Islas de barrera

Son acumulaciones estrechas de arena que se extienden a lo largo de la costa marina o lacustre, en el frente de los deltas y alrededor de las islas. Para formarse y para subsistir requieren un rango de mareas micro o mesomareal, una pendiente costera relativamente baja y un suministro constante de sedimento que es aportado por los ríos que desembocan en la costa o por corrientes de deriva litoral. En cambio, el régimen hidrodinámico inducido por el oleaje puede ser muy variable.

El concepto de isla barrera está ligado al de las interrupciones entre ellas: los canales a través de los cuales se comunican el lagoon y el mar. El continuo uso de esos canales en ambasdirecciones suele conducir a la formación de acumulaciones arenosas en ambos extremos, que se conocen como deltas mareales . Uno se debe a la acción de la marea llenante o flujo, que se expande hacia el lagoon y por ello se denomina delta de fl ujo (fl ood delta);el otro es generado por la vaciante o refl ujo y se extiende hacia el mar, conociéndose comodelta de refl ujo (ebb delta). El desarro llo preferencial de uno u otro se liga con la relación queexista entre el rango mareal y la energía del oleaje (fi gura 11.33B). En efecto, el delta de reflujo está infl uido por el oleaje y por las corrientes de deriva litoral, mientras que el de fl ujoestá fuera del alcance de éstas por estar protegido por la barrera.

El sistema de canal y deltas no es estático, sino que se desplaza a lo largo de la costa afavor de la deriva litoral, disecando y removiendo los depósitos de la isla barrera. Esto suponeque, a partir de una cierta cota bajo el nivel del mar que coincidiría más o menos con la profundidad

de la base del canal, habría un cambio total de las secuencias que cabría esperar apartir de las descripciones anteriores. Una condición esencial para que se conserven las secuenciasde playa tales como las expuestas es que existan pocos canales mareales y que éstos permanezcanlo más estáticos posible pues, en caso de existir, sus depósitos tienen un elevado potencialde preservación.Es de destacar que pueden existir canales sin deltas mareales en sus extremos pero no deltasaislados, sin canales mareales que los alimenten. Este es un buen criterio para deducir lasituación de los antiguos canales o inlets en fotografía aérea, a partir de las cuñas arenosasasociadas a los deltas de fl ujo, que suelen distinguirse muy bien sobre los depósitos de lagoono llanura mareal.Los canales o caños (pasos) mareales se disponen transversalmente a la isla barrera y sedesplazan lateralmente, erosionando en un margen y depositando en el otro, de modo parecidoa los meandros fl uviales. La morfología del sistema de crestas de playa refl eja claramenteesta situación en fotografía aérea (fi gura 11.34), pero en ejemplos fósiles en los que sólo secuente con secciones hay que recurrir al análisis de facies con especial atención a la distribuciónde las paleocorrientes. Cuando migran las bocanas producen secuencias (fi gura 11.34) cuyascaracterísticas generales son parecidas a las de los deltas mareales. En ellas se distinguen dospartes: la inferior con base canalizada y depósitos groseros de abandono (lag), una facies de canal con estratifi cación cruzada bipolar de mediana escala tabular y en surco y superfi cies de

truncadura de ripples. En el ejemplo fi gurado domina la corriente de refl ujo (la sección estáorientada con el mar a la izquierda). El espesor de los sets dis minuye hacia arriba. El resto dela secuencia presenta rasgos mixtos de marea y oleaje, pues los principales agentes dinámicosson los de playa y duna eólica que se instalan sobre el canal relleno y retocan la parte alta desus depósitos.En una sección longitudinal de la isla barrera la unidad de relleno del canal de marea aparecerácomo un cuerpo tabular con estratifi cación cruzada de gran escala del tipo épsilon, debidaa la acreción lateral, cuya zona bajo el nivel del mar mostraría dominio de las corrientesde marea de direcciones mas o menos perpendi culares a la costa mientras que la zona sobre elnivel del mar mostraría rasgos propios de playa y cordones de dunas (fi gura 11.34). Un criteriosimple para distinguir estas facies de la de point bar de ríos meandriformes es la bipolaridadde las corrientes en las facies de acreción lateral, frente a las unidireccionales de los meandros.Los deltas de marea aparecen preferentemente en costas micro o mesomareales. Un rasgodinámico esencial, que tiene mucho que ver con su morfología posterior, es que las corrientesde fl ujo y refl ujo que los depositan siguen caminos diferentes, debido a que las partes de losdeltas que quedan cubiertas por el agua y, por ende, el campo sobre el que pueden actuar lascorrientes, varían mucho de pleamar a bajamar, cuando se alcanzan las máximas velocidadesde corriente.Los deltas de fl ujo presenten una forma típica de parábola abierta hacia el mar, bordeada

por canales de refl ujo. Esta morfología está relacionada con la separación de las corrientesmareales: el fl ujo puede pasar sobre la rampa y el bajío del delta cuando alcanza su máximavelocidad cerca de la pleamar, produciendo sand waves y megaripples; el refl ujo, por el contrario,alcanza su máximo cuando parte del delta está ya emergido y la corriente se ve obligadaa desviarse hacia los márgenes del delta donde acumula sand waves (fi gura 11.35). Una secuenciaideal mostraría megaripples migrando en sentidos opuestos correspondientes a los depósitosinicia les del delta, un intervalo de sand waves migrando hacia tierra (estratifi cación cruzada

LagoonEl tercer conjunto morfológico de las costas con islas barrera es la laguna, que suele conocersehabitualmente con el término inglés de lagoon. Lateralmente pasa a diversos subambientes:la parte de atrás de la isla barrera (backbarrier) con washover fans y deltas de fl ujo, lasllanuras y canales de marea o las playas que pueden fl anquearlo, los ambientes palustres convegetación en climas húmedos o las sabkhas en climas áridos.Las características sedimentarias son muy variables en función del clima, la amplitud

mareal y el comportamiento progradante o transgresivo de la costa. El sedimento más frecuente es de grano fi no incluyendo microsecuencias granodecre cientes que refl ejan la decantacióndel material aportado durante los períodos de inundación o tempestad. Normalmentepresenta laminación paralela textural o de co lores (fi gura 11.37) porque el depósito selleva a cabo en aguas tranquilas, ya que la isla barrera protege el lagoon del oleaje marino. Elgrado de bioturbación es muy variable y puede llegar a destruir la estructura interna original.Es frecuente encontrar pisadas de vertebrados. La ausencia de bioturbación es un indicio decondiciones restringidas en el lagoon y de ausencia de fauna bentónicas a causa de problemasde sali nidad o anoxia. En estos casos pueden aparecer restos fósiles bien preservados, pertenecientes,incluso, a organismos ajenos al lagoon o nectónicos, pues no hay carroñeros quelos destruyan.

En los lagoones situados en regiones con climas húmedos la vegetación es más abundantey es probable que aparezcan muchos restos vegetales o materia orgánica que constituye unaroca madre potencial de hidrocarburos sobre todo gaseosos (véase también McCubbin, 1982).Probablemente la salinidad decrecerá con frecuencia si las precipitaciones son altas y se encontraránsedimentos lacustres asociados.Por el contrario en climas áridos la vegetación y la materia orgánica son más escasas: haymenos restos vegetales y la biota refl eja los cambios drásticos de salinidad, llegando a aparecermoldes de cristales de evaporitas e, incluso, grietas de desecación rellenas de sedimentos de lasulteriores fases de inundación

A este sedimento fi no se añaden los procedentes de los ambientes circundan tes que seintercalan en la sucesión estratigráfi ca. Considerando varias colum nas, las intercalaciones desedimentos de deltas mareales de fl ujo, relleno de canal y, sobre todo, abanicos de arena (washoverfan) se hacen más abundantes hacia la isla barrera y pueden llegar a encontrarse las cuñasarenosas de las playas o las llanuras mareales de la parte de atrás de la isla barrera y los sedimentoseólicos. Hacia el continente aumentarán las facies de llanura y canal mareal, lacustres,palustres o de sabkha, haciéndose más escasos los anteriores (fi gura 11.38). Algo se mejanteocurrirá en secuencias transgresivas y progradantes (regresivas) respecti vamente, pues éstassuponen un desplazamiento de los subambientes.

Los sistemas de islas barrera, fl echas litorales y marismas (llanuras mareales) presentan unagran variedad de ambientes sedi mentarios (fi gura 11.12). Se distingue una zona arenosa dominadapor las olas, aunque con reto que de las corrientes mareales, y otra areno-arcillosa, mástranquila, en la que el principal inductor es la variación periódica de nivel por la oscilaciónmareal.Los aspectos principales a retener son:• El papel protector de las playas, islas barrera y fl echas litorales, que absorben la energíadel oleaje que mueve la arena continuamente.• El carácter dinámico y móvil del sistema, cuyos ambientes sedimentarios cambian inclusoa la escala de la vida humana (decenas de años).• La inestabilidad de los límites de las áreas de «dominio» de los diversos agentes. Los

límites se establecen con respecto a niveles del mar o de las mareas que se consideran«normales»: por ejemplo, se habla de zona supramareal, dunas litorales, etc. Pero la dinámicadel medio incluye mareas y tor mentas excepcionales que, además, pueden coincidir,y que causan cambios mayores de subam bientes, inundaciones generalizadas ydestruccio nes parciales de los perfi les estables en buen tiempo. El efecto es más dramáticoen costas transgresivas, es decir donde el nivel del mar asciende, como la orientalde Estados Unidos. Mención aparte merecen los efectos de los tsunamis, que puedeniniciar cambios morfológicos de gran magnitud.• Las diferencias litológicas de los depósitos en los diversos subambientes y los contrasteslaterales y verticales causados por rellenos de incisiones (canales, erosiones) y por apilamientovertical (des plazamientos del sistema costero). Ello supone notables diferenciasde compactación y com portamiento mecánico que deben preverse en los estudios actualesy en materiales fósiles.• La evolución temporal. Las oscilaciones del nivel del mar inducen transgresiones y regresionesque resultan en solapamientos de facies y notables diferencias entre la morfologíasuperfi cial y la arquitectura tridimensional de facies en el subsuelo. Los estudiosde evolución en tiempos históricos, los sondeos someros y los perfi lajes eléctricos ayudana determinar correctamente las asociaciones reales.El sedimento que nutre el sistema morfosedimentario proviene de la deriva litoral que lo

toma de las desembocaduras de los ríos y de la destrucción de acantilados u otras formas costeras previas (fi gura 11.10). A partir de la isla barrera se extienden varios subambientes alargadosmás o menos paralelamente a la costa en los que, a grandes rasgos, disminuye la granulometríaen dirección al mar.

RETROCESO DE ISLA BARRERA

Secuencias de playa con nivel del mar en ascenso y poco aporte sedimentarioque no compensa la creación de espacio de acomodación: retrogradacióncon agradaciónEn este caso, la relación DA/DS > 1 y los depósitos costeros se desplazan hacia el continenteen un dispositivo de retrogradación que produce transgresión. El mar sobrepasa repetidamentela isla barrera y las facies de washover fan alcanzan un gran desarrollo (fi gura 11.61).Las sucesiones generadas en contextos transgresivos presentan secuencias positivas granodecrecientescon disminución de la energía hacia el techo. El rasgo más característico, sinembargo, son las superfi cies erosivas producidas por la migración hacia tierra de las zonas demayor energía de la playa: el foreshore y los canales mareales, si los hubiera, que destruyen laspartes altas del perfi l de la playa (nótese que la parte erosionada es diferente a la de la regresiónforzada). Estas superfi cies quedan posteriormente bajo condiciones energéticas más moderadasy se preservan muy bien, pero representan la pérdida de una parte muy sustancial de la secuenciade playa, por lo que se les debe prestar especial atención.

El retroceso de la isla barrera en contextos transgresivos tiene varios orígenes (fi guras 11.64y 11.65). El más similar al descrito es el retroceso continuo por enrollamiento (roll-over), quesería semejante al de las orugas de un tractor (fi gura 11.64 A): las bocanas (inlets) se muevenarriba y debajo de la barrera rompiéndola una y otra vez y acumulando arena tras de ella (enla trascosta o backbarrier) en deltas de fl ujo que forman una plataforma elevada sobre el fondodel lagoon. En cierto momento, un evento mayor erosiona el foreshore y acumula granparte de la arena sobre la barrera y en la plataforma de la trascosta en grandes washover fans.Otro tipo de islas barrera deriva de lóbulos deltaicos depositados durante fases de nivel delmar bajo (fi gura 11.64 B). Al comenzar la transgresión y hundirse el frente deltaico, las playasse separan del resto del delta y dan lugar a una isla barrera arqueada tras la que se abren lagoonesalargados. Según progresa la transgresión la isla barrera retrocede hacia tierra sobre lallanura que en el nivel del mar alto (highstand) forma la plataforma continental. La posiciónde la desembocadura del río, reutilizada después como estuario y bocana, queda registrada porun bajío de acumulación de arena.El retroceso de las islas barrera puede ser también cíclico. Se produce en los frentes deltaicosde lóbulos abandonados que tienden a ser inundados a causa de la compactación tempra-na, posiblemente unida a cierta tendencia a la subida del nivel relativo del mar, como sucedeen el Mississippi. En este caso, la barrera subsiste algún tiempo, pero la escasez o ausencia deaporte y la elevación rápida del nivel relativo del mar acaban por hacerla inestable y el mar la

cubre convirtiéndola en una o varias barras de plataforma (fi gura 11.65). El proceso se repiteuna y otra vez a medida que los lóbulos del delta van siendo abandonados y cesa en ellos elaporte fl uvial, de ahí el apelativo de cíclico

Secuencias de playa con nivel del mar en ascenso y muy poco aportesedimentario que no compensa la creación de espacio de acomodación:retrogradaciónEn el caso más extremo, la subida eustática supera con mucho las posibilidades del aportesedimentario y la relación DA/DS >> 1. Los depósitos costeros se desplazan hacia el continentedejando tras de si retazos más o menos aislados y erosionados por el paso del oleaje en elforeshore y la acción de los temporales en el shoreface superior.Hay dos formas principales de retroceso: subida continua o subida con detenciones ostillstands. Una subida continuada conduce al traspaso (overstep) de la isla barrera y la retrogradaciónva dejando tras de si una capa delgada de arena. En cambio, un ascenso eustáticocon detenciones produce una superfi cie erosiva irregular con escalones debidos a las sucesivassubidas (step up) y la superfi cie erosiva queda luego cubierta por una capa poco potente dearenas de plataforma removidas por los temporales (fi gura 11.66).Un efecto parecido al de las detenciones tienen las irregularidades del fondo. Si la retrogradaciónse produce sobre una superfi cie con irregularidades, las zonas topográfi camente más elevadas sirven de asiento a playas y barreras que tienden a progradar en tanto la subida eustáticalo permite, hasta que, fi nalmente, el nivel del mar sube demasiado y las sumerge, conlo que la costa se desplaza de nuevo hacia el continente (fi gura 11.67).La diferente acomodación a lo largo del tiempo, frente a las oscilaciones eustáticas tiene una

gran infl uencia en la arquitectura estratigráfi ca de las unidades costeras resultantes (fi gura 11.68).

Otros subambientes de islas barreraLagoonEn las costas con islas barrera existe unlagoon o laguna somera detrás de las dunaseólicas, al que se asocian frecuentemente subambientesmareales. Existen, asimismo, playassecundarias en ambos márgenes del lagoon.Las características sedimentarias son muyvariables en función de la amplitud de lasmareas y del clima. En climas húmedos contienenmucha materia organlca y restos deplantas, mientras que en climas áridos la materia orgánica es más escasa, aparecenhuellas de desecación y la biota puede reflejarlos cambios de salinidad.El sedimento más frecuente es de granofino con laminación paralela, depositado enaguas tranquilas. La bioturbación puede ser

muy abundante, borrando parcial o totalmentela estructura interna original.A este sedimento tino se suma arena procedentede las llanuras de marea marginales,los canales mareales que las drenan, los deltasde reflujo, la deflacción eólica y los washoverfans. Estos últimos producen cuerposarenosos cuya estructura interna registra ladisminución brusca de energía que se produceal penetrar el agua cargada de sedimentoprocedente de la playa en un cuerpo deagua estática

Tidal in le/s O esteros de mareaSon las interrupciones de las islas barrerapor las cuales se ponen en comunicación ellagoon y el mar abierto. En sus dos extremosse suelen formar deltas de marea, de loscuales se desarrolla mejor el de flujo o el dereflujo según la relación que exista entre laamplitud de la marea y la energía del oleaje(lig. 5-12). Estos esteros o caños migran activamente,dando lugar a. una secuencia quecomprende gravas basales (lags), sobre ellasuna parte con dominio mareal, otra con dominiodel oleaje y, en su caso, a techo, dunaseólicas

Ejemplos de playase islas barrera progradantes:Criterios generales de reconocimientoLa progradación costera produce una mega·secuencia negativa. A muro se sitúan los sedimentoslaminados y bioturbados de granofino correspondientes a los subambientes demar abierto y, sobre ellos, con desarrollo variable, los sedimentos propios de los diversos

subambientes descritos más arriba, para finalizaren las arenas eólicas con restos ve·getales. Si se trata de islas barrera, se su·perpondrían facies de lagoon y, en su caso,mareales e incluso fluviales, integrando unasegunda megasecuencia negativa, que sueleser de escala menor que la primera.El tamaño de grano, la selección del sedi·mento (sorting) y el nivel de energía refle·jada en las estructuras sedimentarias prima·rias, aumentan hacia el techo.Con frecuencia puede reconstruirse la geo·metría derivada de la progradación del amobiente sedimentario. Es muy interesante destacar la geometría canalizada de los esteroso tidal inlets y la morfología de los deltas.La red de paleocorrientes puede variar mucho,pero suelen aparecer máximos dirigidoshacia tierra, hacia el mar y paralelamente ala costa en respuesta al sistema de circulacióncostera.Los fósiles pueden ser muy escasos o inclusoestar ausentes. De existir, muestranun cambio desde organismos bentónicos yplanctónicos claramente marinos en la basehacia costeros y terrestres a techo. Las ichnofaciesreflejan el aumento de la energíaambiental hacia el techo.

Ejemplos de playas e islas barreratransgresivasCriterios de reconocimientoSon los opuestos a los indicados en el .apartadoanterior. Se forma una megasecuencia positiva que suele mostrar huellas de la erosión

producida por la migración de las zonasde alta energía de la playa. El grado de Conservaciónde los depósitos depende en granmedida de la velocidad de subsidencia, dela energía costera y del aporte de sedimento.En contextos transgresivos las islas barrerason sobrepasadas repetidamente por elmar y se desarrollan masivamente los washoverfans. De este modo. el sedimento dela isla barrera es arrastrado hacia el continente.Otra parte del sedimento que se erosionaes arrastrado hacia las partes profundasde la playa cuando las olas de tormentase calman y el agua apilada en la playa vuelvehacia el mar.

Ambientes de Isla Barrera

Las dunas en los ambientes de islas barreraEl transporte de arenas hacia tierra origina en el ambiente detrasbarrera la acumulación de estos materiales como dunas. Enellas, el crecimiento de vegetación oportunista sobre el área detrasbarrera atrapa las arenas levantadas a medida de que semueven sobre la superficie de la playa. A medida de que losmontículos de arena se van acumulando, la vegetación continúacreciendo, dando lugar a dunas substanciales.Los principales factores implicados en el desarrollo de las dunasarenosas son la presencia de viento y la amplitud de una playaseca, así como la abundancia de sedimento aportado a las áreasde trasbarrera. Las dunas pueden aportar excelente protección ala porción que da hacia tierra dentro de una isla barrera, y,cuando sea posible, su continuo crecimiento podría serreactivado

Perfil generalizado de una isla barrera y de los ambientes costeros

isla de barrera: cuerpos de arena lineares paralelas a la costa que se separan parcial o permanentementeuna zona somera inundándola (lagoon) con mas asiento.Se compone de zonas eloicas costeras. posee estructuras como estratificaciones cruzadas planar o en surcoslaminación paralela horizontal o inclinada, o estratificación cruzada compuesta y huellas de pisadas de animales

La formación de playas como crestas únicas o como sucesión de cordones progradantesadosados lateralmente (strandplain), fl echas litorales e incluso sistemas de islas-barrera lagoonsimilares a los marinos (Renaut y Owen, 1991; Bray y Carter, 1992) ocurre siempre y cuandoel viento sea constante y la masa de agua sea sufi ciente para generar olas con la envergaduranecesaria para mover y retrabajar el sedimento disponible. El litoral debe tener un gradientetopográfi co medio a alto, ya que si el gradiente es muy tendido la energía del oleaje se disipa.Además no debe encontrarse sometido a oscilaciones frecuentes del nivel del lago, que trasladanfrecuentemente la posición del área litoral sobre la que actúa el oleaje. La ausencia demareas restringe notablemente el área de infl uencia del oleaje. Este hecho implica también quelas playas lacustres sean similares a las playas marinas micromareales, que presenten foreshoresestrechos y una única berma o como mucho una segunda ligada a las tormentas. En muchoscasos, la presencia de macrófi tos y vegetación subacuática inhibe la formación de playas, yaque la pantalla vegetal atrapa el sedimento e impide el desarrollo del perfi l típico de playa.Si el oleaje no tiene la constancia y la magnitud sufi ciente o el litoral es muy plano lasevidencias sedimentarias de la actividad del oleaje quedarán restringidas al retrabajamiento insitu de sedimentos depositados previamente por otros procesos a los que se sobreimpondránripples de oscilación.Otro limitante a la construcción de playas lacustres y una marcada diferencia respecto a

las marinas es la morfología del litoral lacustre. Los litorales lacustres son más irregulares quela línea de costa marina por lo que la formación de playas se restringe lateralmente por la variaciónde la orientación de la línea de costa y los cordones playeros tendrán una extensiónlateral limitada. Se pueden desarrollar cordones separados lateralmente entre los que puedenaparecer sedimentos fangosos, biohermos e incluso carbonatos formados en las áreas protegidas.

Canales de marea: interrupciones de la isla barrera por las que se conecta el lagoon con el marLagoon: cuerpo de agua confinado tras la isla barrera. posee características sedimentarias, grado debioturbación muy variable

Hacia la isla barrera encontraremos facies de abanicos de lavado y llanura mareas de la parte trasera de laisla barrera, en cambio el continente encontraremos facies de llanura y canales de marea.Abanicos de lavado: son cuerpos arenosos en forma de abanicos que se forman por la destrucción parcial dela isla barrera en una tormenta,. Posee laminación paralela que un zonas distales pasa a estratificacióncruzada en secciones transversales presentan forma de borde convexa hacia arriba

son cuerpos alargados de arena dispuestos generalmente en forma paralela a la línea de costa y muy cerca de estas. El margen que da hacia el mar es uniforme pero irregular hacia la costa. Generalmente están separadas de la costa por algnas lagunas someras, marismas, estuarios.

Están disectadas por canales y deltas de marea que comunican las lagunas con el mar abierto. Pueden tener longitudes desde un

par de km hasta cientos de km y espesores desde cientos de metros hasta 6 o 7 km

Es un accidente costero caracterizado por un cordón más o menos angosto y de escasa elevación ubicado paralelo a la línea de costa y cercano a ella. Este cordón puede ser tanto unas pocas islas como una cadena ininterrumpida de más de diez. Incluso pueden extenderse sin separaciones a lo largo de cientos de kilómetros, salvo en áreas donde las aguas del mar son bajas, ya que interrumpen esta serie.

Más precisamente, el largo y el ancho de este tipo de accidentes y la configuración general que lo caracteriza dependen de varios factores, como la amplitud de las mareas, la fuerza con la que impactan las olas, el tipo de sedimentación existente, las tendencias del nivel del mar y las características del relieve oceánico.A principios de 2011, investigadores norteamericanos declararon haber realizado 657 nuevos hallazgos de islas barrera a través de imágenes por satélite, lo que en todo el mundo sumarían un total de 2149.Teorías sobre la formación de las islas barreraDado que las islas barreras pueden observarse en costas de todo el mundo, se concluye que pueden originarse en entornos ambientales de distinta índole.Durante más de 150 años, muchos científicos propusieron diversas explicaciones sobre cómo se originan las islas barreras. Si bien no han podido descifrar el origen de todas las que hay distribuidas en las costas del mundo, en forma general consideran que intervienen en este proceso diferentes mecanismos.

Todas las teorías existentes se agrupan en tres, que describiremos a continuación:Teoría de las barras costa afuera: fue una de las primeras explicaciones, publicada en 1845 por el geólogo francés Jean-Baptiste-Louis Élie de Beaumont, quien sostenía que el oleaje que

actuaba sobre aguas profundas agitaban la arena y la depositaban en forma de barra cuando las olas rompían y perdían fuerza. A medida que estas barras iban creciendo verticalmente, asomaban sobre el nivel del mar y formaron las islas de barrera.

Teoría de acreción de espigones de arena: es una hipótesis propuesta en 1885 por el geólogo estadounidense Grove Karl Gilbert, quien explicaba que los sedimentos que constituían la barrera provenían de fuentes ubicadas en la extensión de la costa, dado que el sedimento barrido por las olas en la deriva costera construía bancos de arena que se prolongaban desde los cabos paralelos a la costa. Finalmente, la rotura que producía en el espigón o banco de arena a causa de las olas de tormenta sería la responsable de terminar de formar las islas barrera.

Teoría de la inmersión o teoría de sumergencia: esta hipótesis fue presentada en 1890 por el geólogo y antropólogo estadounidense William John McGee, quien explicó el por qué de la formación de las islas barrera a partir de la experiencia concreta en la costa Oriental y en la costa del Golfo de los Estados Unidos. Resulta que antiguamente ambas quedaron sumergidas, por lo cual las cordilleras costeras se separaron de la zona continental, formando lagunas detrás de éstas. Así lo demostraría, según McGee, la gran cantidad de valles inundados que actualmente se sitúan a lo largo de la costa.

Lee todo en: Isla barrera | La guía de Geografía http://geografia.laguia2000.com/general/isla-barrera#ixzz3InWLNGVz

Islas de barreraLas islas de barrera son cuerpos alargados de arena dispuestos

generalmente en forma paralela a la línea de costa y muy cerca de estas. El margen que da hacia el mar es uniforme pero irregular hacia la costa. Generalmente están separadas de la costa por algnas lagunas someras, marismas, estuarios.

Están disectadas por canales y deltas de marea que comunican las lagunas con el mar abierto. Pueden tener longitudes desde un par de km hasta cientos de km y espesores desde cientos de metros hasta 6 o 7 km

Con la marisma sumergida, la única defensa que tiene el delta son unas cuantas islas de barrera, aunque también se están desmoronando a una gran velocidad. hace cien años sus mangles negro frenaban las olas del océano, cortaban las crecidas cuando había tormentas y retenían el agua salada.

 Antes salían anualmente millones de toneladas de sedimento por la desembocadura del Río Mississipi; las corrientes paralelas a la costa las arrastraban hacia las islas y se reconstruía lo que las mareas se habían llevado. Pero actualmente los sedimentos se precipitan por el borde del talud continental debido a los diques y drenados construidos que impiden la formación natural de los meandros al final del río.

 A medida que las obras ingenieriles levantaron diques, las ciudades y la industria drenaron zonas de marismas consideradas baldías hasta entonces. Cuando cesaron las inundaciones y se drenaron las aguas superficiales bajo la capa freática, las capas superiores de fango se secaron, compactaron y subsidieron, con lo que se aceleró el proceso de su hundimiento bajo el nivel del mar. Por esta razón el Cuerpo de Ingenieros y la Junta de Aguas y Residuos de la ciudad, excavaron un laberinto de canales que recogiesen el agua lluvia. Ésta sólo podía verterse al Lago

Pontchartrain, pero dado que su elevación media es de 30 cm. hubo que construir estaciones de bombeo elevadoras. Además de ésta, las bombas cumplen otra importante función: lo canales son zanjas, o sea, que reciben las aguas subterráneas de los suelos húmedos. Si están llenos, no pueden absorber el agua de una tormenta, por lo que las bombas se utilizan para sacar esas filtraciones de los canales, el inconveniente es que de esta manera se saca más agua del subsuelo el cual se seca y hunde más. A medida que se hunde, más se inunda y mientras tanto las calles y entradas a las casas y los patios ceden, causando que las casa salten por los aires porque se rompen las conducciones del gas natural.

Este capítulo se dedica al estudio de las playas y de los sistemas de isla barrera y lagoon,con especial énfasis en los modelos fósiles, por lo que se presta poca atención a los aspectosgeomorfológicos e ingenieriles, esenciales para las costas actuales, pero que no suelen aportar

demasiado al estudio de las secuencias antiguas.

Desde el punto de vista sedimentológico, hay una estrecha relación entre la morfologíacostera y el rango o amplitud de las mareas (fi gura 11.2). Las costas en las que la amplitudmareal no supera los dos metros se denominan micromareales. Si se forman islas barrera, éstasson largas, con pocas interrupciones o pasos entre ellas. Las costas cuyo rango mareal se sitúaentre dos y cuatro metros se denominan mesomareales y en ellas las islas barrera tienden a ser

más cortas, aumentando, en consecuencia, el número de canales o bocanas entre ellas. Lascostas en las que la amplitud de mareas supera los cuatro metros se denominan macromarealesy suelen ser lugares donde se asientan llanuras de marea (tidal fl ats) y estua rios, en los quelos cuerpos arenosos o barras tienden a disponerse perpendicular mente a la dirección general

de la costa.

Otro factor a tener en cuenta es la inclinación de la plataforma sublitoral aneja a la playa.Cuando la pendiente es baja la energía del oleaje que incide en la costa se va amortiguandoprogresivamente por rozamiento contra el fondo, es decir se va disipando, y por eso a esasplayas se les denomina dissipative (disipativas, disipadoras o disipantes). Son playas de arena,amplias y con poca pendiente hacia el mar (pendiente mayor de 3,5%, aproximadamente 1,6°).Por el contrario, cuando la pendiente de la zona sublitoral es más, alta las olas llegan a la playasin obstáculos. En este caso, aunque la energía del oleaje no sea demasiado alta, se aplicacasi toda sobre la playa; son las playas refl ective (refl ectivas, refl ectoras o refl ejantes), formadaspor cordones litorales estrechos y empinados (pendiente mayor del 8,75%, aproximadamente4°) en la parte más interna. Pertenecen a este grupo la mayoría de las playas de grava mediterráneaspeninsulares al pie de relieves montañosos drenados por ríos que aportan el sedimentogrueso. Normalmente las islas barrera se desarrollan en costas arenosas disipativas, pero

también las hay en costas de grano grueso reflectivas.

Factores que influyen en la morfología litoral

SUBAMBIENTES Y DINÁMICAEn el sistema de isla barrera y lagoon, el más complejo dentro de las costas, se distinguentres grandes conjuntos geomorfológicos: la isla barrera, o cuerpo arenoso alargado que se extiendebordeando la costa, el lagoon o cuerpo de agua con fi nado tras la barrera y las bocanasy deltas de marea asociados que cortan la isla barrera y comunican el lagoon con el mar abierto.

Cada uno de ellos se compone de varios subambientes con procesos sedimentarios propios

Shoreface o zona sublitoralEs la parte más distal y profunda de la playa y pasa gradualmente a la plataforma interna(off shore). El límite entre ambas es el nivel de base del oleaje de buen tiempo. Como el nivelde base oscila con el estado de la mar, también lo hace el límite, de modo que en realidad elshoreface pasa gradualmente al off shore a través de una zona de transición que se ve afectadapor el oleaje esporádicamente.En la parte inferior del shoreface al fondo está esencialmente fuera de la acción de las olas,aunque puede ser barrido por corrientes diversas. El sedimento es arena fi na a limo con laminaciónparalela y bioturbación variable que ocasionalmente llega a borrar la estructura internaoriginal. Los temporales y los eventos de mar de fondo, con sus olas de período más largo,remueven parte del fondo y el sedimento se redeposita al cesar el temporal.El oleaje de alta energía forma laminación paralela y estratifi cación cruzada hummocky. Laestratifi cación cruzada hummocky (HCS) es un tipo de laminación de bajo ángulo, ligeramenteondulante cuyo espesor aumenta y disminuye lateralmente y muestra suaves discordancias

internas (fi gura 11.13A). La HCS se forma por corrientes oscilatorias fuertes y relativamente