El IEO ha establecido la profundidad de la cima del cono principal de la erupción submarina en 120 metros

14-02-2012 .
Según informa la Consejería de Economía, Hacienda y Seguridad, la erupción submarina de La Restinga (El Hierro) sigue activa, así como el proceso de reactivación magmática, por lo que se mantiene la vigilancia.

Los responsables científicos del Instituto Oceanográfico Español, del que depende el Buque Ramón Margalef, han confirmado a la dirección del Plan de Protección Civil por Riesgo Volcánico (PEVOLCA) que la profundidad a la que se encuentra la cima del cono principal de la erupción submarina se estima en 120 metros.

Asimismo, se ha comprobado en la batimetría realizada hace una semana, la aparición de un cono secundario adosado a la ladera del cono principal que tiene una cota de 75 metros y cuya cima se encuentra a 200 metros de la superficie. Según los trabajos realizados se deduce además que la emisión de material varía alrededor de la cima principal y que esa zona, al Este de El Julan, es el único lugar de toda el área prospectada en las diferentes campañas en la que se ha detectado actividad volcánica submarina

Estas han sido las principales conclusiones presentadas esta mañana en la reunión del comité científico del PEVOLCA, celebrada en Santa Cruz de Tenerife, en el que estuvieron presentes el director general de Seguridad y Emergencias, Juan Manuel Santana, el subdelegado del Gobierno en Canarias; Guillermo Díaz Guerra, el director general de Protección Civil del Ministerio del Interior, Juan Antonio Díaz Cruz, por videoconferencia; y los representantes de las instituciones científicas que asesoran al PEVOLCA: Instituto Geográfico Nacional, Instituto Volcanológico de Canarias y Centro Superior de Investigaciones Científicas.

En cuanto a la evolución del fenómeno eruptivo, el Comité Científico ha concluido que la erupción sigue activa y continúa el proceso de reactivación magmática a tenor de los parámetros de gases, deformación y sismicidad. Por ello se mantiene la vigilancia constante por si se diera variaciones significativas.

Por su parte, el director general de Protección Civil anunció a la dirección del PEVOLCA que a finales de esta semana se celebrará la reunión que establezca el sistema de rotación de embarcaciones para la realización de los trabajos científicos que permitan seguir la evolución del proceso.

Por último, el Comité acordó la apertura del acceso a la cala de Tacorón una vez el sistema de medición continuo de gases esté conectado con la sala del CECOES 1-1-2, y se instale cartelería informativa en la zona.

(Publicado en: http://www.gobcan.es/noticias/index.jsp?module=1&page=nota.htm&id=147395)

Cambios en las bocas eruptivas del volcán submarino de La Restinga.

Artículo publicado en el periódico http://www.laprovincia.es/ el día 6-2-2012.

Un informe de la doctora Elena González, difundido por Avcan, explica la evolución del volcán herreño a través de las imágenes oficiales del fondo marino. En él aparecen múltiples bocas de emisión discontinua que han dado paso a un único foco actual.

Bocas que emiten lava frente a otras que expulsan gases y piroclastos. Todas ellas se han ido sucediendo de forma discontinua a lo largo del proceso volcánico submarino que se está desarrollando en la isla de El Hierro y han dado paso, en la actualidad, a un foco único de emisión.

Esta es una de las principales conclusiones del informe Batimetrías realizadas en El Hierro, difundido por la asociación volcanológica Avcan (Actualidad Volcánica de Canarias) y desarrollado por la doctora Elena González Cárdenas, directora del grupo de investigación Geomorfología, Territorio y Paisaje en Regiones Volcánicas de la Universidad de Castilla-La Mancha (UCLM).

González ha hecho un análisis sobre la evolución del proceso eruptivo de carácter submarino que se está produciendo en El Hierro, a partir del análisis de una recopilación de imágenes batimétricas (profundidades marinas) desarrolladas por los organismos científicos que se hayan en la zona (IEO, Involcan...).

"Las imágenes batimétricas son la base para poder comprender y abordar la complejidad de un proceso eruptivo como el que afecta al Mar de Las Calmas. Son un imprescindible punto de apoyo al que encardinar los resultados de otros parámetros derivados de una correcta monitorización del hecho volcánico (sismicidad, deformación, emisiones gaseosas...)", explicó la investigadora.

La doctora González Cárdenas estuvo presente en El Hierro, en las primeras semanas de la erupción, y posteriormente ha seguido el proceso a través de las webcams, fotografías y vídeos del IGN e Involcan-GC.

Con toda esta información a su alcance, confirma la presencia de un edificio volcánico principal con una boca de emisión, según las batimetrías, de posición somital, que en la actualidad parece comportarse como el foco único de emisión de gases y piroclastos, "y posiblemente, y de forma no continuada si atendemos a las fluctuaciones de la señal de tremor, lava en forma de coladas".



Independientemente de esta evidencia, Elena González asegura que la actividad eruptiva del Mar de Las Calmas se ha desarrollado, en algunos momentos, a partir de múltiples bocas de emisión, alineadas en una misma dirección, observada a partir de las imágenes publicadas por los organismos que siguen el proceso.

"En los últimos días, la presencia de actividad sísmica de pequeña magnitud, con focos localizados en esas hipotéticas zonas de debilidad, confirmarían la existencia de esas bocas, que no han tenido un funcionamiento continuado en el tiempo, pero que parecen haber desarrollado un incipiente grado de especialización, posiblemente relacionado con la topografía del fondo oceánico".

La investigadora explicó que, según la altitud a la que se sitúan las bocas de emisión, en una pendiente, las que están en las zonas más elevadas suelen emitir gases y piroclastos, mientras que en las situadas a menor altitud la lava líquida encuentra más facilidad para salir y se emite en forma de coladas. "Esto se da en algunas fisuras eruptivas de Canarias (chahorra) pero no significa que ocurra en todas las fisuras eruptivas", subraya, aunque hace hincapié en que dicha observación "queda supeditada a las evidencias científicas que se han obtenido y se obtienen a partir del análisis de los datos capturados mediante el empleo de instrumental adecuado de monitorización, de los que yo no dispongo".

En las primeras imágenes del fondo oceánico, una vez iniciado el proceso eruptivo, se apreció, al compararlas con otras anteriores a dicho proceso, la modificación de ese fondo con la creación de un edificio volcánico de estructura cónica en el que se distingue la presencia de un cráter.

A partir del conjunto de imágenes que se manejan de diferentes organismos y fechas, se detecta la existencia de tres bocas de emisión. "Sin embargo, en apreciaciones llevadas a cabo a partir de las fotografías tomadas por el helicóptero de la Guardia Civil y difundidas por el Involcan, se aprecia la presencia de múltiples bocas de emisión, con una clara orientación lineal".

También se observaron alineaciones de posibles bocas eruptivas siguiendo otra dirección, a partir de fotografías aéreas, que se corresponderían con una fisura eruptiva submarina. "Sin embargo, sin conocer la dirección de las corrientes superficiales en el día que se obtuvo la fotografía, no es prudente afirmar de forma categórica que se trate de las marcas dejadas por la actividad de múltiples bocas en una fisura eruptiva. También pueden corresponder con un desplazamiento del material emitido, en función de la dirección de los vientos dominantes", recoge el informe.

González concluye que, en las últimas semanas de la erupción, se ha observado un posible único foco de emisión concentrada, coincidente con el cráter detectado en las gravimetrías. "Sin embargo, en fotografías del 23 y 24 de enero, tomadas por Avcan, y en capturas de imágenes de las webcams instaladas por diversas instituciones, parecen aparecer al menos tres claros focos de emisión de gases y piroclastos".

La cima del volcán submarino de El Hierro está a 130 metros de profundidad

(artículo publicado en el periódico www.larazon.es el 19/01/2012)
http://www.larazon.es/noticia/9858-la-cima-del-volcan-submarino-de-el-hierro-esta-a-130-metros-de-profundidad
La batimetría realizada la primera semana de enero de 2012 por los científicos del buque oceanográfico Ramón Margalef, perteneciente al Instituto Oceanográfico Español (IEO) ha establecido en 130 metros la profundidad a la que se encuentra la cima del volcán submarino.


Así se lo han comunicado esta mañana los responsables de la campaña científica a la dirección del Plan de Protección Civil por Riesgo Volcánico (Pevolca), informa el Gobierno de Canarias en un comunicado. 

Los levantamientos batimétricos efectuados fueron llevados a cabo durante los días 10 y 11 de enero, y también han permitido apreciar un aumento significativo de volumen, tanto del cono como de los depósitos asociados a los puntos de emisión de material. 

Este aumento de volumen llega a cubrir casi por completo el escarpe occidental del cañón submarino que enmarca los puntos de emisión y los depósitos volcánicos. Estos depósitos discurren desde la zona de emisión hasta unos 2.000 metros de profundidad y se ven estrangulados en su curso medio, a 950m de profundidad, por un estrechamiento del cañón que actúa como controlador de descarga entre dos zonas de depósito diferenciadas: la zona de depósito del curso alto y el cono de deyección. 

Para el curso alto, los científicos del Ramón Margalef han estimado que el volumen total depositado alcanza 57 millones de metros cúbicos y para el cono de deyección un volumen de 88 millones de metros cúbicos, lo que supone 145 millones de metros cúbicos de material depositado. 

En cuanto a la evolución del cono volcánico, el Ramón Margalef constató que el desdoblamiento de la cima que se registró en el levantamiento anterior no existe en estos momentos y de nuevo aparece una única cima en las coordenadas: 2737.18'N ; 1759.58'W. 

Asimismo, el cono ha modificado su ladera respecto al levantamiento de diciembre. Su pendiente en el flanco Sureste ha aumentado debido en parte al aumento en altura de la cima y a la disminución de la convexidad del cono, que pudiera ser atribuido a una deflación ocurrida en el periodo comprendido entre las dos batimetrías. 

El Instituto Geográfico Nacional (IGN), por su parte, trasladó a la dirección del Pevolca que ayer, a las 17.00 horas, comenzó una gran emisión en superficie de fragmentos de lava humeantes, algunos de los cuales pudieron ser recogidos por los científicos para realizar análisis petroquímicos. 

Asimismo, en el vuelo de la nave Sasemar se ha registrado una temperatura de 22.6 C en la zona de emisión frente a los 19.4C de la zona no afectada.

Crecimiento y derrumbes en el volcán submarino de La Restinga.

Desde que se iniciaria el proceso eruptivo en el Mar de Las Calmas, la morfología del cono o conos volcánicos ha ido cambiando con el tiempo. Después de fases de crecimiento en altura más o menos rápida, se suceden procesos de desplomes o hundimientos, necesarios para mantener el equilibrio de la estructura. Publicamos una nota emitida por la Consejería de Economía, Hacienda y Seguridad del Gobierno de Canarias el día 24-12-2011, tras conocer las mediciones batimétricas del buque oceanográfico Sarmiento de Gamboa.

http://www.gobiernodecanarias.org/noticias/?module=1&page=nota.htm&id=146508

Se trata de un proceso habitual en la formación de los conos volcánicos con reajustes que equilibran la estructura volcánica 

El buque oceanográfico Sarmiento de Gamboa captura una nueva imagen acústica en la zona de la erupción

La Unidad de Tecnología Marina del CSIC ha informado a la dirección del Plan de Protección Civil por Riesgo Volcánico (PEVOLCA) que según el reconocimiento barimétrico realizado por el buque oceanográfico Sarmiento de Gamboa la zona más superficial del cono volcánico en la isla de El Hierro ha experimentado un pequeño descenso del orden de 15 a 20 metros. Este proceso, indican, es habitual en la formación de los conos volcánicos, que experimentan un crecimiento rápido y también una serie de reajustes que reequilibran la estructura volcánica. 

Además, la Unidad de Tecnología Marina del CSIC ha proporcionado a la dirección del PEVOLCA una imagen acústica obtenida ayer con una de las ecosondas del Sarmiento de Gamboa que muestra lo que ocurría, en el momento de la captura de la imagen, en la zona de la erupción. 

En la imagen, comparable con una ecografía, el perfil blanco corresponde al relieve y topografía en la zona del volcán, mientras que los tonos anaranjados reflejan el material que expulsa el volcán. 

Asimismo, en el momento en el que se realizó la medida, la emisión del volcán alcanzaba la superficie. Parte de los materiales que quedaban en suspensión en la zona más superficial corresponden al color marrón de la mancha que se observa en la superficie. Por su parte, el material, de color naranja, va cayendo desde la superficie sobre los flancos del volcán y por toda la zona de la erupción. 

Tremor y sismicidad 

Por otro lado, el Instituto Geográfico Nacional (IGN) ha confirmado a la dirección del PEVOLCA que en el día se ayer la señal del tremor se mantuvo en los mismos valores medios de los días anteriores aunque presentando mayor variabilidad de largo periodo durante el día, sin pulsos. 

En cuanto a los terremotos, hay que destacar que en la jornada de ayer se registraron dos movimientos sísmicos con una magnitud de 1.6 grados, ninguno de ellos sentido por la población. El primero, a las 2:16 horas se localizó en la zona de El Golfo a 16 kilómetros de profundidad, mientras que el segundo se registró a las 4:09 horas, al Suroeste de El Pinar y a una profundidad de 15 kilómetros. 

En total, desde el 19 de julio se han localizado 11.934 eventos en la isla de El Hierro. 

Deformaciones 

Las estaciones de control de la deformación mantuvieron un patrón estable en las componenetes horizontales y una tendencia hacia la estabilidad en las verticales en toda la Isla. 

Por lo que se refiere a la mancha, durante la mañana de ayer se apreciaba la mancha de color verdoso extendiéndose hacia el Sur y sin cabecera. Durante la tarde se observó burbujeo en la zona del centro emisor y mancha a su alrededor extendiéndose hacia al Sureste. 

Además, en el informe del vuelo de la misión SASEMAR 103 realizado en la tarde de ayer, se señala la detección de un foco bien definido y circular en el área de emisión sin observar material ni vapor de agua en superficie. El sensor IR detectó una anomalía de 2,2ºC en la zona de emisión respecto al mar de fondo.

Deslizamientos submarinos recientes en la Cresta de Alborán.

Publicamos parte del artículo publicado por Pedro Martínez-García , Menchu Comas, Juan I. Soto, Lidia Lonergan , y Silvia Pérez-Hernández, del Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC y Universidad de Granada), Facultad de Ciencias, Granada, España, del  Departamento de Geodinámica e Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC y Universidad de Granada), Facultad de Ciencias, Granada, España y del  Department of Earth Science and Engineering (Imperial College London), South Kensington Campus, London. United Kingdom.

Versión íntegra publicada en el número 47 de Geogaceta, 2009.

http://www.sociedadgeologica.es/archivos/geogacetas/geo47/art23.pdf

Introducción

Los procesos de inestabilidad gravitatoria condicionan en gran medida la morfología y evolución del fondo marino, siendo de considerable magnitud en los taludes continentales de ámbitos oceánicos. El progresivo desarrollo de técnicas geofísicas y métodos directos para obtener información del fondo marino y su subsuelo somero, ha favorecido el descubrimiento de numerosos deslizamientos submarinos en distintos contextos geológicos y morfológicos (e.g., Casas et al., 2003; Sultan et al., 2007, entre muchos otros).

En el Mediterráneo Occidental, la Cuenca del Mar de Alborán es bien conocida en aspectos que conciernen a su relleno sedimentario, a su estructura y evolución tectónica, y a sus peculiares características geofísicas (e.g., Comas et al., 1992, 1999; Jurado y Comas, 1992; Watts et al., 1993; Torné et al., 2000). Sin embargo, el origen, procesos y productos de posibles deslizamientos relacionados con los relieves de la Cuenca, han sido objeto de escasa atención específica (e.g., Bárcenas et al., 2004; Ballesteros et al., 2008).

La denominada Cresta de Alborán es el rasgo fisiográfico más sobresaliente del fondo del Mar de Alborán, destacando entre los numerosos relieves y las depresiones o surcos que la jalonan (Fig. 1a). Esta «cordillera submarina», con una morfología marcadamente lineal de dirección SONE, destaca como una de las estructuras mayores dentro del Arco de Gibraltar (Fig. 1). La Cresta de Alborán delimita las tres cuencas principales conocidas en el Mar de Alborán (Cuencas Oeste, COA; Cuenca Este, CEA y Cuenca Sur, CSA) (Fig. 1). Este alto batimétrico tiene unos 130 km de longitud y una elevación máxima de 1850 m sobre el fondo marino. Sus flancos presentan diferencias batimétricas de hasta 700 m y laderas localmente abruptas (pendiente máxima ~30º). Hacia el E, la Cresta pierde altura y su dirección gira a E-O uniéndose con el Escarpe de Yusuf, el otro rasgo fisiográfico de mayor envergadura en Alborán (Fig.1).

En este trabajo presentamos y analizamos algunos casos de procesos de inestabilidad  sedimentaria y depósitos relacionados (Mass Transport Deposits, MTD) reconocidos en el entorno de la Cresta de Alborán. El trabajo se fundamenta en el análisis de datos batimétricos y sísmicos de alta resolución, describe y cartografía esas estructuras y tiene el propósito de determinar los mecanismos y factores de control que han dado lugar a los deslizamientos submarinos.

Contexto geológico

El Mar de Alborán corresponde a la cuenca marginal de retroarco del Sistema del Arco Gibraltar (SAG). Este orógeno, que incluye además a las cadenas alpinas Béticas y Rif y al prisma acreción de Gibraltar en el Atlántico (Fig. 1), ha evolucionado conjuntamente desde el Neógeno (30 Ma) bajo un régimen cinemático regido por la convergencia N-S de las placas Euroasiática y Africana. Diversos trabajos establecen que la Cuenca de Alborán se generó a partir del Mioceno inferior por adelgazamiento litosférico y extensión cortical (e.g., Platt and Vissers, 1989; Comas et al., 1992, 1999; García-Dueñas et al., 1992), y que su evolución estructural conlleva fases extensionales (23-9 Ma) seguidas de etapas de tectónica contractiva transcurrente (9-0 Ma) (e.g., Comas et al., 1992, 1999; Woodside y Maldonado, 1992; Watts et al., 1993; Chalouan et al., 1997; Alvarez-Marrón, 1999; Gràcia et al., 2006; Mauffret, et al., 2007). La reestructuración post-Messiniense ha condicionado la fisiografía del fondo marino del Mar de Alborán así como su línea de costas.

La sismicidad registrada en el SAG demuestra que los procesos tectónicos son activos en la región. La deformación actual se encuentra principalmente con-trolada por dos sistemas de fallas de dirección NE-SO a NNE-SSO (zona de falla de la Cresta de Alborán) y conjugadas NO-SE (zona de falla de Yusuf). Ambos

sistemas presentan una importante componente de salto en dirección, de carácter izquierdo y transpresivo para las NE-SO, y dextro y transtensivo para las NO-SE (vse. revisión en Fernández-Ibáñez et al., 2007).

El registro sedimentario del Plioceno y Cuaternario en el Mar de Alborán, está determinado a partir de las perforaciones del ODP Leg 161 (Comas et al., 1999). Los depósitos del Cuaternario y Holoceno recuperados en los ODP Sites 976, 977 y 979, muestran que esas secuencias contienen comúnmente abundantes intervalos turbidíticos y facies arcillosas redepositadas. Particularmente en el Site 979, situado en el flanco meridional de la Cresta de Alborán, la secuencia del Cuaternario/ Holoceno presenta diversos hiatos y niveles contorsionados (de slumping) atribuidos a episodios de inestabilidad  sin-sedimentaria causados por el levantamiento coetáneo de la Cresta (Alonso et al., 1999).

Datos y Metodología

Este trabajo se basa en el estudio e interpretación de mapas batimétricos y de perfiles de alta resolución. Los datos utilizados proceden de las campañas de geología y geofísica ALBA (1992), TECALB (2000), y MARSIBAL I-06 (2006), realizadas en el Mar de Alborán a bordo del B.I.O. Hespérides. Los datos batimétricos fueron adquiridos mediante la ecosonda multihaz SIM-RAD EM12S-120. Además se han utilizado datos complementarios, procedentes de MediMap Group (2008), para elaborar los mosaicos. El análisis morfológico ha sido completado con mapas de pendientes (Figs. 2B, D, F).

Los deslizamientos identificados en batimetría han sido analizados además sobre perfiles de sísmica multicanal y perfiles acústicos de alta resolución (TOPAS: Topographic Parametric Sonar, penetración máxima de 170-180 m) para conocer la estructura interna de las masas deslizadas.

Evidencias de deslizamientos masivos

En el entorno de la Cresta de Alborán se han reconocido numerosos deslizamientos en masa de sedimentos, a profundidades variables entre los -640 y -1810 m. Las cabeceras de los deslizamientos son escarpes (scars) con 10-25º de pendiente, con geometrías cóncavas hacia la base del talud y depresiones en el frente. Los depósitos correspondientes a estos deslizamientos (Mass Transport Deposits – MTD) forman lóbulos de techo abovedado y delimitados por cambios de pendiente a su base. Los deslizamientos presentados en este trabajo se localizan en los taludes de la Cresta de Alborán y también en el Escarpe de Yusuf (Fig. 1B).

Talud Sur de la Cresta de Alborán

Aquí se ha identificado la cabecera de un deslizamiento localizado entre 35º 35º36’N-35º39’N y 3º34’W-3º28’W, que cubre un área mínima de 19 km2 y se extiende desde los -640 a -1000 m. Las figuras 2c y 2d muestran el scar como una cicatriz nítida cóncava hacia el SE con trazado festoneado en detalle y se encuentra en el frente de un escarpe lineal de orientación SO-NE y pendiente variable entre 10º y 25º (Fig. 2D). La imagen TOPAS de la Figura 3a evidencia la existencia de más deslizamientos recientes a lo largo de la Cresta. Las facies acústicas transparentes que presentan las masas deslizadas son interpretadas como depósitos caóticos.

Talud Norte de la Cresta de Alborán

Se ha identificado un amplio sector afectado por procesos de inestabilidad sin-sedimentaria, y los deslizamientos resultantes se localizan entre 35º52’N- 36º0’N y 3º27’W-3º7’W, ubicándose entre los -880 y -1650 m. Este área abarca unos 230 km2 y se caracteriza por un relieve escalonado, con escarpes estrechos y desnivel de cientos de metros, separados por rellanos. La cicatriz principal tiene una traza festoneada y se instala en cotas altas de la Cresta (Fig. 2A, B). En el perfil sísmico de la figura 4 se identifican claramente la arquitectura y facies sísmicas (caóticas y semitransparentes) de tres deslizamientos recientes con despegues gravitacionales en sus bases. Los MTD que localmente conforman depósitos yuxtapuestos, progresan como máximo unos 20 km hacia el N (Fig. 2B). Se observan además numerosas fallas de alto ángulo que deforman las secuencias sedimentarias del Plio-Cuaternario; algunas de estas fallas condicionan incluso la morfología del fondo marino, indicando que son actualmente activas.

Escarpe de Yusuf

Existen varias cabeceras de deslizamientos de pequeñas dimensiones marcados por cicatrices de curvatura variable. Scars y MTD que ocupan el área comprendida entre 35º53’N-36º0’N y 2º.30’W-2º17’W, y se extienden desde - 900 a -1810 m (Figs. 2E, F). Los depósitos consistentes en lóbulos superpuestos de facies semitransparentes (Fig. 3B) son interpretados como MTD. El volumen total de los deslizamientos reconocidos en Yusuf se estima en torno a 1,4 km3, considerando un área mínima de 70 km2 (calculada sobre el mosaico batimétrico, Fig. 2F) y un espesor promedio de los cuerpos deslizados de 20 m (cálculo sobre perfil TOPAS, Fig. 3B).

Discusión y Conclusiones:

Deslizamientos y Tectónica activa.

Los datos analizados sobre los taludesde la Cresta de Alborán y el Escarpe de Yusuf muestran deslizamientos submarinos con depósitos transportados masivamente (MTD). Los depósitos gravitacionales de flujos densos resultan de un transporte a favor de la máxima pendiente en los taludes, perpendicular a la cicatriz de los deslizamientos y a sus frentes lobulados (Fig. 2). Con esto, cabe afirmar que las sucesiones de

deslizamientos visibles en ambos flancos de la Cresta de Alborán y en el Escarpe de Yusuf han inducido al desmantelamiento y remodelado de esos taludes por procesos concomitantes de despegues gravitatorios, transporte y acumulación masiva de depósitos alóctonos sobre el fondo marino.

El perfil sísmico de multicanal de la figura 4, correspondiente al flanco septentrional de la Cresta de Alborán (Fig. 1), demuestra que los casos de deslizamientos y MTD considerados en este trabajo están generados por procesos de inestabilidad causados por una tectónica activa coetánea. La superposición de las masas deslizadas sugiere una recurrencia de episodios de inestabilidad sedimentaria en la región. El hecho de que el deslizamiento 2 aparezca plegado y deformado por las fallas, demuestra una tectónica activa posterior a su

emplazamiento.

Los deslizamientos estudiados están constituidos por distintos lóbulos superpuestos, y en ocasiones separados por niveles hemipelágicos. Este hecho indica que el acúmulo de MTD sobre los taludes es recurrente en el tiempo y espacio, y denota episodios de acumulación rápida (depósitos caóticos) que alternan con periodos de sedimentación hemipelágica en épocas actuales o muy recientes. La localización de estos deslizamientos en ámbitos de probada actividad sísmica actual (e.g., Fernández-Ibáñez et al., 2007 y referencias incluidas), sugiere que probablemente fueron activados por terremotos. En este sentido, los deslizamientos reconocidos en la Cresta de Alborán y el Escarpe de Yusuf pueden estar condicionados por movimientos de fallas sismogénicas activas o recientes. No obstante, para determinar la influencia de otros factores de control en los deslizamientos masivos en esta región (i.e., cambios eustáticos o sobrecarga sedimentaria) sería necesario un estudio de testigos de sedimentos de los deslizamientos de los que por ahora no disponemos.

Finalmente cabe señalar que los procesos actuales de inestabilidad sedimentaria probados en el Mar de Alborán suponen un potencial riesgo geológico de interés por tanto para estudios futuros, dirigidos a cuantificar adecuadamente los volúmenes de los deslizamientos y determinar el riesgo tsunamigénico de esta región.

LA ENERGIA CINETICA Y SUS EFECTOS EN LAS PLAYAS

Fracción del texto publicado en:
http://acceda.ulpgc.es/bitstream/10553/1817/1/4246.pdf

por Jesús Martínez Martínez, M. Elena Melián, Frella Reyes, Cristina Rua - Figueroa, Angelo Santana, Carmen del Toro, y J. Juan Alonso Facultad de Ciencias del Mar. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria.

RESUMEN

Se pretende modelizar globalmente los procesos de acreción y erosión en franjas intermareales de playas arenosas. Para ello:

1. Se ha hecho el seguimiento de una playa de Gran Canaria (España).

2. Y se realiza un estudio estadístico de diversas series temporales significativas de observaciones, tanto de la dinámica de los depósitos sedimentarios como del enmarque oceanológico.

l. INTRODUCCION

En relación con proyectos de optimización de playas arenosas, sobre todo turísticas, resulta necesario el estudio dinámico de tales ambientes sedimentarios. De ahí el interés de este tipo de trabajos, en los que se llega a establecer predicciones de las caracterizaciones y cuantificaciones de ganancias y pérdidas de áridos. Todo ésto se deberá considerar en la toma de decisiones respecto a la planificación y gestión del entorno litoral.

2. MATERIAL Y METODO

Para el desarrollo de la modelización, se han seguido las siguientes técnicas:

- Cálculo de cubicajes de arena en el estrán. se emplea la metodología de MARTÍNEZ et al. ( 1987).

- Análisis estadistico del clima marítimo, con datos de la boya de Las Palmas.

- Estimaciones de energías en las zonas de rompientes.

- Correlaciones entre los procesos dinámicos de los depósitos de arena y sus condicionantes arenosos.

Por otra parte, se ha seleccionado una playa arenosa representativa en el litoral grancanario: Sardina del Norte (Gáldar).

3. RESULTADOS Y DISCUSION

Los efectos más significativos de las franjas intermareales de las playas son. sin duda, las ganancias y pérdidas sedimentarias. La variación temporal del volumen de áridos de una playa resulta de la actuación conjunta de los procesos de acreción y erosión, que puede representarse mediante una ecuación que relaciona el volumen de áridos, el tiempo y los relaciona con las ganancias y pérdidas instantáneas producidos en un intervalo de tiempo. De acuerdo con las series temporales de medidas de Maratinez et al (1990), los cambios de volumen, debidos a los procesos de pérdidas, pueden ajustarse mediante expresiones exponenciales, que implicarían que a medida que crece el intervalo de tiempo, un agotamiento de todas las disponibilidades sedimentarias intermareales de la playa. Este sería un modelo idealizado que no se ajusta al comportamiento real de los balances sedimentarios de muchas playas. No obstante, la función exponencial sí sería aceptable para describir, cuantificar y predecir procesos de pérdidas en intervalos discretos de tiempo. y dentro de ciclos sedimentarios cortos (entre dos erosiones o acreciones significativas).

Sin embargo, los cambios de volumen debidos a procesos de acreción, se ajustan mejor a modelos logísticos que reflejan el hecho de que la velocidad con que aumenta el volumen es proporcional al producto de su valor en cada instante, por la cantidad de material que la playa aún puede admitir, hasta alcanzar su capacidad máxima K.

El modelo da lugar a un incremento inicial muy rápido de las ganancias, para luego estabilizarse, en torno a la asíntota v(t)=K. El seguimientode las playas, descritas por Martínez et al. (1990), permite verificar este comportamiento. Es obvio que el proceso de acreción no podría seguir una función exponencial que implique que con el tiempo se diera un acopio infinito de sedimentos con respecto al macrosistema donde se ubica la playa, cosa que no coincide con la realidad.

La modelización global de los procesos de acreción y erosión en playas arenosas, conforme a las limitaciones establecidas. también puede llevarse a cabo mediante el uso de modelos logísticos, tales como los recogidos por Beltrami (1987). En tales modelos, la variación instantánea, en el volumen sedimentario de las playas arenosas. obedece a una ecuación de equilibrio entre las ganancias instantáneas.

 

En tales modelos, la variación instantánea, en el volumen sedimentario de las playas arenosas obedece a una ecuación de equilibrio entre las ganancias instantáneas, que vendrían expresadas mediante una fórmula, así como las pérdidas instantáneas, que relacionan el volumen máximo que admite la playa, el volumen umbral (mínimo) de la playa, y el parámetro de tiempo (inverso de la cantidad de tiempo necesaria para pasar de un volumen 1 a un volumen 2); la tasa de pérdidas (P) o volumen perdido por unidad de tiempo, depende del tiempo, la energía del temporal y la disponibilidad sedimentaria. Con objeto de simplificar el modelo, se asume que, en intervalos de tiempo correspondientes a episodios concretos de erosión o acreción, P se mantine aproximadamente constante.

La ecuación expresa el hecho de que la pérdida instantánea es proporcional a la parte que, dentro del volumen total de la playa, representa el volumen sedimentario en exceso, sobre el volumen umbral. Sin embargo, da lugar a una expresión muy brusca para las pérdidas, y para suavizarla, se corrige de la siguiente manera:

P (t) = - Pv2 (t) + v2 (t)

que conserva la caracteristica de implicar la estabilización del proceso de pérdidas, toda vez que alcanza una tendencia asintótica P(t)=P.

La cuestión de principal interés esta en determinar si, en estas condiciones, existe algún volumen de equilibrio para la playa: un volumen tal que, si se alcanza, la playa se mantiene en él sin variación. Para responder a esta cuestión, se impone en la condición de que el volumen de la playa no varíe, esto es, que dv/dt=0. Ello implica que, una vez alcanzado el volumen de equilibrio, las pérdidas deben ser iguales a las ganancias.

Los temporales previos y posteriores a los significativos se localizarían, en principio, dentro de los comportamientos asintóticos de los procesos de acreción y erosión efectiva, respectivamente. Sin embargo, conviene hacer las siguientes matizaciones:

1. Los temporales previos podrían determinar basculaciones topográficas intermareales, sin cambios volumétricos significativos. en la totalidad de esta franja. Actuarían a modo de "tampón" en el balance sedimentario y, por lo tanto, tienden a estabilizar la acreción máxima. No obstante, las ligeras pérdidas sedimentarias tendrían entidad adecuada para iniciar, en muchos casos, la curva exponencial de la erosión, en su tramo más suave.

2. Los temporales posteriores serían responsables, en gran medida. de la pendiente en las curvas logísticas de acreción.

Para la Playa de Sardina del Norte (Gran Canaria), el conjunto de procesos intermareales, de acreción u erosión de una serie temporal de seis años, dexcribe una especie de oscilación periódica, de geometría peculiar, que, de entrada, haría recordar una función tipo cuasi senoidal.

Estos procesos de acreción y erosión de arenas son respuestas de los cambios energéticos de las playas. En efecto, tales ambientes sedimentarios se pueden definir como un sistema tendente a un equilibrio entre energía cinética del oleaje.

Valores granulométricos del árido y pendiente topográfica.

La anterior definición en parte ha sido recogida por Bascom (1951). Su curva relaciona valores granulométricos de los áridos y pendientes topográficas. No obstante, quien ha considerado conjuntamente, de forma explicita, los tres componentes del sistema  es KOMAR (1976), en una gráfica que ha servido para diseñar otra adaptada a las características de las arenas del entorno canario (Figura 3). En esta última, la curva envolvente superior representa situaciones de alta energía del oleaje, mientras que la inferior corresponde a las situaciones de baja energía. Sobre estas tienen lugar los procesos de erosión y acreción, según las pautas que se describen el la figura 4. Las expresiones de Sunamura (1984) entre otras, hacen admisibles las relaciones gráficas antes reseñadas.

Para la cornisa septentrional de la Isla de Gran Canaria, en donde se encuentra la Playa de Sardina del Norte, el enmarque energético se muestra en la figura 5. En ella, se representa la energía del oleaje, en la zona de rompesientes, y en relación coin alturas máximas, significantes y medias, de datos del clima marítimo, registrados por la Boya de Las Palmas, para una serie temporal de cuatro años (entre 1986 - 1989). Para las estimaciones de energía en la zona de rompientes, se aplica una aproximación de las formulaciones de la teoria lineal de las ondas. Se acepta esta metodología. de acuerdo con autores tales como Miche (1944),  Horikawa y Kuo (1966) Collins y Wier (1969) y Komar y Gaughan (1972), aunque según algunes autores, se introduciría un cierto error (véase, por ejemplo, Sánchez Arcilla, 1984).

 

4. CONCLUSIONES

1. El comportamiento global de ganancias y pérdidas de arenas, en la franja intermareal, se puede medir mediante un modelo logístico.

2. Los términos referentes a los procesos de ganancias y pérdidas se verifican, muy aceptablemente. con los comportamientos empíricos.

3. Se llegan a estimar las correlaciones entre los anteriores procesos sedimentarios y sus condicionantes oceanológicos. entre los que se encuentran, entre otros, los temporales significativos de la erosión y las bonanzas de la acreción.

4. Para casos concretos, las caracterizaciones de la energía del oleaje, en zonas de rompientes. según datos estadísticos del clima marítimo, explican satisfactoriamente la localización, en el tiempo, de los procesos intermareales de acreción y erosión.

Batimetría multihaz del margen insular de Tenerife (Islas Canarias): Proyecto TEIDE-95

Reproducimos aquí parte del artículo de A.Muñoz, J.Acosta, P.Herraz, C. Palomo, J.L. Sanz y E. Uchupi, el Instituto Español de Oceanografía y del Woods Hole Oceanographic Institution, publicado en Geogaceta, en 1996. Artículo alojado en:

http://www.sociedadgeologica.es/archivos/geogacetas/Geo20%20(2)/Art22.pdf

Introducción.

Las Islas Canarias se localizan en la zona Este del Océano Atlántico, que constituye un margen pasivo dentro del marco de la tectónica de placas. Según la teoría más generalizada estas islas se localizan sobre una corteza oceánica de edad jurásica. La edad propuesta para el inicio del vulcanismo en las islas es neógena, permaneciendo su origen  aún en discusión (Anguita y Herman, 1975; Hoernle et al, 1991).

La campaña Teide-95, realizada a bordo del B.O. Hespérides, se incluye dentro del proyecto Nº8 del Programa de la Unión Europea "European Laboratory Volcanoes". En este proyecto se abordan casi todos los temas, llévándose a cabo estudios petrológicos, estratigráficos, morfológicos, sedimentológicos, etc. por los distintos grupos de trabajo incluidos en él. El Instituto Español de Oceanografía está encargado de la investigación del área submarina de la isla de Tenerife, que ocupa una posición central dentro del archipiélago, y es una de las más complejas desde el punto de vista volcanológico (Ancoechea et al. 1990).

Los objetivos de la campaña Teide-95 se reparten geográficamente en dos zonas. Una primera, que incluye el área situada al Norte de la isla, desde la costa comprendida entre los macizos de Anaga y Teno hacia mar aboierto, llegando al paralelo 29º 20´. El otro área se localiza en el sur de la  isla, incluyendo el área desde el valle de Güimar y el SO de la isla, hasta dos tercios de la superficie del canal entre Tenerife y Gran Canaria.

Tecnología utilizada.

Los equipos empleados en ambas zonas fueron los siguientes: sistema de ecosonda multihaz EM-12, magnetómetro Geometrics G-876, gravímetro Bell Aerospace-Textron BGM-3, Sparker de 8000J para perfiles de alta resolución, sísmica monocanal con cañones de aire de 55,235 y 523 pulgadas cúbicas. La posición del barco se determinó mediante dos sistemas de navegación GPS diferencial. Estos equipos se utilizaron de forma simultánea y a la mayor velocidad permitida por la operatividad de los sensores, en función del estado de la mar y de las respuestas de los equipos.

La obtención de los datos batimétricos se basa en la ecosonda multihaz  modelo SIMRAD EM-12, que emplea una frecuencia de 13 KHz y 81 haces en cada emisión, cubriendo una superficie equivalente a 3,5 veces la profucndidad del fondo. Posteriormente, estos datos son procesados en tierra, en un tratamiento que consiste en la validación de los datos de posición y la corrección de los datos de profundidad. Ambos tipos de datos ya calibrados, se someten a un tratamiento estadístico que sirve como base para realizar las correcciones finales. La elaboración del mapa batimétrico se realiza mediante la distribución de los valores corregidos en una malla regular de tamaño 50 X 50 m, analizada mediante una búsqueda espiral, a la que se aplica un algoritmo de interpolación parabólica para el cálculo de los valores en los nodos de la malla, que luego es suavizada mediante un método de interpolación de desviaciones medias. En conjunto, las precisiones de navegación y profundidad aplicadas, cumplen las normas requeridas por la Oficina Hidrográfica Internacional.

Resultados.

En este trabajo se pretende indicar los hechos bati-morfológicos más característicos de la cartografía generada. No se entrará en el análisis detallado, que será objeto de trabajos posteriores.

Margen Norte: La morfología submarina se presenta enmarcada en la prolongación mar afuera, de los nacizos antiguos de Teno y Anaga, que están perfectamente diferenciados en las curvas batimétricas. Entre ambos, se aprecian al menos cuatro valles submarinos separados por dorsales o divisorias.

La morfología de valle encajado se pieerde al llegar a cotas de 2.500 a 3000 metros, a partir de las cuales se pueden apreciar morfologías de tipo abanico, generadas por la sedimentación de materiales desplazados desde el margen insular. Dentro de esta clara morfología, destaca una enorme superficie caracterizada por campos de megabloques, que aparentemente han sido transportados a 80 km de la actual línea de costa. Estos bloques están claramente representados en cartografías de intervalos de 20 en 20 m. entre veriles, así como en el mosaico sonográfico del área. El más representativo de estos bloques se localiza en el sector NW y presenta unas dimensiones de 7 X 3 km y una altura sobre el fondo en el que reposa de 250 m.

Margen Sur: La morfología de esta zona es totalmente diferente a la del norte, y está condicionada por la cercanía del margen insular de Gran Canaria, que da como resultado una morfología en silla de montar, con una zona axial orientada NE-SW, en la que las corrientes profundas del NADW North Atlantic Deep Walers (Jacobi y Hayes, 1992), juegan un papel importante en el modelado y distribución sedimentaria, dando lugara a importantes depósitos contouríticos.

En la zona estudiada se pueden diferenciar dos grandes provincias. La NE, que presenta una estrecha plataforma insular, ausencia de recubrimientos sedimentarios apreciables y una morfología abrupta caracterizada por abundantes picos o altos  morfológicos de forma subcircular y alturas variables entre 50 y 250 m. Estas elevaciones, que se extienden hasta la ase del talud de Gran Canaria, pueden ser atribuidas por su morfología y disposición a formas de inyección volcánica, tipo dique o pitón (Smith, com. peronal). Dentro de estas morfologías de posible origen volcánico, es de destacar la situada sobre la divisoria de la zona axial de las islas, que se eleva desde los 2.300 m en la base de su flanco E o los 2.200 m de su flanco W, hasta los 1.700 m. Presenta una morfología cónica casi perfecta con unas dimensiones de 34 km de base por 500 m de altura. Presenta en el lado SW un pequeño cono subsidiariio, alargado en dirección NW-SE, de 1,5 x 1 km de base y una altura de más de 100 m.

El área SW de la zona reconocida, presenta como característica más importante la existencia de una plataforma más amplia, presencia de importantes unidades sedimentarias (Acosta et al, 1996), y formas deslizadas en distintos estadios de evolución. Los sedimentos definidos, tanto en plataforma como en el talud, tienen una vía de escape en los bien desarrollados cañones submarinos definidos en el límite SW de la zona, que transcurren en dirección NW-SE y canalizan los sedimentos móviles hacia mayores profundidades.