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1. INTRODUCCINDesde finales de los sesenta el estudio de la evolucin del niveldel mar ha tomado un renovado inters a causa de las hipte-sis sobre el recalentamiento atmosfrico, debido al efecto in-vernadero provocado por el incremento del CO2 y otros gasesen la atmsfera, que tericamente ha implicado un aumentodel nivel del mar, y que puede tener como consecuencia la ocu-pacin de las zonas bajas litorales, el incremento de la erosincostera, inundaciones causadas por temporales y la amenazaa los ecosistemas palustres. El litoral de la Pennsula Ibrica

no es una excepcin y corre riesgos ante la elevacin del nivelmedio del mar, cualquiera que sea su causa, y sobre todo ensus costas bajas que suponen la mitad del frente litoral ydonde se concentra un tercio de la poblacin, que han sidoelegidas para asentar la industria, y no solo la turstica, y queconservan gran importancia agrcola. La elevacin del niveldel mar supondra la ocupacin por parte de sus aguas de unaamplia superficie que se detraera de la oferta actual; ademsde las amenazas a infraestructuras del transporte, incluyendolas instalaciones portuarias que veran afectada la estabilidadde sus obras de abrigo y modificadas sus condiciones geomtri-cas de atraque; a zonas industriales y agrcolas y a ncleos ur-banos asentados; con descensos en los ingresos y fuertes inver-siones para la defensa de las instalaciones existentes, cuandono para su traslado a reas libres de riesgo. A la ocupacin delas planas litorales por las aguas hay que sumar un incre-mento en el proceso erosivo de nuestras costas, tanto bajascomo altas. En el primer caso al retroceso de la lnea de costase aade un incremento de la energa de abordaje, modifi-

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JOS JAVIER DEZ (*) Y PEDRO FERNNDEZ (**)

RESUMEN: Desde la Pequea Edad del Hielo, donde las reas de ocurrencia de los mnimos presentan diferencias depen-diendo donde se localicen las zonas estudiadas, el planeta ha experimentado cambios globales, en los que las variacionestrmicas no son las nicas. En la evolucin ciclo-estocstica del cambio, la tendencia ha sufrido cambios importantes en suintensidad, considerndose ascendente desde el ltimo cuarto del siglo XIX. La idea de que este cambio tiene un origen an-tropognico se viene desarrollando desde la reunin del Club de Roma en 1970, aunque ya oceangrafos e ingenieros decostas, como los doctores Roger Revelle y Per Bruun la habian puesto de manifiesto. Los primeros trabajos del Dr. Revellesobre el ciclo del carbono sugeran que los ocanos no podran absorber todo el dioxide de carbono liberado a partir de laquema de combustibles fsiles. Dr. Revelle facilito las primeras series de medidas continuas del dixido de carbono atmos-frico, que han permitido las presentes discusiones y estudios sobre cambio climtico (N.A.S., 2004). Revelle y Bruun(1962) fueron conscientes de que el cambio haba comenzado, sin olvidar las ideas previas de Svante A. Arrhenius. Estecambio global provoca una subida relativa del nivel medio del mar de consecuencias directas sobre la costa evidentes, sinotambin sobre otras variables presentes en la dinmica litoral, en concreto en el oleaje, tormentas, mareas meteorolgicas,y sinergias que concurren con otros aspectos climticos relacionados con el mismo cambio, como pueden ser la intensidad ylocalizacin de los ciclones, o las oscilaciones atmosfricas presentes en los ocanos Atlntico y Pacfico respectivamente.

COASTAL FLOODIBILITY ABSTRACT: Since the Little Ice Age, which minimum has different occurrences depending on the study of the Nature area,the planet has been experimenting a global change, whose thermal manifestation is not the least. In the cycle-stochasticevolution of that change, the tendency has suffered several changes in its intensity and it is considered to be progressivelyincreasing since the last quarter of the 19th century. The idea that this increase has an anthropogenic origin has developedsince the Roma Club meeting in 1970, even if years before oceanographers and coastal engineers, as Dr. Roger Revelle andDr. Per Bruun. Revelles early work on the carbon cycle suggested that the sea could not absorb all the carbon dioxidereleased from burning fossil fuels. He facilitated the first continual measurements of atmospheric carbon dioxide, leading toa long-term record that makes present-day discussions and research on global warming possible and very valuable (N. A.S., 2004) . Revelle and Bruun (1962) had realized that the change had begun, without forgetting the previous idea fromSvante A. Arrhenius. This global change provokes a relative sea level rise that not only has direct effects over the coast butalso through the other changes in the variables involved in the littoral dynamic, specifically the waves, storm andbarometric surge, and the synergies that concur with other climatic aspects from the same change, like the intensity andlocation and evolution of the cyclones or the Atlantic or Pacific Oscillation.

(*) Catedrtico. Puertos y Costas. Departamento Ingenera Civil. Ordenacindel Territorio, Urbanismo y Medio Ambiente. ETS Ingenieros de Caminos, Cana-les y Puertos. Universidad Politcnica de Madrid.(**) Catedrtico. Subdirector del Departamento. Puertos y Costas. DepartamentoIngenera Civil. Ordenacin del Territorio, Urbanismo y Medio Ambiente. ETS Inge-nieros de Caminos, Canales y Puertos. Universidad Politcnica de Madrid.

Palabras clave: Inundacin, costas bajas.

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cacin del perfil de equilibrio y prdida de material sedimen-tario en su materializacin; esta erosin se acumula a la ac-tualmente existente y generalizada a todo el litoral, impli-cando un aumento en las inversiones para defensa yregeneracin de la costa. En el caso de las costas altas suponeel incremento de la energa de abordaje al cantil, pudindoseacelerar los procesos de recesin de estas costas conceptuadasde por s como erosivas, e implicar la confinacin de impor-tantes volmenes de arenas que actualmente y bajo condi-ciones especiales del oleaje, aunque depositadas al pie de loscantiles, pueden ser incorporadas a la corriente general deltransporte slido litoral. El ascenso del nivel medio del mar -con el consecuente retroceso de la lnea de costa, la variacindel perfil transversal de equilibrio y el aumento de la energade abordaje del oleaje tiene tambin como consecuencia laampliacin de las reas de inundacin por causa de los tem-porales, efecto que puede verse agravado por la dificultad deevacuacin de las aguas en cauces y sistemas de alcantaril-lado al ascender su nivel base de desage. Un ltimo aspectoes la salinizacin del fretico por intrusin marina, y la de lasaguas en los ecosistemas hmedos litorales que actualmenteson un sistema de agua dulce, as como la posible prdida delas barras que los aslan, en general, del medio marino.

El nivel medio del mar, parmetro correspondiente a unadeterminada situacin en el tiempo y en el espacio y a un es-tado del mar concreto, evoluciona a corto y largo plazos den-tro de un "momento" geolgico dado. La actual sensibilizacina los riesgos ambientales ha amplificado la significacin delos problemas causados por su variacin o concomitantes conella. Conviene explicitar que se trata de un concepto relativoen el que juegan los movimientos de los ocanos y de lacorteza de modo que existe una dificultad insalvable por elmomento para determinar las magnitudes absolutas en quese modifican las cotas respectivas con la necesaria precisin.Por dos conjuntos de razones: por la concomitancia con que sepresentan varios tipos de fenmenos que inciden en aqullasy por la variabilidad espacial y temporal de tales fenmenos.

2. VARIACIONES DE LARGO PLAZO

La correlacin entre los cambios climticos y las variacionesdel nivel del mar puede darse por obvia y por probada, perola interferencia de otros procesos que afectan ms o menos lo-calmente al nivel relativo del mar, dificulta extraordinaria-mente el establecerla. Hay acuerdo general en que el ltimomnimo glacial se produjo con una temperatura media plane-taria de unos 5C menos que en la actualidad; y que el mx-imo interglaciar, hace unos 5000 aos, lo hizo con slo 1Cms. En el primer caso las diferencias se consideran sufi-cientes para producir cambios del nivel derivados del eusta-tismo por la congelacin o fusin de las aguas del mar y, enconsecuencia, de los fenmenos ligados, como la subsidenciaglaciar. En el segundo la diferencia es menor y adquierenmayor relevancia los cambios volumtricos trmicos. En elprimero, y a pesar de la magnitud de los fenmenos eustti-cos, el plazo permite un cierto enmascaramiento por otrosfenmenos isostticos y tectnicos, mientras en el segundo in-terfieren incluso las subsidencias diferidas -glacial y sedi-mentaria-. Por ello se recogen datos muy variables para lasvariaciones del nivel, segn lugares e investigadores; entrelos 90 y 130 metros en el primer caso, y entre los 2 y 7 metrosen el segundo. Desde hace 5000 aos la idea general es queha estado oscilando entre los 3 metros por encima y por de-bajo del nivel actual, aunque los datos son muy dispares enfuncin de las circunstancias locales.

2.1 EUSTASIALa primera definicin de eustasia se refiere a los desplaza-mientos verticales globales y simultneos en la superficiedel mar, o cambios en el nivel del mar y hace abstraccin delas causas. El carcter de universalidad (globalidad y simul-taneidad) se mantiene, pero poco se discierne sobre los fac-tores concurrentes, hasta que Lisitzin (1974) seala losplegamientos de fondos marinos y los sedimentos en ellos(que afectan a la capacidad de la cuenca), y a la fusin netade masas de hielo (que afectan al volumen contenido) comofactores definidores de un nivel medio resultante, determi-nante de la lnea de costa. Pero Peltier (1989) sigueatribuyendo los cambios eustticos a los del volumen deaguas ocenicas, si bien incorpora las variaciones esfricas,esto es, derivadas de la expansin/contraccin trmica de lasaguas. Sin embargo otros autores incluyeron en ellos los quederivaban de los cambios geodiales que, a su vez, se deben alos gravitacionales, a las del eje de rotacin y a los de dis-tribucin de masas (a su vez influidos por las variacionesglacioeustticas e isostsicas y a las tectoeustticas).Aunque no todos los autores admiten tal complejidad en elfenmeno eusttico propiamente dicho, el problema funda-mental estriba en discernirlo del resto de los dems antesexpuestos, de ah la actual globalizacin en el mismo de lostrminos glacioeusttico, tectonoesttico y de eustasiageoidal, sedimentaria y tasoclnica (en sus trminos ter-moeusttico y haloeusttica) (Paskoff, 1985).

2.2 CAMBIO CLIMTICOLos factores climticos slo tienen efecto a un cierto plazosobre los niveles del mar, pero al medio y al largo lo hanmodificado en decenas y centenas de metros. Sin embargosus cambios eustticos son muy difciles de precisar por lainterferencia con otros, consolidativos, isostticos y tectni-cos y, en cualquier caso, est admitida la imposibilidad deestablecer para el actual perodo postglaciar una secuencia yunas curvas nicas para todo el mundo, por la diversidad enlos otros cambios sufridos. Aun cuando en el tempo ge-olgico las variaciones de nivel producidas por estos factorestienen una componente peridica que se manifiesta tambina largo plazo, a corto y medio plazo pueden presentarse conun cariz tendencial como el de la reciente elevacin queparece haberse acentuado en las ltimas dcadas. Existeuna serie de dificultades que impiden alcanzar conclusionesprecisas sobre la tasa de variacin del nivel del mar porcausas climticas, debidas a la desigual distribucin geogr-fica de maregrafos, al tratamiento estadstico y forma dedeterminacin de los promedios, a la interferencia de losmovimientos isostsicos y tectnicos, etc. Adems de las ten-dencias tectnicas a largo plazo y de los ajustes isostsicos yeustsicos a medio y largo plazos, hay una serie de efectossobre el nivel del mar a ms corto plazo. Un efecto estricta-mente antropognico es la retirada de fluidos del subsuelo,ya sean estos agua o hidrocarburos. La eliminacin depetrleo y gas natural de los campos bajo Long Beach, Cali-fornia, ha provocado unas tasas relativas de subida del niveldel mar anormalmente elevadas en la lnea de costa del reamencionada (Emery y Aubrey, 1991).

El cambio climtico a corto plazo (dentro del tempoplanetario) tambin tiene un impacto que ocasiona cambiostemporales, y a veces ms permanentes, en los niveles demares locales. Tnganse presentes las descripciones de losacontecimientos relacionados con las variaciones climticasdebidas a los cambios de presin del aire registradas comoSOI (Southern Oscilation Index) en el Pacfico, no siempre

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bien relacionadas en la bibliografa con el fenmeno ENSO(El Nio-Oscilacin Sur), y que, bien que por razn de otrosprocesos y pulsiones concomitantes, afectan a muchos otroslugares del planeta. Otras fluctuaciones del nivel del marocurren en conjuncin con cambios en los vientos locales,cambios en la densidad del agua y cambios en las corrientesocenicas. Todos estos son factores importantes en un sis-tema climtico acoplado ocano-atmsfera. A cada situacinclimtica le corresponde, por otra parte, una cierta actividadatmosfrica, ocenica y meteorolgica que, en ltima instan-cia, se traduce en determinadas acciones morfogenticas so-bre los continentes y, especialmente, sobre sus mrgeneslitorales, que pueden afectar a las referencias en la determi-nacin de los niveles. Todo lo cual hace muy imprecisas lascorrelaciones y, si bien los registros disponibles (de los dosltimos siglos) y otras referencias histricas (del hemisferionorte exclusivamente) se han estado utilizando profusa-mente para justificar evoluciones y prospecciones alar-mantes, hoy se impone un gran escepticismo sobre la validezde todos estos datos para el uso que se les da: ni la distribu-cin espacial es suficientemente homognea entre amboshemisferios, ni en cada uno de ellos; ni las series temporalesson comparables ni, del todo, fiables; ni las situaciones geo-morfolgicas ni tectnicas estn suficientemente dis-cernidas.

En pocas recientes se ha observado un proceso de calen-tamiento global del planeta de tendencia secular al que se haligado con diferentes circunstancias concomitantes y, en par-ticular, con la acentuacin en el ltimo siglo del efecto inver-nadero. Tambin se ha detectado, por su parte, una elevacindel nivel medio del mar, como problema global planetario. Yse supone una fuerte ligazn entre los tres fenmenos. Cier-tamente es grande la dificultad intrnseca para conocer conbuena precisin los cambios climticos "menores" posterioresa la ltima glaciacin (y mucho mayor an para los de etapasanteriores) ms atrs de los ltimos 150-200 aos, porque noexisten datos instrumentales de ninguno o casi de susparmetros significativos, y porque las observaciones indirec-tas pierden significacin o precisin cuando se refieren atiempos prximos y a esos cambios menores; solo ciertasacotaciones y crnicas del pasado poseen virtualidad comple-mentaria por el momento para abordarlos, y necesitan obvia-mente depuracin y contraste mediante el adecuado anlisisdialctico en interrelacin con los dems factores histricos,exgenos y endgenos. Y sin embargo hay que vencer tal difi-cultad y profundizar en el conocimiento de los cambiosclimticos holocenos como fase previa necesaria para unacorrecta comprensin crtica de los cambios ms recientes,los de mayor componente antrpica, y para una ms rigurosaprospeccin hacia el futuro.

La actividad solar se sabe muy variable y, aunque elconocimiento que se tiene acerca de la misma es ciertamentepobre respecto del de otras cuestiones astronmicas, haymotivos para poder suponer que puedan explicar en algunamedida el actual proceso de calentamiento planetario, lo quepodra relativizar la trascendencia del efecto invernadero. Eltema por tanto no es trivial y, con independencia de que de-terminadas medidas -y no slo las tendentes a reducir lasemisiones de gases- tengan virtualidad en todo caso, exigeun mayor esfuerzo en el conocimiento de los cambiosclimticos histricos y prehistricos. Es especialmente deter-minante a este respecto la definicin de la escala temporalen el anlisis de los cambios, por cuanto que ella determinael alcance de sus posibles conclusiones; y puede encubrir o,por el contrario, magnificar ciertos cambios, ligndolos cues-tionablemente con causas o circunstancias slo en diferente

forma conectadas realmente con aqullos. Desde la ltimaglaciacin, situada hace entre 15.000 y 30.000 aos, el pro-ceso de calentamiento parece haber sido continuo y relativa-mente rpido hasta ms o menos generalizado el Neolticoen Eurasia, aunque algunos autores sostienen importantesfluctuaciones. Es conocido que el Paleoltico superior ter-mina, al menos, con una "larga y rpida marcha tras elreno" a causa de la retirada de los hielos. La bondadclimtica parece haber sido determinante en la aparicin delNeoltico en Anatolia hace 10.000-11.000 aos (Raban,1983). Desde hace unos 7.000-5.000 aos (segn los autores)el clima parece haberse estabilizado, aunque las alternan-cias en las invasiones de la Mesopotamia y aledaos, por lospueblos procedentes respectivamente del Cucaso y AsiaMenor, por una parte, y de la pennsula Arbiga, por la otra,deben estar relacionadas con correspondientes fluctuacionesclimticas. Dentro de la escasa variacin relativa del niveldel mar en tiempos histricos, la amplitud de la onda de re-gresin y posterior trasgresin iniciada en el siglo XV debitener especial importancia porque, aunque no se tienendatos de registro que lo demuestre fehacientemente, el de-scenso trmico debi ser de los ms intensos, si no el ms,desde la ltima glaciacin, si hemos de juzgar por las refer-encias literarias, pictricas y documentales. Se puede pre-sumir entonces que la onda trmica alcanz o super elgrado centgrado, lo que pudo significar una oscilacin en elnivel medio superior al estrictamente debido al efectovolumtrico de aproximadamente 3 metros (2-7, segn au-tores y lugares).

Tras el que se conoce como episodio "pequeo ptimoclimtico", en el que se requirieron diques en los Pases Ba-jos para protegerse contra lo que sin duda constituy unatrasgresin marina, los historiadores sitan en 1450 el prin-cipio del episodio climtico conocido como de la "pequeaedad glacial", fro, seco y extremo en Europa, y en esetiempo se produce un notable endurecimiento de las condi-ciones de vida en Europa Central e Islas Britnicas; lasreas litorales occidentales, suavizadas sus condiciones porla corriente del Golfo, tuvieron que suponer focos de atrac-cin y, de hecho, a lo largo de los siglos XVI-XVII se sabe deuna importantsima generacin de "polders" en la actualHolanda (Beemster, Purmer, Vermer, Shermer...). Y las tor-nas se invierten a partir del siglo XVIII a lo largo de un pro-ceso de un siglo de calentamiento ya bien documentado.

Teniendo esto en cuenta, las variaciones observadas enlas ltimas centurias necesitan una profunda filtracin parasu correcta interpretacin. Concretamente, en la ltima, en-tre 1880 y 1980 se dan 12 cm. como elevacin mediamundial, 10 cm. como elevacin media en la costa Oeste delos EE.UU., 30 cm. en la costa Este -con 40 cm. en la de losEstados centrales-, y 23 cm. en la costa del Golfo -con msde 60 cm. en el delta-. Las componentes de la subsidenciatienen, por tanto, significacin determinante, pero segura-mente, no son las nicas. Y su correcta interpretacin estambin esencial para la precisin.

Existe pues una evidente interrelacin causal entre lostres fenmenos estudiados, como evidente es que se est uti-lizando, en sentido inverso, para estimarlos y predecirlos. Esnecesaria pues una revisin crtica de los conceptos involu-crados que permita eliminar o reducir las peticiones de prin-cipio del razonamiento.

2.3 SUBSIDENCIADurante algn tiempo bastantes estudiosos incluan en esteconcepto todos los movimientos verticales de la superficie dela corteza con exclusin de los de origen tectnico (y aun slo

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los de costas "pacficas") y eustticos (y aun ignorando loscausados por cambios volumtricos entre stos). En lamayor parte de los casos el movimiento ms significativo deentre los considerados era el isostsico (positivo o negativo)en sentido estricto, y se refera a niveles relictos de playa.Conforme estos ltimos han sido crecientemente puestos enevidencia se ha complicado la determinacin de los procesossubsidentes; y probablemente a ello es debido el recientegrado de complejidad y sistematizacin en el anlisis. Engrandes lneas hay que distinguir en principio al menos cua-tro formas de movimientos verticales de la superficie de lacorteza que con generalidad se incluyen en el fenmeno desubsidencia.

La estrictamente isostsica, positiva o negativa segn seacente o se alivie la carga sobre la placa, respectivamente.Los sedimentos son la causa principal de la primera y lafusin de los hielos emergidos lo son de la segunda. Laisostsica indirecta, por causa de la flexin en su caso de laplaca afectada localmente por la isostasia anterior. La cau-sada por la compactacin natural de los sedimentos bajo supropio peso. La causada por la compactacin antrpica delos sedimentos, drenante o bajo carga.

El anlisis y delimitacin de cada una de estas formas demovimiento vertical se complica segn que se produzca ensuperficie sumergida o emergida y, teniendo en cuenta otrascausas del movimiento relativo del nivel medio del mar, elperodo de tiempo en el que se produzca y el rea territorialen consideracin. De ah la pluralidad de niveles relictos ylas dificultades para su encaje. Tngase en cuenta la progre-siva acumulacin de datos de diferentes fuentes y que lasdataciones no siempre tienen la precisin adecuada. De ahque convenga establecer algunos conceptos:

2.4 ISOSTASIA VERSUS SUBSIDENCIALos cambios isostsicos derivan del equilibrio de Ar-qumedes y consisten en movimientos verticales de los blo-ques de la corteza. Segn su causa inmediata pueden serglacioisostsicos (por el peso de los hielos), hidroisostsicos(por el peso del agua) y la isostasia de la erosin y la sedi-mentacin. Otros cambios muy ligados a estos ltimos nopueden considerarse estrictamente isostsicos sino de con-solidacin; y en el caso de los debidos a compactacin de sed-imentos o a drenaje y prdida de fluido intersticial por losmismos. Los cambios generados por consolidacin se en-globan a veces con los isostsicos en la subsidencia, lo queno creemos sea lo ms adecuado desde el punto de vista con-ceptual. La determinacin de la subsidencia en sentido es-tricto es por tanto extremadamente difcil. Algunos datos einformaciones geolgicas permiten un cierto aislamiento delfactor tectnico (el volcnico no tiene sentido plantearlo enestas costas), pero mas difcil es el discernimiento del factorisosttico respecto de los factores que en forma conjuntaconforman la subsidencia en el sentido estricto que antes seha expuesto.

En todo caso la subsidencia (en sentido estricto o con laisostasia) en Galicia no puede tener un gran significado porcuanto el espesor de los sedimentos recientes y las cargasantropognicas no se pueden considerar determinantes msall de su incidencia en los fenmenos consolidativos. Otrasactividades humanas como la agricultura (no se practicanaqu pozos ni sistemas drenantes generalizados ni de dese-cacin) tienen slo efectos locales sobre la consolidacin delos terrenos que se analizan en cada caso que lo requiera.Como referencia para todos los casos se utiliza el anlisisvalorativo realizado por Dez y otros (1982) para la investi-gacin del estado y causas de la regresin de las playas de

Denia (Alicante), en la que pareci ponerse en evidencia unproceso de descenso del nivel del terreno respecto del nivelmedio del mar por este conjunto de causas, isostasia in-cluida. La adjudicacin a dichas causas del descenso relativono deja de ser sin embargo ms que una opinin razonada,puesto que ningn dato de contraste complementario loavala ms que el de que tampoco los hay para atribuirlo aotras causas. El factor clave al considerar estos procesossubsidentes es el de la inercia o diferimiento con que se pro-ducen a partir de la causa primera que los desencadena (se-dimentacin, drenaje, compactacin, carga, etc), y en fun-cin de la propia naturaleza de los sedimentos, que afecta alvolumen y capacidad de retencin del agua intersticial rete-nida. En el caso de las costas de Denia ha habido razonespara estimar la subsidencia total producida entre los aos1960 y 1980 en unos 50 cm. Fueron aos de transformacinagrcola importante y desarrollo urbanstico an ms impor-tante (dentro del grado relativamente moderado que adqui-ri la ocupacin de aquella costa plana sedimentaria). Y porsu ubicacin en la plana valenciana puede considerarse unrea menos rica en sedimentacin de largo alcance que otrassituadas ms al Norte, centradas en la Ribera valenciana.Por eso se considera una referencia relativamente aceptablepara las zonas ms crticas, desde el punto de vista subsi-dente. La naturaleza diferida de los procesos consolidativose isostsicos no permite interpolaciones lineales en general,porque obedece a curvas de naturaleza cuasi-logartmica oexponencial; pero en determinadas fases de los procesos, ensu principio (con tasas de hundimiento rpidas) o en su fi-nal (con tasas de hundimiento lentas), se podra grosera-mente adoptar una tasa lineal media.

2.5 CAMBIOS TECTNICOS Y VOLCNICOSLa tectnica y el vulcanismo son a veces causa de cambiosverdaderamente eustsicos a travs de sus modificacionesen el volumen de la cuenca ocenica. Pero tambin fuerzancambios independientes, locales, del nivel relativo del marmediante movilizacin vertical de determinadas porcionesde la corteza. Darwin ya registr unos en la isla de SantaMara de Chile, en 1851. Los cambios en bordes de placasconvergentes suelen ser ms rpidos y bruscos, positivos onegativos. En bordes divergentes suelen ser lentos y nega-tivos (1 mm/ao en el Atlntico occidental segn Berryman(1987), lo que equivaldra a entre 1/2 y 1/4 del cambio totalen la costa este norteamericana. Los fenmenos tectnicostienen tal lentitud que, incluso entre las variaciones delnivel relativo del mar a largo plazo, son difcilmente percep-tibles. No es pues de extraar que, con ms razones queotros, se incorporen casi siempre en el trmino de subsiden-cia global. La esquina galaica es sin embargo una zona en laque se puede tratar de aproximar los efectos de la tectnicaen los niveles del mar. Para ello se recurrir a dos razon-amientos extremos entre los cuales podremos en principiosuponer que se encuentra el que puede conducir a una cuan-tificacin de la tasa actual de variacin tectnica relativadel nivel medio del mar.

Es hiptesis generalmente aceptada que los diferencialesdel nivel en la rasa cantbrica entre unos mrgenes y otrosde cada ra se deben a efectos tectnicos segn las fallas alos que se han acogido las ras. Tambin que la rasa es unfenmeno consecuencia de la abrasin sumergida marina.Lo que no quiere decir que no existan muchas matizaciones,incluso contradictorias, al respecto. Ponindose en el ex-tremo psimo del lado de la seguridad, podra admitirse queel mximo diferencial (inferior a los 150 metros) entre larasa central asturiana (supuesta estable) y la mnima

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galaica (supuesta hundible), entre Foz y Burela, se ha pro-ducido desde la penltima glaciacin, con un mnimo de75.000 aos para la formacin interglaciar de la rasa.Supuesta una tasa constante ello nos conducira a 2 mm/aocomo cota superior al valor del hundimiento tectnico deGalicia respecto del Cantbrico central. En cincuenta aosello llevara a un hundimiento general para las costas galle-gas de 10 cm. Admitiendo un graven atlntico generalizadoeste valor sera an mayor desde la ra de Vivero hacia elOeste en esta situacin psima absoluta y poco verosmil.

Buscando unos datos ms evidentes, Pags y otros men-cionan dos playas fsiles de la misma poca (que tambinsitan en el ltimo interglaciar y con unos 60.000 aos deantigedad) situadas en Oyambre (Cantabria) y la ra deVigo, y que presentan tres metros de diferencia de cota en laactualidad: la primera a la cota +3 respecto del nivel de mediamarea y la segunda al nivel de la media marea actual. Segneso ambas se habran formado en una situacin del nivel delmar muy semejante al actual, y se habra producido un saltotectnico de 3 metros en los sesenta mil aos lo que signifi-cara una tasa anual de 5 micras al ao y, en cincuenta aos,un hundimiento (en su caso) relativo de 0,25 cm., prctica-mente despreciable a nuestros efectos. Pero las datacionesson no slo imprecisas sino inseguras de modo que se podrahacer el ejercicio terico de suponer que ambas playaspudieran haber sido holocenas, en cuyo caso el perodo tran-scurrido sera de 6.000 aos y la tasa y valor total delhundimiento seran diez veces mayores. Entre estas magni-tudes, y muy del lado de la seguridad, se podra establecer latasa tectnica de hundimiento de las costas galaicas. Te-niendo en cuenta que en tectnica no se puede hablar detasas medias, la actual sismicidad y admitiendo por tanto unasituacin de riesgo, se adopta el valor de 10 cm. para elhundimiento desde la ra de Vivero hacia el Oeste como valormximo probable para los cincuenta aos prximos.

3. VARIACIONES DE CORTO PLAZOLa ms importante de estas variaciones es la marea as-tronmica. No se tienen aqu noticias, ni referencias pre-cisas, sobre la accin de algunas sobreelevaciones de origenmecnico vertical como algunas de las descritas en nuestrascostas mediterrneas, y de las producidas por autnticos sis-mos, su escasa documentacin y ausencia de datos impidetomarlas en consideracin en estas costas. Finalmente, tam-poco hay descripciones de fenmenos semejantes a lasfamosas "secas" mediterrneas, ni de los caractersticos se-iches de los mares Bltico y del Norte. Por todo ello se pre-scinde en esta primera aproximacin de un mayor anlisisde estas sobreelevaciones, aunque se tomarn, en consid-eracin, en su caso, en las reas que proceda junto con lasmareas meteorolgicas, las ondas de resaca caractersticasde las drsenas en el Cantbrico y en el Atlntico. Todos losdems factores de sobreelevacin del nivel medio del mar es-tn relacionados con el clima martimo y la dinmica litoral.Adems de la consideracin de los cambios climticos amedio y largo plazo, los climas martimos y dinmica litoralestables presentan variaciones naturales estacionales e in-teranuales. Estas variaciones climticas a corto plazo impo-nen una variabilidad de los fenmenos imposibles de elimi-nar. Por consiguiente es necesario definir las variaciones acorto plazo para mejor comprender la significacin de los im-pactos y afecciones estimados.

Dado un determinado volumen de sedimentos en ellitoral la superficie de playa seca depender del perfil deequilibrio que adopte la playa. As pues, durante las esta-

ciones con oleajes de mayor intensidad los perfiles de equi-librio mostrarn barras de mayor volumen y a mayor pro-fundidad, que restarn arena de la playa seca y producirntemporales retrocesos de la lnea de costa. La consideracinde los avances y retrocesos estacionales provocados por lasvariaciones de perfil segn la intensidad de los temporalesson de estima muy variable en las playas gallegas en fun-cin de su situacin, abierta al mar o en el interior de lasras. Lo mismo puede decirse de las magnitudes debidas alas mareas meteorolgicas y sobreelevacin debido al oleaje.Adems de la variabilidad climtica que tender a forzar unretroceso de la lnea de costa en perodos de oleaje intenso yun avance en perodos de calma, la variabilidad direccionaldel oleaje va a provocar basculamientos naturales de lasplayas que pueden suponer avances o retrocesos interan-uales naturales de diferentes rdenes de magnitud segn sutipologa morfodinmica.

En resumen, las variaciones estacionales naturales de losperfiles de playa y las oscilaciones interanuales de la plantade playa pueden causar avances y retrocesos temporales dela lnea de costa de orden de magnitud comparable con losde las propias sobreelevaciones una vez aislada la marea.Dada la imprecisin de los datos climticos de partida no esrazonable precisar mucho ms la estima, siendo necesarioestablecer un sistema objetivo de seguimiento de las playaspara medir las variaciones de la playa seca y sumergida ydeterminar con fiabilidad y precisin el comportamiento dela playa.

Es perfectamente conocida la accin sobre la costa de tresfenmenos caractersticos del Clima Martimo: Viento,Oleaje y Marea Meteorolgica. El primero acta en formainmediata y generando el Oleaje y la Marea Meteorolgica;el segundo, tambin en forma directa y a travs de las corri-entes litorales que origina, y el tercero, en forma inmediata(la sobreelevacin) y a travs de las corrientes de flujo y re-flujo que genera en los canales de las desembocaduras, yque se superponen a los que fuerza rtmicamente la mareaastronmica.

La dificultad para separar las brisas del resto de los com-ponentes del viento martimo limita el recurso a los datos delos observatorios costeros para estimar los vientos con efica-cia en la generacin del oleaje y de las mareas por lo que sedebe recurrir a los datos sobre vientos marinos y a las cartasmeteorolgicas. A su vez de pocos lugares se tienen registrosde oleaje suficientes para el anlisis, por lo que an se re-curre a los mtodos de previsin ("hindcasting") o altratamiento de los datos visuales, aunque siempre se puederecurrir al contraste "geogrfico" con los datos de registroms prximos, en caso de posibilidad de analoga. Peor anes el caso de los niveles meteorolgicos, en el que hay que re-currir a la previsin con modelos empricos o poco contrasta-dos.

3.1 MAREA ASTRONMICAPero de todos los factores que afectan a la variabilidad delnivel medio del mar la marea astronmica es el ms pre-dictible, al obtener el efecto de la atraccin del Sol y de laLuna y estar los movimientos relativos de ambos respectodel planeta establecidos ya desde el ltimo cambio de siglo.No significa ello ciertamente que su prediccin sea sencillapuesto que las condiciones de contorno y la configuracin delas masas de agua modifica enormemente tal efecto, por unaparte, y que dichos movimientos vienen afectados por un el-evado nmero de parmetros, variables a su vez en funcinde otros. Pero hace ya tiempo que se desarrollaron

metodologas para predeterminar el valor y la evolucin delas mareas en cualquier punto del planeta, y concretamente,para que ya estn determinados en todos los puntos singu-lares y puertos de nuestras costas, disponibles en la publi-cacin del Instituto Hidrogrfico de la Marina. En cualquiercaso ha de quedar claro que ste es el trmino ms significa-tivo pudiendo llegar en todas las costas de la esquinagalaica a cotas de alrededor de los cuatro metros y medio.Para caso de los analizados tomar la marea mxima de lastabuladas por el I.H.M. en los ltimos diez aos en el puertoms prximo de situacin anloga al rea estudiada.

3.2 MAREA METEOROLGICALas sobreelevaciones que en costas bajas algunas vecesacompaan al paso de los temporales reciben el nombre de"mareas meteorolgicas" -storm tides o storm surges- ypueden en su aspecto hidrodinmico ser consideradas comoondas largas. Como todas stas la configuracin de la costapuede ejercer un acusado incremento de su amplitud, espe-cialmente en las reas de gran concentracin. La sobreele-vacin producida por la marea meteorolgica es funcin di-recta de la velocidad del viento y de la depresin existente enel centro de los regmenes ciclnicos y funcin inversa de laprofundidad. Este es el motivo por el cual su presencia es es-pecialmente acusada en costas planas y en mares marginalesde escasa profundidad. El agravante de la sobreelevacinmeteorolgica es que eleva la plataforma del ataque deloleaje y, junto con el "wave set-up" incrementado que lmismo produce en rotura, que acenta mucho la capacidadde transformacin del perfil de equilibrio y de penetracincontinental de las aguas marinas. Dos aspectos de la mareameteorolgica son de inters en los estudios costeros: suspropias caractersticas debidas a la presencia de una deter-minada perturbacin atmosfrica (amplitud, periodo y fasecon la marea astronmica en su caso) y la frecuencia de pre-sentacin de mareas meteorolgicas con sobreelevacin igualo superior a un cierto valor. Ambos son de fundamental im-portancia en ciertas reas muy expuestas a ste tipo de fen-menos. El primero para evaluar hidrodinmicamente lamagnitud de una sobreelevacin; y el segundo para un estu-dio de precisin estocstica. Aunque ambos tipos de estudiosexceden este trabajo, conviene profundizar en el fenmeno.Su efecto sobre los niveles se puede desglosar en dos trmi-nos, en general no coincidentes en cuanto a sus sobreeleva-ciones mximas.

a) El derivado de la reduccin de la presin, conocidocomo sobreelevacin baromtrica: Sm1.

b) El derivado del arrastre por viento: Sm2.Se puede demostrar que el primero de estos trminos, en

centmetros, se puede cuantificar aproximadamente por elvalor de la subpresin baromtrica medida en milibares.Para nuestras costas la cota de 50-70 milibares podra con-siderarse suficiente. Sin embargo, esta situacin psima slopuede producirse con el paso del centro de los ciclones extrat-ropicales atlnticos muy pronunciados, circunstancias queslo es susceptible de presentarse en la fase central del in-vierno. En los equinoccios, si bien pueden presentarse bor-rascas pronunciadas, corresponden a ciclones atlnticos conmenor gradiente, sin embargo luego se matizar estacuestin.

El segundo trmino depende fundamentalmente de la ve-locidad del viento en las capas bajas de la atmsfera, y sepuede superponer al anterior, en funcin de la evolucin dela borrasca, y a la marea astronmica, aun cuando las proba-bilidades de convergencia ciertamente se reducen. La

situacin ms desfavorable para ste segundo trmino de lamarea meteorolgica adquiere su mximo valor en situa-ciones ciclnicas algo alejadas de la pennsula, a su suroeste,oeste, noroeste, norte o nordeste (segn el rea considerada),ya que persisten a consecuencia de la circunstancias queafectan a la circulacin general atmosfrica como se ha visto.Con ocasin de los grandes temporales invernales, y primav-erales sobre todo, se producen condiciones de intensidad deviento y de persistencia que determinan una sobreelevacinestimable del nivel del mar por friccin del viento.

3.2.3 TRMINO DE SUBPRESION: SM1. Se trata de analizar la componente de gradiente de pre-siones en zonas de latitud igual superior a 40 con varia-ciones de presin entre los 970 y 1.040 milibares, pero condepresiones que pueden caer hasta los 940 mb, provocandosobreelevaciones de factor climtico meteorolgico de hastaun metro. Se ha solicitado del Instituto Nacional de Meteo-rologa el estadillo de presiones mximas y mnimas de dis-tintas estaciones meteorolgicas peninsulares. En este estu-dio se han utilizado los de Pontevedra-Marn, La Corua yMonteventoso, con datos referidos a cuarenta aos, traba-jando con el valor mnimo observado, con lo que se evita elfactor subjetivo de la estima del centro de la borrasca y setiene la certeza de operar con subpresiones medidas. Sinembargo debe llamarse la atencin sobre algunos datos ex-tremos que probablemente son causa de errores instrumen-tales aunque se hayan prolongado durante un mes. Concre-tamente en Monteventoso, se han desechado tales valoresanmalos quedndonos con el menor de los restantes. Parasu estima, basta recordar la formulacin clsica:

Sm1 = 0,010 (1.013 - Pa) donde, Sm1 = Variacin del nivelpor gradiente de presin; Pa= Presin atmosfrica en mb.

Se pone de manifiesto el aumento de la lmina de aguacon relacin a la depresin o borrasca. Esta situacin puedesuperponerse sin duda a la marea astronmica. Tngase encuenta que no operamos con valores del centro de las borras-cas sino con los determinados baromtricamente in situ.

3.2.4 TRMINO DE FRICCION: SM2. El segundo trmino depende fundamentalmente de la veloci-dad del viento en las capas bajas de la atmsfera, y se puedesuperponer al anterior (como se discute ms adelante) y a lamarea astronmica en los equinoccios, sobre todo en el ver-nal. Teniendo en cuenta la anchura de la plataforma en cadacaso y que aqu la circulacin est permitida a lo largo de lacosta se pueden realizar unas primeras estimas para estetrmino de acuerdo a lo que sigue. Habitualmente se simpli-fican las ecuaciones generales utilizando la hiptesis querelaciona el campo tensional y el de velocidades mediante lalongitud de mezcla, y la que supone proporcionalidad desta con la componente "z", con lo que se llega a unaecuacin diferencial de variables separadas de integracininmediata, que permite obtener el perfil de velocidades:

(1)

La sobreelevacin por friccin del viento se obtienen in-troduciendo adems las hiptesis simplificatorias sigu-ientes:

Profundidades reducidas.Rgimen estacionario.Irrelevancia de los componentes de Coriolis respecto delas de friccin.

u

tp

Lnz z

z

=

+( )1 0K

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INUNDACIN EN ZONAS COSTERAS

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Proporcionalidad entre tensiones tangenciales y veloci-dades de deformacin (cuadrado de velocidades).Hasta transformar la ecuacin diferencial de Rosby(1939) en la expresin:

(2)

donde, S = Sobreelevacinh = Profundidad x = Variable de propagacing = Aceleracin de la gravedad v = Velocidad del viento K = 3 10 -6 en fondo con pendienteK = 3,3 10 -6 fondo horizontal

Si la profundidad es constante, la integracin es inmedi-ata. En otros casos al ser h=f(x) el problema se complica aniveles de integracin incremental que pueden tardartiempo de computacin en converger. Para nivel constante ymediante incrementos finitos, las ecuaciones pueden resul-tar sencillas de manejar.

Finalmente, la simplificacin en canal rectangular (aplic-able al interior de las ras y mediante una particin en rec-tngulos de dimensin finita) de las ecuaciones de Rosbypara la transferencia energtica de la accin del viento porfriccin sobre la superficie del agua, permite llegar a la sigu-iente expresin en incrementos finitos.

(3)

Los clculos efectuados para los casos de estudio se hanrealizado con las hiptesis de cada caso respecto del Fetch,profundidad, velocidad del viento, dimetro medio de granoy valor de la constante K. Para una mejor discusin poste-rior de los dos trminos y de sus efectos en cada zona de es-tudio de detalle conviene revisar en primer trmino el rgi-men de vientos ligado al de la evolucin de los ciclonesextratropicales.

3.3 ANLISIS DE LA CONJUNCIN DE LOS TRMINOSEn general la probabilidad de que se combinen las situa-ciones psimas correspondientes a los dos trminos de lamarea meteorolgica y al de la marea astronmica es pe-quea cuando no nula; pero en las costas gallegas no sepuede seguir a rajatabla en principio esta regla general almenos, si se quiere una gran seguridad. En efecto, la coinci-dencia de la marea viva equinoccial con una borrascapsima es perfectamente posible, incluso probable en raznde que la frecuencia de los ciclones extratropicales es relati-vamente elevada y los niveles equinocciales se presentan enal menos cuatro meses al ao dos veces, en pocas del aofrecuentes en temporales. As pues el trmino de friccin esconcomitante al de la marea equinoccial siempre que la zonade anlisis reciba los vientos con la direccin adecuada parala estima de dicho trmino de friccin.

Por otra parte, menos comn es la hiptesis de que el tr-mino de succin se superponga a los otros dos en conjuncin,esto es, simultneamente. Pero una discusin por-menorizada obliga a admitirlo como situacin psima posi-ble. En efecto: en las ras de la fachada atlntica los tempo-

rales del Suroeste producen la mxima sobreelevacin porfriccin, y se corresponden con ciclones cuyo centro circula alatitudes muy prximas a las de dichas ras, bien que a con-tinuacin de la culminacin de dicha sobreelevacin. En lasras del golfo rtabro se puede decir lo mismo de los tempo-rales del Noroeste aunque el paso del centro del cicln ante-cede entonces al efecto de friccin, por lo que ciertamente al-gn tipo de correccin habra de establecerse, pero difcil deestimar por falta de observacin. Y en las ras de la fachadacantbrica la situacin es anloga a la anterior pero mscompatible por cuanto los temporales del Norte suceden a labaja presin central ms inmediatamente que los delNoroeste.

En cualquier caso, hemos de recordar aqu que en esteestudio no estamos considerando las subpresiones corre-spondientes a los centros de los ciclones, sino las presionesbaromtricas reales determinadas por los barmetros de lasestaciones meteorolgicas lo que hace un poco estril la dis-cusin del prrafo anterior y, por mor de estar del lado de laseguridad, obliga a admitir la compatibilidad de las sobreel-evaciones psimas por los trminos de la marea meteorolg-ica. Lo que en general se aceptar en todos los casos mien-tras no se especifique algn tipo de factor de minoracin,que se justificar adecuadamente. Ms improbable es anque tal combinacin psima se acompae de la que se estu-dia a continuacin. Pero hay que admitirla, dada la natu-raleza de este estudio en razn de que los temporales deviento y oleaje correspondan, y el diferimiento de los ltimosrespecto de los primeros, queda subsanado por la duracinlarga de ambos.

3.4 SOBREELEVACIN POR ROTURA DEL OLEAJE (WAVE SET-UP)Por la propia naturaleza del oleaje ste supone un incre-mento transitorio del nivel del mar que puede permitir el re-base y consecuentemente provocar una inundabilidad tam-bin transitoria; la morfologa del contorno y las condicionesde evacuacin pueden hacer ms duradera la misma, inclusomantener un nivel de inundabilidad residual sobre el nivelmedio marcado por los dems factores. Estos efectos se acen-tan si el oleaje se produce en profundidades reducidasdnde ya se acompaa de un cierto transporte de masa en elsentido de propagacin. Y el fenmeno de sobreelevacin seacenta en la zona de rompientes hasta el lmite del estrncomo consecuencia de la transformacin de la energacintica en potencial. Adems el oleaje modifica en rotura laforma del perfil de equilibrio, pudiendo hacer retroceder lalnea de costa. De esa forma pudiera llegar a romper bar-reras naturales de cierre de lagunas litorales, como se ha ex-puesto ya. Dependiendo de la zona cuya inundabilidad seanalice y de la naturaleza y morfologa del contorno que lerelacione con el oleaje, los efectos de ste pueden ser devarias naturalezas, con uno o varios de ellos susceptibles decombinarse con los otros efectos relacionados. La discusindel fenmeno se realizar en cada caso diferente del general,y en su caso siempre se tendr en cuenta los efectos sobrelas barreras de cierre de los cambios del perfil generado porlos temporales; pero en el caso general se prescinde de la so-breelevacin transitoria de las crestas y del rebase pro-ducido frente a contornos de fuerte pendiente por no ser co-munes en reas inundables, reducindose el caso general alfenmeno de sobreelevacin por rotura conocido como waveset-up.

Derivado del efecto grupo del movimiento ondulatorio yde la relacin d/L, es decir, profundidad frente a longitud deonda en profundidades reducidas, se produce una disipacinenergtica que provoca un aumento de la lmina de agua

S h K ug h

x= + +

1 1 2

2

2

dSdx

K ug S h

=

+( )2

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detectable en la zona de rotura. En una primera aproxi-macin terica, vlida nicamente en la interseccin delnivel medio con la lnea de costa en una playa y para uncaso completamente "bidimensional", la siguiente esti-macin queda del lado de la seguridad:

(1)

donde:

S = Sobreelevacin del nivel medio, mHb = Altura de ola en rotura, mb = Profundidad en rotura, mb = ndice de rotura o relacin Hb/db

Existen diferentes propuestas para el valor de b, desdela primitiva de 0,78, hasta los bacos de WEGGEL o GODAy otras posteriores que consideran diferentes morfologas,pendientes y formas de rotura. El valor de Galvin (0,773) notiene en cuenta ni siquiera la propia sobreelevacin en ro-tura como factor interactivo. En nuestros casos, se uti-lizarn las propuestas de WEGGEL (recogida en Boletn dela AIPCN por la comisin de estudio correspondiente), y lade GODA, ambas trasladables a bacos que se reproducenen el Shore Protection Manual del CERC de 1984.

La expresin (1) equivale a la aproximacin de IRIBAR-REN (S = Hb/4). Tambin se puede utilizar el criterio deSTEWART & LONGUETT-HIGGINS, sin duda ms elabo-rado; y en cierto modo, que se ha supuesto ms arriba, nopuede ignorarse el valor de mximo afloramiento (run-up),que puede resultar ms desfavorable, sobre todo teniendo encuenta que uno de los efectos de esta sobreelevacin es la ro-tura o perforacin de la restinga que protege de la inun-dacin la plana litoral.

Sin embargo la penetracin por "run-up" es de escaso vol-umen de agua y duracin limitada en cada ola, por lo quesus daos son siempre de orden menor; slo cuando la ac-cin se coordina con la eliminacin de la restinga por retro-ceso del perfil de equilibrio se podra tomar en consideracineste fenmeno a los efectos de este trabajo, y en tal caso, conla inundacin ya producida, ya no tiene sentido hablar deese fenmeno. Por eso se prescinde aqu de su tratamientodiferenciado, y slo se analizar en cada caso que lo re-quiera. Puede aplicarse en esta primera aproximacin la fr-mula de Steewart y Longuet-Higgins o el baco del C.E.R.C.que la desarrolla, suficiente para el nivel de anlisis de estetrabajo. Dicha frmula corresponde a un modelo interpreta-tivo que tiene en cuenta la realidad fsica de la sobreele-vacin se produce respecto a un nivel medio previo a la ro-tura del oleaje que es inferior al del mar en reposo comoconsecuencia de la deformacin y transporte de masa pre-vios a la rotura que implican un vaciado de una banda(set-down). De ah que partiendo de la cota superior para lasobreelevacin bruta que determina en el valor Sw = Kdbdnde K = 0,15, se formule para la sobreelevacin neta lo es-tablezcan en:

donde:db = Profundidad de rotura del oleajeH0 = Altura de ola significante en profun

didades indefinidasT = Perodo medio

Determinar db mediante la frmula:

donde:

m = Pendiente en tanto por unoHb = Altura de ola en roturaH0 = 13 m, altura significante en

profundidades indefinidasT = 20 seg, perodo medio en

profundidades indefinidas

Estos valores de altura significante son sin duda eleva-dos pero han sido medidos en este litoral, el ms agitado dela pennsula.

Un problema que se plantea en la mayora de los casos esel de que la aplicacin estricta de esta formulacin y bacoconduce a valores de esta sobreelevacin en el interior de lasras del orden de los dos metros que se consideran excesivos.La aplicacin estricta de la frmula de Steewart-L.H. (o desu baco, de la figura 3.50 del Shore Protection Manual) re-quiere previamente determinar la altura de ola en roturay/o de profundidad en rotura, a partir de la altura de ola sig-nificante y perodo medio en profundidades indefinidas y dela pendiente de la plataforma. Para ello se pueden aplicarcualquiera de los bacos (recogidos tambin en el Shore Pro-tection Manual), de Goda o Weggel, si bien este ltimo re-quiere un proceso iterativo o recurrir a una preestima de laprofundidad en rotura. Este ltimo recurso permite matizarel resultado final mediante la eleccin de una profundidadde rotura acorde con la experiencia observacional, que esfrancamente inferior a la determinada de los bacos, peroque contiene un alto grado de subjetividad que pudiera lle-varnos al lado de la infravaloracin. El problema radica enque ninguno de los bacos y frmulas propuestas tienen encuenta una costa tan irregular como la gallega en sus ras yque ni las ecuaciones para conseguir la altura de ola porShoaling o por refraccin se acomoda a esa morfologa. Porello, en cada caso se tratar de abordar el problema de modoque se tenga en cuenta la minoracin real de las alturas deola en su propagacin al presentar en la zona de influenciamorfolgica de cada ra pero reduciendo en lo posible los fac-tores subjetivos del criterio.

Los oleajes que se presentan frente a todas las fachadasde la costa galaica son importantsimas pero antes decruzar la bocana de las ras sufren una gran relajacin(shoaling) compensatoria de la concentracin que se pro-duce sobre los promontorios e islas, que se adentran no-tablemente en la plataforma continental. El coeficiente Ks,del Shore Protection Manual, preparado para costas abier-tas con singularidades no permite abordar tan sencilla-mente la determinacin de esta reduccin frente a las ras.

Adicionalmente casi todas las ras presentan es-trechamiento o promontorios transversales y frecuentes is-las que introducen un importante coeficiente de difraccin,KD. Y adems se produce la refraccin derivada de la evolu-cin batimtrica del interior de las ras, KR.

d H

e

e H

g Tbb

m

mb

=

+

( )

1 561

43 75 1

19 5

19

2,

,

,

S dg H T

dw b

b

=

( )

0 15

64

0

2

32

,?

S K d K Hb b b= =

Para una determinacin de carcter general del valor delcoeficiente KR en el interior de las ras hemos de acotar elngulo de incidencia en el contorno de las mismas en los 60como mnimo. La aplicacin de la Ley de Snell:

Lo que nos permite acotar en 0,7 el valor de KR en todoslos casos.

En algunas de las ras podemos conocer la altura de olainterior H0 porque se conocen las alturas de ola en sus pun-tos. En otras, como la de Santa Marta de Ortigueira eso noes posible.

Finalmente, el efecto de la marea meteorolgica es pre-dominante en el interior de las ras por lo que, para podertener en cuenta ambos efectos se ha de considerar la direc-cin del temporal mximo compatible con la direccinpsima de los vientos que genera dicha marea, por lo que nose puede partir de las alturas de ola psimas ante cada rasino de las que correspondan a la direccin seleccionada. Ytampoco se puede ir a un perodo de retorno mayor de 100aos para una inundabilidad estudiada para cincuentaaos.

3.5 RETROCESOS DE LA LNEA DE COSTAConsiderada como la interseccin de la superficie de equilib-rio de la playa con el plano del nivel medio del mar en cadaestado de ste y en cada situacin de los dems factores queafectan a ambos, esa lnea sufre desplazamientos hacia elmar o hacia tierra de cierta permanencia en razn de dosfenmenos principalmente: la modificacin del nivel mediorelativo del mar y los cambios significativos de los estadosdel mar. Estos desplazamientos pueden ser determinantes alos efectos de este estudio cuando el nivel "relativo" sube ylos temporales incrementan su intensidad o frecuencia; yson ms permanentes cuando son causados por aqul quepor stos, salvo situaciones de irreversibilidad absoluta delos efectos de los temporales sobre el perfil de equilibrio.Cuando la lnea de costa forma parte de una restinga o bar-rera litoral longitudinal, puede emigrar en respuesta a lasevoluciones del nivel medio relativo del mar, mantenindosedicha restinga si no se producen erosiones netas causadaspor la falta de equilibrio longitudinal. La situacin ptimase produce cuando no hay erosin neta y cuando la cuencaacotada por la barrera de cierre est libre de rigidizaciones ypermite totalmente su juego de desplazamientos. Lasituacin psima se produce con erosin neta importante yrigidizacin total tras la restinga.

Considerada la situacin psima la restinga puede desa-parecer cuando el retroceso horizontal de la lnea de costasea de magnitud superior a la anchura neta, medida sta ala cota del nivel medio del mar a futuro, de la restinga. Estadesaparicin podra an ser transitoria si el perfil de barragenerado por el estado de los temporales es susceptible ande reversibilidad al perfil de berma de los oleajes y calmasreinantes. Ponindose del lado de la seguridad se admitiraqu la irreversibilidad total, y que la superposicin de am-bos efectos de retroceso es completa.

La curva monoparablica establecida por Per Bruun(1954): para describir el perfil transversal de unaplaya desde su lnea de costa hasta un punto considerado aprofundidad estable ha seguido siendo usado para el anli-sis hasta la actualidad. Si bien Robert Dean (1977) modificy fundament el significado y las dependencias de losparmetros A y m. En base a esa visin del perfil transver-sal, Bruun estableci en 1962 su famosa regla para deter-minar el retroceso, R, en la lnea de costa correspondiente auna sobreelevacin persistente del nivel medio del Mar, S,mediante la frmula: R=L*S/(B+h).

4. CONCLUSIONESLa subida del nivel medio del mar a nivel global, esta acom-paada de otros movimientos relativos del nivel del mar encada segmento de la costa que tienen un carcter regional oincluso slo local. En algunas ocasiones, estos cambios lo-cales interfieren en los estudios de cambio global, y siguiendolos estudios de Emery y Aubrey (1991) proponemos un nuevomarco de anlisis. En este nuevo escenario, el problema re-cae sobre la distincin y diferenciacin entre los factores ylas causas que afectan a la estabilidad vertical en la cortezaterrestre y en las zonas costeras. Este artculo afronta elproblema analizando las causas de la subsidencia y distin-guiendo entre subsidencia en su estricto sentido y otros fen-menos interpretados como aquella, pero que obedecen amecanismos tectnicos o isostticos. Todos ellos referidos allargo plazo, pero con influencia en las diferentes causas delcambio en el nivel del mar dentro del corto o medio plazo,combinados ambos con los fenmenos meteorolgicos (sobreelevacin baromtrica y set-up), que estn relacionados entresi, as como los efectos de otras ondas largas como los seicheso tsunamis. Siguiendo la lnea de clasificar los cambios lo-cales del nivel del mar sus orgenes y sus efectos, este trabajotrata de discutir sobre los diferentes orgenes y posiblesanlisis metodolgicos con intencin de conseguir una mejorapreciacin de lo que el cambio global significa para las inun-daciones en zonas costeras, adems de aportar unametodologa para mejor apreciar las inundaciones locales enla costa relacionadas tanto con cambios locales como glob-ales. Dado que es tan errneo considerar diferentes costasanlogas como considerar iguales costas diferentes.

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