Evolución de los litorales

El relieve de las costas es producto de una compleja evolución en el que podemos encontrar formas vivas y formas heredadas. Las herencias son, normalmente, restos de antiguas líneas costeras que se expresan en depósitos y formas heredadas. La interpretación de las herencias costeras nos permite comprender cuáles son las tendencias del modelado actual de las costas.

Formas y depósitos del litoral heredados

Los restos de formas heredadas en el dominio marino no se remonta más allá del Plioceno, y es que el litoral es uno de los ámbitos más activos de erosión y acumulación. Desde esta época el trazado general de las costas ha variado muy poco, y más por las variaciones del nivel del mar, por transgresiones y regresiones marinas que por cambios sustanciales en el litoral. La mayoría de las formas heredadas bien conservadas son del Cuaternario, aunque lo más difícil es determinar su edad. Se trata de formas que han quedado fuera del alcance de la erosión marina.

Los vestigios de líneas costeras heredadas

En todas las costas del mundo se aprecia terrazas marinas situadas por detrás de la línea costera y ligeramente elevada. No siempre es fácil identificarlas. No basta con medir la pendiente y la uniformidad, sino que es necesario identificar las huellas del modelado de las plataformas de abrasión litoral, así como la existencia de un acantilado muerto. Estos acantilados suelen estar retocados por los procesos morfogenéticos actuales, pero aún se pueden observar grutas y muescas que indican el nivel alcanzado por la marea, aunque pueden estar enterradas por depósitos continentales. Los depósitos típicamente marinos y de animales marinos también ayudan a identificar las antiguas líneas costeras.

Este tipo de herencias se dejan ver en costas con rocas coherentes. Es típico el caso de las costas contrapuestas, en las que el litoral antiguo de ablación está fosilizado por una cobertura detrítica reciente. Estos depósitos suelen ser de carácter continental lo que implica una regresión de la línea de costa que ha permitido la acumulación de depósitos continentales, y posteriormente una transgresión que ha vuelto a exhumar la antigua línea de costa.

También las rasas costeras son testigos de antiguas líneas costeras. Son plataformas de ablación de grandes dimensiones que han quedado elevadas sobre el nivel del mar actual. Existen plataformas de abrasión incluso a 200 metros de altitud, como en el cabo Peñas (Asturias, España). Se encuentran en contacto con relieves escarpados, colgadas o acantilados. Su retoque final se debe a procesos morfogenéticos continentales actuales.

Las formas de acumulación han tenido peores condiciones de conservación. No obstante, han quedado fosilizadas cordones de arena y guijarros que indican la posición de antiguas playas levantadas. Suelen estar muy poco por encima del nivel de las mareas más altas actuales, por lo que no hay que confundirlas con las crestas de playa modernas dejadas por las pleamares durante las tormentas, ya que normalmente se trata de crestas de playa fosilizadas en los que predominan las gravas y cantos.

Mayores problemas presentan las terrazas fluviales que aparecen en los estuarios, ya que es muy difícil saber cuales son los niveles marinos a los que corresponden.

En los mares cálidos las construcciones biológicas fosilizadas también dan testimonio de antiguas líneas de costa. Los trottoirs revelan antiguas zonas de ruptura de las olas y las crestas coralinas el nivel de antiguas bajamares.

Formas de acumulación compuestas

Gracias al estudio estratigráfico, proporcionado por las perforaciones, tenemos una valiosa información sobre las grandes acumulaciones litorales actuales que han tenido un complejo proceso de formación. En ellas encontramos depósitos de origen marino y continental que son testigo de diferentes procesos morfogenéticos y, por lo tanto, de diversos niveles marinos. Este estudio es particularmente interesante en los deltas, que han sido estables durante todo el Cuaternario y en ocasiones durante la última parte del Terciario.

Los depósitos dunares del litoral han tenido una formación por etapas en cuyas acumulaciones se observan las características de cada época. En las dunas interiores (las más antiguas) aparecen conchas, suelo de turba y zonas endurecidas de gres. En medios templados, estos gres puede ser orsteins (con concreciones de hierro) o alios (con materia orgánica).

También los arrecifes coralinos se han formado en etapas sucesivas. Estos edificios muestran niveles sucesivos de construcciones biológicas y depósitos arenosos en los que han predominado los procesos de ablación. Por último, también podemos encontrar arrecifes coralinos colgados por encima del nivel del mar actual, testigos de épocas del Cuaternario en el que el nivel el mar estuvo más alto que en la actualidad.

La interpretación de las herencias costeras

Las terrazas marinas y fluviales y las formas y depósitos heredados confirman la existencia de numerosos cambios del nivel medio del mar a lo largo del Cuaternario, así como de la deformación de los continentes.

Variaciones del nivel marino

Llamamos eustasia, o estausismo, al fenómeno responsable del nivel del mar global. Para explicar las variaciones del nivel eustático a lo largo de la historia se acude a tres fenómenos, los movimientos tectónicos, la sedimentación y el clima. El eustatismo diastrófico es aquel que, sin variar la cantidad global de agua cambia el nivel debido a la modificación del fondo oceánico (epirogénesis) o la forma de las cuencas oceánicas (tectogénesis). No obstante, parece que la acumulación de sedimentos no es suficiente para provocar descenso del nivel del mar.

Lo que sí explica el ascenso y descenso del nivel de mar durante el Cuaternario son las distintas glaciaciones históricas. La acumulación del agua el grandes inlandsis provoca un descenso global del nivel del mar, y la fusión durante los interglaciales su ascenso. Este fenómeno se llama, específicamente, glacioeustatismo. La última gran transgresión tiene lugar tras la desaparición del inlandsis escandinavo y canadiense durante el flandriense. Lo que no es tan fácil de concretar son los estadios intermedios de períodos más fríos (pequeña edad de hielo) o más cálidos. Desde los años 30 del siglo XX se viene observando un ascenso continuo del mar de 1,2 milímetros al año, y una fusión progresiva de los inlandsis actuales.

Las terrazas marinas y fluviales marcan el ritmo de las transgresiones y regresiones. Aunque las variaciones intermedias de menor amplitud y menos persistentes, sólo permite crear terrazas en las partes bajas, y no necesariamente. La existencia de depósitos periglaciares sumergidos y en la plataforma continental indican que el ascenso del mar tras la última glaciación ha sido de unos 100 metros. A profundidades similares existen huellas de abrasión labradas en los arrecifes coralinos. También en los deltas y las marismas encontramos depósitos de origen continental a profundidades similares.

Las deformaciones de los continentes

Los terremotos, volcanes y diversas mediciones de precisión prueban la deformación de los continentes hasta la actualidad, neotectónica (aquí entendemos por neotectónica los movimientos tectónicos actuales y no un nuevo ciclo tectónico). La mayor parte de esos movimientos tratan de recuperar el equilibrio isostático. Estos movimientos también explican el levantamiento de ciertas playas. Otros movimientos, como la flexión continental también provocaría el ascenso o descenso de la línea de costa, lo que implicaría transgresiones y regresiones marinas. Una regresión implica el progresivo abandono de playas, que quedan colgadas, y del aumento del poder erosivo de los ríos, erosionando las terrazas. Una transgresión por el contrario, implica la formación de terrazas la reducirse el poder erosivo de los ríos.

Los desequilibrios isostáticos pueden estar provocados por causas externas. Es decir, por la erosión del continente cuyos materiales de depositan el una placa diferente, o en un bloque perfectamente diferenciado por fallas, descargando así al continente de su peso (descarga detrítica de los continentes). A todo esto hay que añadir el ascenso glacioisostático tras la desaparición del peso del hielo, atestiguado por la existencia de playas colgadas. En el momento de la desaparición del inlandsis puede alcanzar un ritmo de 6 metros año.

La desaparición del inlandsis implica dos fenómenos contrapuestos, el ascenso del nivel global del mar y el ascenso del continente. El ascenso del continente es más rápido que la transgresión marina correspondiente, ya que el agua debe dispersarse por todo el globo, y el ascenso continental perdura tras la desaparición total del hielo. Sin embargo, en un primer momento, la transgresión marina predomina sobre el ascenso glacioisostático.

Todos estos fenómenos interfieren unos con otros para explicar la formación de terrazas y playas colgadas. Cada uno tiene un protagonismo local diferente.

Evolución actual de los litorales

El último ascenso del mar del flandriense ha tenido lugar hace muy poco tiempo, entre 4000 y 2000 años. Algunos autores consideran a la actual una nueva época del flandriense. Se considera que tan sólo hace 2000 años que el nivel del mar está estabilizado en su nivel máximo actual. Esto explica la existencia de relieves que sólo muestran la sumersión de los relieves continentales, con formas iniciales de modelado, como las rías y los fiordos. No obstante, en regiones con condiciones favorables, las formas están más evolucionadas.

Tendencia a la regularización

Se considera que la erosión marina tiende a suprimir las irregularidades de la costa, cabos (retroceso de los acantilados) y rellenando golfos (acumulación). Tras la primera regularización la costa retrocedería de manera uniforme, formando una plataforma de abrasión contínua. Esta plataforma se extendería sólo hasta que la fuerza de las olas fuese nula. Debido a la estabilización reciente del nivel del mar esta situación sólo se ha alcanzado en ciertas costas de rocas blandas y mares agitados como los del norte de Europa y América. En el resto de las costas bahías y cabos tienen cierta estabilidad. Prueba del reciente ascenso del nivel del mar es la abundancia de depósitos continentales en la misma línea de costa.

La tendencia a la regularización se orienta en la dirección de simplificación. En principio esta dirección es la del oleaje dominante, pero al ser este localmente cambiante es mejor guiarse por la dirección de las corrientes y vientos que las generan. En caso de que no coincida la dirección de las olas y los vientos la dirección de simplificación es un vector intermedio.

Tendencia a la formación de nuevas irregularidades

Cuando la acción marina se ejerce sobre rocas que presentan diferentes resistencias a la erosión comienza un proceso de irregularización de la línea de costa. Este es el caso de las costas transversales afectadas por mares agitados, como las de Gran Bretaña o Irlanda.

Las nuevas irregularidades tienen sus mejores condiciones en las costas contrapuestas, ya que los depósitos sedimentarios ofrecen menos resistencia que la roca del litoral. Esta situación es frecuente en litorales glaciares (drift) y periglaciares (head), cuyos abundantes depósitos sedimentarios han fosilizado la línea de costa primitiva durante la anterior época de emersión.

Un caso particular es el de las costas de modelado glaciar que hoy se encuentran en regiones subpolares. Gracias al ascenso glacioisostático se trata, excepcionalmente, de costas emergidas no afectadas por la erosión marina. Además, al haberse interrumpido el aporte de clastos hoy forman costas siempre jóvenes con el perfil definido por las formas iniciales.

Referencias

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Geografía Geografía física Geomorfología Herencia en los dominios morfoclimáticos

Otras fuentes de información

• Páginas didácticas sobre Geografía

Notas