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XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016 XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

Innovación en la producción de cartografía geomorfológica de amplias y variadas superficies. Ecuador, un caso de éxito

Innovative geomorphological cartography generation of large and varied land areas. Ecuador, a

success story

I. Barinagarrementeria1 y A. Leránoz2 1 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] 2 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] Resumen: Los grandes proyectos de generación de cartografía geomorfológica demandan producir más superficie, en menos tiempo y con una calidad similar o incluso superior con respecto a cartografías tradicionales, de ahí que las metodologías y herramientas hayan aprovechado las nuevas tecnologías a su alcance para lograr este objetivo. El objetivo de este trabajo es presentar una nueva forma de producir cartografía geomorfológica, innovadora en cuanto a los modelos, herramientas y metodologías, utilizada con éxito en el proyecto de Levantamiento de Cartografía Geomorfológica a escala 1:25.000 de Ecuador realizado en el marco del Programa SIGTIERRAS del Ministerio de Agricultura, Ganadería, Acuacultura y Pesca del Ecuador. Se han generado 122.000 Km2 de cartografía geomorfológica como insumo principal del levantamiento geopedológico, categorizando el territorio a través de un sistema jerárquico en unidades que presentan rasgos comunes, en un país que destaca por su gran diversidad geomorfológica por estar dividida en 3 regiones completamente diferentes: Costa, Sierra y Amazonía. Para abordar este gran reto se definen 221 unidades geomorfológicas y se planifican 81 salidas de campo donde se visitan y describen mediante ficha de campo digital incorporado en la Table/PC miles de puntos dispersos en el territorio ecuatoriano. Además, se diseña un sistema de trabajo basado en la tecnología ARCSDE y se apuesta por un software de trabajo innovador asentado sobre 3 pilares: 1) ArcGis; 2) Purview que proporciona visión estereo-sintética general del terreno en contraposición a los softwares tradicionales de estereoscopía; y 3) Vector Factory que facilita la búsqueda y el almacenamiento de los datos y ofrece de procesos de control de calidad internos. También se implementan programas de captura de datos, control de calidad etc. En total se generan 365 hojas de cartografía geomorfológica 1:50.000, 365 salidas gráficas, una por cada hoja 1:50.000 y 105 salidas gráficas y memorias técnicas, una por cantón. Todo ello ejecutado en un año y medio de plazo. Palabras clave: ArcSDE, cartografía, Ecuador, geomorfología, visión estéreo-sintética, Abstract: Large geomorphological cartography generation projects demand to produce more land in less time and with a similar or even higher quality, therefore the tools and methodologies developed, have taken advantage of the new technologies within reach to achieve this goal. The aim of this document is to show a new way to produce geomorphological cartography, innovative in terms of models, tools and methodologies and that have been successfully used for the Geomorphological Mapping project, on 1:25.000 scale of Ecuador is produced under the Ministry of Agriculture, Livestock, Aquaculture and Fishing of Ecuador SIGTIERRAS Programme. As the main source for geopedological mapping, 122.000 km² of geomorphological cartography have been generated, organizing land into a hierarchical system of units that have common features, in a country where its great geomorphological diversity is especially noteworthy, since it is divided in three completely different regions: Coast, Mountain range and Amazon forest. To address this great challenge 221 geomorphological units are defined and 81 field trips are planned where points in the field were visited and described by a Digital Field Data tab included in a Tablet/PC thousands of points spread throughout Ecuador. Moreover, a working system is designed based on ARCSDE technology and are committed to the use of innovative software resting on three pillars: 1) ArcGis; 2) Purview, providing stereo-synthetic vision as a general view of the ground, as opposed to conventional stereoscopy softwares; and 3) Vector Factory, allowing easy search and data storage and offering internal quality processes. In addition, data entry programs are implemented, quality control, etc. In total, 365 geomorphological cartography sheets on 1:50.000 scale, 365 graphic outputs for each 1:50.000 sheet and 105 graphic outputs and technical reports, one per canton. All of this has been achieved in only one and a half years. Keywords: ArcSDE, cartography, Ecuador, geomorphology, stereo-synthetic vision,

Análisis de los cambios morfológicos en el delta sumergido del Ebro (1880-1992)

Analysis of morphological changes in the Ebro submerged delta (1880-1992)

B. Martínez-Clavel1, F. Segura2, J.E. Pardo-Pascual3 y J. Guillén4

1 Tecnoambiente S.L. Ronda Can Fatjó 19B. Parc Tecnològic del Vallès, 08290 Cerdanyola del Vallès, Barcelona.2 Universitat de València (UV): Facultad de Geografía e Historia. Av. de Blasco Ibáñez, 28, 46010 València.3 Grup de Cartografía GeoAmbiental i Teledetecció (CGAT). Departament d’Enginyeria Cartogràfica, Geodèsia i

Fotogrametria, Universitat Politècnica de València Camino de Vera, s/n 46022 Valencia.4 Institut de Ciències del Mar (ICM-CSIC). Passeig Marítim, 37-39, 08003 Barcelona.

Resumen: El presente estudio aborda el análisis de los cambios acaecidos en el deltasumergidodelríoEbroapartirdecartografíaantigua,batimetríasylautilizacióndeModelosDigitalesdeElevaciones(MDE).Paraello,sehanelaboradodosMDEdeldeltasumergido,unoapartirdecartasnáuticasdefinalesdelsigloXIX,yotrorealizadoapartirdebatimetríasrecientes y la carta náuticamás actual (1976).Mediante el programaArcMap 10.2 se hancomparado los resultados de ambosmodelos, lo que ha permitido identificar y analizar loscambios morfológicos ocurridos durante este periodo. Se identifican las zonas de máximaerosión(asociadasadeterminadasáreascosterasyaloslóbulosdeltaicosabandonados)ylasdemáximaacumulación(asociadasaldesarrollodelprodeltaactualyalasedimentaciónenlosextremosdelasflechaslitorales).EstosresultadossoncoherentesconlosconocimientossobreladinámicasedimentariarecientedeldeltadelEbroypermiteninferirlaevoluciónmorfológicadeloslóbulosabandonadosalargoplazo.

Palabras Clave:acreción,deltadelEbro,erosión,prodelta,ríoEbro,SIG.

Abstract: The present study approaches the analysis of the changes happened in the delta of the river Ebro from ancient cartography, bathymetries and the utilization of Digital Elevations Models (DEM). For it, there has been elaborated two DEM of the delta, one from nautical charts of the 19th century, and other one realized from recent bathymetries and the most current nautical chart (1976). By means of the program ArcMap 10.2 have compared the results of both models, which has allowed us to identify and to analyze the morphologic changes happened during this period. The zones of maximum erosion (associated with certain coastal areas and with the deltoid left lobes) and those of maximum accumulation (associated with the development of the current prodelta and with the sedimentation on the ends of the coastal arrows) are identified. These results are coherent with the knowledge on the sedimentary recent dynamics of the delta of the Ebro and allow to infer the morphologic evolution of the left long-term lobes.

Key words: accretion, Ebro delta, Ebro river, erosion, GIS, prodelta.

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INTRODUCCIÓN

EldeltadelEbrotieneunasuperficieemer-gidadeunos320km2yseformaalolargodelos30kmfinalesdelrío.Suorigenserelacio-na con la deceleración del ascenso del niveldelmarenlosúltimos8000años(Díazet al.,1996; Somoza y Rodríguez-Santalla, 2014).La evolución de la llanura deltaica ha sidoestudiada por diferentes autores a partir defuentesdeinformacióndiversas(Maldonado,1972). La cartografía histórica ha permitidodelimitar la formadeldeltay la localizaciónde las diferentes desembocaduras fluvialesdesdeelsigloXIVhastalaactualidad(Maldo-nado,1972;Canicioe Ibáñez,1997).Perolainformaciónmáscompletadelaevolu-ciónsedimentariasehaobtenidoapartirdelaestratigrafíaylasedimentología.

Somozaet al. (1998)ySomozayRodrí-guez-Santalla (2014), apartirdeperfiles sís-micosysondeosestratigráficos,hanestableci-do5lóbulosounidadesdeltaicasformadasenmomentosdeestabilidaddelniveldelmaroenfasesligeramenteregresivasocurridasdu-rantelosúltimos7000años.Enlaactualidad,algunosdeestos lóbulosdeltaicos sepuedenreconocerenlamorfologíasubmarinayenladistribución del sedimento en la zona litoral(GuillényPalanques,1997a,b).

En este trabajo se analizan las variacio-nes morfológicas en la zona sumergida deldelta del Ebro ocurridas a partir de la com-paración de dos documentos cartográficosy con batimetrías muy detalladas realizadasaproximadamente con un siglo de diferen-cia. La primera consiste en una carta náuti-ca de Pardo de Figueroa (1880/87) obtenidadel Institut Cartogràfic de Catalunya; la se-gunda representa la carta náutica de deltadel Ebro reciente (1976) y una batimetríarealizadaen1992enelmarcodeuntrabajodeinvestigación(GuillényMaldonado,1992).Apartirdeestainformaciónsepretende:a)obte-nerModelosDigitalesdeElevaciones(MDE)de las batimetrías de 1880/87 y 1976/92; yb) comparar dichos MDE, con el objeto deidentificareinterpretarloscambiosacaecidosduranteesteperíodoenlazonasumergidadeldeltadelEbro.

MATERIAL Y METODOLOGÍA

Lametodologíaempleadaenesteestudioconsiste en la elaboración de dos MDE co-rrespondientesa lapartesumergidadeldeltadelEbroendos entornos temporales separa-dos aproximadamente por un siglo (1880/87y 1976/92) y en el análisis de los cambiosmorfológicos registrados.Elmaterialutiliza-doparalarealizacióndeesteestudioeselsi-guiente(TablaI).

Elemento Fuente ObtenciónCartasnáuticasdelosaños1880/87

(fig.1)InstitutoCartográficoCatalán:

http://www.icc.cat Escandallo

Cartanáuticadelaño1976(fig.2) InstitutoHidrográficodelaMarina(B/H“Tofiño”):http://www.armada.mde.es/ihm/ Ecosondamonohaz

Datosbatimétricos1992GuillényMaldonado(1992)(CSIC–B/OGarcíadelCidyembarcaciónLuana(zonacostera)):

http://www.icm.csic.esEcosondamonohaz

Ortofotos2012 CentroNacionaldeInformaciónGeográfica:http://centrodedescargas.cnig.es Ortofotografíaaérea

MTN50Histórico(1918/19/20) InstitutoGeográficoNacional:http://www.ign.es Sindatos

TABLAI.Material empleado en el estudio

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Previoa laconformacióndelosMDEhasido necesario asegurar una correcta geo-rre-ferenciación de las dos series de cartasnáuticas empleadas. Para ello se localizaronuna serie de puntos sobre ellas reconociblesen ortofotos actuales. La antigüedad de es-tos documentos y el escaso detalle en zonasterrestreshanhechoesta tareacompleja.Sinembargo,sehalogradounnúmerosuficientedepuntosdecontrol,adecuadamentedispues-tos,quehanpermitidoaplicarunaproyecciónafínconlaquesehaconseguidofijarlaposi-cióndelascartasnáuticasde1880/87conunerrormediocuadrático(ECM)de16,7myde11,1menlade1976.Losdatosbatimétricosde 1992 no requirieron ningún tipo dema-nipulacióndadoquesedispusodirectamentedelascoordenadasoriginales.Únicamentesemodificóelsistemadereferencia(deED50aETRS89).

XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

del sedimento en la zona litoral (Guillén y Palanques, 1997a, b).

En este trabajo se analizan las variaciones morfológicas en la zona sumergida del delta del Ebro ocurridas a partir de la comparación de dos documentos cartográficos y con batimetrías muy detalladas realizadas aproximadamente con un siglo de diferencia. La primera consiste en una carta náutica de Pardo de Figueroa (1880/87) obtenida del Institut Cartogràfic de Catalunya; la segunda representa la carta náutica de delta del Ebro reciente (1976) y una batimetría realizada en 1992 en el marco de un trabajo de investigación (Guillén y Maldonado, 1992). A partir de esta información se pretende: a) obtener Modelos Digitales de Elevaciones (MDE) de las batimetrías de 1880/87 y 1976/92; y b) comparar dichos MDE, con el objeto de identificar e interpretar los cambios acaecidos durante este período en la zona sumergida del delta del Ebro. MATERIAL Y METODOLOGÍA

La metodología empleada en este estudio consiste en la elaboración de dos MDE correspondientes a la parte sumergida del delta del Ebro en dos entornos temporales separados aproximadamente por un siglo (1880/87 y 1976/92) y en el análisis de los cambios morfológicos registrados. El material utilizado para la realización de este estudio es el siguiente (TABLA I).

Elemento Fuente Obtención

Cartas náuticas de los años

1880/87 (fig. 1)

Instituto Cartográfico Catalán: http://www.icc.cat Escandallo

Carta náutica del año 1976 (fig. 2)

Instituto Hidrográfico de la Marina (B/H “Tofiño”):

http://www.armada.mde.es/ihm/

Ecosonda Monohaz

Datos batimétricos 1992

Guillén y Maldonado (1992) (CSIC – B/O García del Cid y

embarcación Luana (zona costera)):

http://www.icm.csic.es

Ecosonda Monohaz

Ortofotos 2012 Centro Nacional de

Información Geográfica: http://centrodedescargas.cnig.es

Ortofotografía Aérea

MTN 50 Histórico

(1918/19/20)

Instituto Geográfico Nacional: http://www.ign.es Sin Datos

TABLA I: Material empleado en el estudio

Previo a la conformación de los MDE ha sido necesario asegurar una correcta georre-ferenciación de las dos series de cartas náuticas empleadas. Para ello se localizaron una serie de puntos sobre ellas reconocibles en ortofotos actuales. La antigüedad de estos documentos y

el escaso detalle en zonas terrestres han hecho esta tarea compleja. Sin embargo, se ha logrado un número suficiente de puntos de control, adecuadamente dispuestos, que han permitido aplicar una proyección afín con la que se ha conseguido fijar la posición de las cartas náuticas de 1880/87 con un error medio cuadrático (ECM) de 16,7 m y de 11,1 m en la de 1976. Los datos batimétricos de 1992 no requirieron ningún tipo de manipulación dado que se dispuso directamente de las coordenadas originales. Únicamente se modificó el sistema de referencia (de ED50 a ETRS89).

Una vez se dispuso toda la información en el

mismo sistema de referencia y con la misma proyección se generaron dos MDE: el de finales del siglo XIX que se compuso a partir de las dos hojas de la carta náutica de Pardo de Figueroa y el de finales del siglo XX en que se combinaron los datos de la carta náutica de 1976 y los registros batimétricos de 1992. Ambos MDE se crearon utilizando las herramientas estándar, conformándose inicialmente un MDE TIN que posteriormente se rasterizó con una resolución de 5 m. Una vez se dispuso de los dos MDE se restaron, hallándose así los cambios registrados a lo largo de periodo analizado.

FIGURA 1: Carta náutica de los años 1880/87

FIGURA 2: Carta náutica del año 1976.

FIGURA1. Carta náutica de los años 1880/87

Unavezsedispusotodalainformaciónenelmismosistemadereferenciayconlamis-maproyecciónsegenerarondosMDE:eldefinalesdelsigloXIXquesecompusoapartirdelasdoshojasdelacartanáuticadePardodeFigueroayeldefinalesdelsigloXXenquese combinaron los datos de la carta náuticade1976ylosregistrosbatimétricosde1992.AmbosMDEsecrearonutilizandolasherra-mientasestándar,conformándoseinicialmenteunMDETINqueposteriormenteserasterizó

conunaresoluciónde5m.Unavezsedispu-sodelosdosMDEserestaron,hallándoseasíloscambiosregistradosalolargodeperiodoanalizado.


del sedimento en la zona litoral (Guillén y Palanques, 1997a, b).

En este trabajo se analizan las variaciones morfológicas en la zona sumergida del delta del Ebro ocurridas a partir de la comparación de dos documentos cartográficos y con batimetrías muy detalladas realizadas aproximadamente con un siglo de diferencia. La primera consiste en una carta náutica de Pardo de Figueroa (1880/87) obtenida del Institut Cartogràfic de Catalunya; la segunda representa la carta náutica de delta del Ebro reciente (1976) y una batimetría realizada en 1992 en el marco de un trabajo de investigación (Guillén y Maldonado, 1992). A partir de esta información se pretende: a) obtener Modelos Digitales de Elevaciones (MDE) de las batimetrías de 1880/87 y 1976/92; y b) comparar dichos MDE, con el objeto de identificar e interpretar los cambios acaecidos durante este período en la zona sumergida del delta del Ebro. MATERIAL Y METODOLOGÍA

La metodología empleada en este estudio consiste en la elaboración de dos MDE correspondientes a la parte sumergida del delta del Ebro en dos entornos temporales separados aproximadamente por un siglo (1880/87 y 1976/92) y en el análisis de los cambios morfológicos registrados. El material utilizado para la realización de este estudio es el siguiente (TABLA I).

Elemento Fuente Obtención

Cartas náuticas de los años

1880/87 (fig. 1)

Instituto Cartográfico Catalán: http://www.icc.cat Escandallo

Carta náutica del año 1976 (fig. 2)

Instituto Hidrográfico de la Marina (B/H “Tofiño”):

http://www.armada.mde.es/ihm/

Ecosonda Monohaz

Datos batimétricos 1992

Guillén y Maldonado (1992) (CSIC – B/O García del Cid y

embarcación Luana (zona costera)):

http://www.icm.csic.es

Ecosonda Monohaz

Ortofotos 2012 Centro Nacional de

Información Geográfica: http://centrodedescargas.cnig.es

Ortofotografía Aérea

MTN 50 Histórico

(1918/19/20)

Instituto Geográfico Nacional: http://www.ign.es Sin Datos

TABLA I: Material empleado en el estudio

Previo a la conformación de los MDE ha sido necesario asegurar una correcta georre-ferenciación de las dos series de cartas náuticas empleadas. Para ello se localizaron una serie de puntos sobre ellas reconocibles en ortofotos actuales. La antigüedad de estos documentos y

el escaso detalle en zonas terrestres han hecho esta tarea compleja. Sin embargo, se ha logrado un número suficiente de puntos de control, adecuadamente dispuestos, que han permitido aplicar una proyección afín con la que se ha conseguido fijar la posición de las cartas náuticas de 1880/87 con un error medio cuadrático (ECM) de 16,7 m y de 11,1 m en la de 1976. Los datos batimétricos de 1992 no requirieron ningún tipo de manipulación dado que se dispuso directamente de las coordenadas originales. Únicamente se modificó el sistema de referencia (de ED50 a ETRS89).

Una vez se dispuso toda la información en el

mismo sistema de referencia y con la misma proyección se generaron dos MDE: el de finales del siglo XIX que se compuso a partir de las dos hojas de la carta náutica de Pardo de Figueroa y el de finales del siglo XX en que se combinaron los datos de la carta náutica de 1976 y los registros batimétricos de 1992. Ambos MDE se crearon utilizando las herramientas estándar, conformándose inicialmente un MDE TIN que posteriormente se rasterizó con una resolución de 5 m. Una vez se dispuso de los dos MDE se restaron, hallándose así los cambios registrados a lo largo de periodo analizado.

FIGURA 1: Carta náutica de los años 1880/87

FIGURA 2: Carta náutica del año 1976. FIGURA2. Carta náutica del año 1976

RESULTADOS

Análisis de los modelos batimétricos

La figura 3 indica los principales rasgosgeomorfológicoscartografiadosapartirde lafotografía aérea de 1957 y contrastados conelmapade1880/87.Destacanlosnumerosospaleocauces del río Ebro que han dejado sucorrespondientehuellageomorfológica.


RESULTADOS

Análisis de los modelos batimétricos La figura 3 indica los principales rasgos

geomorfológicos cartografiados a partir de la fotografía aérea de 1957 y contrastados con el mapa de 1880/87. Destacan los numerosos paleocauces del río Ebro que han dejado su correspondiente huella geomorfológica.

FIGURA 3. Geomorfología del delta del Ebro (1880/87).

La superficie emergida del delta en las dos cartografías elaboradas se ha representado con valor 0, ya que la parte emergida no es relevante en este estudio. La figura 4 representa la

batimetría obtenida con las cartas náuticas de finales del siglo XIX. Se pueden identificar cuatro lóbulos deltaicos:

Lóbulo NE. Lóbulo E o central. Lóbulo del Migjorn. Lóbulo SE.

Dichos lóbulos corresponden a las distintas

desembocaduras históricas del río Ebro y destacan morfológicamente por las inflexiones de las isobatas. El lóbulo SE se asocia al curso fluvial del Riet Vell y su parte emergida ya no se identifica en la cartografía porque ha sido previamente erosionada. La diferencia entre estos dos lóbulos, se debe a la distinta edad en la que se desarrollaron: el lóbulo SE estuvo activo entre el año 1100 y el 1300, mientras que el NE constituye la principal desembocadura entre el siglo XIV y el XVIII, lo que explica la mayor erosión del lóbulo meridional (Somoza et al., 1998, Somoza y Rodríguez-Santalla, 2014). El lóbulo del Migjorn se desarrolló entre 1700 y la fecha del mapa y aparece como una pequeña protuberancia en el mapa. Finalmente, el lóbulo central representa la desembocadura activa a finales del siglo XIX.

FIGURA 4 y 5 (izquierda y derecha): Batimetría de los años 1880/87 y 1976/92 con isobatas cada 5 metros.

FIGURA3.Geomorfología del delta del Ebro (1880/87)

Lasuperficieemergidadeldeltaenlasdoscartografíaselaboradasseharepresentadoconvalor0,yaque laparteemergidanoes rele-vante en este estudio.Lafigura4 representalabatimetríaobtenidaconlascartasnáuticas

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definalesdelsigloXIX.Sepuedenidentificarcuatrolóbulosdeltaicos:

• LóbuloNE.• LóbuloEocentral.• LóbulodelMigjorn.• LóbuloSE.

Dichos lóbuloscorrespondena lasdistin-tasdesembocadurashistóricasdel ríoEbroydestacanmorfológicamenteporlasinflexionesdelasisobatas.EllóbuloSEseasociaalcursofluvialdelRietVellysuparteemergidayanose identificaen lacartografíaporquehasido

previamente erosionada. La diferencia entreestosdoslóbulos,sedebealadistintaedadenlaquesedesarrollaron:ellóbuloSEestuvoac-tivoentreelaño1100yel1300,mientrasqueelNEconstituye laprincipaldesembocaduraentreelsigloXIVyelXVIII,loqueexplicalamayorerosióndel lóbulomeridional (Somo-zaet al.,1998,SomozayRodríguez-Santalla,2014).EllóbulodelMigjornsedesarrollóen-tre1700ylafechadelmapayaparececomounapequeñaprotuberanciaenelmapa.Final-mente,el lóbulocentralrepresentaladesem-bocaduraactivaafinalesdelsigloXIX.


RESULTADOS

Análisis de los modelos batimétricos La figura 3 indica los principales rasgos

geomorfológicos cartografiados a partir de la fotografía aérea de 1957 y contrastados con el mapa de 1880/87. Destacan los numerosos paleocauces del río Ebro que han dejado su correspondiente huella geomorfológica.

FIGURA 3. Geomorfología del delta del Ebro (1880/87).

La superficie emergida del delta en las dos cartografías elaboradas se ha representado con valor 0, ya que la parte emergida no es relevante en este estudio. La figura 4 representa la

batimetría obtenida con las cartas náuticas de finales del siglo XIX. Se pueden identificar cuatro lóbulos deltaicos:

Lóbulo NE. Lóbulo E o central. Lóbulo del Migjorn. Lóbulo SE.

Dichos lóbulos corresponden a las distintas

desembocaduras históricas del río Ebro y destacan morfológicamente por las inflexiones de las isobatas. El lóbulo SE se asocia al curso fluvial del Riet Vell y su parte emergida ya no se identifica en la cartografía porque ha sido previamente erosionada. La diferencia entre estos dos lóbulos, se debe a la distinta edad en la que se desarrollaron: el lóbulo SE estuvo activo entre el año 1100 y el 1300, mientras que el NE constituye la principal desembocadura entre el siglo XIV y el XVIII, lo que explica la mayor erosión del lóbulo meridional (Somoza et al., 1998, Somoza y Rodríguez-Santalla, 2014). El lóbulo del Migjorn se desarrolló entre 1700 y la fecha del mapa y aparece como una pequeña protuberancia en el mapa. Finalmente, el lóbulo central representa la desembocadura activa a finales del siglo XIX.

FIGURA 4 y 5 (izquierda y derecha): Batimetría de los años 1880/87 y 1976/92 con isobatas cada 5 metros.

FIGURAS4y5(izquierdayderecha):Batimetría de los años 1880/87 y 1976/92 con isobatas cada 5 metros

Lafigura5correspondealdeltasumergidoafinalesdelsigloXX.Enestabatimetríaseapre-ciatambiéneldesarrollodellóbuloEocentralquecorrespondealadesembocaduraactivades-de finales del siglo XIX. Esta desembocaduradejódeseroperativaalabrirseunanuevaalnor-tedelamismaen1937.TambiénseidentificanloslóbulosNEySE,peroelpequeñolóbulodelMigjornprácticamentehadesaparecido.

Erosión y sedimentación en la zona sumergida

Lafigura6muestraloscambiosdetecta-dos resultantes al restar a laMDTdel siglo

XIX la MDT de finales del siglo XX. Losvalorespositivosindicanunadisminucióndelaprofundidad(asociadaalaacumulacióndesedimentos),mientrasque losvaloresnega-tivosseñalanunaumentode laprofundidad(fundamentalmente asociada a pérdidas desedimento, aunqueel efectodel ascenso re-lativodelniveldelmarnosediscriminaenestas medidas).Las mayores acumulacionesseubicanenlosextremosdelasdosflechas,frentealadesembocaduraactualyenelpro-deltaasociadoalasdesembocadurasmásre-cientes del lóbulo central (Migjorn,Buda yactual).

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Losdosextremosdelasflechassedimen-tarias (el Fangar alNWyLaBanya, al SE)hanexperimentadouna intensaacumulación.Esta acumulación se debe al transporte lon-gitudinaldesedimentoasociadoaloleaje(Ji-ménez y Sánchez-Arcilla, 1993).DesdeCapTortosahaciaelnorteeltransporteresultantesedirigehaciaelNW,hastaquedisminuyelacapacidaddetransportelongitudinalenelex-tremodelaflechadelFangarysedepositaelsedimento(JiménezySánchez-Arcilla,1983).DesdeCapTortosahacia el sur el transportedesedimentosedirigehaciaelSW,hastaquesedepositaenel extremode laflechadeLaBanya.

Laacumulacióndesedimentosfrentealoslóbuloscentralescorrespondealosdepósitosde prodelta que se han sedimentado a partirde los aportes de las sucesivas desemboca-durasdelríoEbroquehanestadooperativas.

Esinteresantedestacarqueestosdepósitosseubicanaunaciertaprofundidadysolotienencontinuidadhacia lacostafrentea ladesem-bocaduraactual,mientrasqueenlasdesembo-caduras abandonadas se identificauna fuerteerosiónentreeldepósitodeprodeltaylalíneadecosta(Fig.6).

Laszonasconmayorespérdidassedimen-tariasaparentesselocalizanenlaantiguades-embocaduradeCapTortosaoGolaNorddel’Ebre,enellóbulodelNEyendeterminadaszonascosterasde lasdosflechas.Ladesem-bocadura abandonada recientemente (CapTortosa) concentra sus pérdidas de sedimen-to en la zona costera como consecuencia deunretrocesodelalíneadecostasuperiora2kmdurantelasúltimasdécadas.EnellóbuloNE(activohastaelsigloXVIII)lapérdidadesedimentoseextiendepor todoel lóbulosu-mergido.


La figura 5 corresponde al delta sumergido a finales del siglo XX. En esta batimetría se aprecia también el desarrollo del lóbulo E o central que corresponde a la desembocadura activa desde finales del siglo XIX. Esta desembocadura dejó de ser operativa al abrirse una nueva al norte de la misma en 1937.También se identifican los lóbulos NE y SE, pero el pequeño lóbulo del Migjorn prácticamente ha desaparecido.

Erosión y sedimentación en la zona sumergida La figura 6 muestra los cambios detectados

resultantes al restar a la MDT del siglo XIX la MDT de finales del siglo XX. Los valores positivos indican una disminución de la profundidad (asociada a la acumulación de sedimentos), mientras que los valores negativos señalan un aumento de la profundidad (fundamentalmente asociada a pérdidas de sedimento, aunque el efecto del ascenso relativo del nivel del mar no se discrimina en estas medidas).Las mayores acumulaciones se ubican en los extremos de las dos flechas, frente a la desembocadura actual y en el prodelta asociado a las desembocaduras más recientes del lóbulo central (Migjorn, Buda y actual).

Los dos extremos de las flechas sedimentarias (el Fangar al NW y La Banya, al SE) han experimentado una intensa acumulación. Esta acumulación se debe al transporte longitudinal de sedimento asociado al oleaje (Jiménez y Sánchez-Arcilla, 1993). Desde Cap Tortosa hacia el norte el transporte resultante se dirige hacia el NW, hasta que disminuye la capacidad de transporte longitudinal en el extremo de la flecha del Fangar y se deposita el sedimento (Jiménez y Sánchez-Arcilla, 1983). Desde Cap Tortosa hacia el sur el transporte de sedimento se dirige hacia el SW, hasta que se deposita en el extremo de la flecha de La Banya.

La acumulación de sedimentos frente a los

lóbulos centrales corresponde a los depósitos de prodelta que se han sedimentado a partir de los aportes de las sucesivas desembocaduras del río Ebro que han estado operativas. Es interesante destacar que estos depósitos se ubican a una cierta profundidad y solo tienen continuidad hacia la costa frente a la desembocadura actual, mientras que en las desembocaduras abandonadas se identifica una fuerte erosión entre el depósito de prodelta y la línea de costa (Fig. 6).

FIGURA 6: Resta de los modelos de batimetrías (1976/92-1880/87). FIGURA6:Resta de los modelos de batimetrías (1976/92-1880/87)

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Finalmente, la erosión identificada en lazona costera de ambas flechas (Playa de laMarquesaalnorteyBarradelTrabucadoralsur)puedeestarrelacionadaconlarotacióndeambasflechashaciaelinteriordeldeltacomoconsecuencia del transporte longitudinal desedimento,delosprocesosderebasequeafec-tan a las flechas durante los temporales y laconsecuenterotacióndelalíneadecosta.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Los resultados obtenidos permiten reco-nocerlasalteracionesmássignificativasenladisposiciónde lossedimentosen lazonasu-mergidadeldeltadelEbroduranteelperíodode estudio. Estas observaciones concuerdansustancialmente con los modelos evolutivospropuestos por distintos autores sobre la di-námicasedimentariaenestazona(JiménezySánchez-Arcilla, 1993; Guillén y Palanques,1997a).

Sin embargo, las variaciones batimétricasobtenidas deben ser tomadas con precaucióndadoquesedesconoceelniveldeprecisiónenelregistroycartografíadelosdatosbatimétri-cosafinalesdel sigloXIX.Porotraparte, lageorreferenciaciónaplicadaa lascartasnáuti-cas introduceun error significativo en los re-sultados.Esporelloque,sibienladistribuciónespacialdelosprocesosobservadosconcuerdadeformacualitativaconloscambiosidentifica-dosenlallanuradeltaica,escomplejoestimarconprecisiónelmargendeerrordelosvalorescuantitativos obtenidos respecto a la erosiónylasedimentaciónenlazonasumergidaysuposible concordancia con las evaluaciones deaportessedimentariosydeltransportedesedi-mentorealizadasporotrosautores.Además,loscambiosbatimétricosdetectadosincorporanelascensorelativodelniveldelmardebidotantoal ascenso del nivelmarino como a procesosdesubsidencia.LasestimacionesparalazonadeldeltadelEbrosonpocoprecisas,perounescenariodelordende0,7cm/añoesconside-

radocomounapredicciónintermedia(Alvara-do-Aguilaret al.,2012).Esteascensorelativodel nivel marino representaría una “erosión”mediaaparentede0,7mentodoeláreadeestu-dioduranteelperíodoconsideradoeimplicaríaquedelacomparaciónentrelosdosMDTre-sultaríaunapérdidaaparentedecientosdemi-llonesdemetroscúbicosparaeláreasumergidadeldeltadelEbro.

Comoconsecuenciadelasincertidumbrescomentadasenelpárrafoanterior,losresulta-dosdelestudionoseanalizandesdeelpuntodevistacuantitativoysololasvariacionesdemayormagnitud son consideradas verosími-les desde un punto de vista cualitativo. Losdos procesos sedimentarios más relevantesque se identifican son: a) el crecimiento delosextremosdeambasflechas sedimentariascomo consecuencia de la acreción debida aladisminuciónde lacapacidadde transportelongitudinalcausadoporelcambiodeorien-tacióndelalíneadecosta,yb)larelevanciadeloscambioshistóricosenlaposicióndeladesembocaduradel ríoEbroen laconfigura-ción morfológica del delta sumergido y ensu evolución cuando esta desembocadura esabandonada.

La acumulación de sedimento en los ex-tremosde lasflechasescoherenteconeles-quema de balance sedimentario propuestopara el delta delEbro a una escala temporalintermedia(décadas)(JiménezySánchez-Ar-cilla,1993).Segúnesteesquema,ladinámicasedimentariaestápreferentementecontroladaporeltransportelongitudinalquesebifurcaenCapTortosahaciaelNWyelSEyquesumi-nistrasedimentosquefavorecenelcrecimien-tolongitudinaldeambasflechaslitorales.

Porotraparte,lapresenciadelóbulosdel-taicosquehansidoactivosdurantediferentesépocas históricas, permite evaluar la evolu-cióngeomorfológicadeloslóbulosabandona-dosadiferentesescalastemporales.Ellóbulo

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deBuda, abandonadohace unos 50 años, secaracteriza por la fuerte erosión en la zonacostera(debidaalretrocesodelalíneadecos-ta),mientrasqueenlosdepósitosdeprodeltase produce una acumulación neta durante elperiodo1880-1990.

Porelcontrario,enellóbuloNE,abando-nadohaceunos200años,seidentificaunain-tensaerosiónenlosdepósitosdeprodelta.Fi-nalmente,ellóbuloSE,abandonadohacemásde500años,pareceestaradaptadoalascon-dicionesactualesynosedetectannipérdidasnigananciassignificativasenlazonasumergi-da.Endefinitiva,sepuedeinferirunmodeloconceptual de evolución morfológica de loslóbulos abandonados: cuando se produce elcambiodedesembocaduraseiniciaunainten-saerosiónenlazonamáspróximaalalíneadecostadellóbuloabandonado(lóbulodeBuda,decenasdeaños).Posteriormente,estaerosiónseextiendeprogresivamentealosdepósitosdeprodeltasituadosamayorprofundidad(lóbuloNE,escaladedossiglos),hastaquefinalmentelamorfologíasubmarinaalcanzaunequilibrioconlascondicioneshidrodinámicasyseesta-biliza(lóbuloSE,escaladesietesiglos).

AGRADECIMIENTOS

ElpresentetrabajohasidofinanciadoporelproyectodeinvestigaciónCGL2013-44917-RdelMinisteriodeEconomíayCompetividad.HacontadotambiénconfondosFEDER.

BIBLIOGRAFÍA

Alvarado-Aguilar,D. Jiménez, J.yNicholls,R.J. 2012. Floodhazard and manage as-sesment in the Ebro Delta (NWMedite-rranean)torelativesealevelrise. Natural Hazards, 62,Issue3,pp1301-1321.

Canicio,A. e Ibáñez, C. 1999. TheHoloce-neEvolutionof theEbredeltaCatalonia,Spain.Acta Geographica Sinica, 54 – 5,pp.462-469.

Díaz.J.I.,Palanques,A.,Nelson,H.yGuillén,J.1996.Morpho-structureandsedimento-logy of theHoloceneEbro prodeltamudbelt (northwestern Mediterranean Sea).Continental Shelf Research, 16(4): 435-456.

Guillén,JyMaldonado,A.1992.Morfología y recubrimiento sedimentario en la plata-forma continental interna y media del Del-ta del Ebro.InformeInstitutodeCienciasdelMar.Barcelona.62pp.

Guillén,J.yPalanques,A.1997a.AshorefacezonationintheEbroDeltabasedongrainsize distribution. Journal of Coastal Re-search, 13(3):867-878.

Guillén,J.yPalanques,A.1997b. Ahistoricalperspective of the morphological evolu-tionin the lowerEbroriver.Environmen-tal Geology,30(3-4),174-180.

Jiménez, J.A. y Sánchez-Arcilla, A. 1993.Medium-termcoastalresponseattheEbrodelta, Spain.Marine Geology, 114: 105-118.

MaldonadoA.1972.EldeltadelEbro:estudiosedimentológico y estratigráfico. Boletín de Estratigrafía,1,UniversidaddeBarce-lona.1-486

Somoza, L., Barnolas,A.,Arasa,A., Maes-tro, A., Rees, J.G., Hernández-Molina,F.J. 1998.Architectural stacking patternsof theEbrodeltacontrolledbyHolocenehigh-frequencyeustaticfluctuations,delta-lobe switching and subsidenceprocesses.Sed. Geol.,117:11–32.

Somoza, L., y Rodríguez-Santalla, I. 2014. GeologyandgeomorphologicalevolutionoftheEbroRiverDelta.InLandscapesandLandformsofSpain.En:F.GutiérrezyM.Gutiérrez (eds.), Landscapes and Land-formsofSpain,World Geomorphological Landscapes, Springer Science, pp. 213-227.

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Caracterización preliminar y evolución reciente de las playas de la Bahía de Algeciras (Cádiz)

Preliminary characterization and recent evolution of beaches in the Bay of Algeciras (Cádiz)

J. Montes1, J. Benavente1 y L. Del Río1

1 Dpto.deCienciasdelaTierra,FacultaddeCienciasdelMaryAmbientales,UniversidaddeCádiz,RepúblicaSaharauis/n,11510PuertoReal(Cádiz)[email protected]

Resumen: EllitoraldelentornodelaBahíadeAlgecirasestáconstituidoporplayas,acantiladosynumerosasestructurasantrópicasrelacionadascon laactividadportuariae industrial,quesehanmultiplicadoconceleridaddesde ladécadade los70, loqueha incrementado lapresiónantrópicasobrelosambientesnaturalescosteros.Porotrolado,laactividadturísticaenellitoralmediterráneocercanoalaBahíadeAlgecirastambiénhasupuestoimportantesmodificacionesenelpaisajecostero.Porestemotivo,realizarunacaracterizacióngeomorfológicadeestaszonases imprescindibleparadeterminarsuvulnerabilidadantediversosfenómenosypreverriesgosfuturosasociadosaprocesosdeerosióne inundacióncostera.Eneste trabajosepresentaunacaracterizaciónpreliminardelazonadesdeelpuntodevistafísico-naturalyunanálisisdesuscambiosrecientes,conelobjetivodeestablecerlossectoresmásvulnerablesantelaerosióncostera.Paraello,enunaprimerafasesehanrealizadodeformaperiódicalevantamientostopográficosentresplayasdelazonamedianteGPSdiferencial.Lasplayashansidoseleccionadasatendiendoasuubicacióndesdeelpuntodevistafisiográficoehidrodinámicoyalascondicionesdelentornoenloquerespectaalaocupaciónantrópica.Porotrolado,sehanempleadofotografíasaéreasdelasúltimasdécadasparaanalizarlaevolucióndelalíneadecostadesdeelaño1977hastalaactualidad.EnlosresultadossepuedenobservardiferenciassignificativasentreelcomportamientoacortoplazodelasdistintasplayassituadasenelinteriordelaBahíadeAlgeciras.Lastendenciasdelalíneadecostadurantelasúltimasdécadasmuestranpatronesligadosfundamentalmentealaconstruccióndelasinfraestructurasportuarias.

Palabras clave: BahíadeAlgeciras,DGPS,erosióncostera,fotografíasaéreas,playas.

Abstract: The coast of the Bay of Algeciras is composed of beaches, cliffs and many anthropic structures. The latter have been expanding further and faster since the 70’s, increasing the anthropogenic pressure over the natural coastal environments. Furthermore, tourism-related development in the Mediterranean coast near the Bay of Algeciras has also originated important modifications on the coastal landscape. It is therefore vital to adequately characterize these areas in order to determine their vulnerabilities to different phenomena and foresee future risks mainly related to coastal erosion and flooding. This work includes a preliminary description of the area from a physical and natural point of view and an analysis of its recent changes, with the objective


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INTRODUCCIÓN Y ZONA DE ESTUDIO

Elinterésenlosprocesosrelacionadosconlavariabilidadcosteraescadavezmayor,de-bidoalacrecienteconcentracióndepoblaciónenellitoral,conelconsiguienteincrementodelas estructuras antrópicas situadas en la cos-ta,yalosriesgosintrínsecosadichaszonas,principalmente erosión e inundación, cuyaincidencia en la costa española sepuedeverincrementadacomoconsecuenciadelcambioclimático (Pérezet al., 2013).En el entornodelaBahíadeAlgecirassonescasoslosestu-diosespecíficosacercadelaevolucióncosterareciente (Vallejo et al., 2000) y el compor-tamiento y vulnerabilidad de sus playas, porloquehacerunacaracterizacióninicialesdevital importancia para prever riesgos futurosderivadosdelosfenómenosmencionados.Enestetrabajoserealizaunacaracterizaciónpre-liminardevariasplayasdentrodelaBahíadeAlgeciras,analizandosurespuestaduranteunperiodoinvernal,asícomounestudiomedian-tefotografíaaéreadelatendenciadelalíneadecostadesdeelaño1977.

LazonadeestudiosesitúaenelextremosurdelaPenínsulaIbérica,enlaBahíadeAl-geciras(Fig.1),juntoalEstrechodeGibraltar,dondeconfluyenlasaguasatlánticasymedi-terráneas.Se tratadeunazonamicromareal,dondepredominanlosvientosyeloleajepro-cedentesdeleste(PuertosdelEstado).



El interés en los procesos relacionados con la variabilidad costera es cada vez mayor, debido a la creciente concentración de población en el litoral, con el consiguiente incremento de las estructuras antrópicas situadas en la costa, y a los riesgos intrínsecos a dichas zonas, principalmente erosión e inundación, cuya incidencia en la costa española se puede ver incrementada como consecuencia del cambio climático (Pérez et al., 2013). En el entorno de la Bahía de Algeciras son escasos los estudios específicos acerca de la evolución costera reciente (Vallejo et al., 2000) y el comportamiento y vulnerabilidad de sus playas, por lo que hacer una caracterización inicial es de vital importancia para prever riesgos futuros derivados de los fenómenos mencionados. En este trabajo se realiza una caracterización preliminar de varias playas dentro de la Bahía de Algeciras, analizando su respuesta durante un periodo invernal, así como un estudio mediante fotografía aérea de la tendencia de la línea de costa desde el año 1977.

La zona de estudio se sitúa en el extremo sur de la Península Ibérica, en la Bahía de Algeciras (Fig. 1), junto al Estrecho de Gibraltar, donde confluyen las aguas atlánticas y mediterráneas. Se trata de una zona micromareal, donde predominan los vientos y el oleaje procedentes del este (Puertos del Estado).

FIGURA 1. Imagen de satélite de la zona de estudio.

El análisis se centra en tres playas ubicadas en el interior de la Bahía (Fig. 1). Dos de ellas, El Rinconcillo y Palmones, en el término municipal de Algeciras, se extienden a lo largo de 1,5 km de forma continua, sobre una flecha litoral; la tercera, Puente Mayorga, se sitúa en el término municipal de San

Roque y se extiende a lo largo de 800 m, enmarcada entre dos espigones.

Las playas de El Rinconcillo y Palmones, aun extendiéndose de forma continua, tienen diferentes condiciones de ocupación. El Rinconcillo se encuentra fuertemente antropizada, ya que su parte posterior se encuentra completamente urbanizada, mientras que Palmones, ubicada en el extremo de la flecha, carece de cualquier tipo de estructura antrópica. Por otra parte, Puente Mayorga está limitada por estructuras artificiales: un paseo marítimo con un núcleo urbano en su parte posterior, un espigón en cada extremo y un dique exento frente a ella, en la zona sumergida.

METODOLOGÍA

En las playas estudiadas se llevó a cabo un seguimiento topográfico mediante GPS con posicionamiento diferencial en tiempo real (RTK-DGPS), realizando perfiles a lo largo de un tramo de 250 metros de longitud en cada playa, desde la zona alta (pie de duna o comienzo de las edificaciones) hasta la zona submareal (Fig. 2). Las campañas tuvieron lugar entre octubre de 2015 y marzo de 2016, con una periodicidad quincenal, y siempre en condiciones de bajamar viva para cubrir la máxima longitud del perfil, referenciándose todos los datos al cero hidrográfico.

FIGURA 2 Levantamientos topográficos llevados a cabo en la playa de El Rinconcillo (Algeciras).

FIGURA1.Imagen de satélite de la zona de estudio

ElanálisissecentraentresplayasubicadasenelinteriordelaBahía(Fig.1).Dosdeellas,ElRinconcilloyPalmones,eneltérminomu-nicipal deAlgeciras, se extienden a lo largode1,5kmdeformacontinua,sobreunaflechalitoral;latercera,PuenteMayorga,sesitúaenel términomunicipaldeSanRoquey se ex-tiendea lo largode800m,enmarcadaentredosespigones.

LasplayasdeElRinconcilloyPalmones,aunextendiéndosede formacontinua, tienendiferentescondicionesdeocupación.ElRin-concillo se encuentra fuertemente antropi-zada, ya que su parte posterior se encuentracompletamenteurbanizada,mientrasquePal-mones,ubicadaenelextremodelaflecha,ca-

of establishing which are the most vulnerable sectors to coastal erosion. To this end, topographic surveys have been periodically performed in three beaches of the area by using a DGPS in the first stage. The beaches have been chosen according to their location from the physiographical and hydrodynamic point of view and also according to the conditions of the environment with respect to anthropic occupation. Aerial photographs of the last decades have been used to analyse the evolution of the coastline from 1977 until today. Results show significant differences in the short-term behaviour of the beaches located at the inner side of Bahía de Algeciras. Shoreline trends over the past few decades show patterns mainly related to the construction of port infrastructures.

Key words: aerial photographs, Bahía de Algeciras, beach, coastal erosion, DGPS.

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recedecualquiertipodeestructuraantrópica.Porotraparte,PuenteMayorgaestá limitadaporestructurasartificiales:unpaseomarítimoconunnúcleourbanoensuparteposterior,unespigón en cada extremo y un dique exentofrenteaella,enlazonasumergida.

METODOLOGÍA

Enlasplayasestudiadassellevóacabounseguimiento topográfico mediante GPS conposicionamiento diferencial en tiempo real(RTK-DGPS),realizandoperfilesalolargodeun tramode250metrosde longitudencadaplaya, desde la zona alta (pie de duna o co-mienzodelasedificaciones)hastalazonasub-mareal(Fig.2).Lascampañastuvieronlugarentreoctubrede2015ymarzode2016,conunaperiodicidadquincenal,ysiempreencon-dicionesdebajamarvivaparacubrirlamáxi-ma longituddelperfil, referenciándose todoslosdatosalcerohidrográfico.



El interés en los procesos relacionados con la variabilidad costera es cada vez mayor, debido a la creciente concentración de población en el litoral, con el consiguiente incremento de las estructuras antrópicas situadas en la costa, y a los riesgos intrínsecos a dichas zonas, principalmente erosión e inundación, cuya incidencia en la costa española se puede ver incrementada como consecuencia del cambio climático (Pérez et al., 2013). En el entorno de la Bahía de Algeciras son escasos los estudios específicos acerca de la evolución costera reciente (Vallejo et al., 2000) y el comportamiento y vulnerabilidad de sus playas, por lo que hacer una caracterización inicial es de vital importancia para prever riesgos futuros derivados de los fenómenos mencionados. En este trabajo se realiza una caracterización preliminar de varias playas dentro de la Bahía de Algeciras, analizando su respuesta durante un periodo invernal, así como un estudio mediante fotografía aérea de la tendencia de la línea de costa desde el año 1977.

La zona de estudio se sitúa en el extremo sur de la Península Ibérica, en la Bahía de Algeciras (Fig. 1), junto al Estrecho de Gibraltar, donde confluyen las aguas atlánticas y mediterráneas. Se trata de una zona micromareal, donde predominan los vientos y el oleaje procedentes del este (Puertos del Estado).

FIGURA 1. Imagen de satélite de la zona de estudio.

El análisis se centra en tres playas ubicadas en el interior de la Bahía (Fig. 1). Dos de ellas, El Rinconcillo y Palmones, en el término municipal de Algeciras, se extienden a lo largo de 1,5 km de forma continua, sobre una flecha litoral; la tercera, Puente Mayorga, se sitúa en el término municipal de San

Roque y se extiende a lo largo de 800 m, enmarcada entre dos espigones.

Las playas de El Rinconcillo y Palmones, aun extendiéndose de forma continua, tienen diferentes condiciones de ocupación. El Rinconcillo se encuentra fuertemente antropizada, ya que su parte posterior se encuentra completamente urbanizada, mientras que Palmones, ubicada en el extremo de la flecha, carece de cualquier tipo de estructura antrópica. Por otra parte, Puente Mayorga está limitada por estructuras artificiales: un paseo marítimo con un núcleo urbano en su parte posterior, un espigón en cada extremo y un dique exento frente a ella, en la zona sumergida.

METODOLOGÍA

En las playas estudiadas se llevó a cabo un seguimiento topográfico mediante GPS con posicionamiento diferencial en tiempo real (RTK-DGPS), realizando perfiles a lo largo de un tramo de 250 metros de longitud en cada playa, desde la zona alta (pie de duna o comienzo de las edificaciones) hasta la zona submareal (Fig. 2). Las campañas tuvieron lugar entre octubre de 2015 y marzo de 2016, con una periodicidad quincenal, y siempre en condiciones de bajamar viva para cubrir la máxima longitud del perfil, referenciándose todos los datos al cero hidrográfico.

FIGURA 2 Levantamientos topográficos llevados a cabo en la playa de El Rinconcillo (Algeciras).

FIGURA2.Levantamientos topográficos llevados a cabo en la playa de El Rinconcillo (Algeciras)

A partir de los levantamientos, se obtu-vieron tanto lapendientemediadecadapla-yacomo laanchurade lamisma,ademásdeunadescripcióncualitativadeloscambiossu-

fridospor losperfilesa lo largodel invierno2015-16.Laanchurasecalculóobteniendoladistancia entre la cota de la pleamarmuertamediaylacota-0,5m,dondelosdatosnopre-sentan ruido, para comparar la evolución delasdiferentesplayas.

Encuantoaladeterminacióndelaevolu-ciónamedioplazo,sehanempleadofotogra-fíasaéreasyortofotografíasdediversasfechascomprendidas entre los años 1977 y 2013.Mediante herramientas SIG se ha llevado acaboladigitalizacióndelalíneadecostaso-brecada imagen,empleandocomoindicadorla posición de lamarca de agua (Crowell et al.,1997),dadoelescasorangodemareaenlazonadeestudio.Unavezdigitalizadas, sehautilizadolaextensiónDSAS(Thieleret al.,2009)paraArcGIS10conelfindeobtenerlastasasdecambio.Sehancalculadodostasas:latasadepuntodefinal(EPR),queproporcionainformaciónsobrelaposicióninicialyfinaldelalíneadecosta,sintenerencuentaposicio-nes intermedias,y la tasade regresión lineal(LRR),querepresentalavelocidaddecambioajustada a una ecuación lineal considerandotodaslasfechasdisponibles.

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

Lasplayasanalizadaspresentanuncarác-ter reflectivo, con pendientes medias relati-vamentealtas, típicasdeunazonamicroma-real con reducidaenergíadeloleaje (Komar,1997). El Rinconcillo muestra la pendientemássuave,conunvalorde0,08,mientrasquetantoPalmonescomoPuenteMayorgatienenuna pendiente media ligeramente superior,conunvalorde0,10.A lo largodelperiododeestudioseobservaunavariacióndeciertaentidadenlamorfologíadelosperfilesdelasdiferentesplayas(Fig.3),sibienesnecesarioseñalarquesehatratadodeunperiodoinver-nalmuysuave,caracterizadoporlaescasezdetemporalesypor tantoconmuybajaenergíadeloleaje.

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LaplayadeElRinconcilloeslaquesufremayoresmodificacionesalolargodelperio-doinvernal,conlaerosióndelabermayunrebajamiento en la parte alta del perfil traslas primeras campañas.Es la playa ubicadamásaloeste,dondemayorincidenciatienenlos temporales de Levante; por otro lado,carece de reservas naturales de sedimento,yaqueestá totalmenteedificadaensuparteposterior.Las playas dePalmones yPuenteMayorgasufrenmenosvariacionesensuper-fil.Laprimeradeellascuentaconuncordóndunar en su parte posterior, lo que podríacontribuir a suavizar los cambios asociados

A)


A partir de los levantamientos, se obtuvieron tanto la pendiente media de cada playa como la anchura de la misma, además de una descripción cualitativa de los cambios sufridos por los perfiles a lo largo del invierno 2015-16. La anchura se calculó obteniendo la distancia entre la cota de la pleamar muerta media y la cota -0,5 m, donde los datos no presentan ruido, para comparar la evolución de las diferentes playas.

En cuanto a la determinación de la evolución a medio plazo, se han empleado fotografías aéreas y ortofotografías de diversas fechas comprendidas entre los años 1977 y 2013. Mediante herramientas SIG se ha llevado a cabo la digitalización de la línea de costa sobre cada imagen, empleando como indicador la posición de la marca de agua (Crowell et al., 1997), dado el escaso rango de marea en la zona de estudio. Una vez digitalizadas, se ha utilizado la extensión DSAS (Thieler et al., 2009) para ArcGIS 10 con el fin de obtener las tasas de cambio. Se han calculado dos tasas: la tasa de punto de final (EPR), que proporciona información sobre la posición inicial y final de la línea de costa, sin tener en cuenta posiciones intermedias, y la tasa de regresión lineal (LRR), que representa la velocidad de cambio ajustada a una ecuación lineal considerando todas las fechas disponibles.


Las playas analizadas presentan un carácter reflectivo, con pendientes medias relativamente altas, típicas de una zona micromareal con reducida energía del oleaje (Komar, 1997). El Rinconcillo muestra la pendiente más suave, con un valor de 0,08, mientras que tanto Palmones como Puente Mayorga tienen una pendiente media ligeramente superior, con un valor de 0,10. A lo largo del periodo de estudio se observa una variación de cierta entidad en la morfología de los perfiles de las diferentes playas (Fig. 3), si bien es necesario señalar que se ha tratado de un periodo invernal muy suave, caracterizado por la escasez de temporales y por tanto con muy baja energía del oleaje.

La playa de El Rinconcillo es la que sufre mayores modificaciones a lo largo del periodo invernal, con la erosión de la berma y un rebajamiento en la parte alta del perfil tras las primeras campañas. Es la playa ubicada más al oeste, donde mayor incidencia tienen los temporales de Levante; por otro lado, carece de reservas naturales de sedimento, ya que está totalmente edificada en su parte posterior. Las playas de Palmones y Puente Mayorga sufren menos variaciones en su perfil. La primera de ellas cuenta con un cordón dunar

en su parte posterior, lo que podría contribuir a suavizar los cambios asociados al oleaje. Puente Mayorga se encuentra en el tramo más interno de la Bahía y muestra orientación NO-SE, por lo que su exposición al oleaje es notablemente inferior; además, se encuentra ubicada entre dos espigones y posee un dique exento sumergido a pocos metros de la costa, que la protege del oleaje. Los cambios en los perfiles se localizan en un rango de alturas pequeño, ya que se trata de una zona micromareal (Price, 2008).

A)

B)

C)

FIGURA 3. Perfiles topográficos de las playas en los que se observa la variación sufrida durante el periodo de estudio. A) Rinconcillo, B) Palmones y C) Puente Mayorga.

En la figura 4 se puede observar la variación en la anchura de las tres playas a lo largo del periodo de estudio. Se aprecia una significativa reducción en la anchura durante el mes de noviembre, coincidiendo con la llegada de un primer temporal, siendo más acusada en El Rinconcillo y Palmones. En todos los casos la anchura de la playa se estabiliza posteriormente, cuando las playas adquieren un perfil más tendido y sufren cambios de menor magnitud. Como se ha indicado anteriormente, el periodo estudiado ha

B)








A)

B)

C)



C)








A)

B)

C)



FIGURA3. Perfiles topográficos de las playas en los que se observa la variación sufrida durante el periodo de es-tudio. A) Rinconcillo, B) Palmones y C) Puente Mayorga

al oleaje. Puente Mayorga se encuentra enel tramomás internode laBahíaymuestraorientaciónNO-SE,porloquesuexposiciónal oleaje es notablemente inferior; además,se encuentra ubicada entre dos espigones yposee un dique exento sumergido a pocosmetrosdelacosta,quelaprotegedeloleaje.Loscambiosenlosperfilesselocalizanenunrangodealturaspequeño,yaquesetratadeunazonamicromareal(Price,2008).

En la figura 4 se puede observar la va-riaciónenlaanchuradelastresplayasalolargodelperiododeestudio.Seapreciaunasignificativareducciónenlaanchuraduran-teelmesdenoviembre,coincidiendoconlallegadadeunprimer temporal, siendomásacusada enElRinconcillo y Palmones. Entodosloscasoslaanchuradelaplayasees-tabiliza posteriormente, cuando las playasadquieren un perfil más tendido y sufrencambios de menor magnitud. Como se haindicadoanteriormente, el periodoestudia-do ha presentado una práctica ausencia deeventosdealtaenergía.

Encuantoalanálisisde las imágenesaé-reas,seobservaquelaplayadeElRinconci-llomuestratasasdevariaciónpositivasenlas


presentado una práctica ausencia de eventos de alta energía.

FIGURA 4. Variación de la anchura de playa. Las barras de error representan la desviación típica.

En cuanto al análisis de las imágenes aéreas, se observa que la playa de El Rinconcillo muestra tasas de variación positivas en las últimas décadas (Fig. 5). La línea de costa ha avanzado desde el límite sur de la playa hasta su zona norte, en el límite con Palmones, donde la tendencia se empieza a invertir y los valores pasan a ser negativos. La EPR, que hace referencia sólo a la posición inicial (año 1977) y final (año 2013), muestra valores de 0,94 m/año (acreción) en El Rinconcillo y -0,37 m/año (erosión) en Palmones. Estos valores podrían relacionarse con la construcción y ampliación, en los años intermedios del estudio, del gran complejo portuario de Algeciras. Este puerto ha aumentado sus dimensiones en gran medida, pasando de 16 km de longitud de línea de costa artificial (con espigones o muros de contención) en el año 1977 a 43 km en el año 2010 (Manno, 2016). Situado justo al sur de la playa de El Rinconcillo, el puerto actúa como una barrera donde se acumula el sedimento, posiblemente erosionado de la playa de Palmones.

En cuanto a la playa de Puente Mayorga (Fig. 6), predominan los valores positivos de tasas de variación, con una EPR media de 0,43 m/año. Estos valores concuerdan con la situación de la playa, más protegida, y donde se han tomado diferentes medidas para evitar la erosión. Destaca en este sentido la importante acumulación de sedimentos que se ha producido contra el espigón oriental de la playa, construido a finales de los años 80 y donde la tasa de acreción media supera 1

m/año desde entonces. En el periodo previo a la construcción del espigón, la línea de costa tenía tendencia erosiva.

A)

B)

FIGURA 5. Tasa de cambio de la línea de costa a lo largo de las playas del Rinconcillo y Palmones. A: transectos de medida codificados por colores en función de la tasa (m/año). B: distribución longitudinal de las tasas de cambio.

FIGURA4. Variación de la anchura de playa. Las barras de error representan la desviación típica

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últimasdécadas (Fig. 5).La líneade costahaavanzadodesdeellímitesurdelaplayahastasuzonanorte,enellímiteconPalmo-nes,dondelatendenciaseempiezaainvertirylosvalorespasanasernegativos.LaEPR,que hace referencia sólo a la posición ini-cial(año1977)yfinal(año2013),muestravaloresde0,94m/año(acreción)enElRin-concilloy-0,37m/año(erosión)enPalmo-nes.Estosvalorespodríanrelacionarseconla construcción y ampliación, en los añosintermedios del estudio, del gran complejoportuario deAlgeciras. Este puerto ha au-mentado sus dimensiones en gran medida,pasando de 16 km de longitud de línea decosta artificial (con espigones o muros decontención) en el año 1977 a 43 km en elaño 2010 (Manno, 2016). Situado justo alsurdelaplayadeElRinconcillo,elpuertoactúa como una barrera donde se acumulaelsedimento,posiblementeerosionadodelaplayadePalmones.

En cuanto a la playadePuenteMayorga(Fig.6),predominanlosvalorespositivosdetasasdevariación,conunaEPRmediade0,43m/año.Estosvaloresconcuerdanconlasitua-ción de la playa,más protegida, y donde sehantomadodiferentesmedidasparaevitarlaerosión.Destacaenestesentidolaimportanteacumulacióndesedimentosquesehaproduci-docontraelespigónorientaldelaplaya,cons-truidoafinalesdelosaños80ydondelatasadeacreciónmediasupera1m/añodesdeen-tonces.Enelperiodoprevioalaconstruccióndelespigón, la líneadecosta tenía tendenciaerosiva.

A)







A)

B)


B)







A)

B)


FIGURA5. Tasa de cambio de la línea de costa a lo largo de las playas del Rinconcillo y Palmones. A: transectos de medida codificados por colores en función de la tasa (m/año). B: distribución longitudinal de las tasas de cambio

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A)


A)

B)

FIGURA 6. Tasa de cambio de la línea de costa a lo largo de la playa de Puente Mayorga. A: transectos de medida codificados por colores en función de la tasa (m/año). B: distribución longitudinal de las tasas de cambio.

CONCLUSIONES

El presente trabajo aporta datos de partida para poder analizar la evolución costera a corto-medio plazo de la Bahía de Algeciras y determinar la influencia de diversos factores en la vulnerabilidad futura del sistema ante la erosión costera.

Aunque el periodo estudiado ha sido un invierno suave en lo que respecta al número de temporales e intensidad de éstos, se observa que las playas, en mayor o menor medida, han sufrido procesos de erosión. En una zona tan fuertemente antropizada, la llegada de un invierno con unas condiciones energéticas elevadas podría originar graves daños a las estructuras costeras.

Por otro lado, aunque existan zonas donde la línea de costa ha avanzado en el periodo 1977-2013, se trata de sectores que o bien tienen sus propias dinámicas estacionales, o bien están mostrando una inversión de la tendencia hacia procesos erosivos, según los datos del último periodo invernal. No obstante y como ya se ha mencionado, el periodo de estudio es corto y de baja

energía, por lo que se pretende proseguir con la monitorización de la zona para poder observar la respuesta del sistema ante diversas condiciones energéticas y comparar los datos que se obtengan en el seguimiento con los registros del oleaje correspondiente, para determinar los distintos tipos de respuesta de las playas y sus periodos y umbrales de recuperación.

AGRADECIMIENTOS

Este artículo es una contribución a los proyectos de investigación ADACOSTA (CGL2014-53153-R) y P10-RNM-6547, y al grupo RNM-328 del PAI. BIBLIOGRAFÍA Crowell, M., Douglas, B.C. y Leatherman, S. 1997. On

forecasting future US shoreline positions: a test of algorithms. Journal of Coastal Research, 13, 1245-1255.

Mano, G., Anfuso, G., Messina, E., Williams, A. T., Suffo, M., y Liguori, V. 2016. Decadal evolution of coastaline armouring along the Mediterranean Andalusia litoral (South of Spain). Ocean and Coastal Management, 124, 84-99.

Pérez, J., Losada, I., Méndez, F., Menéndez, M., Izaguirre, C., Requejo, S., Abascal, A., Tomás, A. y Campus, P. 2013. Flooding, erosion and coastal structures hazards on the Spanish coast. Geophysical Research Abstracts, Vol. 15, EGU2013-756

Price, T.D. y Ruessink, B. G. 2008. Morphodynamic zone variability on a microtidal barred beach. Marine Geology, 251, 98-109.

Puertos del estado, Ministerio de Fomento, 2016. http://www.puertos.es/

Thieler, E.R., Himmelstoss, E.A., Zichichi, J.L., y Ergul, A. 2009. Digital Shoreline Analysis System (DSAS) version 4.0—An ArcGIS extension for calculating shoreline change. U.S. Geological Survey Open-File Report 2008-1278.

Vallejo, I., Ojeda, J. y Sánchez, E. 2000. Transformaciones territoriales y de la dinámica litoral en la bahía de Algeciras: Aplicaciones de los SIG y la teledetección- IX Congreso del Grupo de Métodos Cuantitativos, Sistemas de Información Geográfica y Teledetección, Alcalá de Henares. 148-163.

B)


A)

B)

FIGURA 6. Tasa de cambio de la línea de costa a lo largo de la playa de Puente Mayorga. A: transectos de medida codificados por colores en función de la tasa (m/año). B: distribución longitudinal de las tasas de cambio.

CONCLUSIONES

El presente trabajo aporta datos de partida para poder analizar la evolución costera a corto-medio plazo de la Bahía de Algeciras y determinar la influencia de diversos factores en la vulnerabilidad futura del sistema ante la erosión costera.

Aunque el periodo estudiado ha sido un invierno suave en lo que respecta al número de temporales e intensidad de éstos, se observa que las playas, en mayor o menor medida, han sufrido procesos de erosión. En una zona tan fuertemente antropizada, la llegada de un invierno con unas condiciones energéticas elevadas podría originar graves daños a las estructuras costeras.

Por otro lado, aunque existan zonas donde la línea de costa ha avanzado en el periodo 1977-2013, se trata de sectores que o bien tienen sus propias dinámicas estacionales, o bien están mostrando una inversión de la tendencia hacia procesos erosivos, según los datos del último periodo invernal. No obstante y como ya se ha mencionado, el periodo de estudio es corto y de baja

energía, por lo que se pretende proseguir con la monitorización de la zona para poder observar la respuesta del sistema ante diversas condiciones energéticas y comparar los datos que se obtengan en el seguimiento con los registros del oleaje correspondiente, para determinar los distintos tipos de respuesta de las playas y sus periodos y umbrales de recuperación.

AGRADECIMIENTOS

Este artículo es una contribución a los proyectos de investigación ADACOSTA (CGL2014-53153-R) y P10-RNM-6547, y al grupo RNM-328 del PAI. BIBLIOGRAFÍA Crowell, M., Douglas, B.C. y Leatherman, S. 1997. On

forecasting future US shoreline positions: a test of algorithms. Journal of Coastal Research, 13, 1245-1255.

Mano, G., Anfuso, G., Messina, E., Williams, A. T., Suffo, M., y Liguori, V. 2016. Decadal evolution of coastaline armouring along the Mediterranean Andalusia litoral (South of Spain). Ocean and Coastal Management, 124, 84-99.

Pérez, J., Losada, I., Méndez, F., Menéndez, M., Izaguirre, C., Requejo, S., Abascal, A., Tomás, A. y Campus, P. 2013. Flooding, erosion and coastal structures hazards on the Spanish coast. Geophysical Research Abstracts, Vol. 15, EGU2013-756

Price, T.D. y Ruessink, B. G. 2008. Morphodynamic zone variability on a microtidal barred beach. Marine Geology, 251, 98-109.

Puertos del estado, Ministerio de Fomento, 2016. http://www.puertos.es/

Thieler, E.R., Himmelstoss, E.A., Zichichi, J.L., y Ergul, A. 2009. Digital Shoreline Analysis System (DSAS) version 4.0—An ArcGIS extension for calculating shoreline change. U.S. Geological Survey Open-File Report 2008-1278.

Vallejo, I., Ojeda, J. y Sánchez, E. 2000. Transformaciones territoriales y de la dinámica litoral en la bahía de Algeciras: Aplicaciones de los SIG y la teledetección- IX Congreso del Grupo de Métodos Cuantitativos, Sistemas de Información Geográfica y Teledetección, Alcalá de Henares. 148-163.

FIGURA6.Tasa de cambio de la línea de costa a lo largo de la playa de Puente Mayorga. A: transectos de medida codificados por colores en función de la tasa (m/año). B: distribución longitudinal de las tasas de cambio

CONCLUSIONES

El presente trabajo aporta datos de parti-daparapoderanalizar laevolucióncosteraacorto-medioplazodelaBahíadeAlgecirasydeterminar la influencia de diversos factoresenlavulnerabilidadfuturadelsistemaantelaerosióncostera.

Aunqueelperiodoestudiadoha sidoun in-vierno suave en lo que respecta al número detemporaleseintensidaddeéstos,seobservaquelasplayas,enmayoromenormedida,hansufridoprocesosdeerosión.Enunazonatanfuertementeantropizada, la llegadadeun inviernoconunascondicionesenergéticaselevadaspodríaoriginargravesdañosalasestructurascosteras.

Porotrolado,aunqueexistanzonasdon-de la línea de costa ha avanzado en el pe-

riodo1977-2013,setratadesectoresqueobientienensuspropiasdinámicasestaciona-les,obienestánmostrandounainversióndelatendenciahaciaprocesoserosivos,segúnlos datos del último periodo invernal. Noobstanteycomoyasehamencionado,elpe-riododeestudioescortoydebajaenergía,porloquesepretendeproseguirconlamo-nitorizacióndelazonaparapoderobservarla respuesta del sistema ante diversas con-diciones energéticas y comparar los datosque se obtengan en el seguimiento con losregistros del oleaje correspondiente, paradeterminar los distintos tipos de respuestade lasplayasysusperiodosyumbralesderecuperación.

AGRADECIMIENTOS

Este artículo es una contribución a losproyectos de investigación ADACOSTA(CGL2014-53153-R)yP10-RNM-6547,yalgrupoRNM-328delPAI.

BIBLIOGRAFÍA

Crowell,M.,Douglas,B.C.yLeatherman,S.1997.OnforecastingfutureUSshorelinepositions:a testofalgorithms.Journal of Coastal Research,13,1245-1255.

Mano,G.,Anfuso,G.,Messina,E.,Williams,A.T.,Suffo,M.,yLiguori,V.2016.De-cadal evolution of coastaline armouringalongtheMediterraneanAndalusialitoral(SouthofSpain).Ocean and Coastal Ma-nagement, 124,84-99.

Pérez,J.,Losada,I.,Méndez,F.,Menéndez,M., Izaguirre,C.,Requejo,S.,Abascal,A.,Tomás,A.yCampus,P.2013.Floo-ding, erosion and coastal structures ha-zardsontheSpanishcoast.Geophysical Research Abstracts,Vol.15,EGU2013-756

Price,T.D.yRuessink,B.G.2008.Morphod-ynamiczonevariabilityonamicrotidalba-rredbeach.Marine Geology,251,98-109.

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Puertos del estado, Ministerio de Fomento,2016.http://www.puertos.es/

Thieler, E.R., Himmelstoss, E.A., Zichichi,J.L., y Ergul,A. 2009. Digital ShorelineAnalysisSystem(DSAS)version4.0—AnArcGISextensionforcalculatingshorelinechange.U.S. Geological SurveyOpen-File Report2008-1278.

Vallejo, I., Ojeda, J. y Sánchez, E. 2000.Transformaciones territoriales y de la di-námica litoral en la bahía de Algeciras:Aplicaciones de los SIG y la teledetec-ción-IX Congreso del Grupo de Métodos Cuantitativos, Sistemas de Información Geográfica y Teledetección,AlcaládeHe-nares.148-163.

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Estudio de la dinámica geomorfológica mediante la obtención de modelos topográficos históricos y actuales a partir de

fotogrametría digital automatizada: acantilados de A Capelada (A Coruña, Galicia)

Study of geomorphological changes applying automated digital photogrammetry developing historical and contemporary topographical

models: A Capelada cliffs (A Coruña, Galicia)

E. Muñoz-Narciso1, J. Horacio2,4, J.M. Sierra-Pernas3 y A. Pérez-Alberti4

1 GrupodeInvestigacióndeDinámicaFluvial(RIUS),DepartamentdeMediAmbientiCiènciesdelSòl,UniversitatdeLleida,Av.AlcaldeRoviraRoure191,25198Lleida(Catalunya,España)[email protected]

2 DepartamentodeGeografía,ÁreadeGeografíaFísica.FacultaddeArquitectura,UrbanismoyGeografía.Casilla160-C,UniversidaddeConcepción(Concepción,Chile)

3 DepartamentodeXeografía.UniversidadedeSantiagodeCompostela.FacultadedeXeografíaeHistoria,PrazadaUniversidade,1,SantiagodeCompostela(Galiza,España)

4 Laboratorio de Tecnoloxía Ambiental. Instituto de Investigacións Tecnolóxicas, Universidade de Santiago deCompostela.CampusVidas/n,15782,SantiagodeCompostela,(Galiza,España)

Resumen: Se analiza mediante técnicas Structure from Motion-Multi View Stereoscan (enadelanteSfM-MVS) la evolucióngeomorfológicadeun ambiente litoral altamentedinámico:unos de los acantilados demayor elevación deEuropaContinental (ACapelada,ACoruña).A partir de fotogramas aéreos históricos y ortoimágenes aéreas se han generado 10modelostopográficosdeelevadadensidadentrelosaños1945y2014.

Los resultados alcanzados han permitido: (i) evaluar la aplicación de técnicas SfM-MVS enfotogramas históricos y contemporáneos a escala espacial ~1:25000 y con un amplio rangotemporal(~70años);(ii)determinarlacalidaddelosmodelostopográficosdesarrollados;y(iii)analizarlosresultadosalcanzadoscomparandodiferentesaños.

Palabras clave: fotogramas históricos, Galicia, geomorfología litoral, modelos topográficos,SfM-MVS.

Abstract: This study analyses the geomorphological evolution of a highly dynamic coastal environment, one of the higher cliffs in Continental Europe (A Capelada, A Coruña), using Structure from Motion-Multi View Stereoscan techniques (hereafter referred to as SfM-MVS). From past aerial photograms and orthoimages, 10 high-density topographic models were generated between 1945 and 2014.

The results obtained have allowed us to: (i) evaluate the application of SfM-MVS techniques to past and present photograms using a ~1:25,000 spatial scale and with a broad time range (~


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INTRODUCCIÓN

Laelaboracióndemodelostopográficosesfundamental para la caracterización de super-ficiesdelterreno,paraelestudioevolutivodeéstas y para su modelización. Su aplicaciónal estudio de procesos geomorfológicos en laúltimadécadahavenidomarcadaporlaapa-ricióndenuevasmetodologíasytécnicasparalaobtencióndedatos topográficosdeelevadaprecisión y densidad, por ejemplo los láserescáner terrestres (Brasington et al., 2012) olaaplicaciónde fotogrametríadigitalautoma-tizada(Westobyet al.,2012,Michelletiet al.,2014, 2015a). La técnica del SfM-MVS (veracrónimosen resumen) sebasaen la identifi-caciónespacialdepuntoscomunesenparesdefotografías(Ullman,1979).Mediantediversosalgoritmos (i.e SIFT desarrollado por Lowe,2004) se orientan y localizan las cámaras y,consecuentemente, se geolocaliza la nube depuntosofreciendoinformación3D.LaadicióndelalgoritmoMVS(FurukawayPonce,2010)alatécnicadeSfM,permiteaumentarladen-sidadde lanubedepuntosen, almenos,dosórdenesdemagnitud.Latécnicasebasaenlaredundanciaporinterpolacióndelospuntosco-munespreviamenteidentificados(Smithet al.,2015).Porsuparte,lafotogrametríatradicionalbasadaenSfMnorequieredatosdeorientaciónniubicación3Ddelascámarasparalarecons-truccióndelaescena(Westobyet al.,2012).Elpost-procesodelainformaciónparalaconver-siónaunsistemadecoordenadasgeográficoserealizómedianteelestablecimientodepuntosdecontrol.Lavalidacióndelanubedepuntosobtenida,yyageorreferenciada,seevaluóme-dianteCHPs(puntosdecontrolterrenousadosparadichavalidación).

SondiversoslosejemplosdeplataformasqueseusanparalaobtencióndeimágenesalahoradeaplicarSfM-MVS(i.e.globos,come-tas, UnmannedAerialVehicle-UAVs-drones,plataformas aéreas tripuladas, cámaras fijastimelapse,etc.,Smithet al.,2015).

LanovedaddelpresenteestudioradicaenlaejecucióndetécnicasSfM-MVSapartirdepares fotogramétricos.Las imágenes trabaja-das,ysolicitadasalasautoridadescompeten-tes,secorrespondencon10vueloshistóricosyactuales.Lainformacióntopográfica3Ddeelevadadensidadderivadahapermitidoestu-diarlaevolucióngeomorfológicadeunsectorde costa altamente dinámico (Horacioet al.,2015).

Existen algunos precedentes en la gene-racióndemodelos topográficosparaestudiarladinámicageomorfológicadeambientesal-pinosapartirdeimágenesaéreashistóricasycontemporáneas (i.e.Suiza,Michelettiet al.,2015b),uotrosmásorientadosaladinámicafluvial(Comitiet al.,2011;Llena,2015)

Este estudio presenta una metodologíapara la obtención de Modelos Digitales delTerreno (en adelante,MDT) a partir del usode herramientas de SfM-MVS y diferentesimágenesaéreas.Validarlametodologíadesa-rrollada se ha convertido en un gran desafíocientífico,focalizándoseenlaconsecucióndediferentesobjetivos:(i)obtenernubesdepun-tosapartirdeparesfotogramétricosdelos10períodostemporalesanalizados(verTablaI);(ii)evaluarelerrordegeorreferenciaciónparacadamodelo-tiempoapartirdepuntosdecon-trolterreno(enadelante,GCPs)obtenidosme-dianteGPS-RTKconcoberturamóvilGPRS;

70 years); (ii) determine the quality of the topographic models generated; and (iii) analyse the results by comparing different years.

Key words: coastal geomorphology, Galicia, SfM-MVS, historical images, topographical models.

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(iii) validar las nubes de puntos 3D compa-randoconpuntosdecontroltest(enadelante,CHPs) recogidos en campo mediante GPS-RTKconcoberturamóvilGPRS;y(iv)filtraryregularizarlanubedepuntos(herramientasTopCat-GCD) para crear un MDT concretodelazonademáximodinamismo,evaluandoasísi lacalidad(error)es inferiora las tasasdeerosión/sedimentaciónnetassufridasentreperíodos.

Periodo Año N E (1/) RT1 1945-46 5 33,000 1T2 1956 6 33,000 1T3 1983 5 18,000 0.39T4 1984 4 30,000 0.65T5 1990 7 5,000 0.125T6 2002 3 - 0.9T7 2005 7 5,000 0.41T8 2008 10 5,000 0.22T9 2010 10 5,000 0.22T10 2014 9 5,000 0.22

TABLAI.Periodos de estudio y años correspondientes. N es el número de fotogramas implicados en la genera-ción del modelo, E escala del fotograma, y R resolución en metros

ZONA DE ESTUDIO

EláreadeestudiosesitúaalNWdelaPe-nínsulaIbérica(Fig.1).Secorrespondeconunsectorde~0.63km2situadoenlosacantiladosdeACapelada(ACoruña,Galicia),siendounodeloslugaresmásinteresantesdeGaliciaencuantoasuconstitucióngeológicayconfiguracióngeo-morfológicaydepaisaje(Pérez-Alberti,2014).Lazonadeestudioseajustadeunmodoaproxi-madoalassiguientescoordenadas:4841257.7m(coronación),4839985.7m(base),582919.4m(Este),581155.0m(Oeste)ensistemadecoor-denadasETRS89Huso29N.

METODOLOGÍA

Lametodología integra un total de 3 ta-reas: (a) diseño experimental previo, (b) ad-

quisicióndedatos encampo,y (c)post-pro-cesadodelainformacióntopográficaobtenidamediante softwares especializados en trata-mientoentécnicasdefotogrametríadigitalau-tomatizadayanálisisgeoestadístico.ParaelloseutilizósoftwareArcGIS10.1ylaextensióngeostadísiticaGeomorphicChangeDetection,Weathon (2014) (UTAH University: versión6.1.14. que incorpora el algoritmo TopCAT,Brasingtonet al.,2012).

Diseño experimental previo

La primera fase se basó en la seleccióndelosparesfotogramétricosquecubriesenlazonadeestudio.Seadquirieronlosparesfo-togramétricosde las10fases temporales,es-tandocadaunade lasmismasasociadasconun vuelo concreto (Tabla I). Las imágenesutilizadaspertenecenalCECAF(CentroCar-tográficoyFotográficodelEjércitodelAire)e IGN(InstitutoGeográficoNacional).Entrelas imágenes trabajadas existen diferenciasimportantes que deben ser tenidas en cuenta(escalayresolución;verTablaIyFig.2)porsuimprontaenlafasedepost-procesadodelainformación(Fig.3).

Obtención de datos de campo

Paralageorreferenciacióndelasnubesdepuntosenunsistemadecoordenadasgeográfi-cas(i),semidieronuntotalde40GCPsconunGPSdiferencialconcorreccionesRTKentiem-porealmediantecoberturamóvilGPRS(mo-deloLeica®GPS900).Loserroresdeposi-cionamiento(i.e.x-y-z)fueronmenoresa5cm.EstosGCPsseidentificaronenpuntosfijosdelterreno,esdecir,inmóvilesparalaserietempo-ralanalizada(i.e.quemantengancoordenadasxyz) y con lamejor identificación posible encadafotograma.Paralavalidaciónsemidieronuntotalde1000CHPsconelobjetivodecom-parar los modelos topográficos georreferen-ciadosconcoordenadasdelterrenoreales(ii).Ladistribuciónespacialde losGCPsyCHPs

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(Fig. 1) estuvo directamente determinada porlaszonasconcoberturadeantenamóvil,loquepermitióobtenercorreccionesmedianteGPRS.LadistribuciónespacialyelnúmerodeGPCses esencial en la calidad y los errores de losmodelosgenerados (Vericat etal., 2009,Mu-ñozNarciso,et al.,2014).Estehechohasidodeterminanteenelpresentetrabajodebidoaloserrorestanelevadosobtenidos.

Post-proceso de la información

Lasfotografíassehanpost-procesadoconelsoftwareAgisoftPhotoScanPro®.Median-telaaplicacióndeSfM-MVSsehanobtenidomodelos topográficos de elevada densidad.LosGCPs han permitido georreferenciar lanubedepuntos (Fig.2).Elnúmeroy locali-zacióndelosGCPsutilizadospormodelofuediferenteentre los10 tiempos,quedandode-terminados ambos parámetros por la óptimaidentificación visual. Con el software CloudCompare® (Fig.2) se identificaron losmo-delostopográficosqueteníanunacalidadsu-ficiente(i)(i.e.seriesdelPNOA:2008,2010,2014,vueloLiDARdelIGN,2010),sevalida-rondichosmodelostopográficosconlosCHPs(ii), y,finalmente,seseleccionóyrecortólazona experimental de mayor dinamismo, encuanto a cambios geomorfológicos y conunmenorerrordelmodeloparasucorrectacom-paración (iii). Las 2 nubes de puntos expor-tadas se regularizaron para poder crear losMDTygenerarunposteriorDoD(delinglés,DEM-of-Differences) (Fig. 3). Para ello seutilizóelsoftwareArcGIS10.1ylaextensióngeostadísiticaGeomorphicChangeDetection(UTAHUniversity:versión6.1.14.queincor-poraelalgoritmoTopCAT,Brasingtonet al.,2012).Seobtuvieronalgunosgeoestadísticos(i.e.zmínima)apartirdelosquesecrearonlosMDTregularizadosa1m.

Esprecisoaclararqueduranteelprocesode elaboración de losmodelos no se aplica-

ron filtros para clasificar la nube de puntos,habiendoporconsiguienteelementosquepue-dendistorsionarlainformacióndelMDT(i.e.vegetación,agua).

RESULTADOS

Elflujodetrabajodesarrolladoconlos10tiemposiniciales(TablaI)haservidoparadis-criminar5 seriespor faltadecalidadparaeldesarrollodelosmodelosdigitalesdelterreno.Los años con mejores resultados de calidadson:1956,2005,2008,2010,2014.SeincluyótambiénelmodeloderivadodelLiDARcomofuentedecomparaciónconlosmodelosgene-radosmedianteSfM-MVS(TablaII).


RESULTADOS

El flujo de trabajo desarrollado con los 10 tiempos iniciales (Tabla I) ha servido para discriminar 5 series por falta de calidad para el desarrollo de los modelos digitales del terreno. Los años con mejores resultados de calidad son: 1956, 2005, 2008, 2010, 2014. Se incluyó también el modelo derivado del LiDAR como fuente de comparación con los modelos generados mediante SfM-MVS (Tabla II).

FIGURA 4: Frente costero del área de estudio con alta dinámica

geomorfológica.

El RMSE de los GCPs empleados en la georreferenciación presenta un promedio de 0.95 m, con un valor máximo de 1.13 m (año 2014) y mínimo de 0.74 m (año 2010). La relación entre el RMSE y el número de GCPs presenta un R2 de 0.21 (y = -0.0086x + 1.2754), observándose que el mayor número de puntos no se traduce en un RMSE más bajo.

RMSE* EM**

Año N x y z Tot. N z

1956 25 0.3 0.7 0,7 1.1 - -

2005 37 0.5 0,5 0,6 0.9 - -

2008 39 0.4 0,5 0,6 0.9 901 0.4

LiDAR*** - - - - - 773 0.4

2010 46 0.3 0,4 0,6 0.7 901 0.3

2014 43 0.7 0,6 0,7 1.1 773 0.5

TABLA II. Errores de georreferenciación (GCPs) y errores de validación (CHPs) para las nubes de puntos obtenidas mediante SfM-MVS para los vuelos indicados (*RMSE: error cuadrático medio; **EM: error medio; ***LiDAR: datos del IGN)

El EM de los CHPs tiene un valor promedio en la z de 0.39 m, con máximos en los modelos de 2014 (0.45 m) y LiDAR (0.41 m). El modelo extraído del año

2010 presenta el EM más bajo (0.30 m). El incremento del número de CHPs no repercute directamente en la calidad de los años analizados (-0.0007x + 0.9952; R2 = 0.68).

Entre los años 2014 y 2008 se ha llevado a cabo un ensayo de diferencia de modelos (DoD), por ser estos los dos períodos más extremos de los que se dispone de datos de RMSE y EM (Tabla II). El DoD obtenido refleja un área con fuerte dinamismo (Fig. 4), aunque con diferencias según el sector que se considere (Fig. 3).

CONCLUSIONES

Las conclusiones se sintetizan en cinco puntos:

Elevado RMSE general en la georreferenciación de los GCPs, pero con situaciones muy diferenciadas por año.

Los errores de validación representados por el EM reflejan siempre valores inferiores a 0.5 m en la z (del año 2008 en adelante).

Las problemáticas surgidas en la confección de los modelos sugieren la necesidad de aumentar la densidad de GCPs en las zonas de cambio potencial, localizados en puntos más estables e identificables.

La diferencia de modelos (DoD) entre los años analizados corrobora la naturaleza dinámica de la zona de estudio.

Es reto del futuro seguir indagando en métodos para la obtención de modelos topográficos históricos y actuales a partir de fotogrametría digital automatizada en sectores con bajas densidades demográficas, escasos elementos de identificación para la georreferenciación y de relieves con fuertes pendientes.

AGRADECIMIENTOS

El primer autor disfruta de un contrato predoctoral del Ministerio de Educación, Cultura y Deporte (FPU 13/00168). Se agradece el apoyo por el aporte del instrumental por parte de la empresa Xestega SLL. De la misma forma, a Manel Llena, del Grupo de Investigación de Dinámica Fluvial (RIUS, UdL), por su ayuda en la fase de post-proceso de los datos.

FIGURA4. Frente costero del área de estudio con alta dinámica geomorfológica

El RMSE de los GCPs empleados en lageorreferenciación presenta un promedio de0.95m,conunvalormáximode1.13m(año2014)ymínimode0.74m(año2010).Larela-ciónentreelRMSEyelnúmerodeGCPspre-sentaunR2de0.21(y=-0.0086x+1.2754),observándosequeelmayornúmerodepuntosnosetraduceenunRMSEmásbajo.

El EM de los CHPs tiene un valor pro-medioenlazde0.39m,conmáximosenlosmodelosde2014(0.45m)yLiDAR(0.41m).Elmodeloextraídodel año2010presentaelEMmásbajo(0.30m).Elincrementodelnú-merodeCHPsno repercute directamente enlacalidaddelosañosanalizados(-0.0007x+0.9952;R2=0.68).

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RMSE* EM**Año N x y z Tot. N z1956 25 0.3 0.7 0,7 1.1 - -2005 37 0.5 0,5 0,6 0.9 - -2008 39 0.4 0,5 0,6 0.9 901 0.4

LiDAR*** - - - - - 773 0.42010 46 0.3 0,4 0,6 0.7 901 0.32014 43 0.7 0,6 0,7 1.1 773 0.5

TABLA II. Errores de georreferenciación (GCPs) y errores de validación (CHPs) para las nubes de puntos obtenidas mediante SfM-MVS para los vuelos indicados (*RMSE: error cuadrático medio; **EM: error medio; ***LiDAR: datos del IGN)

Entrelosaños2014y2008sehallevadoa cabo un ensayo de diferencia de modelos(DoD), por ser estos los dos períodos másextremos de los que se dispone de datos deRMSEyEM(TablaII).ElDoDobtenidore-fleja un área con fuerte dinamismo (Fig. 4),aunquecondiferenciassegúnelsectorqueseconsidere(Fig.3).

CONCLUSIONES

Las conclusiones se sintetizan en cincopuntos:

• ElevadoRMSEgeneralenlageorreferen-ciacióndelosGCPs,peroconsituacionesmuydiferenciadasporaño.

• Los errores de validación representadosporelEMreflejansiemprevaloresinferio-resa0.5menlaz(delaño2008enadelan-te).

• Las problemáticas surgidas en la confec-cióndelosmodelossugierenlanecesidadde aumentar la densidad deGCPs en laszonasdecambiopotencial,localizadosenpuntosmásestableseidentificables.

• Ladiferenciademodelos(DoD)entrelosañosanalizadoscorroboralanaturalezadi-námicadelazonadeestudio.

• Es reto del futuro seguir indagando enmétodosparalaobtencióndemodelosto-pográficoshistóricosyactualesapartirde

fotogrametríadigitalautomatizadaensec-tores con bajas densidades demográficas,escasoselementosdeidentificaciónparalageorreferenciaciónyderelievesconfuer-tespendientes.

AGRADECIMIENTOS

Elprimerautordisfrutadeuncontratopre-doctoraldelMinisteriodeEducación,Cultu-rayDeporte(FPU13/00168).SeagradeceelapoyoporelaportedelinstrumentalporpartedelaempresaXestegaSLL.Delamismafor-ma, aManelLlena, delGrupo de Investiga-cióndeDinámicaFluvial(RIUS,UdL),porsuayudaenlafasedepost-procesodelosdatos.

REFERENCIAS

Brasington,J.,Vericat,D.yRychkovI.2012.Modeling river bed morphology, rough-ness, and surface sedimentology usinghigh resolution terrestrial laser scanning.Water Resources Research, 48 W11519,1-18.

Comiti,F.,DaCanal,M.,Surian,N.,Mao,L.,Picco,L.yLenzi,M.A.2011.Channelad-justments andvegetation cover dynamicsin a large gravel bed river over the last200years. Geomorphology, 125(1): 147-159.

Furukawa,Y.yPonce,J.2010.Accurate,den-seand robustmultiviewstereopsis. IEEE Transactions on Pattern Analysis and Ma-chine Intelligence,32:1362-1376.

Horacio, J., Muñoz-Narciso, E., Sierra-Per-nas,J.M.yPérez-Alberti,A.2015.Aplica-cióndefotogrametríadigitalautomatizadaen ambientes litorales: acantilados de ACapelada(ACoruña).EnVIII Jornadas de Geomorfología Litoral,197-200.

Llena,M.2015.Cambios morfológicos en el alto Cinca durante el Siglo XX a partir de fotogrametría digital automatizada. T. F.Máster,UniversitatdeLleida,143p.

553




success story


Lowe,D.G.2004.Distinctiveimagefeaturesfrom scale-invariant keypoints. Interna-tional Journal of Computer Vision,60(2):91-110(440).

Micheletti, N., Chandler, J.H. y Lane, S.N.2014.Investigating thegeomorphologicalpotentialoffreelyavailableandaccessibleStructure-from-Motion photogrammetryusing a smartphone.Earth Surf. Process. Landforms,40(4):473-486.

Micheletti, N., Chandler, J.H. y Lane, S.N.2015a.StructurefromMotion(SfM)Pho-togrammetryBritish Society for Geomor-phology. Geomorphological Techniques.Chap.2,1-12.

Micheletti,N.,Lane,S.N.yChandler, J.H.2015b.ApplicationofArchivalAerialPho-togrammetrytoQuantifyClimateForcingofAlpineLandscapes.The Photogramme-tric Record, 30(150):143-165.

Muñoz-Narciso,E.,Béjar,M.;Tena,A.,Veri-cat,D.,Ramos,E.,Brasington,J.,Gibbins,C.N.yBatalla,R.J.2014.Generacióndemodelos topográficos a partir de fotogra-metría digital automatizada en un río degravas altamente dinámico. En:XIII Re-union Nacional de Geomorfologia, 335-338.

Pérez-Alberti, A. 2014. Geomorfología. En: Complejo Básico-Ultrabásico de Cape-lada-Cabo Ortegal (D.AránFerreiro, et.al.,eds.).AndaviraEditorial,SantiagodeCompostela,24-30.

Smith, M. W., Carrivick, J. L. y Quin-cey, D. J. 2015. Structure from motionphotogrammetry in physical geogra-phy. Progress in Physical Geography.doi:10.1177/0309133315615805

Ullman,S.1979.TheInterpretationofStruc-turefrom Motion. Proc. R. Soc. Lond. B1153: 405-426.

Vericat D., Brasington J., Wheaton J. yCowieM. 2009.Accuracy assessment ofaerialphotographs acquired using ligh-ter-than-airblimps:low-costtoolsforma-ppingrivercorridors.River Research and Applications,25(8):985-1000.

Westoby,M.J.,Brasington,J.,Glasser,N.F.,Hambrey,M. J.,yReynolds, J.M.2012.“Structure-from-Motion” photogramme-try: A low-cost, effective tool for geos-cienceapplications.Geomorphology,179,300-314.

Wheaton.J.2014.UTAH University. Geomor-phic Change Detection Software (2012-2014).http://gcd.joewheaton.org/

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Caracterización geomorfológica y hábitats en estructuras volcánicas en el Campo Profundo de Expulsión de Fluidos

(NE del Golfo de Cádiz)

Geomorphological characterization and habitats in volcanic structures in the Deep Field of Fluid Expulsion (NE Gulf of Cádiz)

D. Palomino1, J.T. Vázquez1, N. López-González1, L.M. Fernández-Salas2, J.L. Rueda1, E. González-García3 y V. Díaz-del-Río1

1 InstitutoEspañoldeOceanografía.COdeMálaga,PuertoPesqueros/n,29640,Fuengirola(Málaga)[email protected]

2 InstitutoEspañoldeOceanografía.COdeCádiz,MuellePesqueros/n,11006,Cádiz(Cádiz)3 FacultaddeCiencias,UniversidaddeMálaga,CampusdeTeatinoss/n,29071,Málaga(Málaga)

Resumen: Se ha analizado la morfología del fondo, las características sub-superficiales y loshábitatsbentónicosdeunsectordeltaludcontinentaldelGolfodeCádiz.Elobjetivoesreconocerlostiposmorfológicosylosprocesosgeológicosyoceanográficosparaentenderlarelacióncondichosprocesos,asícomosuinfluenciasobreloshábitatsylasespeciesbentónicasasociadas.Sehanestudiadolascaracterísticasmorfológicas,eltipodesedimentoylasespeciesbentónicasdominantesen cuatro estructuras volcánicas y en los fondos marinos adyacentes. Los tipos morfológicosidentificadossehanagrupadoenformasrelacionadasconescapesdefluidosdesdeelsubsuelo,concorrientesdefondo,conmovimientosenmasa,formasestructuralesybiogénicas.Además,sehanidentificadolasespeciesbentónicasdominantesyasociadasaescapesdefluidos,asustratosduros(costrasdecarbonatosautigénicos)yasustratosblandos.Losprincipalesfactoresquecontrolanlamorfologíaylascomunidadesbentónicasasociadassonlosprocesosrelacionadosconescapesdefluidos,aunqueexistenotrosprocesos,comolosgravitacionales,ylaspropiedadesdelasmasasdeaguaprofunda.Lossedimentosdebrechafangosaylosorganismosquimiosimbióticosselocalizanprincipalmenteenlacimadelosedificiosvolcánicos,indicandoquelaactividaddeexpulsióndefluidospodríaserelevadaenalgunoscasos.Lapresenciadecoladasdefangoycuerposlóbuladossobrelosflancossonindicativosdeunprocesodeextrusiónquetuvolugarendiferentesfases.Loscarbonatosautigénicossehanlocalizadoenlosflancosyenlabasedelasestructurasvolcánicasyestánrelacionadosconunaactividaddeexpulsióndefluidosmoderada,siendodesenterradosporlaactividaddelascorrientesdefondoycolonizadosporespeciesdesustratosduros.Lasdepresionesenlaszonasadyacentesestánformadasporprocesosdecolapso,debidoaescapesdefluidoactivosybajolainfluenciadelascorrientesprofundas.

Palabras clave: expulsióndefluidos,faunaquimiosimbionte,GolfodeCádiz. volcanesdefango.

Abstract: Seabed morphology, sub-bottom characteristics and benthic habitats of a sector of the Gulf of Cadiz continental slope have been analyzed. The aim is to recognize morphological


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INTRODUCCIÓN

Los volcanes de fango son estructurasfrecuentes en el Golfo de Cádiz y están re-lacionadas con la emisión de fluidos debidaa lamigraciónverticalde sedimentos fango-sosconaltocontenidoengaseshidrocarburosexpulsadosporsucesivasemisiones (Milkov,2000).Enestosedificios sedesarrollandife-renteshábitatsqueestáncondicionadosporeltipodesustrato,lasmasasdeaguaprofundasylosprocesosgeológicosquetenganlugartantoanivelregionalcomolocal.

Sehanrealizadonumerososestudioscen-tradosenlosvolcanesdefango,sobrelami-graciónyemisióndefluidosenellosysobrelafaunabentónica asociada a dichas emisionesenelGolfodeCádiz.Recientemente, loses-tudios presentan un enfoquemultidisciplinarque permite entender la relación de los vol-canesdefangoconlosprocesosgeológicosyoceanográficos, así como, con los hábitats ylascomunidadesbentónicasquesedesarrollancomoconsecuenciadeestainteracción(Palo-minoet al., 2015).

Elobjetivodeestetrabajoeselestudiodelamorfologíadelfondo,delascaracterísticassub-superficialesyloshábitatsdecuatroedifi-ciosvolcánicossituadoseneltaludmediodelGolfodeCádizparaentenderlainteraccióndeestasestructurasconlosprocesosgeológicosrecientesyconlasmasasdeagua,asícomosuinfluenciasobrelabiota.

CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS Y OCEANOGRÁFICAS DE LA ZONA DE ESTUDIO

ElGolfodeCádizsesitúaenuncontextoactual compresivo, donde se da el desarrollodeimportantesfenómenosdediapirismoyvul-canismode fango.Estos fenómenos están re-lacionadosconelemplazamientodelaUnidadAlóctonadelGolfodeCádiz(UAGC)entreelOligocenoTardíoyelTortoniense,yconelde-sarrollodecomplejosextensionalesgravitacio-nalesyzonastranspresivasentreelMessinien-seyelCuaternario,quefavorecieronelascensodelosmaterialesmásplásticosdelaUAGCenformadeestructurasdiapíricasíntimamentere-lacionadasconlaformacióndelosvolcanesde

features, geological processes and near-bottom water masses for understanding the relationships between the occurrence of fluid venting related edifices and their associated habitats and benthic communities. Morphological characteristics, sediment types and dominant benthic species of four volcanic structures and their adjacent areas have been studied. Identified morphological characteristics were grouped in fluid escape related features, bottom current features, mass movement features, structural features and biogenic related features. Additionally, dominant benthic species associated with seepage, hard substrates (authigenic carbonates) or soft bottoms have also been found in these features. A major factor controlling these features and their associated biota is mud flow and fluid-escape-related processes, although other factors such as gravitational and deep water masses related processes are involved. Mud breccia sediments and chemosymbiotic metazoans are mainly located at the summit indicating a higher mud flow and seepage activity. The presence of mass flows deposits and mud lobes on the flanks are indicative of mud extrusion process in different phases. Authigenic carbonates on the flanks and the base of the volcanic structures are related to a moderate seepage activity, being exhumed by bottom currents and colonized by hard substrate associated species. Adjacent depressions are linked to collapse processes, where active fluid escape and bottom current effects have been identified.

Key words: chemosymbiotic fauna, Gulf of Cadiz, mud volcanoes, seepage venting.

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fango(Figura1A).Eláreadeestudiodenomi-nadaCampoProfundodeExpulsióndeFluidos(CPEF,DíazdelRíoet al.,2014)selocalizaen-tre680y1200mdeprofundidad,enunsector

deltaludmediodelmargenespañoldelGolfodeCádizcaracterizadopordepósitosfangososquesonatravesadosporcanaleserosivosdedi-recciónE-OyNE-SO(Figura1B).

La circulación oceanográfica en elGolfodeCádizestácontroladaporelintercambiodemasasdeaguaatravésdelEstrechodeGibral-tar,conunflujodeaguaAtlánticadeentrada(AIW)haciaelmardeAlborányunflujodeaguaMediterráneadesalida(MOW)haciaelOcéanoAtlántico.LaMOWrecorreelmargenibérico hacia el noroeste y se divide en dosnúcleosprincipales.Eláreadeestudioseen-cuentrabajolainfluenciadeunadesviacióndelaramainferiorde laMOWquegiraenunadirecciónNE-SOa su salidaporelEstrechodeGibraltar (Figura1A).Lavelocidadde lacorrientedefondoenelvolcánSt.Petersbur-go,alSEdelazonadeestudio,oscilanentre

0,65y0,7m/s,mientrasqueenlosvolcanesAlmazányHespéridessituadosenelextremooccidental,fluctúanentre0,5y0,56m/s(DíazdelRíoet al.,2014).

MATERIAL Y MÉTODOS

Los datos analizados para la elaboracióndeestetrabajohansidoobtenidosenelmar-codelproyectoLIFE+INDEMARES/CHICAenelCFEF(Figura1).Sehanutilizadodatosbatimétricos y de reflectividad de fondo quehan sido procesados con el programaCaris Hips and Sips para crearmodelos batimétri-cosaunaresoluciónde15m.ParaelanálisismorfológicosehautilizadoelprogramaArc-


INTRODUCCIÓN

Los volcanes de fango son estructuras frecuentes en el Golfo de Cádiz y están relacionadas con la emisión de fluidos debida a la migración vertical de sedimentos fangosos con alto contenido en gases hidrocarburos expulsados por sucesivas emisiones (Milkov, 2000). En estos edificios se desarrollan diferentes hábitats que están condicionados por el tipo de sustrato, las masas de agua profundas y los procesos geológicos que tengan lugar tanto a nivel regional como local.

Se han realizado numerosos estudios centrados en los volcanes de fango, sobre la migración y emisión de fluidos en ellos y sobre la fauna bentónica asociada a

dichas emisiones en el Golfo de Cádiz. Recientemente, los estudios presentan un enfoque multidisciplinar que permite entender la relación de los volcanes de fango con los procesos geológicos y oceanográficos, así como, con los hábitats y las comunidades bentónicas que se desarrollan como consecuencia de esta interacción (Palomino et al., 2015).

El objetivo de este trabajo es el estudio de la morfología del fondo, de las características sub-superficiales y los hábitats de cuatro edificios volcánicos situados en el talud medio del Golfo de Cádiz para entender la interacción de estas estructuras con los procesos geológicos recientes y con las masas de agua, así como su influencia sobre la biota.

FIGURA 1. Localización de la zona de estudio. A) Principales dominios fisiográficos, elementos tectónicos y principales masas de agua en el Golfo de Cádiz (rasgos tectónicos modificados de Medialdea et al., 2004; Zitellini et al., 2009; y masas de agua modificadas de Hernández-Molina et al., 2014). B) Área de estudio localizada en un sector del talud medio y denominada Campo Profundo de Expulsión de Fluidos (CPEF) donde destacan los cuatro edificios volcánicos objeto de estudio. CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS Y OCEANOGRÁFICAS DE LA ZONA DE ESTUDIO

El Golfo de Cádiz se sitúa en un contexto actual compresivo, donde se da el desarrollo de importantes fenómenos de diapirismo y vulcanismo de fango. Estos fenómenos están relacionados con el emplazamiento de la Unidad Alóctona del Golfo de Cádiz (UAGC) entre el Oligoceno Tardío y el Tortoniense, y con el

desarrollo de complejos extensionales gravitacionales y zonas transpresivas entre el Messiniense y el Cuaternario, que favorecieron el ascenso de los materiales más plásticos de la UAGC en forma de estructuras diapíricas íntimamente relacionadas con la formación de los volcanes de fango (Figura 1A). El área de estudio denominada Campo Profundo de Expulsión de Fluidos (CPEF, Díaz del Río et al., 2014) se localiza entre 680 y 1200 m de profundidad, en un sector del talud medio del margen español del Golfo de

FIGURA1.Localización de la zona de estudio. A) Principales dominios fisiográficos, elementos tectónicos y principales masas de agua en el Golfo de Cádiz (rasgos tectónicos modificados de Medialdea etal., 2004; Zitellini etal., 2009; y masas de agua modificadas de Hernández-Molina etal., 2014). B) Área de estudio localizada en un sector del talud medio y denominada Campo Profundo de Expulsión de Fluidos (CPEF) donde destacan los cuatro edificios volcánicos objeto de estudio

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GIS desktop.Sehananalizadoademásperfi-lessísmicosdemuyaltaresoluciónobtenidosconlasondaparamétricaTOPAS-PS18queseconvirtieroneimportaronenformatoSEG-YyhansidointerpretadosmedianteelprogramaIHS Kingdom.Sehananalizadomuestrasdesedimento obtenidas con box-corer para ca-racterizar la texturadel sedimentoy lacom-posición faunística, además se han realizadotestigosdegravedadenlacimadedosdelasestructuras volcánicas, que han servido paraconfirmar su naturaleza de volcán de fango.Los videos e imágenes obtenidos con VOR(VehículodeObservaciónRemolcado)sehanutilizadoparaidentificarloshábitatsysubiotaasociada.

RESULTADOS

El CPEF es un sector morfológicamentecomplejo debido al efecto combinadode losprocesoserosivos,gravitacionalesysedimen-tariosquetienenlugarenlazona.Lazonase

caracteriza por un gran cuerpo sedimentariocon formade abanico que es atravesadoporsurcoserosivosyotrasformascomocamposdeondasde fangoyarena,deslizamientosyrelievesrelacionadosconlaexpulsióndeflui-doscomopockmarks,vallesciegosyedificiosvolcánicos.Enrelaciónconestosúltimos,sehapodidodiferenciardostiposdeedificios.Elprimertiposonlosvolcanesdefango(Alma-zán,St.PetersburgoyAveiro)queestáncons-tituidosporunconosimple,deformamásomenoscircularenplanta,yquemuestranevi-denciasdeextrusióndematerial.Sunaturalezadevolcándefangohasidoconfirmadaapartirdelapresenciadedepósitosdebrechafango-sa.El segundo tipo, es un complejo diapiro/volcán (Hespérides) constituido por una ele-vacióndelfondogeneradapordiapirismoquealbergavariosvolcanesdefangoensucima,donde también sehaobtenidobrecha fango-sa.Las característicasmorfológicasde todosestosedificiossehanresumidoenlaTablaI.

EnlaparteNOdelCPEFdestacaelcom-plejo Hespérides, de 187 m de altura y deformacasitriangular,dondedosdesusladospresentanfuertespendientes,mientrasqueeltercero, alNE, terminade formamás suave.Sediferenciandosconosvolcánicosprincipa-lessituadosalOdelcomplejoquepresentanunperfilasimétrico(Figura2ay2e).Losse-dimentosmuestreadosenellosestánformadosporcontenerbrechafangosaconclastospoli-mícticosdetamañoarena-grava,loqueconfir-

malanaturalezadeestosconoscomovolcanesdefango.Además,enellassedetectóunaaltaabundanciadeorganismosquimiosimbióticoscomo los poliquetos frenulados (Siboglinumsp.)yelbivalvoSolemya elarraichensis (Fi-gura3).

Laparte centraldel complejopresentaunareflectividadmáselevadaqueelrestodelaflo-ramiento y se han obtenidomuestras de arenafangosacon fragmentosbioclásticosydecon-

Nombre Hespérides Almazán St. Petersburg AveiroP 859/672 970/830 1000/868 1167/1064L 3,6/2,3 1,35/1,13 2,1/1,8 1,19/0,98A 187 140 132 103Ar 8,13 1,15 3,3 0,83Pe 0,5/30 0,1/30 1,5/10 20/0,5

TABLAI.DimensionesyparámetrosmorfológicosmedidosenlosedificiosvolcánicosdelCFEF,dondelaprofundidad(P)ylaaltura(A)semuestranenmetros,lalongitud(L)yelárea(Ar)enkilómetrosykm2,respectivamente,ylapen-diente(Pe)engrados

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FIGURA 2. Interpretación morfológica representada sobre un mapa de sombras con una resolución de 15x15 m en: a) complejo Hespérides, b) volcán Almazán, c) volcán St. Petersburgo, d) volcán Aveiro. Ejemplos de perfiles de muy alta resolución con sonda paramétrica TOPAS (e, f, h) y de perfiles batimétricos (g) indicados en las correspondientes figuras de los edificios.

interpretar varios montículos y crestas de origen biogénico. El complejo, está rodeado de varias depresiones, destacando la situada al sur de forma ovalada y caracterizada por un fondo plano con elevada pendiente en los bordes. En esta depresión, los sedimentos contienen arena fangosa con acumulaciones

de carbonatos autigénicos y su comunidad está dominada por especies de poliquetos, bivalvos y restos de corales de aguas frías (Madrepora oculata, Lophelia pertusa y Dendrophyllia alternata). En las zonas adyacentes al complejo Hespérides se observa un

FIGURA2.Interpretación morfológica representada sobre un mapa de sombras con una resolución de 15x15 m en: a) complejo Hespérides, b) volcán Almazán, c) volcán St. Petersburgo, d) volcán Aveiro. Ejemplos de perfiles de muy alta resolución con sonda paramétrica TOPAS (e, f, h) y de perfiles batimétricos (g) indicados en las correspondientes figuras de los edificios

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creciones de carbonatos autigénicos en formade enlosadosy chimeneas colonizadasporpe-queñosoctocorales(ej.Swiftia, Acanthogorgia, Anthomasthus) que han permitido interpretarvariosmontículosycrestasdeorigenbiogénico.Elcomplejo,estárodeadodevariasdepresiones,destacandolasituadaalsurdeformaovaladaycaracterizada por un fondo plano con elevadapendienteenlosbordes.Enestadepresión,lossedimentoscontienenarenafangosaconacumu-lacionesdecarbonatosautigénicosysucomu-nidadestádominadaporespeciesdepoliquetos,bivalvosyrestosdecoralesdeaguasfrías(Ma-drepora oculata, Lophelia pertusa y Dendro-phyllia alternata). En las zonas adyacentes alcomplejoHespérides se observa un sedimentobastantehomogéneoconarenafangosamarrónhemipelágicaymenorbiodiversidad.

ElvolcándefangoAlmazán,de140mdealtura, presenta una morfología ligeramenteovalada según el eje NNE-SSO (Figura 2b).Presenta una baja reflectividad, excepto en lacimay en el fondode lasdepresionesque lorodean.Laaltareflectividadenlacimapodríaestarrelacionadaconunaactividaddeemisiónrecientedelvolcán.Enellasehaobtenidountestigodegravedadde86cmdelongitudquedesprendía un intenso olor a sulfhídrico. Losprimeros7cmestánformadosporsedimentoshemipelágicos intercalados conbrecha fango-sa,quepredominahacialabase,ypresenciadefauna quimiosimbionte como Siboglinum sp.y abundantes restos de Solemya elarraichen-sis (Figura3).En susflancos seobservan ci-catricesdedeslizamientosycoladasde fangoconstituidas por varios lóbulos relacionadoscondiferentesfasesenlaextrusióndelmaterialfangoso(Figura2b).Losflancosseencuentrancolonizadosporespeciestípicasdesedimentosfangosos,comolospennatuláceosycoralbam-bú. La base del volcán se encuentra rodeadapor varias depresiones constituidas por arenafangosamarróndondeaparecenfragmentosdechimeneascarbonatadasydecorales.


sedimento bastante homogéneo con arena fangosa marrón hemipelágica y menor biodiversidad.

FIGURA 3. Especies tipificadoras de hábitats presentes en los volcanes Hespérides (A,B,D,H), Almazán (A,B,F), St. Petersburgo (A,G) y Aveiro (A,B,E,G). A y B: Solemya elarraichensis, C: Siboglinum sp.; D: Swiftia; E: Radicipes; F: Isidella elongata (coral bambú); G: Pheronema carpenteri y H: Acanthogorgia.

El volcán de fango Almazán, de 140 m de altura, presenta una morfología ligeramente ovalada según el eje NNE-SSO (Figura 2b). Presenta una baja reflectividad, excepto en la cima y en el fondo de las depresiones que lo rodean. La alta reflectividad en la cima podría estar relacionada con una actividad de emisión reciente del volcán. En ella se ha obtenido un testigo de gravedad de 86 cm de longitud que desprendía un intenso olor a sulfhídrico. Los primeros 7 cm están formados por sedimentos hemipelágicos intercalados con brecha fangosa, que predomina hacia la base, y presencia de fauna quimiosimbionte como Siboglinum sp. y abundantes restos de Solemya elarraichensis (Figura 3). En sus flancos se observan cicatrices de deslizamientos y coladas de fango constituidas por varios lóbulos relacionados con

diferentes fases en la extrusión del material fangoso (Figura 2b). Los flancos se encuentran colonizados por especies típicas de sedimentos fangosos, como los pennatuláceos y coral bambú. La base del volcán se encuentra rodeada por varias depresiones constituidas por arena fangosa marrón donde aparecen fragmentos de chimeneas carbonatadas y de corales.

El volcán St. Petersburgo, con 132 m de altura, se encuentra al SE del CPEF y posee una geometría ligeramente alargada hacia el NE (Figura 2c). Los sedimentos en la cima y el flanco S del volcán son ricos en arena de origen hemipelágico que se deposita sobre brecha fangosa con un fuerte olor a sulfhídrico en la cima y está colonizada por Siboglinum sp. El volcán se encuentra rodeado de varias depresiones que se unen formando canales donde abunda el sedimento de tipo arenoso colonizado por pennatuláceos y esponjas hexactinélidas (Pheronema carpenteri) (Figura 3). También se han observado dos cicatrices de deslizamientos en sus flancos, uno en la zona oriental y otro en la occidental.

Finalmente, el volcán de fango Aveiro se localiza al SO en la zona más profunda del CPEF y presenta una altura de 103 m. En la cima se ha obtenido un testigo de gravedad de 80 cm de longitud constituido por 6 cm de sedimentos hemipelágicos superficiales sobre brecha fangosa con un ligero olor a sulfhídrico y con presencia de fauna quimiosimbionte (Siboglinum sp, Solemya elarraichensis y Acharax gadirae) (Figura 3). En sus flancos se observan varias cicatrices de movimientos en masa y surcos erosivos que excavan el volcán hasta la base. En el flanco S, se observan esponjas hexáctinelidas y gorgonias del género Radicipes sobre un sedimento con una capa superficial de fango arenoso sobre un fango masivo bastante homogéneo. Está conectado por el SE con un afloramiento diapírico que separa dos depresiones ovaladas con paredes de alta pendiente. Al NE se encuentra una depresión de forma ovalada cuyos diámetros mayor y menor alcanzan una longitud de 225m y 137m, respectivamente (Figura 2d). Su interpretación, por comparación con otras rasgos morfológicos similares presentes en la zona, podría corresponder a un pockmark u otro tipo de estructura relacionada con la expulsión de fluidos, encontrándose además relacionada con fallas normales.


Los principales tipos morfológicos observados en el CPEF se han relacionado principalmente con: a) procesos erosivos, dando lugar a depresiones alargadas por la acción de la corriente de fondo, b) procesos

FIGURA3.Especies tipificadoras de hábitats presentes en los volcanes Hespérides (A,B,D,H), Almazán (A,B,F), St. Petersburgo (A,G) y Aveiro (A,B,E,G). A y B: Solemyaelarraichensis, C: Siboglinum sp.; D: Swiftia; E: Radici-pes; F: Isidella elongata (coral bambú); G: Pheronemacarpenteri y H: Acanthogorgia

ElvolcánSt.Petersburgo,con132mdealtura,seencuentraalSEdelCPEFyposeeunageometríaligeramentealargadahaciaelNE(Figura2c).LossedimentosenlacimayelflancoSdelvolcánsonricosenarenadeorigen hemipelágico que se deposita sobrebrecha fangosaconun fuerteolora sulfhí-dricoenlacimayestácolonizadaporSibo-glinum sp. El volcán se encuentra rodeadodevarias depresionesque se unen forman-do canales donde abunda el sedimento detipo arenoso colonizado por pennatuláceosy esponjashexactinélidas (Pheronema car-penteri) (Figura 3).También se han obser-vadodoscicatricesdedeslizamientosensus

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flancos,unoenlazonaorientalyotroenlaoccidental.

Finalmente, elvolcánde fangoAveiro selocaliza al SO en la zonamás profunda delCPEFypresentaunaalturade103m.En lacima se ha obtenido un testigo de gravedadde80cmdelongitudconstituidopor6cmdesedimentoshemipelágicossuperficialessobrebrechafangosaconunligeroolorasulfhídri-coy conpresenciade faunaquimiosimbion-te (Siboglinum sp, Solemya elarraichensis yAcharax gadirae)(Figura3).Ensusflancosseobservanvariascicatricesdemovimientosenmasaysurcoserosivosqueexcavanelvolcánhastalabase.EnelflancoS,seobservanes-ponjashexáctinelidasygorgoniasdelgéneroRadicipes sobre un sedimento con una capasuperficial de fango arenoso sobre un fangomasivo bastante homogéneo. Está conectadopor el SE con un afloramiento diapírico queseparadosdepresionesovaladasconparedesdealtapendiente.AlNEseencuentraunade-presióndeformaovaladacuyosdiámetrosma-yorymenoralcanzanunalongitudde225my137m,respectivamente(Figura2d).Suinter-pretación, por comparación con otras rasgosmorfológicos similares presentes en la zona,podríacorresponderaunpockmark uotrotipodeestructurarelacionadaconlaexpulsióndefluidos, encontrándose además relacionadaconfallasnormales.


Losprincipalestiposmorfológicosobser-vados en el CPEF se han relacionado prin-cipalmentecon:a)procesoserosivos,dandolugar a depresiones alargadas por la acciónde la corrientede fondo,b)procesosgravi-tacionales,queproducenundesplazamientopreferente de losmateriales hacia el SO, c)la tectónica regional, relacionada con la di-rección y lineación de las estructuras, y d)estabilidaddeloshidratosdegas,queprodu-

celosdiferentes tiposmorfológicosrelacio-nados con la expulsión de fluidos (Hernán-dez-Molinaet al.,2003;García,et al.,2009;Leónet al.,2010).

Laactividadrelacionadaconlaexpulsiónde fluidos se puede evaluar a través de dis-tintos factores. En los conos volcánicos delCPEFbajo unapequeña capade sedimentoshemipelágicos se han descrito las facies debrecha fangosa en la columna sedimentariaque, juntoconelolor a sulfhídricoy lapre-senciadeespeciesquimiosimbióticastípicadesedimentos cargadosengas (Ej.Siboglinum, Solemya), evidencian emisiones activas defluidosdesdeelsubsuelo.Lascoladasdefan-goylapresenciadediferenteslóbulosenlosflancos indicanque,durante la formacióndelosedificios,elprocesodeextrusiónhatenidolugarendistintasfases.Lapresenciadecarbo-natosautigénicosenlosflancosylabasees-taríarelacionadaconemisionesmoderadasdefluidosylaaccióndecorrientesdefondoquepuedendesenterrarlosdelsedimentodondeseforman. Los carbonatos autigénicos propor-cionanademáselsustratoduroadecuadoparaeldesarrollodegorgonias(Ej.Acanthogorgia, Swiftia),entreotros,quenecesitanjuntoconelhidrodinamismoadecuadoparasudesarrollo.La existenciadedepresiones, canalesypoc-kmarks en labasedeestosedificios tambiénestaríarelacionadaconprocesosdeascensoyexpulsióndefluidosyfenómenosdecolapso,demanerasimilaraloquesehaobservadoenotraszonasdelcampoprofundo(Garcíaet al.,2009;Leónet al.,2010),ypodríanestarsome-tidasalaposterioraccióndelascorrientesdefondocomoevidencialapresenciadesustra-tosdetexturamásgruesaydefaunabentónica(Ej. Isidella, Radicipes) relacionada con unmayorhidrodinamismo.

Elanálisisdelconjuntodetodaslasestruc-turasy tiposmorfológicosdescritos, permiteconjeturarqueelCPEFmantieneunaactivi-

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dad de emisión en la actualidad, aunque lasevidencias faunísticas apuntan a que se tratadeunaactividadmoderadaquepodríasermásactivaenlacimadelosedificios.

AGRADECIMIENTOS

Estetrabajoesunacontribuciónalospro-yectos LIFE+ INDEMARES/CHICA y AT-LAS(EUHorizon2020)yalgrupoPAIDIdeinvestigación RNM-328. Las actividades deD.Palominohansidofinanciadasporelpro-yectoSUBVENT(CGL2012-39524-C02-01).

REFERENCIAS

DíazdelRío,V.,Bruque,G., FernándezSa-las, L.M. et al. 2014.Volcanes de fango del golfo de Cádiz, Proyecto LIFE+ IN-DEMARES,1–128.Ed.FundaciónBio-diversidad delMinisterio deAgricultura,AlimentaciónyMedioAmbiente.Madrid(España).

García,M.,Hernández-Molina,F.J.,Llave,et al.2009.Contouriteerosivefeaturescau-sedbytheMediterraneanOutflowWaterintheGulfofCadiz:quaternarytectonicandoceanographic implications.Marine Geo-logy,257(1/4),24-40.

Hernández-Molina, F.J., Llave, E., Somoza,L.,et al.2003.Lookingforcluestopaleo-ceanographic imprints:adiagnosisof the

GulfofCadizcontouritedepositionalsys-tems.Geology,31(1),19-22.

Hernández-Molina,F.J., Stow,D.A.V.,Alva-rez-Zarikian, C.A., et al. 2014. Onset ofMediterraneanOutflowintotheNorthAt-lantic.Science,344,6189,1244-1250.

León,R.,Somoza,L.,Medialdea,et al.2010.Pockmarks,collapsesandblindvalleysintheGulfofCádiz.Geo-Marine Letters,30(3-4),231-247.

Medialdea,T.,Vegas,R.,Somoza,et al.2004.Structureandevolutionofthe‘‘Olistostro-me’’ complex of theGibraltarArc in theGulf of Cadiz (eastern CentralAtlantic):evidencefromtwolongseismiccross-sec-tions.Marine Geology,209,173–198.

Milkov,A.V.2000.Worldwidedistributionofsubmarinemudvolcanoes and associatedgashydrates.Marine Geology,167,29-42.

Palomino,D.,López-González,N.,Vázquez,J.T.,et al.2015.Multidisciplinarystudyofmudvolcanoesanddiapirsandtheirrela-tionship to seepages and bottom currentsin the Gulf of Cadiz continental slope(northeastern sector). Marine Geology,doi:10.1016/j.margeo.2015.10.001

Zitellini, N., Gràcia, E., Matias, L., et al.2009.ThequestfortheAfrica-Eurasiapla-te boundarywest of the Strait ofGibral-tar.Earth and Planetary Science Letters,280(1-4),13-50.

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Predicción de la evolución a medio plazo de playas expuestas: la playa de Vistahermosa (Bahía de Cádiz)

Prediction of the medium-term evolution of exposed beaches: a case study of Vistahermosa beach (Bay of Cadiz)

M. Puig1, J. Benavente2 y L. Del Río3

1 Dpto. de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias delMar yAmbientales, Universidad de Cádiz, Puerto Real(España)[email protected]

Resumen: ElobjetivodelpresentetrabajoesestudiarlaevolucióndeunadelasplayasurbanasdelaBahíadeCádiz(PlayadeVistahermosa,enElPuertodeSantaMaría),apartirdelaaplicacióndelmodeloempíricoShoreFor.ParasuconsecuciónserealizaronlevantamientostopográficosmensualesyquincenalesconD-GPS.Lacalibracióndelmodelose llevóacaboutilizandoelregistrotopográficodeunaplayacercana(PlayadeCortadura,enCádiz)yaquesedisponedeunregistrotemporalmáslargo(2008-2015)ysuscaracterísticasmorfológicassonsimilares.LaalturadeolayelperiododepicoparalaszonassomerasseobtuvieronmediantelaaplicacióndelmodeloSWAN,conelquesepropagaronlosdatosdeoleajeregistradosporlaboyadePuertosdelEstadodeaguasprofundashastalazonasomera.Porotrolado,serecogieronmuestrasdearenapararealizarunanálisisgranulométricodelsedimentodelaplaya.Losresultadosmuestranquelaplayatieneuntamañodegranodearenamedia(D50=0,34mm)yquepresentaunamorfologíadetipointermedio,sibienmáscercanaaltiporeflectivoqueotrasplayasdelentorno.Encuantoalosresultadosdeloleaje,seobtuvounbuenajusteentrelosdatosdelmodelodepropagacióny losdatosrecogidospor laboyacostera.Asimismo, los resultadosdelmodelodepredicciónShoreForseajustarondemanerasignificativaalcomportamientorealdelalíneadecosta.Dichocomportamientopresentóunavariabilidadestacional,conunaacreciónde7,7mduranteelperiododeestudioyunarespuestacosterade196días.Estatendenciapuedeserdebidaaquedichaplayaseencuentraenlazonafinaldeunaceldadetransporte.Encuantoasurespuestamorfodinámica,secaracterizóporsermásrápidaqueotrasdesuentorno.Estetipodeestudios,queanalizanelcomportamientoypredicenlatendenciadelalíneadecosta,puedenserherramientasmuyútilesparalatomadedecisionesenrelaciónalaplanificaciónderegeneracionesdeplaya.

Palabras clave: BahíadeCádiz,granulometría,líneadecosta,morfodinámica,modeloShoreFor.

Abstract: This work analyses the morphodynamic response of an urban beach (Vistahermosa beach, El Puerto de Santa María) using ShoreFor model in the Bay of Cadiz. For that purpose, topographic surveys using a DGPS were carried out with a fortnightly (during high energy conditions) and monthly (during low energy conditions) periodicity. The calibration of the model was done using the topographic surveys of another beach that presents more data and shows similar morphological characteristics. Sand samples were collected in order to characterize


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INTRODUCCIÓN

LaBahíadeCádizpresentaplayasdedis-tintanaturaleza,cuyamorfologíaseencuentracontroladapordistintosagentesdeorigenna-turalyantrópico.Lainfluenciaqueejercenes-tosfenómenosenloscambioscosterosacortoymedioplazohasidodescritapordiferentesautores (Anfuso et al., 2007;DelRío et al.,2013).Porotro lado, lacaracterizaciónmor-fodinámica de estas playas también ha sidoobjetodeestudioenlasúltimasdécadas(An-fusoet al.,2001;Benaventeet al.,2002).Sibienexistealgúntrabajoquerelacionalares-puestaacortoplazodelestadomorfodinámi-codelaplayaconlascondicionesenergéticas(Benavente et al., 2000), nunca hasta ahorasehadeterminadoel tiempode respuestadelasplayasde lazona,ni tampocosu tenden-ciadetalladaacorto-medioplazo.Portanto,elpresentetrabajotienecomoobjetivoprincipallaprediccióndelaposicióndelalíneadecos-taydelestadomorfodinámicodeunade lasplayasexpuestasdelaBahíadeCádiz(playadeVistahermosa,ElPuertodeSantaMaría)através de la aplicación del modelo empíricoShoreline Forecast (ShoreFor) (Davidson et al.,2013).Dichomodelo,ademásdepredecirlaevolucióndeunaplayaamedioplazo,per-

mitecaracterizarsurespuestamorfodinámica(Splinteret al.,2015).

El área de estudio se localiza en la zonaexternadelaBahíadeCádiz(Fig.1).Presentaunamorfologíadebahíaenz,yapesardequeposee pequeños tramos naturales de dunas,se caracteriza por ser una playa urbana conunagranocupación.Enestazonalamareaesdecarácter semidiurno (dosbajamaresydospleamaresdiarias)yelrangomediodemareasvivasesde2,89m.Encuantoalclimamarí-timo,éstesecaracterizaporserdebajaener-gía,yaquelaalturamediadeloleajeesde1m,conperiodosasociadosentre5-6segundos(Benaventeet al.,2000).EloleajedominanteprocededelOeste, dando lugar a unaderivalitoralendirecciónSureste.

METODOLOGÍA

Monitoreo

El seguimiento de la playa se llevó acabomediante levantamientos topográficosconD-GPSenmodoRTK(LeicaGPS900)entre losaños2013-2015.Se realizaronuntotalde6perfilesalolargodelaplaya,conunaperiodicidadmensualdurantelosperio-dosdebajaenergíayquincenaldurantecon-

grain size during winter and summer season. On the other hand, breaking wave conditions were obtained introducing wave and wind data from the deep-water offshore buoy into the SWAN model. Results showed that SWAN model was able to reproduce wave parameters (significant wave height and peak period) in the nearshore. Topographic surveys exhibited a seasonal variation of shoreline position that was related to the seasonal behavior of wave climate. Granulometric analysis allowed to classify the beach with a medium-sand grain size composition (D50=0.34 mm). The Shorefor model performance was good as it captured shoreline variability and the linear trend along the period of study. It reflected a linear accretion of 7.7 m, which may be because it is located at the end of a littoral cell. Moreover, it showed a response rate of 196 days, which is higher than others in the study sites and is characteristic of intermediate beaches. These studies, that analyse beach evolution and predict future shoreline position, can help to improve coastal management policies regarding beach nourishments.

Key words: Bay of Cadiz, granulometric analysis, morphodynamics, ShoreFor model, shoreline.

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dicionesdealtaenergía,coincidentesconelinvierno.Apartirde los levantamientos, laevolucióndelalíneadecostasedeterminóconsiderandocomoindicadorlaanchuradelaplayaseca.Paraello,seestableciócomolímite superior una base fija y como lími-te inferior la cota media de las pleamaresmuertasdelaBahíadeCádiz,queseconsi-derócomoproxyde laposiciónde la líneadecosta (2.5msobreel cerohidrográfico)(Splinteret al.2015).


INTRODUCCIÓN

La Bahía de Cádiz presenta playas de distinta naturaleza, cuya morfología se encuentra controlada por distintos agentes de origen natural y antrópico. La influencia que ejercen estos fenómenos en los cambios costeros a corto y medio plazo ha sido descrita por diferentes autores (Anfuso et al., 2007; Del Río et al., 2013). Por otro lado, la caracterización morfodinámica de estas playas también ha sido objeto de estudio en las últimas décadas (Anfuso et al., 2001; Benavente et al., 2002). Si bien existe algún trabajo que relaciona la respuesta a corto plazo del estado morfodinámico de la playa con las condiciones energéticas (Benavente et al., 2000), nunca hasta ahora se ha determinado el tiempo de respuesta de las playas de la zona, ni tampoco su tendencia detallada a corto-medio plazo. Por tanto, el presente trabajo tiene como objetivo principal la predicción de la posición de la línea de costa y del estado morfodinámico de una de las playas expuestas de la Bahía de Cádiz (playa de Vistahermosa, El Puerto de Santa María) a través de la aplicación del modelo empírico Shoreline Forecast (ShoreFor) (Davidson et al., 2013). Dicho modelo, además de predecir la evolución de una playa a medio plazo, permite caracterizar su respuesta morfodinámica (Splinter et al., 2015).

El área de estudio se localiza en la zona externa de la Bahía de Cádiz (Fig. 1). Presenta una morfología de bahía en z, y a pesar de que posee pequeños tramos naturales de dunas, se caracteriza por ser una playa urbana con una gran ocupación. En esta zona la marea es de carácter semidiurno (dos bajamares y dos pleamares diarias) y el rango medio de mareas vivas es de 2,89 m. En cuanto al clima marítimo, éste se caracteriza por ser de baja energía, ya que la altura media del oleaje es de 1 m, con periodos asociados entre 5-6 segundos (Benavente et al., 2000). El oleaje dominante procede del Oeste, dando lugar a una deriva litoral en dirección Sureste.

2. METODOLOGÍA 2.1 Monitoreo

El seguimiento de la playa se llevó a cabo mediante levantamientos topográficos con D-GPS en modo RTK (Leica GPS 900) entre los años 2013-2015. Se realizaron un total de 6 perfiles a lo largo de la playa, con una periodicidad mensual durante los periodos de baja energía y quincenal durante condiciones de alta energía, coincidentes con el invierno. A partir de los levantamientos, la evolución de la línea de costa se determinó considerando como indicador la anchura de la playa seca. Para ello, se estableció como límite

superior una base fija y como límite inferior la cota media de las pleamares muertas de la Bahía de Cádiz, que se consideró como proxy de la posición de la línea de costa (2.5 m sobre el cero hidrográfico) (Splinter et al. 2015).

Localización del área de estudio.

Para el análisis granulométrico se recogieron muestras de sedimento al comienzo del estudio, que fueron procesadas en el laboratorio mediante tamizado en seco a través de ocho tamices correspondientes a los tamaños: 0.063, 0.09, 0.125, 0.250, 0.355, 0.500 y 0.710 milímetros. Los resultados permitieron determinar el parámetro D50, necesario para la aplicación del modelo ShoreFor, y el D90 mediante el método gráfico usando GRADISTAT (Blott y Pye, 2001).

2.2. Análisis del oleaje

El estudio del clima marítimo se llevó a cabo a través de la propagación de los datos de oleaje procedentes de la boya situada en el centro del Golfo de Cádiz a una profundidad de 450 m (Puertos del Estado), mediante el modelo SWAN (Simulating Waves Nearshore) (Booij y Holthuijsen, 1999). Para ello, se creó un sistema de mallas anidadas con una resolución de 200x200 m para la mayor y 50x50 m para la menor. Los datos de salida fueron extraídos a

FIGURA1.Localización del área de estudio

Paraelanálisisgranulométricoserecogie-ronmuestrasdesedimentoalcomienzodeles-tudio,quefueronprocesadasenellaboratoriomediantetamizadoensecoatravésdeochota-micescorrespondientesalostamaños:0.063,0.09,0.125,0.250,0.355,0.500y0.710milí-metros.LosresultadospermitierondeterminarelparámetroD50,necesarioparalaaplicacióndel modelo ShoreFor, y el D90mediante elmétodográficousandoGRADISTAT(BlottyPye,2001).

Análisis del oleaje

El estudio del climamarítimo se llevó acaboa travésde lapropagaciónde losdatosdeoleajeprocedentesdelaboyasituadaenelcentrodelGolfodeCádizaunaprofundidadde 450 m (Puertos del Estado), mediante elmodeloSWAN(Simulating Waves Nearshore)(BooijyHolthuijsen,1999).Paraello,secreóunsistemademallasanidadasconuna reso-luciónde200x200mparalamayory50x50mpara lamenor.Losdatosde salida fueronextraídosaunaprofundidadde7metros,ylacalibraciónyvalidacióndelmodelosellevóacaboutilizandocomobaselosdatosrecogidosenlaboyacosterasituadaa21menlasproxi-midadesdelaplayaobjetodeestudio(Fig.1).

Estudio morfodinámico

LarespuestamorfodinámicadelaplayadeVistahermosasedeterminóatravésdelmode-loShoreFor(Davidsonet al.,2013).Estemo-delo,basadoenelequilibriodelperfil(MilleryDean,2004),predicelaevolucióndelalíneade costa por transporte transversal de sedi-mentos y lo expresa a través de la siguienteecuación:

dx/dt=b+c±P0.5(Ωeq(t)-Ω(t))

DondePeslapotenciadeloleaje,Ωeselparámetroadimensionaldevelocidaddecaídadegrano(WrightyShort,1984)yΩeqdescri-beelequilibriodelperfilalolargodeltiempo(Davidsonet al.,2013):


una profundidad de 7 metros, y la calibración y validación del modelo se llevó a cabo utilizando como base los datos recogidos en la boya costera situada a 21 m en las proximidades de la playa objeto de estudio (Fig. 1).

2.3. Estudio morfodinámico

La respuesta morfodinámica de la playa de Vistahermosa se determinó a través del modelo ShoreFor (Davidson et al., 2013). Este modelo, basado en el equilibrio del perfil (Miller y Dean, 2004), predice la evolución de la línea de costa por transporte transversal de sedimentos y lo expresa a través de la siguiente ecuación:

dx / dt = b + c ± P0.5 (Ωeq (t) - Ω(t))

Donde P es la potencia del oleaje, Ω es el parámetro adimensional de velocidad de caída de grano (Wright y Short, 1984) y Ωeq describe el equilibrio del perfil a lo largo del tiempo (Davidson et al., 2013):

Ωeq (t) =

2

1

/

2

1

/

10

10

i

i

i

ii

Donde ϕ es un factor de respuesta de la playa e i es el número de días. Si Ω es mayor a Ωeq, el parámetro c, que es la tasa de respuesta de la playa y expresa la eficiencia del transporte sedimentario de la playa, indicará erosión y si Ω< Ωeq, indicará acreción. Finalmente, b es la tendencia lineal de la playa, que incluye el resto de procesos que no se consideran en el modelo (Davidson et al., 2013). Para mayor detalle en la descripción del modelo, consultar Davidson et al. (2013).

La calibración del modelo se llevó a cabo en una playa próxima (Playa de La Victoria, en Cádiz), ya que existe un seguimiento más prolongado de la misma y presenta características similares. Por último, la efectividad del modelo se determinó tanto para la calibración como para la validación, a partir del cálculo del coeficiente de correlación lineal (R), el error cuadrático medio normalizado (NMSE) y el Brier Skill Score (BSS). Para la descripción detallada de cada uno de estos coeficientes véase Sutherland et al. (2004).

3. RESULTADOS Y DISCUSIÓN 3.1 Levantamientos topográficos y análisis climático

Los datos de salida del modelo SWAN se correlacionaron correctamente con los datos recogidos por la boya costera, ya que para la calibración y validación, la altura significante de ola y periodo de pico presentó un R por encima de 0,8, NMSE por debajo de 0,6 m y sesgo bías cercano a 0 m.

El clima marítimo a lo largo del periodo de estudio (Fig. 2) en la zona de rotura se caracterizó por presentar una altura significante media de ola de 0,57 m, que alcanzó un máximo de 2,68 m durante el invierno de 2013-2014. En cuanto al periodo de pico, éste presentó un valor medio de 8 seg. En general si comparamos los datos de este periodo con los umbrales de oleaje definidos para la zona de la Bahía de Cádiz (Del Río et al., 2012), se observa como el periodo analizado coincide con una época sin grandes temporales ni grupos de temporales, responsables en general de grandes eventos erosivos en esta zona.

Altura de ola significante en condiciones de rotura

La evolución de los perfiles mostró una tendencia general de acreción de la playa (Fig. 3), con un comportamiento estacional asociado a las características del oleaje de la zona (Fig. 2). Durante los meses de invierno (enero y febrero) de 2013-2014 y 2014-2015, la anchura de la playa disminuyó considerablemente debido a periodos de mayor energía. Por el contrario, durante el resto de los meses la playa se recuperó de manera significativa coincidiendo con los periodos de baja energía.

El análisis granulométrico de los sedimentos mostró que la playa está compuesta por un tamaño de grano de arena media (D50=0,34 mm), observándose cambios significativos entre el verano (0,39 mm) y el invierno (0,29 mm). En comparación, los resultados obtenidos para el D90 presentaron menores variaciones ya que durante el verano e invierno se obtuvo un D90 de 0.48 mm y 0.43 mm respectivamente.

Dondeϕ es un factor de respuesta de laplayaeieselnúmerodedías.SiΩesmayoraΩeq,elparámetroc,queeslatasaderespuesta

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delaplayayexpresalaeficienciadeltranspor-tesedimentariodelaplaya,indicaráerosiónysiΩ<Ωeq,indicaráacreción.Finalmente,beslatendencialinealdelaplaya,queincluyeelrestodeprocesosquenoseconsideranenelmodelo (Davidson et al., 2013). Paramayordetalleenladescripcióndelmodelo,consultarDavidsonet al.(2013).

Lacalibracióndelmodelosellevóacaboenunaplayapróxima (PlayadeLaVictoria,enCádiz),yaqueexisteunseguimientomásprolongadodelamismaypresentacaracterís-ticassimilares.Porúltimo, laefectividaddelmodelosedeterminótantoparalacalibracióncomopara la validación, a partir del cálculodel coeficiente de correlación lineal (R), elerrorcuadráticomedionormalizado(NMSE)yelBrier Skill Score(BSS).Paraladescrip-cióndetalladadecadaunodeestoscoeficien-tesvéaseSutherlandet al.(2004).


Levantamientos topográficos y análisis climático

LosdatosdesalidadelmodeloSWANsecorrelacionaron correctamente con los datosrecogidosporlaboyacostera,yaqueparalacalibraciónyvalidación, la altura significan-tedeolayperiododepicopresentóunRporencimade0,8,NMSEpordebajode0,6mysesgobíascercanoa0m.

Elclimamarítimoalolargodelperiododeestudio(Fig.2)enlazonaderoturasecarac-terizóporpresentarunaalturasignificanteme-diadeolade0,57m,quealcanzóunmáximode2,68mduranteel inviernode2013-2014.Encuantoalperiododepico,éstepresentóunvalormediode8seg.Engeneralsicompara-moslosdatosdeesteperiodoconlosumbralesdeoleajedefinidosparalazonadelaBahíadeCádiz(DelRíoet al.,2012),seobservacomoelperiodoanalizadocoincideconunaépoca

singrandestemporalesnigruposdetempora-les,responsablesengeneraldegrandeseven-toserosivosenestazona.


una profundidad de 7 metros, y la calibración y validación del modelo se llevó a cabo utilizando como base los datos recogidos en la boya costera situada a 21 m en las proximidades de la playa objeto de estudio (Fig. 1).

2.3. Estudio morfodinámico

La respuesta morfodinámica de la playa de Vistahermosa se determinó a través del modelo ShoreFor (Davidson et al., 2013). Este modelo, basado en el equilibrio del perfil (Miller y Dean, 2004), predice la evolución de la línea de costa por transporte transversal de sedimentos y lo expresa a través de la siguiente ecuación:

dx / dt = b + c ± P0.5 (Ωeq (t) - Ω(t))

Donde P es la potencia del oleaje, Ω es el parámetro adimensional de velocidad de caída de grano (Wright y Short, 1984) y Ωeq describe el equilibrio del perfil a lo largo del tiempo (Davidson et al., 2013):

Ωeq (t) =

2

1

/

2

1

/

10

10

i

i

i

ii

Donde ϕ es un factor de respuesta de la playa e i es el número de días. Si Ω es mayor a Ωeq, el parámetro c, que es la tasa de respuesta de la playa y expresa la eficiencia del transporte sedimentario de la playa, indicará erosión y si Ω< Ωeq, indicará acreción. Finalmente, b es la tendencia lineal de la playa, que incluye el resto de procesos que no se consideran en el modelo (Davidson et al., 2013). Para mayor detalle en la descripción del modelo, consultar Davidson et al. (2013).

La calibración del modelo se llevó a cabo en una playa próxima (Playa de La Victoria, en Cádiz), ya que existe un seguimiento más prolongado de la misma y presenta características similares. Por último, la efectividad del modelo se determinó tanto para la calibración como para la validación, a partir del cálculo del coeficiente de correlación lineal (R), el error cuadrático medio normalizado (NMSE) y el Brier Skill Score (BSS). Para la descripción detallada de cada uno de estos coeficientes véase Sutherland et al. (2004).

3. RESULTADOS Y DISCUSIÓN 3.1 Levantamientos topográficos y análisis climático

Los datos de salida del modelo SWAN se correlacionaron correctamente con los datos recogidos por la boya costera, ya que para la calibración y validación, la altura significante de ola y periodo de pico presentó un R por encima de 0,8, NMSE por debajo de 0,6 m y sesgo bías cercano a 0 m.

El clima marítimo a lo largo del periodo de estudio (Fig. 2) en la zona de rotura se caracterizó por presentar una altura significante media de ola de 0,57 m, que alcanzó un máximo de 2,68 m durante el invierno de 2013-2014. En cuanto al periodo de pico, éste presentó un valor medio de 8 seg. En general si comparamos los datos de este periodo con los umbrales de oleaje definidos para la zona de la Bahía de Cádiz (Del Río et al., 2012), se observa como el periodo analizado coincide con una época sin grandes temporales ni grupos de temporales, responsables en general de grandes eventos erosivos en esta zona.

Altura de ola significante en condiciones de rotura

La evolución de los perfiles mostró una tendencia general de acreción de la playa (Fig. 3), con un comportamiento estacional asociado a las características del oleaje de la zona (Fig. 2). Durante los meses de invierno (enero y febrero) de 2013-2014 y 2014-2015, la anchura de la playa disminuyó considerablemente debido a periodos de mayor energía. Por el contrario, durante el resto de los meses la playa se recuperó de manera significativa coincidiendo con los periodos de baja energía.

El análisis granulométrico de los sedimentos mostró que la playa está compuesta por un tamaño de grano de arena media (D50=0,34 mm), observándose cambios significativos entre el verano (0,39 mm) y el invierno (0,29 mm). En comparación, los resultados obtenidos para el D90 presentaron menores variaciones ya que durante el verano e invierno se obtuvo un D90 de 0.48 mm y 0.43 mm respectivamente.

FIGURA2.Altura de ola significante en condiciones de rotura

La evolución de los perfiles mostró unatendencia general de acreción de la playa(Fig. 3), con un comportamiento estacionalasociadoa lascaracterísticasdeloleajede lazona(Fig.2).Durante losmesesde invierno(eneroyfebrero)de2013-2014y2014-2015,la anchura de la playa disminuyó considera-blementedebidoaperiodosdemayorenergía.Porelcontrario,duranteelrestodelosmesesla playa se recuperó demanera significativacoincidiendoconlosperiodosdebajaenergía.


Evolución de la línea de costa (cota de pleamar media muerta) durante el periodo de estudio. 3.2 Respuesta morfodinámica

La calibración del modelo ShoreFor llevada a cabo con la Playa de Cortadura presentó un buen ajuste (BSS=0.85 y NMSE=0.35) (Fig. 4) y determinó la playa como intermedia, ya que mostró un factor de respuesta (ϕ) de 196 días y una tasa de respuesta (c) de 8,16 x 10-8 (m/s)/(W/m)0.5, típica también de playas intermedias. Para más detalle sobre esta clasificación, véase Splinter et al. (2015).

Calibración del modelo ShoreFor con los datos recogidos de la playa de Cortadura.

La validación que se realizó a partir de estos parámetros presentó un buen ajuste (Sutherland et al., 2004), ya que el BSS se encontró por encima de 0,8 m, estimándose que el óptimo está en 1 m; el NMSE obtenido estuvo por debajo de 0,3 m, lo cual significa

que el modelo se ajusta a los datos reales, y finalmente, el coeficiente de correlación fue de 0,92.

Además de caracterizar la playa como intermedia, al mantener los parámetros de la calibración, el modelo determinó un comportamiento acrecional de 7 metros a lo largo del periodo de estudio en la playa de Valdelagrana.

Predicción de la posición de la línea de costa de la playa de Vistahermosa realizada mediante el modelo ShoreFor.

Este resultado, en principio contrario a lo esperable para una zona como la Bahía de Cádiz donde la mayoría de las playas están en recesión (Del Río et al., 2013), puede estar controlado por varios factores. El primero de ellos estaría relacionado con la situación del tramo costero escogido para este trabajo, en la zona sur de la playa de Vistahermosa. Esta zona es la única que aún conserva parte del antiguo cordón dunar, muestra un carácter menos erosivo que otras zonas adyacentes, como la playa de Fuentebravía o la del Almirante, situadas justo al norte (Del Río et al., 2013; Benavente et al., 2015) y hace que se encuentre en condiciones de equilibrio (Benavente et al., 2000). Por otro lado, al ser una ensenada en forma de bahía en z, nos encontramos en la parte final de una celda de transporte sedimentario, con lo cual puede estar captando sedimentos de las áreas anteriormente mencionadas, y que presentan una clara tendencia erosiva según trabajos previos realizados en la zona (Benavente et al., 2006; Del Río et al., 2013).

El segundo factor que puede contribuir a los resultados obtenidos es la falta de grandes temporales durante el periodo de estudio. Esto hace que, si bien la playa se erosiona durante los eventos energéticos registrados en el periodo invernal, el sedimento se recupera durante los periodos de buen tiempo incluso en mayor volumen que el erosionado. Esto se ha observado en playas adyacentes, donde los inviernos de

FIGURA3.Evolución de la línea de costa (cota de plea-mar media muerta) durante el periodo de estudio

Elanálisisgranulométricodelossedimen-tosmostróquelaplayaestácompuestaporun

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tamaño de grano de arena media (D50=0,34mm), observándose cambios significativosentreelverano(0,39mm)yel invierno(0,29mm).Encomparación,losresultadosobtenidosparaelD90presentaronmenoresvariacionesyaqueduranteelveranoeinviernoseobtuvounD90de0.48mmy0.43mmrespectivamente.

Respuesta morfodinámica

LacalibracióndelmodeloShoreForlleva-daacabocon laPlayadeCortadurapresen-tóunbuenajuste(BSS=0.85yNMSE=0.35)(Fig.4)ydeterminólaplayacomointermedia,ya quemostró un factor de respuesta (ϕ) de196díasyunatasaderespuesta(c)de8,16x10-8 (m/s)/(W/m)0.5, típica también de playasintermedias.Paramásdetallesobreestaclasi-ficación,véaseSplinteret al.(2015).











FIGURA4.Calibración del modelo ShoreFor con los da-tos recogidos de la playa de Cortadura

La validación que se realizó a partir deestosparámetrospresentóunbuenajuste(Su-therlandet al.,2004),yaqueelBSSseencon-tróporencimade0,8m,estimándosequeelóptimoestáen1m;elNMSEobtenidoestuvopordebajode0,3m, locual significaqueelmodeloseajustaalosdatosreales,yfinalmen-te,elcoeficientedecorrelaciónfuede0,92.

Ademásdecaracterizarlaplayacomointer-media,almantenerlosparámetrosdelacalibra-

ción,elmodelodeterminóuncomportamientoacrecionalde7metrosalolargodelperiododeestudioenlaplayadeValdelagrana.











FIGURA5.Predicción de la posición de la línea de costa de la playa de Vistahermosa realizada mediante el modelo ShoreFor

Esteresultado,enprincipiocontrarioaloesperableparaunazonacomolaBahíadeCá-diz donde lamayoría de las playas están enrecesión (Del Río et al., 2013), puede estarcontroladoporvariosfactores.Elprimerodeellos estaría relacionado con la situacióndeltramo costero escogido para este trabajo, enlazonasurdelaplayadeVistahermosa.Estazona es la única que aún conserva parte delantiguocordóndunar,muestrauncarácterme-noserosivoqueotraszonasadyacentes,comola playa deFuentebravía o la delAlmirante,situadas justo al norte (DelRíoet al., 2013;Benaventeet al.,2015)yhacequeseencuen-treencondicionesdeequilibrio(Benaventeet al.,2000).Porotrolado,alserunaensenadaen formadebahíaenz,nosencontramosenla parte final de una celda de transporte se-dimentario,conlocualpuedeestarcaptandosedimentos de las áreas anteriormente men-cionadas,yquepresentanunaclaratendenciaerosivasegúntrabajospreviosrealizadosenlazona(Benaventeet al.,2006;DelRíoet al.,2013).

El segundo factorquepuede contribuir alosresultadosobtenidoseslafaltadegrandes

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temporalesduranteelperiododeestudio.Estohaceque,sibienlaplayaseerosionadurantelos eventos energéticos registrados en el pe-riodo invernal, el sedimento se recupera du-rantelosperiodosdebuentiempoinclusoenmayorvolumenqueelerosionado.Estosehaobservadoenplayasadyacentes,dondelosin-viernosdebajaenergíahanpermitidolarecu-peracióndelasplayastrasperiodosdegrandestemporales(Benaventeet al.,2014).Seríaportanto recomendable extender el estudio a unperiodomásprolongado,deformaquepudie-ra incluirunamayordiversidaddecondicio-nesenergéticas.

CONCLUSIONES

El presente trabajo predice y analiza elcomportamientocosterodeunaplayaexpues-tadelaBahíadeCádizmediantelautilizacióndeunmodeloempírico(ShoreFor).Apartirdela calibraciónconunaplayacercana, elmo-deloseajustódemaneracorrecta,yaquecap-turó tanto la variabilidad estacional como latendencialinealdelaplayadeVistahermosa.Deestaformasecaracterizó laplayaconuntiempoderespuestatípicodeplayasinterme-dias, determinándose una acreción de 7me-tros.Estaacreciónpuedeestarrelacionadaconvariosfactores,comolaposicióndelaplaya,quesesitúaalfinaldeunaceldadetransportepudiendoatraparelsedimento,ylaexistenciadeunperiododebajaenergía,quehapermiti-dolarecuperaciónsignificativadelamisma.

En un futuro, para la correcta validacióndelosresultadosseríanecesariounestudioamáslargoplazo.Deestemodo,seconsidera-rían condiciones energéticas de caráctermásextremo.Porotrolado,sepodríanaplicarlosparámetros de la calibración en otras playasde laBahía deCádiz, para poder conocer laposición futura de su línea de costa.Así, seestableceríanposiblesdiferenciasconlazonaanalizadaenestetrabajoysepodríaemplear

esta información para la toma de decisionesadecuadasenmateriadegestióndelaplaya

AGRADECIMIENTOS

EsteartículohasidofinanciadoporlaBecaFPI2012(BES2012-053175)delMinisteriodeEconomíayCompetitividad.Esuna con-tribuciónalgrupoRNM-328delPAIyalosproyectos P10-RNM-6547 y ADACOSTA(CGL2014-53153-R). Los autores agradecenaPuertosdelEstadolacesióndelosdatosdeoleaje.

REFERENCIAS

Anfuso,G.,Benavente,J.,yGracia,F.J.2001.Morphodynamic responses of nourishedbeaches inSWSpain.Journal of Coastal Conservation,7(1),71-80.

Anfuso, G., Domínguez, L. y Gracia, F.J.2007.Shortandmedium-termevolutionofacoastalsector inCadiz,SWSpain.CA-TENA,70,229-242.

Benavente, J., Gracia, F.J. y López-Aguayo,F.2000.Empiricalmodelofmorphodyna-micbeach facebehaviour for low-energymesotidalenvironments.Marine Geology,167,375-390

Benavente, J.,DelRío,L.,Anfuso,G.,Gra-cia,F.J.yReyes,J.L.2002.Utilityofmor-phodynamiccharacterisationinthepredic-tionofbeachdamagebystorms.Journal of Coastal Research,SI36,56-64.

Benavente,J.,Anfuso,G.,DelRío,L.,Gracia,F.J.yReyes,J.L.2006.Evolutivetrendsofnourishedbeaches inSWSpain.Jour-nal of Coastal Research,SI39,765-769.

Benavente, J., Puig, M., Del Río, L. y Plo-maritis,T.A.2014.¿Puedenlos inviernossuavesrecuperarelperfildeunaplaya?In:Schnabel,S.,Gómez,A.(eds.).Avancesdela Geomorfología en España 2012-2014.XIII Reunión Nacional de Geomorfología,Cáceres,548-551.

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Benavente, J.,DelRío,L.,Anfuso,G.,Gra-cia,F.J.,Rangel-Buitrago,N.yPlomaritis,T.A. 2015. Storm impacts in contrastingcoastalenvironmentsintheBayofCadiz(SWSpain).In:Pereira,D.,Alveirinho,J.(eds).Ressacas do mar/Temporais e ges-tao costeira.Fortaleza:Premius,247-276.

BlottS.J.yPyeK.,2001.Gradistat:agrainsize distribution and statisticspackage fortheanalysisofunconsolidatedsediments.Earth Surface Processes and Landforms,26,1237–1248.

Booij,N.,Ris,R. yHolthuijsen,L. 1999.Athird-generation wave model for coastalregions.1.Modeldescriptionandvalida-tion. Journal of Geophysical Research,104,7649–7666.

Davidson,M.A.,Splinter,K.D.yTurner,I.L.2013.Asimpleequilibriummodelforpre-dicting shoreline change. Coastal Engi-neering,73,191-202.

DelRío,L.,Plomaritis,T.A.,Benavente,J.,Va-lladares,M.yRibera,P.2012.Establishing

storm thresholds for the Spanish Gulf ofCádizcoast.Geomorphology,143,13-23.

DelRío,L.,Gracia,F.J.yBenavente,J.2013.Shorelinechangepatternsinsandycoasts.AcasestudyinSWSpain.Geomorpholo-gy,196,252-266.

Miller, J.K., yDean, R.G. 2004.A simplenewshorelinechangemodel,Coastal En-gineering,51,531-556.

Splinter,K.D.,Davidson,M.A., Barnard, P.,Castelle,B. yOltman-Shay, J. 2015 (un-derreview).Amulti-siteanalysisofequi-librium shoreline change: linking modelfree parameters to environmental varia-bles,Journal of Geophysical Research.

Sutherland, J., Peet, A.H. y Soulsby, R.L.2004.Evaluatingtheperformanceofmor-phological models,Coastal Engineering, 51,8-9.

Wright,L.D.yShort,A.D.,1984.Morphod-ynamicvariabilityofsurfzonesandbea-ches: a synthesis. Marine Geology, 56,93-118.

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Presencia de bloques de tsunamis en acantilados de Punta Prima (Formentera)

Presence of tsunami blocks on the cliffs of Punta Prima (Formentera)

F. X. Roig-Munar1, J. A. Martín-Prieto1, J.M. Vilaplana2, A. Rodríguez-Perea3 y B. Gelabert4

1 QU4TRE,consultoriaambiental/AXIAL,geologíaimediambient.Carritxaret18.6,esMigjornGran,[email protected]

2 Dpto. de Geodinámica y Geofísica, Grupo RISKNAT, Universitat de Barcelona. Martí i Franquès, s/[email protected]

3 Dpto.deGeografíay4Depto.deBiología,UniversitatdelesIllesBalears,PalmadeMallorca.CarreteradeValldemossa,km7,5

Resumen: Se caracterizan 27 bloques ubicados sobre una plataforma calcárea del Miocenode Formentera, asociada a un acantilado de 9,5 m s.n.m. La plataforma presenta diferentesagrupacionesdebloquesymuestralasáreasfuentededondedichosbloquesfueronarrancados.Los bloques analizados presentan un pesomedio de 8,5 T, con unmáximo de 31,9 T, y seencuentranubicadosaunadistanciamediadelacornisadelacantiladode81,9m.Losespesoresdeestosbloquessecorrespondenconlaspotenciasdelasáreasdenudadas.Laorientacióndelosejesdelosbloquespresentaunamediade95º,coincidiendoconlasimulacióndelastrayectoriasde tsunamis generados en el norte de África. Se han calculado los valores hidrodinámicosnecesariosparaelarranqueydesplazamientodeestosbloquesbajodiferentessupuestos:bloquesdelimitadosporjuntasybloquessubaéreos,obteniendocolumnasdeagua,enelprimercaso,de19,89m,paraolasdetormentasyde12,1mparatsunamis.Eltamañodelosbloques,sudistanciadelacantilado,suorientaciónylaimposibilidaddeproducirseolasdetalalturaydirecciónenFormentera,nospermiteidentificardichosbloquescomofrutosdetsunamisprocedentesdelNdeArgelia.

Palabras clave: bloques,costarocosa,Formentera,IllesBalears,tsunamis.

Abstract: 27 blocks located on top of a Miocene limestone platform, NE of Formentera, are characterized. They are associated with a cliff 9.5 m in high. The platform presents different sets of blocks and displays the source from which these blocks were torn. The analyzed blocks have an average weight of 8.42 T, with a maximum of 31.59 T, and are located at an average distance from the ledge of the cliff of 81.9 m. The thicknesses of these blocks correspond to the thickness of the denuded areas. The orientation of the axes of the blocks has an average of 95º, coinciding with the trajectories of tsunamis generated in North Africa. The hydrodynamic values necessary for the displacement of these blocks under different assumptions have been calculated: joint bounded blocks and sub-aerial blocks, obtaining water columns in the first case, 19.89 m for storms waves and 12.1 m for tsunamis. The size of these blocks, their distance of the cliff, the orientation of the


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INTRODUCCIÓN

Unodelosprincipalesefectosmorfológi-cosdelostsunamisenlascostasrocosaseselarranque,transporteydeposicióndebloquestierraadentro.SchefersyKelletat(2003)hananalizadobloquesconprobableorigentsuna-míticoentodoelmundo,mientrasFurlaniet al.(2014)yPignatelliet al.,2009lohicieronendiversasáreasdelMediterráneo,dondesereportangrandesbloquesdeorigensimilar.Apesardeestolapresenciadebloquesacumu-ladosdeordenmétricosobrelasterrazaslito-ralesenlasislasBaleares(Mediterráneoocci-dental)hasidountemapocotratado(Kelletatet al.,2005;Roig-Munaret al.,2015).

Ladiscriminaciónentrebloquestranspor-tados por tsunamis o por temporales planteadificultades(ScheffersyKelletat,2003,Bar-banoet al.,2010)..

Enesteestudiosecaracterizanmorfomé-tricamente27bloquessituadossobrelasterra-zaslitoralesdePuntaPrimaenlaisladeFor-mentera (Baleares; Figuras 1 y 2).El objetodelmismoesevaluar siestasacumulacionesseencuentranasociadasagrandestormentas,atsunamisobienafenómenosmixtosqueac-túansobreunamismaárea.

ÁREA DE ESTUDIO

Fisiográficamente Formentera presentadossectores(Figura1).ElpromontoriodelaMola,situadoenelsectororiental,quepresen-talamayoraltura,constituyeunaplataformaelevada que se conforma por calizas arreci-

falessubhorizontalesdelMiocenosuperioryquesecaracterizaporunacostadeacantiladosabruptosquellegana130mdealtura.Elsec-tor occidental de Formentera, sobre lasmis-mascalizas,enestecasoconstituyendounre-lievemonoclinalbasculadohaciaelN,levantaelotrogranpromontorio,elCapdeBarbaria.Lapartemeridionalynororientalpresentaunlitoraldeacantiladosmásomenosescarpados,encambio,haciaelN,elpromontoriovaba-jandodealturadeformaprogresivahastater-minar en una amplia plataforma costera condossectoreslagunares.Losdospromontoriosque conforman los extremos de la Isla estánconectadosporunaestrechafranjadunar,in-terpretadacomounistmo(Servera,1997).Elárea de estudio (Figura 1) se sitúa alNEdeFormentera, sobre una pequeña península,PuntaPrima,aunaalturade9,5ms.n.m.Setrata de una plataforma tabular ligeramentebasculadahaciaelNE,limitadaporacantila-dosysituadaysobrematerialesmiocenos.ElacantiladoEpresentaunperfilverticalhastaelmaryunabatimetríaconunapendientede4ºenlazonamáspróximaalacantilado,quesesuavizaa3.3ºhastalacotade-40m(Figura1).Lassuperficiesdeestratificaciónfavoreceneldescalcedelascapasenformadebloques.Sobreestaplataformalitoralsedescribenblo-ques aislados, cordones y agrupaciones debloquesimbricadossinmatrizarenosa.Elori-gendelosbloquesseencuentraeneldesman-telamientodelascapassuperioresdelacanti-ladoysutransportetierraadentro.Nozalet al.(2015)interpretanlosbloquesdelaislacomobloquesdetsunamiy/obloquesdetormentas,sindefinirningunodelosflujosdominantes.

blocks and the impossibility of waves of such height and direction occur in Formentera, it allows us to identify those blocks as transported by tsunamis from the N of Algeria, coinciding with defined paths in tsunami simulation models defined for the Balearic Islands.

Key words: Balearic Islands, blocks, rocky coast, Formentera, tsunamis.

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ÁREA DE ESTUDIO

Fisiográficamente Formentera presenta dos sectores (Figura 1). El promontorio de la Mola, situado en el sector oriental, que presenta la mayor altura, constituye una plataforma elevada que se conforma por calizas arrecifales subhorizontales del Mioceno superior y que se caracteriza por una costa de acantilados abruptos que llegan a 130 m de altura. El sector occidental de Formentera, sobre las mismas calizas, en este caso constituyendo un relieve monoclinal basculado hacia el N, levanta el otro gran promontorio, el Cap de Barbaria. La parte meridional y nororiental presenta un litoral de acantilados más o menos escarpados, en cambio, hacia el N, el promontorio va bajando de altura de forma progresiva hasta terminar en una amplia

plataforma costera con dos sectores lagunares. Los dos promontorios que conforman los extremos de la Isla están conectados por una estrecha franja dunar, interpretada como un istmo (Servera, 1997). El área de estudio (Figura 1) se sitúa al NE de Formentera, sobre una pequeña península, Punta Prima, a una altura de 9,5 m s.n.m. Se trata de una plataforma tabular ligeramente basculada hacia el NE, limitada por acantilados y situada y sobre materiales miocenos. El acantilado E presenta un perfil vertical hasta el mar y una batimetría con una pendiente de 4º en la zona más próxima al acantilado, que se suaviza a 3.3º hasta la cota de -40 m (Figura 1). Las superficies de estratificación favorecen el descalce de las capas en forma de bloques. Sobre esta plataforma litoral

Área de estudio y esquema geomorfológico se describen bloques aislados, cordones y agrupaciones de bloques imbricados sin matriz arenosa. El origen de los bloques se encuentra en el desmantelamiento de las capas superiores del acantilado y su transporte tierra adentro. Nozal et al. (2015) interpretan los bloques de la isla como bloques de tsunami y/o bloques de tormentas, sin definir ninguno de los flujos dominantes.

componenteet al

et al

et al

FIGURA1. Área de estudio y esquema geomorfológico

Estesectorlitoralseencuentrasometidoaunclimamarítimocaracterizadoporunaaltu-radeolasignificante,dondeel73%esinferiora1myel0.41%superalos4m.Encuantoalospicosdeolael77%sesitúaentrelos4y7segundo.Laalturamáximadeolaseestimaen8,5mconunacomponentedominantedelNE(Cañellaset al.,2007).

Lostsunamisgeneradosenlacostaargeli-na tienenconsecuenciasenescenarioscerca-nos,entreelloselarchipiélagoBalear.SegúnÁlvarez-Gómezet al.(2010)sólolasfuentessísmicasdelNdeArgeliasoncapacesdege-nerartsunamisqueimpactenenlasBaleares.

Ladireccióndepropagaciónde cadaunadelasfuentessísmicaspotenciales,afectadefor-madistintaadiversossectores,aunque tantoEivissacomoFormenterasevendirectamenteimpactadasporbuenapartedelastrayectoriaspotenciales.Enbasealarecientesismicidadyalascaracterísticasdedosterremotoscono-cidos: El-Asnam (1980) y Boumerdès-Zem-mouri(2003)enelNdeArgelia,Álvarez-Gó-mez et al. (2010) establecen nueve posiblesfuentesdetsunamisalolargodelacostaarge-lina,quecorrespondenaestructurastectónicasconocidas y que amenazan las costas sudo-rientalesde las islasBalearesyenparticularaFormentera.


FIGURA 2. Cordones de bloques imbricados en la zona de Punta Prima. METODOLOGÍA

et al

et al

Transport Figure

et al

RESULTADOS

El TF medio de todos los bloques es de 7.974, su tamaño medio: 2,23 x 1,74 x 1,19 m y su peso medio:

FIGURA 2. Cordones de bloques imbricados en la zona de Punta Prima

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METODOLOGÍA

Seharealizadoelanálisismorfométricoyunacartografíageomorfológicadeláreadees-tudio(Figura1),identificandolos27bloquesdemayortamañoalo largodelaplataforma(Figura4).Decadabloquesehanmedidolosvalores de los tres ejes (a, b y c), su orien-tación, la cota s.n.m a la que se encuentran,la distancia de la cornisa del acantilado y elángulodeeste.Losvaloresmorfométricosdecadabloquehan sido calibradosmediante elmétodo de triangulación (Roig-Munar et al.,2015)paraajustardeformamásaproximadaalarealidadsuvolumen,reduciendoenun38%losvaloresdelproductodesustresejes.Ade-más,sehantomadoobservacionesdecaráctermáscualitativocomo:presenciadecordonesy/o imbricacionesdebloques,disposicióndelosmismos respectoa laestratificación,gra-doderodamiento,presenciadesuperficiesdeabrasión, presencia de fauna marina incrus-tada en los bloques, desarrollo de formasdekarstificaciónpreypostdeposicionalyfinal-mentesehancalculadolasdensidadesdelaslitologíasdominantes.

Sobre cada uno de estos bloques se hanaplicado las ecuaciones de Engel y May(2012)quedeterminanlacolumnadeaguamí-nimadetsunami(HT)odetormenta(Hs),queserequiereparadesalojarunbloquelimitadoporjuntas:

HT=(Pb-Pw)·V·(cosq+m·sinq)/2·Pw.Cl·a·bHS=(Pb-Pw)·V·(cosq+m·sinq)/0.5·Pw.Cl·a·b

oparadesplazarunbloquesubaéreo,esdecir,previamentearrancado:

HT=0,5·m·V·Pb/Cd·(a·c)·PwHS=2·m·V·Pb/Cd·(a·c)·Pw

dondePbyPwsonlasdensidadesdelbloqueydelaguademar,Velvolumendelbloque,qlapendientedelaplataforma,melcoeficiente

defricción,Clelcoeficientedesustentación,Cdelcoeficientedearrastreya,bycelejemayor,intermedioymenordecadabloque.

A los resultados de estas ecuaciones seles añaden los valores de la altura del acan-tilado. Con ello obtenemos una estimacióndelacolumnadeaguatotalnecesariaparaelarranquey/oeldesplazamientodelosbloques(Roig-Munaret al.,2015)bajodossupuestos:a) bloques limitados por juntas (JBB, jointboundedblocs), lamayoria y b) bloques su-baéreos(subaerialscenario).

Además, para cada bloque se ha calcu-lado el Transport Figure (TF), establecidoporScheffersyKelletal (2003), resultadodemultiplicar:a)laalturaaqueseencuentraelbloque(m),b)sudistanciaalalíneadecosta(m)yc)lamasadelbloque(T).Estosautoresdefinen enMallorca, unmáximoTF de 230parabloquestransportadosporoleajeyunTFsuperiora250comoelresultadodeltranspor-tedetsunamis(Kelletatet al.,2005).


FIGURA 2. Cordones de bloques imbricados en la zona de Punta Prima. METODOLOGÍA

et al

et al

Transport Figure

et al

RESULTADOS

El TF medio de todos los bloques es de 7.974, su tamaño medio: 2,23 x 1,74 x 1,19 m y su peso medio:

FIGURA3.Áreas fuente asociadas a la cornisa del acan-tilado

RESULTADOS

El TFmedio de todos los bloques es de7.974, su tamañomedio: 2,23 x 1,74 x 1,19mysupesomedio:8,54T.Delos27boquesanalizadostansolounonoalcanzaunvalordeTF>1000

Estánsituadosaunaalturamediade11,7ms.n.m.yaunadistanciamediade81,89m

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de la cornisa del acantilado.A lo largo delacantilado se aprecianmorfologías escalona-das, producto del arranque de bloques y de-nudaciónde las terrazas sinque seobservenimpactosderivadosdeloleaje(Figura3).


8,54 T. De los 27 boques tan solo uno no alcanza un valor de TF>1000

Están situados a una altura media de 11,7 m s.n.m. y a una distancia media de 81,89 m de la cornisa del acantilado. A lo largo del acantilado se aprecian morfologías escalonadas, producto del arranque de bloques y denudación de las terrazas sin que se observen impactos derivados del oleaje (Figura 3).

Bloque aislado sobre la plataforma micénica.

. Distribución de los bloques en función de la distancia a la costa y de su peso.

La Figura 5 representa la distribución de los

bloques en función de su distancia a la costa y de su peso. Se observa una concentración de bloques entre 50 y 56 m de distancia en relación a la cornisa del acantilado, con valores medios de peso de 4,5 T. Una segunda concentración de bloques se da en los 78 m de distancia y finalmente tres agrupaciones más entre los 90, 103 y 115 m de distancia del acantilado. En la Figura 6 se muestra la distribución de bloques en función de su peso y su altura sobre el nivel del mar. Las máximas concentraciones se sitúan en torno a los 10, 11 y 13 m de altura y con pesos en torno a los 15, 12 y 4,5 T respectivamente.

Los resultados expuestos en las Figuras 5 y 6 descartan que el emplazamiento de los bloques sea debido a la energía de una ola de tormenta sobre el acantilado, ya que las olas al romper se disipan debido a la turbulencia y a la fricción, (Wright et al., 1982), más aún cuando nos encontramos con un acantilado extraplomado. Además en todos los bloques se superan

con creces los valores de TF establecidos hasta la fecha et al.

Distribución de los bloques en función de su altura sobre el nivel del mar y su peso.

Si tenemos en cuenta los datos del oleaje significativo, su dirección, juntamente con la altura del acantilado, descartamos por tanto, la posibilidad que el oleaje sea el agente de transporte de dichos bloques. Las características y disposición de los bloques analizados en este acantilado indican claramente que son producto de tsunamis.

La aplicación de las fórmulas de Engel y May (2012), permite obtener los valores de altura mínima de oleaje (Hs) y de tsunami (Ht), a los ha de añadirse la altura real de la cornisa del acantilado (Figura 7).

En el caso de bloques arrancados (JBB) los resultados muestran que para el desplazamiento de los bloques se requieren alturas de 12,10 m para tsunamis (Ht) y 19,89 m por tormentas (Hs).

En el caso de bloques subaéreos, la columna de agua necesaria para su desplazamiento es de 9,90 m en el caso de tsunamis y de 11,10 m en el caso de tormentas.

Los bloques presentan una orientación a 095º, coincidiendo con las direcciones dominantes de las trayectorias de tsunamis S-1 y S-2 definidas por Álvarez et al. (2010) para las islas de Ibiza y Formentera (Figura 8).

Así mismo, la existencia de morfologías cársticas litorales postdeposicionales de disolución (basin pools) sobre algunos bloques, nos permiten, de acuerdo con las tasas de erosión, estimadas por Revelle y Emery (1957) y, por Gómez-Pujol en Mallorca (2006), una primera aproximación acerca de su edad, cuyo resultado estimado es que el transporte de dichos bloques se produjo en torno a 1780 (Roig-Munar- 2016).

FIGURA4. Bloque aislado sobre la plataforma micénica

















FIGURA5. Distribución de los bloques en función de la distancia a la costa y de su peso

LaFigura 5 representa la distribución delos bloques en función de su distancia a lacostaydesupeso.Seobservaunaconcentra-cióndebloquesentre50y56mdedistanciaenrelaciónalacornisadelacantilado,conva-loresmediosdepesode4,5T.Una segundaconcentración de bloques se da en los 78mde distancia y finalmente tres agrupacionesmásentrelos90,103y115mdedistanciadelacantilado.En laFigura6 semuestra ladis-tribucióndebloquesenfuncióndesupesoysualturasobreelniveldelmar.Lasmáximasconcentracionessesitúanentornoalos10,11y13mdealturayconpesosentornoalos15,12y4,5Trespectivamente.

Los resultados expuestos en las Figuras5y6descartanqueelemplazamientode losbloquesseadebidoalaenergíadeunaoladetormentasobreelacantilado,yaque lasolas

al romper se disipan debido a la turbulenciayalafricción,(Wrightet al.,1982),másaúncuandonosencontramosconunacantiladoex-traplomado.Ademásen todos losbloques sesuperanconcreceslosvaloresdeTFestable-cidoshastalafecha(Kelletatet al.,2005).

















FIGURA6. Distribución de los bloques en función de su altura sobre el nivel del mar y su peso

Si tenemosencuenta losdatosdeloleajesignificativo,sudirección, juntamentecon laaltura del acantilado, descartamos por tanto,la posibilidad que el oleaje sea el agente detransporte de dichos bloques.Las caracterís-ticasydisposiciónde losbloquesanalizadosenesteacantiladoindicanclaramentequesonproductodetsunamis.

Laaplicaciónde las fórmulasdeEngelyMay(2012),permiteobtenerlosvaloresdeal-turamínimadeoleaje(Hs)ydetsunami(Ht),aloshadeañadirselaalturarealdelacornisadelacantilado(Figura7).

Enelcasodebloquesarrancados(JBB)losresultadosmuestranqueparaeldesplazamien-todelosbloquesserequierenalturasde12,10mparatsunamis(Ht)y19,89mportormentas(Hs).

Enelcasodebloquessubaéreos,lacolum-nadeaguanecesariaparasudesplazamientoesde9,90menelcasodetsunamisyde11,10menelcasodetormentas.

Los bloques presentan una orientación a095º,coincidiendoconlasdireccionesdomi-

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Modelización de las fuentes tsunamíticas del N de Argelia según Álvarez et al (2010).

AGRADECIMIENTOS

REFERENCIAS

Turkish Journal of Earth Sciences

Barbano, M.S., Pirrotta, C. & Gerardi, F. (2010). Large boulders along the south-eastern Ionian coast of Sicily: Storm or tsunami deposits? Marine Geology, 275, 140-154.

Journal of Coastal Research

Quaternary Science Reviews

Fontseré, E. 1918. Notas sueltas de sismología Balear. Publicaciones de la Sección de Ciencias Naturales, Facultad de Ciencias de la Universidad de Barcelona, 5-12.

Furlani, S,. Pappalardo, M, Gómez-Pujol, L. & Chelli, A. (2014). The rock coast of the Mediterranean and Black seas. In; Geological Society, London, Memoirs 2014, v.40; p89-123.

Gómez-Pujol, Ll. 2006. Patrons, taxes i formes d’erosió a les costes rocoses carbonatades de Mallorca. Tesi doctoral. Departament de Ciències de la Terra, Universitat de les Illes Balears. 200 pp.

Geomorfologia Litoral I Quarternari, Homenatge al professor Vincenç M. Rosselló i Verger.

Con formato: Centrado

nantes de las trayectorias de tsunamis S-1 yS-2definidasporÁlvarezet al.(2010)paralasislasdeIbizayFormentera(Figura8).

Así mismo, la existencia de morfologíascársticas litorales postdeposicionales de di-solución(basinpools)sobrealgunosbloques,nospermiten,deacuerdoconlastasasdeero-sión, estimadas porRevelle yEmery (1957)y,porGómez-PujolenMallorca (2006),unaprimera aproximación acerca de su edad,cuyo resultadoestimadoesqueel transportededichosbloquesseprodujoentornoa1780(Roig-Munar-2016).


Columnas de agua necesarias para el desplazamiento de bloques bajo diferentes escenarios. Ht: tsunamis, Hb: temporales, JBB: bloques delimitados por juntas Subaéreos: bloques individualizados.

Esta fecha es coherente con el evento de 1756, registrado en las notas de sismología balear como una “gran ola sísmica” en Santanyí, -municipio del sur de Mallorca-, donde las crónicas indican la entrada de una ola más de media legua tierra adentro (unos 2,4 km), con presencia de peces en la garriga, y con el transporte de un bloque de más de 100 quintales (unas 10 Tm), (Fontseré, 1918).

Columnas de agua necesarias para el desplazamiento de bloques bajo diferentes escenarios. Ht: tsunamis, Hb: temporales, JBB: bloques delimitados por juntas Subaéreos: bloques individualizados.

CONCLUSIONES

Este trabajo da respuesta a las propuestas realizadas

por Roger y Hebert (2008), que en su modelo numérico de tsunamis procedentes de Argelia sugerían que deberían estudiarse la existencia de depósitos tsunamíticos en las costas rocosas de las Baleares.

El área estudiada en Formentera (Punta Prima), presenta bloques de tsunamis asociados a las trayectorias definidas por Álvarez-Gómez et al. (2010) (Figura 8). Es una zona más allá de la capacidad de transporte del oleaje registrado, pudiendo definirse como eminentemente tsunamítica. El sumatorio de la altura del acantilado y los resultados de la formulación de Engel y May (2012) nos permite confirmar que el transporte de los bloques se produjo por tsunamis. Además, los bloques no presentan formas de retrabajamiento por olas.

Con formato: Sangría: Primera línea: 0 cm

FIGURA7. Columnas de agua necesarias para el des-plazamiento de bloques bajo diferentes escenarios. Ht: tsunamis, Hb: temporales, JBB: bloques delimitados por juntas subaéreos: bloques individualizados

Esta fecha es coherente con el eventode1756, registrado en las notas de sismología

balear comouna “gran ola sísmica” enSan-tanyí,-municipiodelsurdeMallorca-,dondelascrónicasindicanlaentradadeunaolamásdemedia legua tierraadentro(unos2,4km),conpresenciadepecesenlagarriga,yconeltransportedeunbloquedemásde100quinta-les(unas10Tm),(Fontseré,1918).

CONCLUSIONES

EstetrabajodarespuestaalaspropuestasrealizadasporRogeryHebert(2008),queensumodelonuméricodetsunamisprocedentesdeArgelia sugerían que deberían estudiarselaexistenciadedepósitostsunamíticosenlascostasrocosasdelasBaleares.

EláreaestudiadaenFormentera(PuntaPri-ma),presentabloquesdetsunamisasociadosalastrayectoriasdefinidasporÁlvarez-Gómezet al.(2010)(Figura8).Esunazonamásalládelacapacidaddetransportedeloleajeregis-trado,pudiendodefinirsecomoeminentemen-te tsunamítica. El sumatorio de la altura delacantiladoylosresultadosdelaformulacióndeEngelyMay(2012)nospermiteconfirmarqueeltransportedelosbloquesseprodujoportsunamis.Además, los bloques no presentanformasderetrabajamientoporolas.

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AGRADECIMIENTOS

Esta presentación se ha realizado graciasal apoyo financiero del Proyecto CHARMA(MINECO,Ref.:CGL2013-40828-R).

REFERENCIAS

Álvarez-Gómez, J.A.,Olabarrieta,M.,Gon-zález,M., Otero, L., Carreño, E. yMar-tínez-Solares, J.M. 2010.The impact oftsunamisontheIslandofMajorcainducedbyNorthAlgerianseismicsources.Turki-sh Journal of Earth Sciences,19:367-383.

Barbano,M.S.,Pirrotta,C.yGerardi,F.2010.Large boulders along the south-easternIonian coast of Sicily: Storm or tsunamideposits?MarineGeology,275,140-154.

Cañelles,B.,Orfila,A.,Méndez,F.J.,Menén-dez,M.yTintoré,J.2007.ApplicationofaPOTmodeltoestimatetheextremesigni-ficantwaveheightlevelsaroundtheBalea-ricSea(WesternMediterranean).Journal of Coastal Research,SI,50,329-333.

Engel,M.yMay,S.M.2012.Bonaire’sboul-derfieldsrevisited:EvidenceforHolocenetsunamiimpactontheLee-wardAntilles.Quaternary Science Reviews,54,126-141.

Fontseré,E.1918.Notas sueltasde sismolo-gíaBalear.PublicacionesdelaSecciónde

Ciencias Naturales, Facultad de CienciasdelaUniversidaddeBarcelona,5-12.

Furlani, S,. Pappalardo,M,Gómez-Pujol,L.yChelli,A.(2014).TherockcoastoftheMediterranean and Black seas. In: Geo-logical Society, London, Memoirs 2014,v.40;p89-123.

Gómez-Pujol,Ll. 2006.Patrons, taxes i for-mes d’erosió a les costes rocoses carbona-tades de Mallorca.Tesidoctoral.Departa-mentdeCiènciesde laTerra,UniversitatdelesIllesBalears.200pp.

Kelletat,D.,Whelan,F.,Bartel,P.yScheffers,A.2005.NewTsunamievidencesinSou-thernSpainCabodeTrafalgarandMallor-ca Island. In: Sanjaume E.,Matheu J. F.(Eds.).Geomorfologia Litoral I Quarter-nari, Homenatge al professor Vincenç M. Rosselló i Verger.UniversitatdeValència,Spain,pp.215-222.

Nozal, F.,Montes,M.,Díaz deNeira, J.A.,Sevillano, A. y Rodríguez-Garcia, A.2015. Cartografía geomorfológica en elDominioPúblicoMarítimo-Terrestre.Re-vista Geo-Temas, Vol15;121-124.

Paris,R.,Wassmer,P.,Sartohadi,J.,Lavigne,F., Barthomeuf, B., Desgages, E., Gran-cher, D., Baumert, P.,Vautier, F., Bruns-tein, D. yGomez, C. 2009. Tsunamis asgeomorphic crises: lessons from the De-


Modelización de las fuentes tsunamíticas del N de Argelia según Álvarez et al (2010).

AGRADECIMIENTOS

REFERENCIAS

Turkish Journal of Earth Sciences

Barbano, M.S., Pirrotta, C. & Gerardi, F. (2010). Large boulders along the south-eastern Ionian coast of Sicily: Storm or tsunami deposits? Marine Geology, 275, 140-154.

Journal of Coastal Research

Quaternary Science Reviews

Fontseré, E. 1918. Notas sueltas de sismología Balear. Publicaciones de la Sección de Ciencias Naturales, Facultad de Ciencias de la Universidad de Barcelona, 5-12.

Furlani, S,. Pappalardo, M, Gómez-Pujol, L. & Chelli, A. (2014). The rock coast of the Mediterranean and Black seas. In; Geological Society, London, Memoirs 2014, v.40; p89-123.

Gómez-Pujol, Ll. 2006. Patrons, taxes i formes d’erosió a les costes rocoses carbonatades de Mallorca. Tesi doctoral. Departament de Ciències de la Terra, Universitat de les Illes Balears. 200 pp.

Geomorfologia Litoral I Quarternari, Homenatge al professor Vincenç M. Rosselló i Verger.

Con formato: CentradoFIGURA8.Modelización de las fuentes tsunamíticas del N de Argelia según Álvarez et al (2010)

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success story


cember 26, 2004 tsunami in Lhok Nga,West Banda Aceh (Sumatra, Indonesia).Geomorphology,104,59–72.

Pignatelli, C., Sanso, P. y Mastronuzzi, G.2009. Evaluation of tsunami floodingusing geomorphologic evidence. Marine Geology,260,6-18.

Revelle, R. y Emery, K.O. 1957. Chemicalerosion of Beach rock and exposed reefrock.US Geological Survey Professional Paper,260T:699-709.

Roger,J.yHébert,H.2008.The1856Djiielli(Algeria)earthquakeandtsunamisourcepa-rametersandimplicationsfortsunamihazardintheBalearicIslands.Natural Hazards and Earth System Sciences,8,721-731.

Roig-Munar,F.X.,Rodríguez-Perea,A.,Mar-tín-Prieto, J.A.,Vilaplana, J.M.yGela-bert,B.2015.Morfometríadebloquesdetsunamien lascostas rocosasdelEstedeMallorca (Islas Baleares). VIII JornadasdeGeomorfologíalitoral,Revista Geo-Te-

mas, Vol 15. Málvarez, G. et al. (Eds.),229-232.

Roig-Munar, F. X. 2016. Blocs de tempesta i tsunami a les costes rocoses de les Illes Balears. Anàlisi geomorfològica i mor-fomètrica. Tesisdoctoral.DepartamentdeGeodinàmica i Geofísica. Universitat deBarcelona.410pp

Schefers,A.yKelletat,D.2003.Sedimento-logic and geomorphic tsunami imprintsworldwide - a review.Earth-Science Re-view,63,83-92.

Servera,J.1997.Els sistemes dunars litorals de les Illes Balears.Tesidoctoralinèdita.Universitatde les IllesBalears,PalmadeMallorca.2vol.908pp.iatles138pp.

WrightL.D.,Short,A.D.yNielsen,P.1982.Morphodynamicsofhighenergybeachesandsurfzones:Abriefsynthesis.Coastal Studies Unit, University of Sydney, Rep. 82(5),64pp.

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Geomorfometría de montículos submarinos en el talud continental inferior al oeste de las Islas Canarias: Evolución de

las emisiones de fluidos

Geomorphometry of submarine mounds in the lower slope of the Canary continental margin (W of Canary Islands): Evolution of fluid venting

O. Sánchez-Guillamón1, L.M. Fernández-Salas2, J.T. Vázquez1, D. Palomino1, T. Medialdea3 y L. Somoza3

1 InstitutoEspañoldeOceanografía,C.O.deMálaga,PuertoPesquero,s/n.29640Fuengirola(España)[email protected];[email protected];[email protected]

2 InstitutoEspañoldeOceanografía,C.O.deCádiz,MuellePesqueroS/N.11006Cádiz(España)[email protected]

3 InstitutoGeológicoyMinerodeEspaña,RíosRosas,23.28003Madrid(España)[email protected];[email protected]

Resumen: Enestetrabajosepresentaunanálisismorfométricode41montículossubmarinoslocalizadosenelsegmentoinferiordeltaluddelmargencontinentaldelasIslasCanarias,entre4800y5200mdeprofundidad,mediantelautilizacióndeunModeloDigitaldelTerreno(MDT)de150mderesoluciónespacialydeperfilessísmicosdemuyaltaresolución.Elobjetivodeesteestudioesestablecerlasrelacionesmorfológicasexistentesentredichosmontículosylaposiblevariabilidaddelasemisionesdefluidosdesdeelsubsueloenestazonadelmargen.Paraelloseharealizadounanálisisgeoestadísticodedistintasvariablesmorfológicasconelfindeidentificardiferentestiposdemontículos.Sehadeterminadocuatroclasesdemontículos:Elprimertipo(T1)demontículonoestádominadoporningunavariablemorfométrica,sinoquepresentavaloresintermediosparatodaslasvariablescomputadasypuedeserconsideradoeltipoestándarennuestrazonadeestudio.Eselmásrepresentativoyeldemayordistribuciónespacial.Elsegundo(T2)yel tercer tipo (T3)demontículosderivandel tipoanterior,ysecaracterizanpordiferenciasenlasvariablesdetamañoypendiente,representandolosmenoresymayoresvaloresdetodalazonadeestudio,respectivamente.Elcuartotipo(T4)demontículohacereferenciaaunaimportante,aunquesuave,elevacióndelfondomarinoqueselocalizaeneláreacentraldelazonadeestudiocaracterizándoseporsuextensión,porloqueesconsideradocomounmontículoaislado.T1yT3representanmontículosdenaturalezaextrusivamientrasqueT2 yT4 representan deformaciones de la cobertera sedimentaria superficial generadasprobablementepor intrusionesque se encuentran aún a ciertaprofundidadperoquenohanalcanzadoellechomarino,talycomoseevidenciaenlasdistintasrespuestasacústicasdelosperfilessísmicosdemuyaltaresolución.

Palabras clave: modelodigitaldelterreno(MDT),morfometría,montículossubmarinos,regiónCanaria,taludcontinental.


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INTRODUCCIÓN

La geomorfometría es una cienciamulti-disciplinar que analiza y describe cualitativay cuantitativamente la morfología de la su-perficiedelaTierra(Chorley,1957).Suapli-cación en ambientes submarinos profundosmedianteelanálisisdemodelosdigitalesdelterreno(MDT)espocofrecuente,debidoprin-cipalmentea lacomplicadaaplicaciónde lastécnicas morfométricas tradicionales en am-bientes oceánicos (Pikeet al., 2008).En losúltimosaños,esta“nueva”cienciaestáadqui-riendounagranrelevanciadebidoaldesarro-llo tecnológicoya laconsecuentemejoradela resolución batimétrica que las técnicas deprospección geofísica submarinas han alcan-zado. El desarrollo de las técnicas geomor-fométricashaimpulsadoladistintacaracteri-zacióndelrelieveysuscomponentesmenoresendiferentesescalas.Evans(1972)introdujoladistinciónentre(1)lageomorfometríaespe-cifica,lacualevalúaelementosgeomorfológi-cosconcretosdelasuperficieterrestrey(2)lageomorfometríageneral,quehacereferenciaalamedidayanálisisdelascaracterísticasmor-

fológicasaplicablesacualquiersuperficie.Laaplicación de dichas técnicas morfométricasmedianteelusodeMDTspermitelacaracte-rizacióndelfondomarinoadistintasescalas.Los estudiosmorfométricos están adquirien-doungraninteréstambiénenelmundodelavulcanología.EnelcasodelasIslasCanarias,autores como Dóniz (2011) y Kervyn et al.(2012) han aplicado las técnicas de análisismorfométrico para caracterizar campos devolcanesyestablecerclasificacionesen refe-renciaalamorfologíadelvolcányeltipodeerupciónquehadadolugaralmismo.

Enestetrabajosepresentaunanálisismor-fométricode41montículossubmarinos locali-zadoseneltaludinferiordelmargencontinentalaloestedelasIslasCanarias,medianteunMDTde150mde resoluciónespacial realizadocondatosbatimétricosobtenidosconecosondamul-tihaz.Paraello,seharealizadoelanálisisdeunconjunto de variables morfológicas (tamaño,pendienteyforma)ydeperfilessísmicosdemuyaltaresolución.Elobjetivodeesteestudioeses-tablecer las relaciones morfológicas existentesentredichosmontículosconelfindeidentificar

Abstract: In this work, we present a morphometric analysis of 41 mounded edifices located on the seafloor to the west of Canary Islands, from 4800 to 5200 m water depth, using a 150 m resolution DEM and very high resolution seismic profiles. The objective of this study is to establish mound morphological relationships related to the possible variability in fluid venting. In order to carry out, morphometric computation of a set of variables has been calculated where four different types of mound have been identified: The first type (T1) is the most frequent and can be considered as the standard type of mound on the Canary continental slope due to its intermediate morphology and distribution along the entire study area. The second (T2) and third (T3) types are morphologically derived from T1and are characterized by size and slope variables. These two types represent the lowest and smoother and highest and steeper mounds in the study area, respectively. The fourth type (T4) is a single bulge that can be considered as an outlier mound. T1 and T3 represent extrusive mounds complexes whereas T2 and T4 represent seafloor deformations by intrusions that have not reached yet the seafloor, as it shown in diverse acoustic responses of high resolution seismic profile.

Key words: Canary region, continental slope, digital elevation model (DEM), morphometry, submarine mound.

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susdiferentesclases según laevoluciónde lasemisionesdefluidosdesdeelsubsuelo.

ÁREA DE ESTUDIO

EláreadeestudioestálocalizadaaloestedelasIslasCanarias,enlaregióncentraldeltaludinferiordelmargencontinental,encuadradaen-trelosmeridianos22ºy24ºdelongitudOylosparalelos26º30’y28ºdelatitudN.Estaregiónsecaracterizapor lapresenciadeunosrasgosmorfológicosque,porsutamaño,hansidoca-talogadoscomomontículos.Estosmontículosseextiendendesdelos4800amásde5200mde profundidad y presentan pendientes escar-padasque rompendrásticamente la suavizadapendiente del talud continental en esta zona(0.1-1º). Demanera general estosmontículospresentanformassubcircularesoelongadasconperímetroscomplejos,diámetrosdeentre2a24km,alturassobreelfondomarinodehasta250mymuestranpendientesensusflancosdeentre2ºy32º(Sanchez-Guillamónet al.,2015).


INTRODUCCIÓN

La geomorfometría es una ciencia multidisciplinar que analiza y describe cualitativa y cuantitativamente la morfología de la superficie de la Tierra (Chorley, 1957). Su aplicación en ambientes submarinos profundos mediante el análisis de modelos digitales del terreno (MDT) es poco frecuente, debido principalmente a la complicada aplicación de las técnicas morfométricas tradicionales en ambientes oceánicos (Pike et al., 2008). En los últimos años, esta "nueva" ciencia está adquiriendo una gran relevancia debido al desarrollo tecnológico y a la consecuente mejora de la resolución batimétrica que las técnicas de prospección geofísica submarinas han alcanzado. El desarrollo de las técnicas geomorfométricas ha impulsado la distinta caracterización del relieve y sus componentes menores en diferentes escalas. Evans (1972) introdujo la distinción entre (1) la geomorfometría especifica, la cual evalúa elementos geomorfológicos concretos de la superficie terrestre y (2) la geomorfometría general, que hace referencia a la medida y análisis de las características morfológicas aplicables a cualquier superficie. La aplicación de dichas técnicas morfométricas mediante el uso de MDTs permite la caracterización del fondo marino a distintas escalas. Los estudios morfométricos están adquiriendo un gran interés también en el mundo de la vulcanología. En el caso de las Islas Canarias, autores como Dóniz (2011) y Kervyn et al. (2012) han aplicado las técnicas de análisis morfométrico para caracterizar campos de volcanes y establecer clasificaciones en referencia a la morfología del volcán y el tipo de erupción que ha dado lugar al mismo.

En este trabajo se presenta un análisis morfométrico de 41 montículos submarinos localizados en el talud inferior del margen continental al oeste de las Islas Canarias, mediante un MDT de 150 m de resolución espacial realizado con datos batimétricos obtenidos con ecosonda multihaz. Para ello, se ha realizado el análisis de un conjunto de variables morfológicas (tamaño, pendiente y forma) y de perfiles sísmicos de muy alta resolución. El objetivo de este estudio es establecer las relaciones morfológicas existentes entre dichos montículos con el fin de identificar sus diferentes clases según la evolución de las emisiones de fluidos desde el subsuelo.

ÁREA DE ESTUDIO

El área de estudio está localizada al oeste de las Islas Canarias, en la región central del talud inferior del margen continental, encuadrada entre los meridianos 22º y 24º de longitud O y los paralelos 26º 30' y 28º de

latitud N. Esta región se caracteriza por la presencia de unos rasgos morfológicos que, por su tamaño, han sido catalogados como montículos. Estos montículos se extienden desde los 4800 a más de 5200 m de profundidad y presentan pendientes escarpadas que rompen drásticamente la suavizada pendiente del talud continental en esta zona (0.1-1º). De manera general estos montículos presentan formas subcirculares o elongadas con perímetros complejos, diámetros de entre 2 a 24 km, alturas sobre el fondo marino de hasta 250 m y muestran pendientes en sus flancos de entre 2º y 32º (Sanchez-Guillamón et al., 2015).

FIGURA 1. A) Mapa de localización del área de estudio al oeste de las Islas Canarias. B) Mapa de pendientes del área de estudio donde se muestran los 41 montículos existentes en la zona.

MATERIAL Y MÉTODOS

Los datos de batimetría se han adquiridos mediante las ecosondas multihaz Kongsberg-Simrad EM120 y Atlas Hydrosweep-DS, instaladas en los buques oceanográficos BIO Hespérides y Sarmiento de Gamboa, durante cuatro campañas oceanográficas: GAROÉ2010, GAIRE2011, AMULEY2013 y SUBVENT0913. Simultáneamente, se adquirieron perfiles sísmicos de muy alta resolución (TOPAS PS18 y Parasound P-35) que han permitido interpretar la estructura interna subsuperficial de estos montículos. El conjunto de datos batimétricos ha sido procesado mediante el programa Caris HIPS&SIPS, permitiendo la obtención de una malla general de 150 m de

FIGURA1. A) Mapa de localización del área de estudio al oeste de las Islas Canarias. B) Mapa de pendientes del área de estudio donde se muestran los 41 montículos exis-tentes en la zona

MATERIAL Y MÉTODOS

Losdatosdebatimetríasehanadquiridosmediante las ecosondas multihaz Kongs-berg-SimradEM120yAtlasHydrosweep-DS,instaladasen losbuquesoceanográficosBIOHespérides y Sarmiento de Gamboa, du-rante cuatro campañas oceanográficas: GA-ROÉ2010, GAIRE2011, AMULEY2013 ySUBVENT0913.Simultáneamente,seadqui-rieronperfilessísmicosdemuyaltaresolución(TOPASPS18yParasoundP-35)quehanper-mitidointerpretarlaestructurainternasubsu-perficialdeestosmontículos.El conjuntodedatosbatimétricoshasidoprocesadomedianteelprogramaCarisHIPS&SIPS,permitiendolaobtencióndeunamallageneralde150mderesolución,delaqueatravésdelanálisismor-fométricodesusvaloresmedianteelprogra-maArcGISdesktop, hapermitido el análisisgeoestadístico de losmontículos submarinosdel talud inferior delmargen continental ca-nario.

Para llevar a cabo el objetivo principalde este estudio, se ha realizado una serie demedidas en losmontículosbasándonosen lametodologíautilizadaporGrosseet al.(2012),enlacualsecombinalacurvaturadelperfilylapendienteobtenidadelMDTenunaúnicacapadedelimitacióndecontornodenominadaBDL:BoundaryDelimitationLayer.ElBDLesusadoparatrazarelcontornoalrededordelosmontículos, del cual se extraerán las va-riablesmorfológicasdependiente(S),ytama-ño (altura,H), volumen (V), área basal (A),perímetro (P), y anchuramáxima de la base(MBax))apartirdelascualessehancalculadoelíndicesigmavalue(SV)ydeaplanamiento(F),asícomolosíndicesdeforma,tantoeldeirregularidad(II)comoeldeelipticidad(EI).

Unavezqueserealizaronlasmedidasparatodoslosmontículos,sehallevadoacabounprocedimiento de clasificación que permite

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encontrar grupos naturales en los datos ana-lizadosusandolaherramientade“Análisisdeagrupamiento”,incorporadaalacajadeherra-mientadeArcGIS10.3.1.Esteprocedimientorelacionalasvariablescomputadasdemaneraqueseanlomásparecidasentreellas,estable-ciendodistintosgruposmorfométricostandi-ferentescomoseaposible.

RESULTADOS

Basándonosenlasrelacionesestablecidasentrelasdistintasvariablesdetamaño,formay pendiente se han distinguido siete gruposmorfométricosdiferentes(Figura2).Elgrupo1representaaunaúnicaelevación,elmontí-culo00,elcualseencuentraemplazadoenlazonacentraldeláreadeestudio(Figura2A).El grupo 2 contiene sietemontículos que selocalizanenlazonacentralynoroesteprinci-palmente (Figura2A).Elgrupo3 representaa nuevemontículos agrupados en dos zonasdistintas,tantoalnorestecomoalsuroestedela zonade estudio (Figura2Ay2C).Por suparte, el grupo 4 contiene cuatromontículosquesedisponenalineadosconunaorientaciónprincipalNO-SEenlazonamásseptentrional(Figura.2By2C).Elgrupo5eselquecon-


resolución, de la que a través del análisis morfométrico de sus valores mediante el programa ArcGIS desktop, ha permitido el análisis geoestadístico de los montículos submarinos del talud inferior del margen continental canario.

Para llevar a cabo el objetivo principal de este estudio, se ha realizado una serie de medidas en los montículos basándonos en la metodología utilizada por Grosse et al. (2012), en la cual se combina la curvatura del perfil y la pendiente obtenida del MDT en una única capa de delimitación de contorno denominada BDL: Boundary Delimitation Layer. El BDL es usado para trazar el contorno alrededor de los montículos, del cual se extraerán las variables morfológicas de pendiente (S), y tamaño (altura, H), volumen (V), área basal (A), perímetro (P), y anchura máxima de la base (MBax)) a partir de las cuales se han calculado el índice sigma value (SV) y de aplanamiento (F), así como los índices de forma, tanto el de irregularidad (II) como el de elipticidad (EI).

Una vez que se realizaron las medidas para todos los montículos, se ha llevado a cabo un procedimiento de clasificación que permite encontrar grupos naturales en los datos analizados usando la herramienta de “Análisis de agrupamiento”, incorporada a la caja de herramienta de ArcGIS 10.3.1. Este procedimiento relaciona las variables computadas de manera que sean lo más parecidas entre ellas, estableciendo distintos grupos morfométricos tan diferentes como sea posible.

RESULTADOS

Basándonos en las relaciones establecidas entre las distintas variables de tamaño, forma y pendiente se han distinguido siete grupos morfométricos diferentes (Figura 2). El grupo 1 representa a una única elevación, el montículo 00, el cual se encuentra emplazado en la zona central del área de estudio (Figura 2A). El grupo 2 contiene siete montículos que se localizan en la zona central y noroeste principalmente (Figura 2A). El grupo 3 representa a nueve montículos agrupados en dos zonas distintas, tanto al noreste como al suroeste de la zona de estudio (Figura 2A y 2C). Por su parte, el grupo 4 contiene cuatro montículos que se disponen alineados con una orientación principal NO-SE en la zona más septentrional (Figura. 2B y 2C). El grupo 5 es el que contiene mayor número de montículos, trece en total, y podría considerarse el grupo estándar en toda el área de estudio (Figura. 2). El grupo 6 está formado por tres elevaciones que se localizan muy cercanas entre ellas, en la zona central del área de estudio (Figura 2A). Por último, el grupo 7 representa a los tres montículos restantes que se localizan tanto al

noroeste como al noreste en el área de estudio (Figura 2A y 2B).

FIGURA 2. Mapa de sombras del área de estudio donde se observa la localización y distribución de los distintos grupos morfometricos. y la localización de los perfiles de la Fig.4.

El gráfico de la figura 3 resume las relaciones establecidas entre los grupos morfométricos y las variables que los configuran.

FIGURA 3. Gráfico de caja y bigotes que refleja la relación existente entre los grupos morfométricos y las variables dentro de ellos.

El grupo 1 se distingue claramente por sus valores extremos de volumen, área y perímetro. Los grupos 2 y 3 son muy parecidos entre sí, difiriendo en sus valores de forma, siendo el G2 el que presenta mayores valores de II de toda el área de estudio. Los grupos 4 y 5 se

FIGURA2.Mapa de sombras del área de estudio donde se observa la localización y distribución de los distintos grupos morfometricos. y la localización de los perfiles de la Fig.4

tienemayor número demontículos, trece entotal,ypodríaconsiderarseelgrupoestándarentodaeláreadeestudio(Figura.2).Elgru-po6estáformadoportreselevacionesqueselocalizanmuycercanasentreellas,enlazonacentraldeláreadeestudio(Figura2A).Porúl-timo,elgrupo7representaalostresmontícu-losrestantesqueselocalizantantoalnoroestecomoalnoresteeneláreadeestudio(Figura2Ay2B).

Elgráficodelafigura3resumelasrelacio-nesestablecidasentrelosgruposmorfométri-cosylasvariablesquelosconfiguran.


resolución, de la que a través del análisis morfométrico de sus valores mediante el programa ArcGIS desktop, ha permitido el análisis geoestadístico de los montículos submarinos del talud inferior del margen continental canario.

Para llevar a cabo el objetivo principal de este estudio, se ha realizado una serie de medidas en los montículos basándonos en la metodología utilizada por Grosse et al. (2012), en la cual se combina la curvatura del perfil y la pendiente obtenida del MDT en una única capa de delimitación de contorno denominada BDL: Boundary Delimitation Layer. El BDL es usado para trazar el contorno alrededor de los montículos, del cual se extraerán las variables morfológicas de pendiente (S), y tamaño (altura, H), volumen (V), área basal (A), perímetro (P), y anchura máxima de la base (MBax)) a partir de las cuales se han calculado el índice sigma value (SV) y de aplanamiento (F), así como los índices de forma, tanto el de irregularidad (II) como el de elipticidad (EI).

Una vez que se realizaron las medidas para todos los montículos, se ha llevado a cabo un procedimiento de clasificación que permite encontrar grupos naturales en los datos analizados usando la herramienta de “Análisis de agrupamiento”, incorporada a la caja de herramienta de ArcGIS 10.3.1. Este procedimiento relaciona las variables computadas de manera que sean lo más parecidas entre ellas, estableciendo distintos grupos morfométricos tan diferentes como sea posible.

RESULTADOS

Basándonos en las relaciones establecidas entre las distintas variables de tamaño, forma y pendiente se han distinguido siete grupos morfométricos diferentes (Figura 2). El grupo 1 representa a una única elevación, el montículo 00, el cual se encuentra emplazado en la zona central del área de estudio (Figura 2A). El grupo 2 contiene siete montículos que se localizan en la zona central y noroeste principalmente (Figura 2A). El grupo 3 representa a nueve montículos agrupados en dos zonas distintas, tanto al noreste como al suroeste de la zona de estudio (Figura 2A y 2C). Por su parte, el grupo 4 contiene cuatro montículos que se disponen alineados con una orientación principal NO-SE en la zona más septentrional (Figura. 2B y 2C). El grupo 5 es el que contiene mayor número de montículos, trece en total, y podría considerarse el grupo estándar en toda el área de estudio (Figura. 2). El grupo 6 está formado por tres elevaciones que se localizan muy cercanas entre ellas, en la zona central del área de estudio (Figura 2A). Por último, el grupo 7 representa a los tres montículos restantes que se localizan tanto al

noroeste como al noreste en el área de estudio (Figura 2A y 2B).

FIGURA 2. Mapa de sombras del área de estudio donde se observa la localización y distribución de los distintos grupos morfometricos. y la localización de los perfiles de la Fig.4.

El gráfico de la figura 3 resume las relaciones establecidas entre los grupos morfométricos y las variables que los configuran.

FIGURA 3. Gráfico de caja y bigotes que refleja la relación existente entre los grupos morfométricos y las variables dentro de ellos.

El grupo 1 se distingue claramente por sus valores extremos de volumen, área y perímetro. Los grupos 2 y 3 son muy parecidos entre sí, difiriendo en sus valores de forma, siendo el G2 el que presenta mayores valores de II de toda el área de estudio. Los grupos 4 y 5 se

FIGURA3.Gráfico de caja y bigotes que refleja la rela-ción existente entre los grupos morfométricos y las varia-bles dentro de ellos

Elgrupo1sedistingueclaramenteporsusvaloresextremosdevolumen,áreayperíme-tro.Losgrupos2y3sonmuyparecidosentresí,difiriendoensusvaloresdeforma,siendoelG2 el que presentamayores valores de IIde todaeláreadeestudio.Losgrupos4y5se presentan como grupos con valores inter-mediosaunquedifierenen losvaloresdeEI,siendomáximosparaelgrupo4.Elgrupo5nopresentavaloresmáximosnimínimosennin-gunadelasvariablescalculadas.Porsuparte,los grupos 6 y 7 son tambiénmuy similares

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entreellos,destacandoporsusvaloresdeH,S,SVyFeneláreadeestudioydifiriendoensusvaloresdeEIprincipalmente.


presentan como grupos con valores intermedios aunque difieren en los valores de EI, siendo máximos para el grupo 4. El grupo 5 no presenta valores máximos ni mínimos en ninguna de las variables calculadas. Por su parte, los grupos 6 y 7 son también muy similares entre ellos, destacando por sus valores de H, S, SV y F en el área de estudio y difiriendo en sus valores de EI principalmente.

FIGURA 4. Ejemplos de perfiles sísmicos de cada uno de los grupos morfométricos. A, B, C) Secciones sísmicas donde se observan montículos con reflectores internos deformados y afectados por fallas normales verticales con chimeneas acústicas a ambos lados de los edificios. D, E, F) Secciones sísmicas donde se muestran las chimeneas acústicas y los reflectores laterales deformados.

El estudio de la respuesta acústica en los perfiles sísmicos ha permitido diferenciar distintos tipos de ecofacies, principalmente en función de la presencia o ausencia de reflectores. Los montículos englobados en los grupos 1, 2 y 3 presentan reflectores internos altamente deformados y, en algunos casos, pueden estar fracturados por la presencia de fallas normales. Estos grupos de montículos presentan pequeñas

chimeneas acústicas que truncan los reflectores laterales. Por su parte, los grupos 4, 5, 6 y 7 presentan ecofacies en las que no se reconocen reflectores internos, con presencia de chimeneas acústicas que truncan los reflectores laterales (Figura 4).

DISCUSIÓN

A partir de la relación existente entre las variables de forma, tamaño y pendiente, se ha establecido una clasificación de los montículos en siete grupos morfométricos, de los cuales puede inferirse cuatro tipos diferentes de montículos en el área de estudio (Figura 5).

En el primer tipo (T1) de montículo no domina ninguna variable morfométrica, sino que éstas alcanzan valores intermedios y puede ser considerado el tipo estándar de la zona de estudio. Este tipo de montículo es el más representativo, incluyendo 17 elevaciones (grupo 4 y 5) distribuidas espacialmente por toda la zona de estudio. En los perfiles sísmicos de muy alta resolución se evidencia su naturaleza extrusiva, por la existencia de chimeneas acústicas que truncan los reflectores laterales debido a la salida de material desde sistemas más profundos. Este tipo de montículos presenta en ocasiones (grupo 4) valores de elipticidad muy elevados, probablemente debido a la ocurrencia de más de un episodio extrusivo a través de más de un punto de emisión, lo que generaría montículos elongados (Mitchell, 2001).

El segundo (T2) y el tercer tipo (T3) de montículos derivan morfométricamente del tipo anterior, y se caracterizan por variaciones en las variables de tamaño y pendiente, representando respectivamente sus menores y mayores valores de toda la zona de estudio. El T2 está dominado por montículos de menor tamaño y pendiente (grupos 2 y 3), que se muestran en los perfiles sísmicos como una deformación del registro sedimentario actual. La formación de este tipo de montículo puede ser debido a intrusiones de material fluido desde sistemas más profundos o afloramientos estructurales, que afectarían a los sedimentos subsuperficiales, generando fallas normales causadas por el mayor estrés tectónico regional (Das et al., 2007). El T3 se caracteriza por englobar a los montículos de mayor tamaño y pendiente (grupos 6 y 7). Estos montículos pueden estar relacionados con eventos extrusivos de mayor velocidad que los del T1 y su morfología puede estar condicionada por la tasa de erupción, la geometría del conducto de salida así como por la topografía existente con anterioridad a la extrusión (Das et al., 2007).

FIGURA 4.Ejemplos de perfiles sísmicos de cada uno de los grupos morfométricos. A, B, C) Secciones sísmicas donde se observan montículos con reflectores internos de-formados y afectados por fallas normales verticales con chimeneas acústicas a ambos lados de los edificios. D, E, F) Secciones sísmicas donde se muestran las chimeneas acústicas y los reflectores laterales deformados

Elestudiode la respuestaacústicaen losperfilessísmicoshapermitidodiferenciardis-tintos tipos de ecofacies, principalmente enfuncióndelapresenciaoausenciadereflecto-res.Losmontículosenglobadosenlosgrupos1,2y3presentanreflectoresinternosaltamen-tedeformadosy,enalgunoscasos,puedenes-tarfracturadosporlapresenciadefallasnor-males.Estosgruposdemontículospresentan

pequeñaschimeneasacústicasquetruncanlosreflectoreslaterales.Porsuparte,losgrupos4,5,6y7presentanecofaciesenlasquenosereconocen reflectores internos, conpresenciadechimeneasacústicasquetruncanlosreflec-toreslaterales(Figura4).

DISCUSIÓN

Apartir de la relación existente entre lasvariables de forma, tamaño y pendiente, seha establecido una clasificación de losmon-tículosensietegruposmorfométricos,deloscualespuede inferirsecuatro tiposdiferentesdemontículoseneláreadeestudio(Figura5).

Enelprimertipo(T1)demontículonodo-minaningunavariablemorfométrica,sinoqueéstasalcanzanvaloresintermediosypuedeserconsideradoeltipoestándardelazonadees-tudio.Estetipodemontículoeselmásrepre-sentativo, incluyendo 17 elevaciones (grupo4y5)distribuidasespacialmentepor toda lazona de estudio. En los perfiles sísmicos demuyaltaresoluciónseevidenciasunaturale-za extrusiva, por la existencia de chimeneasacústicasquetruncanlosreflectores lateralesdebidoalasalidadematerialdesdesistemasmásprofundos.Este tipodemontículospre-sentaenocasiones(grupo4)valoresdeelipti-cidadmuyelevados,probablementedebidoalaocurrenciademásdeunepisodioextrusivoatravésdemásdeunpuntodeemisión,loquegeneraría montículos elongados (Mitchell,2001).

El segundo (T2) y el tercer tipo (T3) demontículos derivan morfométricamente deltipoanterior,ysecaracterizanporvariacionesenlasvariablesdetamañoypendiente,repre-sentandorespectivamentesusmenoresyma-yoresvaloresdetodalazonadeestudio.ElT2estádominadopormontículosdemenortama-ñoypendiente(grupos2y3),quesemuestranenlosperfilessísmicoscomounadeformacióndelregistrosedimentarioactual.Laformación

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deestetipodemontículopuedeserdebidoaintrusionesdematerialfluidodesde sistemasmás profundos o afloramientos estructurales,que afectarían a los sedimentos subsuperfi-ciales, generando fallas normales causadasporelmayorestréstectónicoregional(Daset al.,2007).ElT3secaracterizaporenglobaralosmontículosdemayortamañoypendiente(grupos6y7).EstosmontículospuedenestarrelacionadosconeventosextrusivosdemayorvelocidadquelosdelT1ysumorfologíapue-deestarcondicionadaporlatasadeerupción,lageometríadelconductodesalidaasícomoporlatopografíaexistenteconanterioridadalaextrusión(Daset al.,2007).

Elcuartotipo(T4)demontículohacerefe-renciaaunaextensa,aunquesuave,deforma-ciónquesemuestraclaramentefracturadaporfallasnormalesquepodríanestar conectadascon estructuras profundas que han generadoesta actividad reciente en superficie. Dichaelevación podría también estar generada porunsistemavolcánicoprofundoqueestaintru-yendoenelregistrosedimentario,provocandoelabultamientodellechomarino,aligualqueenelcasodelT2.Debidoasupeculiaridadensusvariablesdetamañoesconsideradocomounmontículoaislado.

Basándonos en las respuestas acústicasenlosperfilessísmicos,lostiposT1yT3re-presentanmontículosdenaturalezaextrusivamientras que los tipos T2 y T4 representandeformaciones de la cobertera sedimentariasuperficial generadas probablemente por in-trusionesque se encuentran aún auna ciertaprofundidadperoquenohanalcanzadoelle-chomarino(Figura4).

Losdistintos tiposdemontículoseviden-cian la existencia de una evolución de lasemisionesenestapartedelmargen.Losmon-tículos de los tipos T2 y T4 representaríanun primer estadío donde las intrusiones dematerialfluidoascenderíanhastanivelessub-

superficiales del lechomarino, desarrollandomontículosdepocaalturaypendientedebidoaquelafaltadeextrusiónnogeneragrandesedificios, sino deformaciones positivas de lacobertera sedimentaria con mayor probabi-lidad de ser reactivados por extrusiones quelaszonasadyacentesdondelossedimentossemuestransindeformar.UnsegundoestadíodedesarrolloestaríarepresentadoporeltipoT1,queestaríarelacionadoconnuevospulsosdematerial fluido que alcanza la superficie delfondo,construyendomontículosdemayorta-maño,pendientey complejidadmorfológica.Porúltimo,eltipoT3representaríaunestadíoenelquelavelocidaddeextrusiónessuperioraladelaformacióndeltipoT1,generándoselosmontículosdemayortamaño,pendienteeirregularidaddetodalazonadeestudio.


El cuarto tipo (T4) de montículo hace referencia a una extensa, aunque suave, deformación que se muestra claramente fracturada por fallas normales que podrían estar conectadas con estructuras profundas que han generado esta actividad reciente en superficie. Dicha elevación podría también estar generada por un sistema volcánico profundo que esta intruyendo en el registro sedimentario, provocando el abultamiento del lecho marino, al igual que en el caso del T2. Debido a su peculiaridad en sus variables de tamaño es considerado como un montículo aislado.

Basándonos en las respuestas acústicas en los perfiles sísmicos, los tipos T1 y T3 representan montículos de naturaleza extrusiva mientras que los tipos T2 y T4 representan deformaciones de la cobertera sedimentaria superficial generadas probablemente por intrusiones que se encuentran aún a una cierta profundidad pero que no han alcanzado el lecho marino (Figura 4).

FIGURA 5: Esquema del modelo morfométrico propuesto indicando los cuatro tipos de montículos identificados en el área de estudio.

Los distintos tipos de montículos evidencian la existencia de una evolución de las emisiones en esta parte del margen. Los montículos de los tipos T2 y T4 representarían un primer estadío donde las intrusiones de material fluido ascenderían hasta niveles subsuperficiales del lecho marino, desarrollando montículos de poca altura y pendiente debido a que la falta de extrusión no genera grandes edificios, sino deformaciones positivas de la cobertera sedimentaria

con mayor probabilidad de ser reactivados por extrusiones que las zonas adyacentes donde los sedimentos se muestran sin deformar. Un segundo estadío de desarrollo estaría representado por el tipo T1, que estaría relacionado con nuevos pulsos de material fluido que alcanza la superficie del fondo, construyendo montículos de mayor tamaño, pendiente y complejidad morfológica. Por último, el tipo T3 representaría un estadío en el que la velocidad de extrusión es superior a la de la formación del tipo T1, generándose los montículos de mayor tamaño, pendiente e irregularidad de toda la zona de estudio.

El origen de estos montículos está probablemente ligado con distintos sistemas volcánicos en profundidad, tal y como ha sido evidenciado en otros relieves submarinos aledaños a la Provincia Volcánica de las Islas Canarias. Estos sistemas construyen relieves positivos en el fondo marino actual, mediante la deformación progresiva de las unidades sedimentarias más superficiales (Davies et al., 2002) o mediante extrusiones de materiales profundos que podrían proceder de distintas fuentes, lo que facilitaría los diferentes estadios de desarrollo que tiene cada uno de los tipos de montículos en esta zona del margen continental.

CONCLUSIONES

Este estudio evidencia que una clasificación geomorfométrica basada únicamente en variables de tamaño, pendiente y forma, y su calibración con perfiles sísmicos de alta resolución permite diferenciar entre aquellos montículos que tienen un origen extrusivo de aquellos que se encuentran en estadios previos a la extrusión e influenciados por otras condiciones, como la actividad tectónica. Basándonos en los resultados de este análisis morfométrico, variables morfológicas que hacen referencia al aplanamiento, la complejidad y la elipticidad de los montículos ofrecen una idea fiable sobre qué procesos actúan en la formación de montículos submarinos

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo es una contribución a los proyectos SUBVENT (CGL2012-39524-C02-01) y EXARCAN (CTM2010-09496-E) del Plan Nacional de I+D+I del Ministerio de Economía y Competitividad.

REFERENCIAS

FIGURA5:Esquema del modelo morfométrico propuesto indicando los cuatro tipos de montículos identificados en el área de estudio

Elorigendeestosmontículosestáproba-blemente ligado con distintos sistemas vol-cánicos en profundidad, tal y como ha sidoevidenciado en otros relieves submarinosaledañosalaProvinciaVolcánicadelasIslas

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Canarias. Estos sistemas construyen relievespositivosenel fondomarinoactual,median-te ladeformaciónprogresivade lasunidadessedimentariasmássuperficiales(Davieset al.,2002) o mediante extrusiones de materialesprofundos que podrían proceder de distintasfuentes, loque facilitaría losdiferentes esta-diosdedesarrolloque tiene cadaunode lostiposdemontículosenestazonadelmargencontinental.

CONCLUSIONES

Este estudio evidencia que una clasifi-cación geomorfométrica basada únicamenteen variables de tamaño, pendiente y forma,ysucalibraciónconperfilessísmicosdealtaresolución permite diferenciar entre aquellosmontículosquetienenunorigenextrusivodeaquellosqueseencuentranenestadiospreviosa la extrusión e influenciados por otras con-diciones,comolaactividadtectónica.Basán-donosen los resultadosdeesteanálisismor-fométrico, variablesmorfológicas que hacenreferencia al aplanamiento, la complejidad yla elipticidad de losmontículos ofrecen unaidea fiable sobre qué procesos actúan en laformacióndemontículossubmarinos

AGRADECIMIENTOS

Estetrabajoesunacontribuciónalospro-yectosSUBVENT(CGL2012-39524-C02-01)yEXARCAN(CTM2010-09496-E)delPlanNacionalde I+D+IdelMinisteriodeEcono-míayCompetitividad.

REFERENCIAS

Chorley,R.J.1957.ClimateandMorphome-try.Journal of Geology,65,628-638.

Das,P.,Iyer,S.D,KodagaliyV.N.2007.Mor-phological characteristics and emplace-mentmechanismof the seamounts in theCentral IndianOceanBasin.Tectonophy-sics,443,1.18.

Davies,R.J.P,Mackay,D.AyWhalen,M.A.2002.Three-dimensionalseismicimagingofdikefedsubmarinevolcanoes.Geology,30,223-226.

Dóniz, J. 2011. Relaciones entre topografíadel terreno y morfología de los edificiosvolcánicos basálticos monogenéticos deTenerife(IslasCanarias,España).Estudios Geográficos,72(270),59-75.

Evans, I.S. 1972. General geomorphometry,derivativesofaltitudeanddescriptivesta-tistics.InSpatial Analysis in Geomorpho-logy, Edited by Chorley, R.J., Methuen,London,17–90.

Grosse, P., vanWyk deVries,B., Euillades,P.A.,Kervyn,M.yPetrinovic,I.A.2012.Systematicmorphometriccharacterizationofvolcanicedificesusingdigitalelevationmodels.Geomorphology,136,114-131.

Kervyn,M.,Ernst,G.G.J.,Carracedo, J.C.yJacobs,P. 2012.Geomorphometricvaria-bilityofmonogeneticvolcaniccones:Evi-dence fromMauna Keam Lanzarote andexperimentalcones.Geomorphology,136,59-75.

Pike, J.R.,Evans, I.S.,Hengl,T.2008.Geo-morphometry: a Brief Guide. In: Hengl,T.&Reuter,H.I.(eds.)Geomorphometry: Concepts, Software, Applications.Develo-pmentsinSoilScience,Elsevier,1-28.

Sanchez-Guillamón, O, Vázquez, J.T., So-moza,L.,Palomino,D.,Fernández-Salas,L.M.,Medialdea,T.,León,R.,López-Gon-zalez,N.yGonzález,F.J.2015.Morpholo-gical characteristics and superficial struc-ture of submarine mounds in the lowerslopeoftheCanarycontinentalmargin(Wof Canary Islands). En:V. Díaz del Río,P.Barcenas, L. M. Fernández-Salas, N.López-Gonzalez,D. Palomino, J-L.Rue-da, O. Sánchez-Guillamón, J.T. Vázquez(eds).VIII Simposio sobre el Margen Ibéri-co Atlántico. EdicionesSiaGraf,Málaga,177-180.

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Geomorfología submarina en relación con la actividad tectónica cuaternaria en la cuenca del Mar de Alborán,

sector nororiental

Submarine geomorphology on the Alboran Sea seafloor related to the Quaternary tectonic activity, northeastern sector

J.T. Vázquez1, F. Estrada2, R. Vegas3, G. Ercilla2, B. Alonso2, L.M. Fernández-Salas4, P. Bárcenas5, D. Palomino1, E. d’Acremont6, M.C. Fernández-Puga7,

M. Gómez-Ballesteros8 y Ch. Gorini6

1 InstitutoEspañoldeOceanografía,C.O.Málaga,PuertoPesqueros/n,29640Fuengirola(España)[email protected],[email protected]

2 InstitutdeCiènciesdelMar,CSIC,P.MarítimdelaBarceloneta,37-49,08003Barcelona(España)[email protected],[email protected],[email protected]

3 Dpto.deGeodinámica,FacultaddeCienciasGeológicas,UCM,28040Madrid.(España)[email protected] Instituto Español deOceanografía, C.O. Cádiz,Muelle de Levante, Puerto Pesquero s/n, Cádiz, (España). [email protected]

5 Dpto.AnálisisMatemático,FacultaddeCiencias,UMA,CampusdeTeatinoss/n,29080Málaga,(España)[email protected]

6 SorbonneUniversités,UPMCUniversitéParis06,UMR7193,ISTeP,F-75005,Paris(Francia)[email protected],[email protected]

7 FacultaddeCienciasdelMaryAmbientales,UCA,CampusRíoSanPedro.11510PuertoReal,(España)[email protected]

8 InstitutoEspañoldeOceanografía.SedeCentraldeMadrid,C/CorazóndeMaría8,28002,Madrid(España)[email protected]

Resumen: SeharealizadounestudiomorfotectónicodelsectornororientaldelMardeAlborána partir deunmosaicodebatimetríamultihazydeunamalla deperfiles sísmicosde reflexiónquehapermitidoanalizarlageomorfologíayestablecerlarelacióndelasformasconestructurastectónicasactivasenelCuaternario.Los rasgosmorfotectónicosobservadosson: i)escarpesdefallas;ii)crestasalargadasquecorrespondenaestructuraspush-upcompresivas;iii)elevacionessuavesinterpretadascomoplieguesanticlinalesiv)depresioneslongitudinaleslimitadasporfallas;v)depresionesdeformarómbicasituadasenzonasderelevodefallas;vi)valles,cañonesycárcavasrectilíneos,enocasionesdisectados;yvii)líneasdecambiosdependientesrectilíneas.Esteesquemamorfotectónicorespondealaactividaddetresfamiliasdeestructuras:1)lafamilia NE-SW aENE-WSW,comprendefallasdedesgarresinestralconcomponentecompresivasecundariaqueincluyenlosdosflancosdelaDorsaldeAlborán,losescarpesycrestasrectilíneasquemarcanlatrazadelaFalladeLaSerrata,yunaseriedesuavesabombamientosgeneradosporplieguesanticlinalesenrelaciónconcabalgamientos;2)la familia NW-SEestáconstituidaporelcorredordeYussuf-Habibasenlapartesurdelacuenca,yporescarpes,líneasdecambiodependienterectilíneosyvallescontroladosporfallasenlapartenorte,yseinterpretancomodesgarresdextrales;y3)lafamilia NNE-SSW correspondeadesgarressinestralesqueproducen,almenos,cincoalineacionesmorfológicasensuperficieconstituidasdeescarpesdefalla,depresioneslongitudinalesyrómbicas,estasestructurascortanlaDorsaldeAlboránylaPlataformaMarginaldeMotril.


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INTRODUCCIÓN

LaCuencadelMardeAlboránselocalizaeneldominiotransarcodelArcodeGibraltar,queestáconstituidoporlossistemasorogéni-cosde lasBéticasy elRify, correspondealsector oeste del Cinturón CompresivoAlpi-no-Mediterráneo.Lacortezadelacuencaestáadelgazada,subasesesitúaa16-18kmyau-mentaa22kmhaciaélSEdelaDorsaldeAl-borán; subasamento está formadoprincipal-mentepor lasUnidades InternasdelSistemaBético-Rifeño y por un complejo volcánicodeedadMiocenoMedio-Superior (Comaset al.,1999).Esteoroclinalseformóporlami-gración delDominio deAlborán hacia elWdesdeelOligocenoterminalysucolisiónconlosmárgenessuribéricoynorteafricano,bajouna convergencia de direcciónN-S entre lasplacasdeÁfricayEurasia.EnelTortoniensesuperiorestádirecciónrotaaNW-SE,quepro-duceunaintensadeformacióndelaregiónyla

inversiónde lacuencaduranteelPliocenoyelCuaternario(Martínez-Garcíaet al.,2013).


INTRODUCCIÓN INTRODUCCIÓN

La Cuenca del Mar de Alborán se localiza en el

dominio transarco del Arco de Gibraltar, que está constituido por los sistemas orogénicos de las Béticas y el Rif y, corresponde al sector oeste del Cinturón Compresivo Alpino-Mediterráneo. La corteza de la cuenca está adelgazada, su base se sitúa a 16-18km y aumenta a 22km hacia él SE de la Dorsal de Alborán; su basamento está formado principalmente por las Unidades Internas del Sistema Bético-Rifeño y por un complejo volcánico de edad Mioceno Medio-Superior (Comas et al., 1999). Este oroclinal se formó por la migración del Dominio de Alborán hacia el W desde el Oligoceno terminal y su colisión con los márgenes suribérico y norteafricano, bajo una convergencia de dirección N-S entre las placas de África y Eurasia. En el Tortoniense superior está dirección rota a NW-SE, que produce una intensa deformación de la región y la inversión de la cuenca durante el Plioceno y el Cuaternario (Martínez-García et al., 2013).

FIGURA 1. A. Esquema tectónico y distribución de terremotos en la región del Mar de Alborán (base de datos del IGN, 1960-2016) representados sobre el modelo batimétrico de la base de datos EMODNET Localización en el recuadro de la zona estudiada. B. Modelo de cizalla simple propuesto por Vegas (1992) para explicar la deformación distribuida de la región.

La actividad tectónica en la región se caracteriza

por ausencia de un límite de placas neto y por deformación distribuida (Stich et al., 2010) según un modelo de cizalla simple (Fig. 1B) definido por dos familias de fallas de desgarre sinestral NE-SW y dextral NW-SE (Vegas, 1992), a los que se superpone un segundo sistema de fallas de desgarre sinestral (NNE-SSW) que prácticamente atraviesa la cuenca entre Alhucemas en el margen africano y Adra en el margen suribérico (d’Acremont et al., 2014). La

sismicidad regional se caracteriza por un gran número de eventos de magnitud baja a moderada (<M5) (Fig. 1A). Si bien dos aéreas han sido afectadas por terremotos de alta magnitud: la zona de Alhucemas ha sufrido 3 fuertes eventos sísmicos en los últimos 32 años (M6,0 en 1994, M6,3 en 2004 y M6,3 en 2016), y el entorno de Adra dónde tuvo lugar un terremoto de M6,1 en 1910. Las soluciones de los mecanismos focales de los terremotos varían desde fallas inversas, a fallas de desgarre y fallas normales (Stich et al., 2010).

Es necesario comprender el papel de la actividad tectónica sobre las características de la superficie de la cuenca, que tiene numerosos rasgos morfotectónicos como escarpes, elevaciones y depresiones rectilíneas (Ballesteros et al., 2008; Vázquez et al., 2008; Vázquez et al., 2014). El objetivo de esta contribución es caracterizar la geomorfología tectónica del sector nororiental de la cuenca del Mar de Alborán (Fig. 1) en relación con la actividad tectónica en el Cuaternario. METODOLOGÍA

El desarrollo de diversos proyectos en el Mar de Alborán a bordo de los buques B/O Vizconde de Eza (ALBORAN 1, 2, 3; 500 VIVIENDAS), B/O BIO Hesperides (SAGAS), B/O Sarmiento de Gamboa (SAGAS bis, MONTERA 0412), B/O Ángeles Alvariño (INDEMARES-Seco de Los Olivos_1013), ha permitido compilar datos batimétricos, obtenidos con las ecosondas multihaz 300, 3002 y 710 de Kongsberg, y de perfiles sísmicos de reflexión. Se ha construido un modelo digital batimétrico cuya resolución varía entre 5x5m (0-100m de profundidad) y 50x50m para profundidades >1000m (Fig. 2). Se ha utilizado el programa ArcGIS desktop para la recopilación batimétrica y el análisis geomorfológico. La interpretación tectónica de los perfiles sísmicos se ha realizado con el programa IHS Kingdom, para los saltos de falla se han tenido en cuenta los horizontes sísmicos definidos por Ercilla et al. (2015) y Juan et al. (2016). FISIOGRAFÍA DE LA CUENCA

Los márgenes continentales del Mar de Alborán

tienen una plataforma estrecha, 4-14km, que alcanza 20km en el promontorio del Cabo de Gata. Sus rasgos morfológicos más relevantes son los cuerpos deltaicos depositados frente a la desembocadura de los ríos principales y de 4 escarpes de dirección NW-SE que quiebran el borde de plataforma, cuya formación se ha relacionado tanto con la actividad de fallas NW- SE, como con el depósito de cuerpos progradantes de borde de plataforma en momentos de bajo nivel del mar. Estos

Con formato: Sangría: Primera línea: 0 cm

FIGURA1.A. Esquema tectónico y distribución de te-rremotos en la región del Mar de Alborán (base de datos del IGN, 1960-2016) representados sobre el modelo bati-métrico de la base de datos EMODNET Localización en el recuadro de la zona estudiada. B. Modelo de cizalla simple propuesto por Vegas (1992) para explicar la de-formación distribuida de la región

Laactividadtectónicaenlaregiónseca-racterizaporausenciadeun límitedeplacas

Palabras clave: Cuaternario,depresiones, escarpesde falla,geomorfología tectónica,MardeAlborán.

Abstract: Seafloor morphotectonic features on the NE Alboran Sea have been analyzed using a mosaic of multibeam bathymetry and a mesh of reflection seismic profiles. A geomorphologic analysis and their relationship with active and Quaternary tectonic structures has been realized. Morphotectonic features are: i) fault scarps; ii) elongated ridges corresponding to push-up compressive structures; iii) elongated smooth elevations interpreted as fold anticlines; iv) longitudinal depressions bounded by faults; v) rhombic depressions located in relay fault areas; vi) straight valleys, canyons and gullies, sometimes dissected; and vii) straight lines of slope changes. This morphotectonic scheme responds to the activity of three structural families: 1) NE-SW to ENE-WSW: comprises left-lateral strike slip faults with a secondary compressive component, the two flanks of the Alboran Ridge, the straight scarps and ridges that trace the La Serrata Fault, and a series of elongated bulges generated as fold anticlines in relation to blind thrusts are included; 2) NW-SE: consists of the Yussuf-Habibas corridor in the southern part of the basin, and straight scarps, lines of slope changes and valleys controlled by right-lateral strike slip faults in the northern; and 3) NNE-SSW: is a system of penetrative left-lateral strike slip faults that produce at least 5 morphological lineaments constituted by fault scarps, longitudinal and rhombic depressions, these structures offsets the Alboran Ridge and the Motril Marginal Shelf.

Key words: Alboran Sea, depressions, fault scarps, Quaternary, tectonic geomorphology.

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neto y por deformación distribuida (Stich et al.,2010)segúnunmodelodecizallasimple(Fig. 1B) definido por dos familias de fallasde desgarre sinestralNE-SW y dextralNW-SE(Vegas,1992),a losquesesuperponeunsegundosistemadefallasdedesgarresinestral(NNE-SSW) que prácticamente atraviesa lacuencaentreAlhucemasenelmargenafricanoyAdraenelmargensuribérico(d’Acremontet al.,2014).Lasismicidadregionalsecaracteri-zaporungrannúmerodeeventosdemagnitudbajaamoderada(<M5)(Fig.1A).Sibiendosaéreas han sido afectadas por terremotos dealtamagnitud:lazonadeAlhucemashasufri-do3fuerteseventossísmicosenlosúltimos32años(M6,0en1994,M6,3en2004yM6,3en2016),yelentornodeAdradóndetuvolugarunterremotodeM6,1en1910.Lassolucionesde losmecanismos focalesde los terremotosvaríandesdefallasinversas,afallasdedesga-rreyfallasnormales(Stichet al.,2010).

Esnecesariocomprenderelpapeldelaac-tividadtectónicasobrelascaracterísticasdelasuperficiede lacuenca,que tienenumerososrasgosmorfotectónicoscomoescarpes,eleva-ciones y depresiones rectilíneas (Ballesteroset al., 2008;Vázquez et al., 2008;Vázquezet al.,2014).ElobjetivodeestacontribuciónescaracterizarlageomorfologíatectónicadelsectornororientaldelacuencadelMardeAl-borán(Fig.1)enrelaciónconlaactividadtec-tónicaenelCuaternario.

METODOLOGÍA

El desarrollo de diversos proyectos en elMar deAlborán a bordo de los buques B/OVizconde de Eza (ALBORAN 1, 2, 3; 500VIVIENDAS), B/O BIO Hesperides (SA-GAS), B/O Sarmiento de Gamboa (SAGASbis,MONTERA0412),B/OÁngelesAlvariño(INDEMARES-SecodeLosOlivos_1013),hapermitidocompilardatosbatimétricos,obteni-dos con las ecosondasmultihaz300, 3002y710deKongsberg,ydeperfiles sísmicosde

reflexión.Sehaconstruidounmodelodigitalbatimétricocuyaresoluciónvaríaentre5x5m(0-100mdeprofundidad)y50x50mparapro-fundidades>1000m(Fig.2).SehautilizadoelprogramaArcGIS desktopparalarecopilaciónbatimétrica y el análisis geomorfológico. Lainterpretación tectónicade losperfilessísmi-cosseharealizadoconelprogramaIHS King-dom,paralossaltosdefallasehantenidoencuenta los horizontes sísmicos definidos porErcillaet al. (2015)yJuanet al.(2016).


cuerpos condicionan las características del talud superior que se extiende entre el borde de plataforma hasta 160-300m de profundidad, con pendiente de 7-14º y pequeña anchura (1-1,5km).

FIGURA 2. A. Fábrica morfotectónica cartografiada sobre un mapa de sombras del relieve de la compilación batimétrica utilizada. Se muestra la localización de las figuras de perfiles sísmicos. B. Mapa de pendientes de la zona de estudio.

A partir de este segmento, la geometría del talud es muy variable, depende de la influencia de los procesos sedimentarios y la interferencia con rasgos estructurales, de forma que su anchura varía desde 20km, cuando el perfil del talud es sencillo, hasta 120km en perfiles escalonados. Los procesos sedimentarios longitudinales asociados a corrientes de fondo generan depósitos entre 250 y 700m de profundidad en los que la pendiente llega a tener 1º (frente a la costa E de Málaga); mientras que los procesos transversales en relación con la erosión de cárcavas y cañones producen un perfil cóncavo, dónde la pendiente disminuye con la profundidad desde 6º hasta 1º, así frente a la costa entre Cabo Sacratif y Adra el talud es cóncavo entre 300 y 700m de profundidad y tiene depósitos de abanico hasta 900m. El control estructural esta ejercido por montes submarinos que rompen el perfil del talud y, por superficies de fondo plano situadas en

posición intratalud. En el margen N destaca la Plataforma Marginal de Motril (PMM, 900-950 m de profundidad), y en el margen S la Plataforma Marginal de Moulouya (950m de profundidad) y la Cuenca Meridional de Alborán (1100-1200m de profundidad). Su origen está relacionado con la inversión de estructuras en el interior de la cuenca y la presencia de altos morfológicos. El talud inferior termina a diferentes profundidades (1400-1800m), bien en transición o bien de forma abrupta, sobre superficies relativamente planas consideradas como la unidad de fondo de cuenca. Esta unidad está constituida por las cuencas Occidental, Oriental y Surco Central de Alborán. La superficie basal de la Cuenca Occidental está inclinada hacia el S y hacia el E; mientras que en la Cuenca Oriental, esta superficie es prácticamente plana, suavemente inclinada al E hacia la Cuenca Surbalear.

Los montes submarinos se localizan en el talud y en el fondo de la cuenca, tienen geometría alargada o en cresta, cónica y cónica truncada. Los montes alargados tienen orientación NE-SW a E-W y en algún caso NW-SE o N-S, la Dorsal de Alborán (DA) y el Banco de Xauén son los principales relieves de este grupo y su cima es tabular. Los montes de forma cónica no tienen una tendencia en su distribución excepto los montes de Djibouti que están alineados según una orientación NW-SE. Su origen está relacionado con edificios volcánicos y/o altos del basamento, pliegues o diapiros (Vázquez et al., 2015). MORFOTECTÓNICA

La zona estudiada comprende de N a S las unidades fisiográficas de plataforma, talud, PMM flanqueada al W por los montes de Djibouti y al E por la Dorsal de Adra, Surco Central de Alborán y estribaciones de las cuencas Occidental y Oriental, y por último Dorsal de Alborán y Cuenca Meridional. Se han definido 7 rasgos morfológicos en relación con estructuras tectónicas.

i) Se han localizado numerosos escarpes rectilíneos de diversa dirección (N30, N55-80, N130, N165 y N-S) asociados con fallas, que tienen una longitud modal de 5-10km y máximo de 100km, y pendiente modal de 3-7º (Figs. 2 y 3). Los escarpes de orientación N30 se han diferenciado entre el Banco de Avempace y Almería en relación con fallas de desgarre sinestral con componente secundaria normal o inversa. Así al SSW del Banco de Chella (BCh) se ha localizado un escarpe generado por una falla normal que desplaza 26 ms (~20 m) las unidades del Pleistoceno superior – Holoceno, y se une hacia el SW con el alineamiento morfológico ocasionado por la Falla de La Serrata. Entre los escarpes de orientación N55-80 destacan los dos

FIGURA 2. A. Fábrica morfotectónica cartografiada sobre un mapa de sombras del relieve de la compilación batimétrica utilizada. Se muestra la localización de las figuras de perfiles sísmicos. B. Mapa de pendientes de la zona de estudio

FISIOGRAFÍA DE LA CUENCA

LosmárgenescontinentalesdelMardeAl-borántienenunaplataformaestrecha,4-14km,quealcanza20kmenelpromontoriodelCabode Gata. Sus rasgos morfológicos más rele-vantes son los cuerpos deltaicos depositados

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frentea ladesembocadurade losríosprinci-palesyde4escarpesdedirecciónNW-SEquequiebranelbordedeplataforma,cuyaforma-ciónseharelacionado tantocon laactividadde fallas NW-SE, como con el depósito decuerpos progradantes de borde de platafor-maenmomentosdebajoniveldelmar.Estoscuerposcondicionanlascaracterísticasdelta-ludsuperiorqueseextiendeentreelbordedeplataformahasta160-300mdeprofundidad,con pendiente de 7-14º y pequeña anchura(1-1,5km).

Apartirdeestesegmento,lageometríadeltaludesmuyvariable,dependedelainfluenciadelosprocesossedimentariosylainterferen-ciaconrasgosestructurales,deformaquesuanchura varía desde 20 km, cuando el perfildel talud es sencillo, hasta 120 km en perfi-les escalonados. Los procesos sedimentarioslongitudinalesasociadosacorrientesdefondogenerandepósitosentre250y700mdepro-fundidadenlosquelapendientellegaatener1º (frente a la costaE deMálaga);mientrasquelosprocesostransversalesenrelaciónconlaerosióndecárcavasycañonesproducenunperfilcóncavo,dóndelapendientedisminuyeconlaprofundidaddesde6ºhasta1º,asífrentealacostaentreCaboSacratifyAdraeltaludescóncavoentre300y700mdeprofundidadytienedepósitosdeabanicohasta900m.Elcontrol estructural esta ejercido por montessubmarinosque rompenelperfildel taludy,porsuperficiesdefondoplanosituadasenpo-sición intratalud. En elmargenN destaca laPlataformaMarginal deMotril (PMM, 900-950mdeprofundidad),y enelmargenS laPlataformaMarginaldeMoulouya(950mdeprofundidad)ylaCuencaMeridionaldeAlbo-rán(1100-1200mdeprofundidad).Suorigenestárelacionadoconlainversióndeestructu-rasenelinteriordelacuencaylapresenciadealtosmorfológicos.Eltaludinferiorterminaadiferentesprofundidades(1400-1800m),bienen transiciónobiende formaabrupta, sobre

superficiesrelativamenteplanasconsideradascomolaunidaddefondodecuenca.Estauni-dadestáconstituidaporlascuencasOcciden-tal,Oriental ySurcoCentral deAlborán.LasuperficiebasaldelaCuencaOccidentalestáinclinadahaciaelSyhaciaelE;mientrasqueenlaCuencaOriental,estasuperficieesprác-ticamente plana, suavemente inclinada al EhacialaCuencaSurbalear.

Losmontessubmarinosselocalizaneneltaludyenelfondodelacuenca,tienengeo-metría alargada o en cresta, cónica y cónicatruncada.Losmontesalargadostienenorien-taciónNE-SWaE-WyenalgúncasoNW-SEoN-S,laDorsaldeAlborán(DA)yelBancodeXauénsonlosprincipalesrelievesdeestegrupoysucimaestabular.Losmontesdefor-macónicanotienenunatendenciaensudis-tribuciónexceptolosmontesdeDjiboutiqueestán alineados según una orientación NW-SE. Su origen está relacionado con edificiosvolcánicosy/oaltosdelbasamento,plieguesodiapiros(Vázquezet al.,2015).

MORFOTECTÓNICA

LazonaestudiadacomprendedeNaSlasunidades fisiográficas de plataforma, talud,PMMflanqueadaalWporlosmontesdeDji-boutiyalEporlaDorsaldeAdra,SurcoCen-traldeAlborányestribacionesdelascuencasOccidentalyOriental,yporúltimoDorsaldeAlborányCuencaMeridional.Sehandefinido7rasgosmorfológicosenrelaciónconestruc-turastectónicas.

i) Se han localizado numerosos escarpesrectilíneos de diversa dirección (N30, N55-80,N130,N165yN-S) asociados con fallas,que tienen una longitudmodal de 5-10 kmymáximode100km,ypendientemodalde3-7º(Figs.2y3).LosescarpesdeorientaciónN30sehandiferenciadoentreelBancodeAvempa-ceyAlmeríaenrelaciónconfallasdedesgarresinestralconcomponentesecundarianormalo

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inversa.AsíalSSWdelBancodeChella(BCh)seha localizadounescarpegeneradoporunafalla normal quedesplaza26ms (~20m) lasunidades del Pleistoceno superior – Holoce-no,yseunehaciaelSWconelalineamientomorfológicoocasionadoporlaFalladeLaSe-rrata.EntrelosescarpesdeorientaciónN55-80destacanlosdosflancosdelaDA(Fig.3B),elNWtienedirecciónN80,~50kmdelongitud,esmenosabrupto(2,5-22°),tieneunacuencaintrataludymayordesnivel,subaseselocalizaa1400-1700mdeprofundidadyesarqueada;mientrasqueelSEtienedirecciónN65y100kmdelongitud,esmásabrupto(4-24º)yrecti-líneoysubaseseencuentraa1060-1160mdeprofundidad.DosescarpesdeorientaciónN55y20kmdelongitudselocalizanalEySEdelBChyestánasociadosalaFalladeLaSerrata(Fig.3C).LosescarpesN55-80estánasociados

a fallasdedesgarre sinestral concomponenteinversa.Los escarpes de orientaciónN130 selocalizan al NW del BCh, están relacionadascon la Falla deAdra y, corresponden a fallasdedesgarredextralconcomponentesecundarianormaloinversaysaltosdefalladehasta14ms(~10m).LosescarpesdedirecciónN165seconcentranenuncorredordetendenciaNNE-SSWlocalizadoalWdelBCh,alcanzan15ms(~11m) de salto y están generadas por fallasnormales,yenalgúncasoporfallas inversas.PorúltimolosescarpesdeorientaciónN-SsonfrecuentesenlaCuencadeMotrilyenelDriftcontorníticodeChellaconlongitudesmenoresalamedia(2-5km).

ii) Crestas estrechas y alargadas (N30-55) con 8-20 km de longitud, 0,5-3 km deanchura,pendientesdehasta8ºydesniveles


flancos de la DA (Fig. 3B), el NW tiene dirección N80, ~50km de longitud, es menos abrupto (2,5-22°), tiene

FIGURA 3. Ejemplo de estructuras tectónicas con actividad en el Cuaternario que afectan a la superficie del fondo, ver la Figura 2B para la posición de los perfiles. A. Pliegues relacionados con cabalgamientos; B. Flanco septentrional de la Dorsal de Alborán; C. Escarpe y alto morfológico relacionados con la falla de La Serrata; D. Escarpes y depresiones asociados a las fallas NNE-SSW en la Plataforma Marginal de Motril; E. Lineas de cambio de pendiente relacionados con la Falla de Adra; F. Cresta compresiva asociada a la Falla de La Serrata. Leyenda: M, Base del Plioceno; LPR, Reflector del Plioceno Inferior; BQ, Base del Cuaternario; MPR, Reflector de la Base del Pleistoceno Medio; RM, Reflector Múltiple. una cuenca intratalud y mayor desnivel, su base se localiza a 1400-1700 m de profundidad y es arqueada; mientras que el SE tiene dirección N65 y 100 km de longitud, es más abrupto (4-24º) y rectilíneo y su base se encuentra a 1060-1160 m de profundidad. Dos escarpes de orientación N55 y 20 km de longitud se localizan al E y SE del BCh y están asociados a la Falla de La Serrata (Fig. 3C). Los escarpes N55-80 están asociados a fallas de desgarre sinestral con componente inversa. Los escarpes de orientación N130 se localizan al NW del BCh, están relacionadas con la Falla de Adra y, corresponden a fallas de desgarre dextral con componente secundaria normal o inversa y saltos de falla de hasta 14 ms (~10m). Los escarpes de dirección N165 se concentran en un corredor de tendencia NNE-SSW localizado al W del BCh, alcanzan 15 ms (~11m) de salto y están generadas por fallas normales, y en algún caso por fallas inversas. Por último los escarpes de orientación N-S son frecuentes en la Cuenca de Motril y en el Drift contornítico de Chella con longitudes menores a la media (2-5km).

ii) Crestas estrechas y alargadas (N30-55) con 8-20km de longitud, 0,5-3km de anchura, pendientes de hasta 8º y desniveles asociados de hasta 100m. Se han localizado tres crestas (N55) al SE del BCh (Fig. 3F) en posición intratalud formando parte de la alineación

morfológica de la Falla de La Serrata (Gràcia et al., 2006), y otras dos (N30) al W del segmento nororiental de la DA, la occidental marca la traza de la Falla de Al Idrissi (Martínez-García et al., 2013). Se interpretan como estructuras push-up compresivas en relación con fallas de desgarre sinestral, su estructura superficial corresponde a fallas inversas con desplazamientos de hasta 16 ms de las unidades recientes.

iii) Cuatro suaves elevaciones alargadas (N50-60) se localizan al W del BCh (Fig. 3A); tienen 15-20 km de longitud, y 30-80 m de relieve. Las pendientes de los flancos septentrionales son mayores (2,5-4,5º) que la de los meridionales que se aproximan a la pendiente media del talud. Su estructura interna está controlada por dos fallas inversas, que producen desplazamientos de hasta 9ms (~7m) de las unidades del Pleistoceno superior-Holoceno. Se interpretan como anticlinales asociados a cabalgamientos ciegos que afectan a las unidades del Cuaternario.

iv) Depresiones rectilíneas longitudinales limitadas por escarpes de falla (N30, N-S, N165 y N130) (Figs. 2 y 3D). Las depresiones de orientación N30 se focalizan en 5 alineaciones morfológicas situadas en la PMM, mientras que los otros tres grupos se localizan preferentemente a lo largo de un corredor de tendencia

FIGURA3.Ejemplo de estructuras tectónicas con actividad en el Cuaternario que afectan a la superficie del fondo, ver la Figura 2B para la posición de los perfiles. A. Pliegues relacionados con cabalgamientos; B. Flanco septentrional de la Dorsal de Alborán; C. Escarpe y alto morfológico relacionados con la falla de La Serrata; D. Escarpes y depresiones asociados a las fallas NNE-SSW en la Plataforma Marginal de Motril; E. Lineas de cambio de pendiente relacionados con la Falla de Adra; F. Cresta compresiva asociada a la Falla de La Serrata. Leyenda: M, Base del Plioceno; LPR, Reflector del Plioceno Inferior; BQ, Base del Cuaternario; MPR, Reflector de la Base del Pleistoceno Medio; RM, Re-flector Múltiple

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asociadosdehasta100m.Sehanlocalizadotrescrestas(N55)alSEdelBCh(Fig.3F)enposiciónintrataludformandopartedelaali-neaciónmorfológicadelaFalladeLaSerrata(Gràciaet al.,2006),yotrasdos(N30)alWdel segmentonororientalde laDA, laocci-dentalmarcalatrazadelaFalladeAlIdrissi(Martínez-García et al., 2013). Se interpre-tan como estructuras push-up compresivasen relación con fallas de desgarre sinestral,suestructurasuperficialcorrespondeafallasinversascondesplazamientosdehasta16msdelasunidadesrecientes.

iii) Cuatro suaves elevaciones alargadas(N50-60)selocalizanalWdelBCh(Fig.3A);tienen 15-20 km de longitud, y 30-80m derelieve.Laspendientesdelosflancossepten-trionalessonmayores(2,5-4,5º)queladelosmeridionalesqueseaproximanalapendientemediadeltalud.Suestructurainternaestácon-troladapordosfallas inversas,queproducendesplazamientosdehasta9ms (~7m)de lasunidades del Pleistoceno superior-Holoceno.Se interpretan como anticlinales asociados acabalgamientosciegosqueafectana lasuni-dadesdelCuaternario.

iv) Depresiones rectilíneas longitudina-les limitadasporescarpesdefalla(N30,N-S,N165yN130)(Figs.2y3D).LasdepresionesdeorientaciónN30sefocalizanen5alineacio-nesmorfológicassituadasenlaPMM,mientrasquelosotrostresgruposselocalizanpreferen-tementealolargodeuncorredordetendenciaNNE-SSWde5kmdeanchurasituadoalWdelBCh.Tienen2,5-7kmdelongitud,1-2,5kmdeanchuray10-40mderelieve.Estánrelaciona-das tanto con fallas normales como inversas,losdosprimerosgruposconsaltosdefallade8-40ms(~6-30m)estángeneradasporcompo-nentesverticalesdefallasdedesgarresinestral;mientrasquelosotrosdosestáncontroladasporlacomponentevertical(5-16ms,~3-11m)defallasdedesgarredextral.

v)Depresionesdeformarómbica;sehanlocalizadoenlaPMMformandopartedelas5alineacionesmorfológicas(N30)menciona-daspreviamente,tienenlongitudesdehasta4kmyanchurasdehasta1,3km;sehaninter-pretadocomogeneradasenzonasderelevodefallasdedesgarressinestral(Fig.2).

vi)El taludestáatravesadoporcañonesycárcavassubmarinasrectilíneoscontendenciasNNW-SSEaN-SyNE-SW,ylongitudesinfe-rioresa20km,aexcepcióndelcañóndeAl-mería.Tienenunfuertecontroltectónicoensucabecera,sibiennose localizandirectamentesobrefallas.Enalgúncaso,comolascárcavasdelCampodeDaliastienengeometríaquebra-das,debidoaquesucursoestádisectadoporfallasdedesgarre(Fig.2)(Garcíaet al,2006).

vii)Sehanreconocidoenelmapadepen-dientesenelsectordeltaludcomprendidoen-treAdrayelBCh(Fig.2B)3líneasdecambiodependienterectilíneas(N130),enlasqueseproducenlevesdisminucionesdelapendiente(1-1,5º),que sehan interpretadocomo fallasen los perfiles sísmicos (Figs. 3E). De SWaNE, la primera tiene 22 km de longitud yestá dividida endos segmentos en relevo, lasegundatiene10kmdelongitud,ylatercera8km,sibienenlosdosúltimoscasoslases-tructurasestánparcialmenteobliteradasporeldesarrollodelDriftContorníticodeChella.Setratadefallasdedesgarredextralquenotie-nenunacomponenteverticalsecundariamar-cada,cuyasituaciónquedaenparteocultaporelgradientegeneraldeltaluduobliteradaporprocesossedimentarios.


Lafisiografíaylamorfologíadelacuencaestáncontroladasporlaevolucióndelsistemaorogénicobético-rifeño,desdeelTortoniensesuperiorsehaproducidoelbasculamientodelbasamento de losmárgenes hacia el interiorde lacuencaen relacióncon laelevaciónde

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lascordillerasadyacentes,lareduccióndesuanchura,lainversióndeestructurasensuinte-rior,incluyendolaelevacióndealtosmorfoló-gicosprevios tantodebasamento,comovol-cánicos,destacandolaelevacióndelaDorsaldeAlboráncomounrelievetectónicomedian-te plegamiento y fallas de desgarre sinestralENE-WSW con componente inversa (Martí-nez-Garcíaet al.,2013;Vázquezet al.,2015).

El análisis detallado de la geomorfologíasobreelmodelodigitalbatimétrico,juntoconlainterpretacióndelosperfilessísmicosdere-flexión,hapermitidodefinirlafábricamorfo-tectónica relacionadacon las estructuras tec-tónicasactivasa lo largodelCuaternario.Elesquemamorfotectónicoobtenidorespondealaactividaddetresfamiliasdeestructuras:1)NE-SW a ENE-WSW:incluyelosdosflancosdelaDorsaldeAlboran,juntoconlosescar-pesycrestaslinealesquemarcanlatrazadelaFalladeLaSerrata.Esta familiade fallas seinterpretacomofallasdedesgarresinestralylascrestaslinealescorrespondenaestructurascompresivasdesarrolladasenzonasderelevodeestasfallas.Aestafamiliapertenecentam-biénalgunassuaveselevacionesalargadasquese interpretancomoanticlinales relacionadoscon cabalgamientos ciegos en profundidad;2)NW-SE:constituidaporelcorredordeYus-suf-HabibasenlaparteSdelacuenca,yenlaparteNporescarpesyylíneasdecambiodependiente rectilíneas.Las estructuras de estafamilia se interpreta como fallasdedesgarredextral.3)NNE-SSW:correspondeaunsiste-madeescarpesdefalla,depresioneslinealesydepresiones congeometría rómbica, situadasestasenlossegmentosderelevodelasfallas.Estasfallasseinterpretancomodesgarressi-nestrales y su actividad reciente esmuy im-portante,dadoquecortanalaDAyafectanalaPlataformaMarginaldeMotril.

Las principales estructuras activas en lapartenortedelazonaestudiadaselocalizanen

elentornodelBChyenlaPMM.AlEdeestebanco, laFalladeLaSerrataes laestructuramásmarcada(Gràciaet al.,2006),setratadeundesgarresinestraldedirecciónNE-SWqueterminaalSSWdelbancoy,cuyaexpresiónenlasuperficiedelfondocorrespondeaescarpes,crestasinterpretadascomopush-up compresi-voslimitadosporfallasinversas,yotrosele-mentosmorfológicosalineados.AlWdeestebanco,eneltaludmedio,sehalocalizadounsistemaNW-SEdetresfallasdedesgarredex-tralqueincluyelaFalladeAdra(Gràciaet al.,2012).Estasfallasproducencambiosmenoresenlapendientedeltaludypequeñosescarpes.Entreestasfallashayotroselementosmorfo-lógicos similares de tendenciasNNW-SSEyN-Squeestánasociadasafallasinversas,anti-clinalesy,fallasnormales.EstaconfiguraciónseharelacionadoconeldesarrollodecizallasRyR’deRiedelenunsistemadedesgarresdextrales (Vázquez et al., 2014).Además sehanlocalizado4elevacionesconstituidasporplieguesanticlinalesdedirecciónNE-SWrela-cionadosconcabalgamientosciegosvergenteshaciaelNW(Comaset al.,1999;Vázquezet al.,2008)queasumenenparteladeformacióncompresiva regional y, deben continuar conlosdescritoshaciaelEenelCampodeDalías(Pedreraet al.,2015).EnlaPMMsedefinen5alineacionesmorfológicasinterpretadascomofallasdedesgarresinestraldedirecciónNNE-SSW.LaalineaciónorientalcorrespondealaprolongacióndelaFalladeAl-Idrissiydebeterminarenuncorredordealtadeformación,detendenciaNNE-SSWconstituidoporescar-pesdefallasnormaleseinversasdedirecciónN-S aNW-SE, localizado entre las fallas deAdrayLaSerrata;sugeometríasepuedeex-plicarcomounazonadecizallaen laque lafallaprincipalnoafectaalasuperficiedelfon-doycuyaexpresiónsuperficialesmodificadapor la interferencia ejercidapor lapendientedeltalud.

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La Dorsal de Alborán nororiental es laestructuramásrelevantede lapartemeridio-nalde lazonaconsiderada,está limitadaporescarpesdefallasdedesgarressinestralesdeorientaciónENE-WSW,elflanconorteesar-queadoyseenlazaconlafalladextralNW-SEdeYussuf–Habibasytieneunaclaracompo-nenteinversadevergenciaN.EllímiteoestedeladorsalcorrespondeaunaseriedecrestasNNE-SSW compresivas relacionadas con laFalladeAlIdrissi.

AGRADECIMIENTOS

Contribución al proyecto MOWER(CTM2012-39599-C03-02) y a los gruposRNM328delaJuntadeAndalucíayGMCdelaGeneralitatdeCatalunya.PartedelosdatosfueronproporcionadosporlaSecretariaGene-raldePescaMarítima(MAGRAMA).

REFERENCIAS

Ballesteros,M., Rivera, J.,Muñoz,A. et al.2008.AlboranBasin,SouthernSpain.PartII:Neogenetectonicsimplicationsfortheorogenic floatmodel.Marine and Petro-leum Geology,25,75-101.

Comas,M.C., Platt, J.P., Soto, J.I. &Watts,A.B.1999.Theoriginandtectonichistoryof theAlboran Basin: insights from Leg161 results. InZahn,R.,Comas,M.C.,yKlaus,A. (Eds.),Proceeding Ocean Dri-lling Program, Scientific Results, 161,555-580.

Ercilla,G., Juan,C.,Hernández-Molina,F.J.et al. 2015. Significance of bottom cu-rrents in deep-sea morphodynamics: anexample from the Alboran Sea. Marine Geology, http://dx.doi.org/10.1016/j.mar-geo.2015.09.007

Estrada, F., Ercilla, G. y Alonso, B. 1997.Pliocene-Quaternary tectonic-sedimen-taryevolutionoftheNEAlboranSea(SWMediterraneanSea).Tectonophysics,282,423-442.

EMODnet portal - http://www.emodnet-hy-drography.eu

García,M.,Alonso,B.,Ercilla,G.yGràcia,E., 2006.The tributaryvalley systemsofthe Almería Canyon (Alboran Sea, SWMediterranean): sedimentaryarchitecture.Marine Geology,226(3–4),207–223.

Gràcia,E.,Pallàs,R.,Soto,J.I.et al.2006.Ac-tive faulting offshore SE Spain (AlboranSea): Implications for earthquake hazardassessment in the Southern IberianMar-gin.Earth Planet. Sci. Lett.,241,734–749.

Gràcia,E.,Bartolome,R.,LoIacono,C.et al.2012.AcousticandseismicimagingoftheAdraFault(NEAlboranSea)insearchofthe source of the 1910Adra earthquake,Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 12, 3255-3267,doi:10.5194/nhess-12-3255-2012.

IGN.Bases de datos sísmicas.http://www.ign.es/ign/layout/sismo.do

Juan,C.,Ercilla,G.,Hernández-Molina,F.J.et al. 2016.Seismicevidenceofcurrent-con-trolled sedimentation in theAlboran Seaduring the Pliocene and Quaternary: Pa-laeoceanographic implications. Marine Geology,http://dx.doi.org/10.1016/ j.mar-geo.2016.01.006.

Martínez-García,P.,Comas,M.,Soto,J.I.,Lo-nergan,L.yWatts,A.B.2013.Strike-sliptectonicsandbasin inversion in theWes-tern Mediterranean: the Post-Messinianevolution of theAlboran Sea.Basin Re-search25,1–27,doi:10.1111/bre.12005.

Pedrera,A.,Marín-Lechado,C.,Galindo-Zal-dívar, J. y Lobo, F.J. 2015. Smooth foldsfavoringgypsumprecipitationintheMessi-nianPonientemarginalbasin(WesternMe-diterranean).Tectonophysics,663,48-61.

Stich,D.,Martíın,R.yMorales,J.2010.Mo-menttensorinversionforIberia–Maghrebearthquakes 2005-2008. Tectonophysics,483,390–398.

Vázquez,J.T.,Vegas,R.yMedialdea,T.2008.Estructurasrecientesdedeformaciónenelmargen continental del mar de Alborán

595




success story


(Sector Benalmádena-Adra). Geo-Temas, 10,595-598.

Vázquez, J.T., Estrada, F., Vegas, R. et al.2014. Quaternary tectonics influence onthe Adra continental slope morphology(NorthernAlboran Sea). In: Álvarez-Go-mez, J.A. & Martín-González, F. (eds.)Una aproximación multidisciplinar al es-tudio de las fallas activas, los terremotos y el riesgo sísmico,89-92.

Vázquez, J.T., Alonso, B. Fernández-Puga,M.C.et al.2015.SeamountsalongtheIbe-riancontinentalmargins.Boletín Geológi-co y Minero,126(2-3),483-514.

Vegas,R.1992.SobreeltipodedeformacióndistribuidaenelcontactoentreÁfricaylaPenínsula Ibérica.Física de la Tierra, 4,41-56.

geomorfologia.es · 531 xiv reunión nacional de geomorfología. málaga 2016xiv 1 innovación en...

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