estos modelos no deberían extrapolarse a otros lugares del mundo (costas de emergencia o con isostasia), y tampoco de manera sistemática al registro geológico, En el presente trabajo se analizan críticamente modelos propuestos globalmente pero que fallan para casos como la costa argentina, y particularmente para la patagónica o fueguina: un nivel del mar descendiendo glacioeustáticamente durante los últimos 5000 años en una costa ascendiendo tectónica- mente a un ritmo inferior. La relación entre el prisma de mareas y el área mínima de flujo de bocas de mareas de lagunas costeras, bahías o estuarios macromareales son estadísticamente distintos en Argentina. Las áreas mínimas de flujo son menores en relación a los prismas de mareas esperables de acuerdo al modelo de O´Brien/Jarrett. Los procesos de consumición de sedimento o canibalismo obedecen a una relativa estabilidad del nivel del mar por más de 5000 años. Durante ese tiempo se registraron inversiones en el transporte litoral de sedimento originados en el régimen de circulación de vientos. Los modelos morfodinámicos establecidos para playas macromareales no son aplicables a playas de grava con comportamiento reflectivo en pleamar y disipativo en bajamar.

Palabras Clave: Bocas de marea; Barreras; Clasificación de playas y espigas; Modelos morfodinámicos; Régimen costero; Cambios nivel del mar; Disponibilidad; Canibalismo.

EXTENDED ABSTRACT

Classical descriptions and evolutive models on coastal environments have been formulated from Northern Hemisphere studies; in other words, in relation to a Holocene sea-level rise. These models should not be extrapolated to other places (emergent coasts or with isostasy), neither regardlessly to the geological record. The argentine coast -more than 3,500 km long-, has a microtidal regime at Buenos Aires Province. Towards Patagonia, tidal ranges increase up to 10 m at Southern Santa Cruz and Northern Tierra del Fuego. It also increases into bays and gulfs and in relation to the width of the platform shelf. To the Beagle Channel, tidal range becomes again less than 1 m. Wave height varies along the coastline, also in response to the width of the platform shelf. Higher waves are generated by storms coming from the South Atlantic Ocean while waves coming from the north are smaller.
The present paper analyzes critically models proposed globally that fail to represent eases from the Argentine coast, and particularly from Patagonia and Tierra del Fuego, i.e. a sea level dropping glacioeustatically for the last 5,000 years in a coast uplifting at a lower rate.
The relationship between the tidal prism and the minimum flow area for argentine tidal inlets (coastal lagoons, bays and macrotidal estuaries) are statistically different. Sea-level stability is thought to be responsible of this trend. Minimum flow area are smaller in relation to the predicted tidal prisms of the model of O´Brien/Jarrett; exceptions are explained by a lack of sediment availability. Sand-consumption and cannibalism processes were also caused by the relative stability of the sea level during the last 5,000 years. The Eastern and Southern barriers of Buenos Aires evolved in response to different sand availability and due to the timing of sand exhaustion. Littoral drift reversals during this period indicate changes in the wind circulation patterns and are possibly paleoclimate indicators. The morphology at the beach-foredune boundary and the gravel-ridge overlapping at spits are the record of these cannibalism phenomena. Morphodynamic models proposed for macrotidal beaches are not applicable for those composed of gravel in the sense they have a reflective behaviour during high tide and dissipative at low tide. In gravel beaches, other processes as water-table, armouring and overtopping effects should be considered.

Key words: Tidal inlets; Barriers; Classification of beaches and splits; Morphodinamic models; Coastal regime; Sea level changes; Sediment availability; Cannibalism.


 

INTRODUCCIÓN

En el estudio de formas costeras, muchas veces se han malinterpretado las tendencias evolutivas. Las barreras medanosas han sido consideradas formas exclusivas de emergencia cuando también se dan en costas de sumergencia (Hoyt, 1967; Rampino & Sanders, 1981). Gran parte de los modelos que aplican el actualismo a la evolución de rasgos costeros han sido formulados para casos de estudio del Hemisferio Norte, es decir para un nivel del mar en ascenso (condiciones transgresivas). Sin embargo, las secuencias regresivas o de nivel del mar en descenso - como sucede dominantemente en el Hemisferio Sur (Isla, 1989) -, poseen mayor potencial de preservación. En la costa argentina son comunes formas erosivas (paleoacantilados) con desarrollo de planicies de playas al pie de ellos (e.g. Mar Chiquita, Península Valdés, Punta Bustamante, San Sebastián, Río Chico). Recientemente, se ha prestado atención a la correcta evaluación de modelos depositacionales en relación a las características dinámicas (dominio de olas o mareas) y tendencias eustáticas en que fueron definidos (Davis & Clifton, 1987).
En el presente trabajo se presentan objeciones o posiciones cautelares respecto al uso indiscriminado de modelos conceptuales hipotéticos, enunciados para fases netamente transgresivas. A modo de ejemplo, se presentan casos de estudio de la República Argentina, especialmente de la costa de Patagonia donde las tendencias glacioeustáticas y tectónicas son sensiblemente diferentes.

CARACTERÍSTICAS DINÁMICAS Y TECTÓNICAS DE LA COSTA ARGENTINA

La costa argentina se extiende por más de 3500 km de longitud y resulta una interesante región para contrastar algunos modelos propuestos, en el sentido que posee un gran espectro de amplitudes de marea, disponibilidad de sedimento (calidad y cantidad) y que en su mayoría carece de efectos tectónicos localizados.
Las desigualdades diurnas de la provincia de Buenos Aires son de menos de 1 m de amplitud mientras que las mareas semidiurnas del sur de Santa Cruz y norte de Tierra del Fuego poseen amplitudes medias de sicigias de hasta 10 m (Fig. 1). Ya en el Canal de Beagle, el régimen se hace nuevamente micromareal. La altura de las olas se distribuye según el ancho de la plataforma. Las costas frente plataformas continentales angostas (Mar del Plata) poseen alturas de ola superiores a 1 m, mientras que en playas protegidas difícilmente se supera este valor (Golfo San Matías).


Figura 1
. Variaciones relativas del nivel del mar durante el Holoceno (compiladas en Isla, 1989). Régimenes extremos y rangos de mareas (sicigias y cuadraturas) a lo largo de la costa argentina.
Figure 1. Relative sea-level changes during the Holocene (compiled by Isla, 1989). Extreme tidal regimes and ranges (springs and neaps) along the Argentine coast.

En toda la línea de costa existen evidencias de un ciclo transgresivo-regresivo holocénico que ha dejado planicies de playas o cheniers, y secuencias estuáricas en proceso de colmatación (Isla & Espinosa, en prensa). No obstante, son muy comunes acantilados de más de 50 m de altura. Estos pueden ser originados no sólo por abrasión de olas sino por exhumación de antiguos acantilados por escasez de sedimento (eg. Necochea, Isla & Teruggi, 1993), y relacionados a un proceso de levantamiento epirogénico regional de la Patagonia (Isla et al., 1990). Evidentes signos de tectonismo se han reconocido en la costa del Canal de Beagle (Rabassa et al., 1986; Gordillo et al., 1992).

RELACIÓN PRISMA DE MAREAS - ÁREA DE FLUJO EN BOCAS DE MAREA O ESTUARIOS

Los ingenieros costeros han reconocido una relación empírica entre el área mínima de flujo (Ac; (m2)) de una boca o canal de mareas y el prisma de mareas (P; (m3)). Se entiende como prisma de mareas el volumen de agua que entra o sale por efecto de marea en el estuario. Esta simple relación P-Ac establecida por O'Brien (1969) permite prever la erosión de desembocaduras subdimensionadas, o la acumulación en aquellas sobredimensionadas. Lógicamente, significativos cambios dinámicos obedecen a variaciones en el caudal de los ríos, efectos meteorológicos o abundancia de arena.
Jarrett (1976), a través del programa estadounidense de canales de marea (GITI), constató que esa relación se cumplía, reconociendo diferencias entre las costas este y oeste de Estados Unidos, y el Golfo de Méjico. En este estudio los prismas de marea eran calculados por dos métodos: a) considerando los retardos de la onda de marea dentro de las bahías y lagunas costeras ("cubature method"); o b) integrando los datos de corrientes de marea cada hora por la sección de desembocadura ("NOS current data method"). Las diferencias reconocidas para cada costa fueron asignadas a errores en los procedimientos, diferentes regímenes de marea y de ola, y a diferencias en la relación ancho del canal - radio hidráulico (Jarrett, 1976).
En la costa argentina se reconocen canales de marea y estuarios micro (< de 2 m), meso (2-4) y macromareales (> de 4 m). A efecto de experimentar esta relación de O'Brien/Jarrett se efectuaron mediciones a partir de cartas náuticas del SHN respecto al nivel de bajamares medias. Por otro lado, se calcularon los prismas potenciales (en el sentido de Mehta & Hou, 1974); es decir multiplicando la amplitud media (según tablas del SHN) por el área de influencia de la marea en lagunas costeras, bahías o estuarios. Los métodos propuestos por Jarrett no fueron posibles de ser implementados ya que no se dispone de datos de corrientes de marea durante ciclos completos ni tampoco se conocen los retardos de la marea en cada bahía/laguna costera. En el caso de Mar Chiquita (Buenos Aires), se disponía de mediciones de marea dentro de la laguna, donde el prisma de mareas es en realidad una cuña que afecta sólo el angosto y largo canal de desembocadura (Isla, 1986).
Los resultados indicaron una cierta correlación positiva P-Ac (Fig. 2) pero que difiere en forma notoria de la relación propuesta por Jarrett. Las áreas de desembocadura resultaron en general significativamente menores a los prismas de mareas esperados según las relaciones de O'Brien y Jarrett; exceptuando las desembocaduras conformadas dominantemente en roca, es decir con muy poca disponibilidad de sedimento como para conformar espigas (Caleta Horno, Bahía Thetis y Caleta Malaspina).


Figura 2. Relaciones entre prismas potenciales de marea y áreas mínimas de flujo en las principales desembocaduras de lagunas costeras, bahías y estuarios dominados por mareas.
Figure 2. Relationships between potential tidal prisms and minimum flow area in the main inlets (coastal lagoons, bays and macrotidal estuaries).

En el presente estudio se propone que esta relación está controlada por la tendencia regresiva del nivel del mar. Nuestros estuarios se encuentran en un estadio avanzado de su colmatación (desarrollo de marismas y planicies de playa en su interior) y por lo tanto los efectos de la deriva litoral logran afectar significativamente las márgenes (al menos una de ellas) de las áreas de desembocadura. De este modo, el desarrollo de espigas o barreras han disminuido significativamente las áreas mínimas de flujo.

DISPONIBILIDAD - ESCASEZ - CANIBALISMO

Gran parte de los modelos evolutivos propuestos requieren condiciones de abundancia relativa de sedimento. Esto no siempre se cumple.
En la comparación de las evoluciones de las barreras oriental y austral de Buenos Aires, se reconoce una primera etapa de abundancia de arena coincidente con el máximo transgresivo. Esa abundancia litoral se tradujo en el emplazamiento de rampas de dunas que produjeron la construcción de barreras de médanos. Para el caso de la barrera austral, las rampas de dunas treparon sobre viejos acantilados Plio-Pleistocenos. En la barrera oriental (Mar Chiquita), las dunas cubrieron terrenos bajos vinculados a antiguas lagunas costeras que se habían originado por una conjunción de descenso del nivel del mar y crecimiento litoral (Isla & Teruggi, 1993; Fig. 3).


Figura 3
. Análisis comparado de la evolución de las barreras oriental y austral de la provincia de Buenos Aires (según Isla & Teruggi, 1993).
Figure 3. Comparative evolution of the Eastern and Southern Sand Barriers of Buenos Aires Province (sensu Isla and Teruggi, 1993).

Ya avanzada la regresión, el sedimento comienza a escasear. En ambas barreras las rampas de dunas se desactivan. Finalmente, en la barrera austral se exhuman viejos acantilados y se reactiva la erosión de acantilados y plataformas de abrasión (e.g. Necochea). La barrera oriental comienza a canibalizarse. Las playas se alimentan de la erosión de las dunas. El perfil de la línea de ribera toma una forma asintótica, destacándose la escarpa de médano. Estos procesos se producen aún en áreas no alteradas por la actividad del hombre.
Similares procesos de consumición de la disponibilidad de material durante la fluctuación holocena del nivel del mar han sido registrados en el sur de Australia (Short, 1987).
El canibalismo es también un proceso típico del crecimiento litoral de espigas. En el norte de Tierra del Fuego, las playas del norte de la espiga El Páramo se alimentan de la erosión de viejas playas (Bujalesky, 1990). A través del diseño en planta de cordones de playa, Bujalesky estableció un modelo hipotético de evolución de la espiga en la medida que el Cabo Nombre retrocedía aportando gravas (1990). Poco a poco los aportes de grava merman o resultan insuficientes para mantener el ritmo de crecimiento litoral (Fig. 7). Esto produjo un canibalismo que puede reconocerse por el distinto grado de oxidación de las gravas de las playas antiguas y actuales.


Figura 7. Evolución de la espiga El Páramo a través de estadios de espiga cuspada, espiga simple y espiga compleja canibalizada (según Bujalesky, 1990).
Figure 7. Evolution of El Páramo Spit along different stages of cuspate spit, simple spit and complex and cannibalized spit (sensu Bujalesky, 1990).

Estos procesos de canibalismo de espigas resultan evidentes en costas de gravas como en Caleta Valdés, Punta Bustamante o en Canadá o Irlanda (Orford et al., 1991).

INVERSIONES DE LA DERIVA LITORAL NETA

Las espigas se originan principalmente al crecimiento litoral por efecto de olas oblicuas a la costa. El dominio de olas en un sentido obedece a la frecuencia y energía de vientos (ambos o uno sólo), a su vez en relación a la distribución de centros ciclónicos y anticiclónicos. De este modo las inversiones en la deriva neta estarían indicando cambios en los patrones climáticos.
En Argentina se han reconocido evidencias de inversiones de la deriva durante el Holoceno en las barreras de Mar Chiquita, Buenos Aires (Fig. 4) y Caleta Valdés, Chubut (Schnack et al., 1982; Fig. 6g). En ambos casos, el traslape de playas, progradación de ambientes mareales o el grado de vegetación de las dunas indica una deriva de norte a sur. No obstante, a través de datos morfológicos modernos, dinámicos y mineralógicos se reconoce una deriva actual de sur a norte (Schnack et al., 1982). Estas inversiones en la deriva habrían afectado tanto la costa argentina como brasileña (Martin & Suguio, 1992; Isla & Espinosa, 1995).


Figura 4
. Evolución de la Laguna Mar Chiquita durante el Holoceno (modificado de Schnack et al., 1982).
Figure 4. Holocene evolution of Mar Chiquita coastal lagoon (modified after Schnack el al., 1982).


Figura 6a)
Espiga de cabecera de bahía en Bahía Buen Suceso (Tierra del Fuego).
Figure 6a) Bayhead spit at Buen Suceso Bay (Tierra del Fuego).


Figura 6b)
Espiga desarrollada en la boca de la Caleta San Diego (Tierra del Fuego).
Figure 6b) Mouth-spit at Caleta San Diego (Tierra del Fuego).


Figura 6c)
Un tómbolo une dos afloramientos plutónicos en la Isla Media Luna (Arch. de las Shetland del Sur; cortesía de E. Gaido).
Figure 6c) Tombolo spit between two plutonic hills at Media Luna Island (South Shetland Islands; courtesy E. Gaido).


Figura 6d)
Un tómbolo une dos afloramientos plutónicos en la Isla Media Luna (Arch. de las Shetland del Sur; cortesía de E. Gaido)
Figure 6d) Tombolo spit between two plutonic hills at Media Luna Island (South Shetland Islands; courtesy E. Gaido).


Figura 6f)
En la Punta Popper una planicie de playas de grava se resuelve hacia el estuario del Río Grande como una espiga curvada que ha crecido unos 200 m hacía el NE en los últimos 20 años (Tierra del Fuego).
Figure 6f) At Popper Point, a gravel beach plain at the southern coast of Río Grande Inlet grew 200 m for the last 20 years (Tierra del Fuego).


Figura 6g)
La barra Valdés cierra la Caleta Valdés (Chubut) de norte a sur. En su desembocadura una espiga menor ha crecido hacía el norte denotando sucesivos curvamientos canibalizados.
Figure 6g) Valdés Spit closes Caleta Valdés (Chubut) from north to south. At the inlet, a minor spit grew northwards bending and showing cannibalization phenomena.

Las formas de los depósitos litorales del norte de Tierra del Fuego indican una deriva neta hacia el sur testificado por las espigas El Páramo y de la desembocadura del Río Chico. La espiga Popper, en la margen sur del Río Grande, tiene un sentido de avance hacia el norte (Fig. 6f). Una posible explicación para esta deriva local es a través de un efecto de espigón hidráulico inducido por la descarga del río, que provoca una contraderiva, en el mismo sentido que postularan Lynch-Blosse & Kumar (1976) para Briganline Inlet. Los procesos de erosión de la playa norte de Río Grande y el emplazamiento de una planicie de cordones de playa en Punta Popper indican claramente que en la zona del estuario la deriva es de sur a norte.

CLASIFICACIÓN MORFOLÓGICA DE ESPIGAS

Hemos visto que las espigas son formas litorales de acumulación que poseen un registro aproximadamente continuo de eventos discretos como son las tormentas. En costas transgresivas, las espigas están indicando directamente los efectos dinámicos y la disponibilidad de sedimento (Leatherman, 1980; Orford et al., 1991). En costas regresivas, en cambio, poseen además un registro adicional de las tendencias eustáticas y las variaciones climáticas.
Siguiendo la propuesta de Leatherman (1980), se han reconocido ejemplos de espigas, tanto de acuerdo a su posición en una bahía (cabeceras o desembocadura) como su diseño en planta (Fig. 5). Se reconocen además las espigas complejas canibalizadas (Fig. 6g), que responden no sólo a una incidencia compleja de olas sino que también denotan un retrabajo de sus propios depósitos.


Figura 5. Clasificación de espigas (modificado de Leatherman, 1980).
Figure 5. Spit classification (modified after Leatherman, 1980).

La playa de la Bahía Buen Suceso (Tierra del Fuego) constituye una espiga de cabecera de bahía que ocupa un viejo valle glaciario hacia el Estrecho de Le Maire (Fig. 6a). Algo más al norte, en la Península Mitre, la Caleta San Diego posee una espiga de boca de bahía que obstruye el estuario controlado estructuralmente (Fig. 6b).
La Isla Media Luna (Archipiélago de las Shetland del Sur) constituye un complejo de tómbolos originados por un descenso relativo del nivel del mar en relación a bloques plutónicos (Martinez & Massone, en prensa; Fig. 6c). La espiga del Río Chico (Tierra del Fuego) ha provocado la migración de la desembocadura 14 km hacia el sur (Fig. 6d), En la boca del Rio Gallegos (Santa Cruz), la Península Bustamante es una espiga cuspada que evidencia traslapes sucesivos, con vegetación en su porción más oriental (Fig. 6e). Similares procesos de cuspamiento de planicies de playas habrían originado la Punta Dungeness (Uribe & Zamora, 1981; Codignotto, 1990). La planicie de playas de Punta Popper (Tierra del Fuego) se resuelve en su extremo en una espiga curvada hacia la desembocadura del Río Grande (Fig. 6f). Tanto la Península El Páramo (Fig. 6g) como la desembocadura de la Caleta Valdés están formadas por espigas complejas canibalizadas. En este último caso, dos espigas complejas (norte y sur) indican una inversión de la deriva, ambas con evidencias de canibalización (Fig. 6g).
Bujalesky (1990) ha establecido una sucesión entre una espiga cuspada a una simple y posteriormente a una compleja canibalizada para la Península El Páramo (Fig. 7). La acreción litoral se origina en los depósitos de drift expuestos en los acantilados entre los cabos Espíritu Santo y Nombre. La primera etapa (Punta de acreción; Bujalesky, 1990) corresponde a cordones de grava adosados al sur de la costa acantilada cuando el litoral atlántico se encontraba 5 km al este (Isla et al., 1991); de la misma manera en que hoy se emplazan las puntas Bustamante (Santa Cruz) y Dungeness (Uribe & Zamora, 1981). Durante la etapa de desarrollo de la espiga el crecimiento litoral se mantuvo constante restringiendo la energía de la Bahía San Sebastián. A medida que la progradación sobre una plataforma de abrasión se profundizaba hacia la depresión, se necesitaba un mayor volumen de grava. Esta mayor necesidad en el aporte de gravas provocó fenómenos de canibalismo de modo que la espiga en el norte era erosionada (biselándose los cordones de grava, "overlapping") para continuar alimentando la punta de acreción (Punta de Arenas), El adelgazamiento en determinados sectores con episódicos fenómenos de sobrelavado y efectos transgresivos sobre la planicie mareal fangosa dieron a la espiga las características de hoy en día (Bujalesky. 1990).

CLASIFICACIÓN MORFODINÁMICA DE PLAYAS

La morfología de la playa es función de sus sedimentos, olas vigentes o las que actuaron con anterioridad, régimen de mareas, vientos y el estado morfodinámico anterior (Wright & Short, 1983). A lo largo de periodos prolongados cada playa tiene una morfología más frecuente (estadio modal). La variación temporal de cada playa depende de su movilidad morfológica o morfodinámica (Short, 1979; 1980).
Los estadios disipativo y reflectivo se distinguen por el coeficiente de escala de surf (Guza & Inman, 1975).

e = a . W3/g . tan2b

a: amplitud de la rompiente
W: frecuencia de la ola incidente (2 H/T)
g: aceleración de la gravedad
b: pendiente en la zona de rompiente
T: periodo

Los estados reflectivos se dan cuando e < 2,5 y disipativo cuando e > 30. Los australianos introdujeron el concepto de estadios morfodinámicos para el régimen micromareal (Short, 1979; Wright et al., 1982). Utilizando el parámetro = Hb / Ws T, las playas bonaerenses varían entre reflectivas y de barras; donde Hb es la altura de ola de rompiente (m), Ws es la velocidad de caída de los clastos (m/seg) y T es el período (seg). Las playas del centro de Mar del Plata, La Perla y Playa Grande se ubican en los extremos más reflectivos mientras que las playas de Punta Mogotes, Mar Chiquita y Partido de la Costa son más disipativas (Fig. 8). De acuerdo a este parámetro no llegan al extremo disipativo ( > 5) fundamentalmente debido a que las alturas de rompiente difícilmente superan los 1,2 m en razón de la amplitud de la plataforma argentina.


Figura 8. Clasificación de playas argentinas de acuerdo al modelo conceptual de Masselink y Short (1993). Referencias en tabla l.
Figure 8. Classification of Argentine beaches in regard to Masselink and Short (1993) conceptual model. See table l for references.

Recientemente el mismo grupo australiano extrapoló estos estadios morfodinámicos al régimen meso y macromareal (Short, 1991; Masselink & Short, 1993). Con este objetivo introducen otro parámetro RTR= a0/Hb de modo de tener en cuenta el rango de mareas de sicigias (a0) por unidad de altura de ola de rompiente. En realidad este modelo conceptual reconoce únicamente regímenes micromareales (RTR < 3 m) y macromareales (RTR > 3 m). Cuando RTR > 7 m, las playas carecen de sistemas de canales rip. Los extremos reflectivos y ultradisipativos de este régimen se reconocen principalmente por sus características texturales: gravas en el nivel de pleamares y arenas finas en el pie de la playa, a arenas a lo largo del perfil ultradisipativo (Masselink & Short, 1993).
Las playas macromareales y particularmente las constituidas por grava de Patagonia y Tierra del Fuego poseen características reflectivas (Camarones, Bahía San Sebastián, Punta Páramo, Las Grutas; Fig. 8). El caso de las playas macromareales de Río Grande (Tierra del Fuego) poseen características ultradisipativas en razón de ser playas de arena fina con significativo régimen de olas (Tabla 1).

Tabla 1. Caracterización de playas del litoral argentino en base al rango de mareas relativo y velocidad de caída adimensional.
Table 1. Characterization of Argentinian beaches based on relative ranges and adimensional fall velocity.

Los estadios morfodinámicos fueron enunciados exclusivamente a partir de datos de playas arenosas (Short, 1991; Masselink & Short, 1993). Esto no puede extrapolarse a playas de grava donde se segregan dos tipos de sedimento. Los fenómenos de percolación durante el lavado disminuyen significativamente la acción del retrolavado. Es por ello que estas playas son consideradas reflectivas que acentúan el "run-up" originando fenómenos de "overtopping" (acumulación en el tope del berma) y acanalamiento ("breaching"). Estas playas se caracterizan por su alta pendiente, único berma de lavado, cúspides de playa y la ausencia de formas submareales de gran escala. Las formas transicionales a estadios disipativos generalmente no ocurren (Carter & Orford, 1984). La estabilidad de la playa de arena muy gruesa de la mesomareal Bahía de Carmel (California) exhibe siempre un perfil estable porque están inhibidos los efectos de tormentas en la bahía (Dingler, 1981).
En las formas litorales de grava se deben considerar dos aspectos: la formación de cordones y la estabilidad del frente de playa. El origen de los cordones está supeditado a la conjunción de mareas equinocciales y tormentas. Una vez formado el rasgo episódico, la forma crece fundamentalmente por "overtopping". El frente de la playa tiene alto potencial de preservación ya que se necesita superar un alto umbral de energía para iniciar el movimiento ("entrainment").
En las playas de grava macromareales están aún más exageradas estas diferencias en el sentido de que arena y grava están segregadas a lo largo del perfil. Los sectores más altos son de grava (con arena intersticial en profundidad) mientras que en el pie de la playa se acumula arena. En las playas de Río Grande, las amplitudes máximas superan 8 m y permiten reconocer cuatro zonas:
1. La playa de tormenta está compuesta por grava y arena gruesa-mediana.
2. La pendiente intermareal alta posee la misma composición y una pendiente de 5-7° que le da características reflectivas durante pleamar con rompientes de volteo.
3. La zona intermareal baja es de arena fina con una pendiente próxima a 1°.
4. La zona intermareal más baja es de limo y arcilla y constituye el extremo disipativo durante la bajamar con rompientes en derrame.

CONCLUSIONES

1. La relación P-Ac para la mayoría de los canales de marea de la costa argentina se apartan significativamente de las relaciones testeadas por O'Brien y Jarrett debido posiblemente a tendencias glacioeustáticas que hacen que las áreas de flujo sean menores que los prismas de mareas indicados.
2. Las clasificaciones de espigas y playas para costas de sumergencia no pueden extrapolarse a costas estables o de emergencia debido a que en estas últimas juega un papel fundamental la disponibilidad de sedimento que induce a playas subalimentadas, dunas colgadas y espigas canibalizadas.
3. Del mismo modo, y para un nivel del mar relativamente estable, cambios en el patrón de circulación de vientos que no podemos cuantificar indujeron significativos procesos de inversión del sentido de la deriva litoral neta.
4. Los modelos conceptuales de estadios morfodinámicos permiten caracterizar indirectamente los procesos dominantes y deben ser reconocidos como etapa previa para alteraciones humanas.
5. Los estadios morfodinámicos no son aplicables para playas macromareales de grava que poseen dinámica reflectiva en pleamar y disipativa en bajamar.

Agradecimientos

Los autores agradecen a todos aquellos quiénes les acompañaron en las distintas campañas por Buenos Aires, Patagonia y Tierra del Fuego. Los datos granométricos fueron realizados por S. B. Serra y M. E. Trassens. M. Farenga y M. J. Bo realizaron las figuras. A. Benttti realizó copia de las fotografías.

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Recibido: 30 de marzo de 1995.
Aceptado: 28 de diciembre de 1995.

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