5-DELTAS Y ESTUARIOS: EJEMPLOS
RECIENTES.
Etienne Jaillard, ORSTOM 1993. Fuente ?????
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Contenido:
5-DELTAS Y ESTUARIOS: EJEMPLOS RECIENTES:
5.1
- DELTA SOMETIDO A INFLUENCIAS MIXTAS DE UN RIO Y DE LAS MAREAS;
EL DELTA DE MAHAKAM.
1) Marco geológico
y geográfico.
2) Morfología actual.
3) La llanura deltaica.
4) El frente deltaico.
5) El prodelta.
6) Modelo sedimentario.
5.2
- DELTA SOMETIDO A INFLUENCIAS MIXTAS DEL OLEAJE Y DE LAS MAREAS;
EL NIGER.
1) Marco geográfico.
2) Morfología actual.
3) Las secuencias de
depósito.
4) Modelo sedimentario.
5.3
- DELTA SOMETIDO A LAS INFLUENCIAS FLUVIATILES Y DEL OLEAJE: EL
RODANO.
1) Marco geográfico.
2) Morfología.
3) Sedimentación y
secuencias.
4) Modelo sedimentario.
5.4
-DELTA DOMINADO POR LAS MAREAS (ESTUARIO): EL COLORADO.
5.5
- ESTUARIO SOMETIDO A LAS MAREAS: EL LAGO DE LAWRENCETOWN.
1)
Marco geográfico.
2) Morfología.
3) Modelo sedimentario.
5.6
- DELTA COMPLEJO DOMINADO POR LAS MAREAS: EL GOLFO DE GUAYAQUIL.
1) Marco geográfico.
2) Morfología.
3) Dinamica de
las mareas.
4) Conclusiones.
5-DELTAS Y ESTUARIOS: EJEMPLOS RECIENTES:
1) Marco
geológico y geográfico:
La cuenca
de Mahakam está ubicada en la costa Este de Borneo (Indonesia,
Fig. 32), y comprende dos ciclos sedimentarios terciarios. La
evolución empezó en el Eoceno por una transgresión marina que
depositó areniscas y lutitas fluvio-marinas y luego marinas,
sobreyacidas por calizas arrecifales oligocenas. Una fase
tectónica oligócena (emersión) fué seguida por un nuevo ciclo
que permitió la depositación de 5000 metros de sedimentos
fluviatiles y deltaicos.
El delta
Mio-Plioceno de Mahakam está sometido a las influencias de la
marea y del río Mahakam, que sale de una cuenca vertiente de 75
000 km2. El delta actual tiene una edad de 7000 años y una
superficie de 5000 km2. El aporte sedimentario, estimado según
la tasa de sedimentación es de por lo menos 8 x 106 m3/año.
Consiste en 2/3 de lutitas y limos, y 1/3 de arenas.
El clima
actual es ecuatorial con una temperaturas de 26 a 310, una
pluviosidad de 2,3 m/año, vientos débiles y tempestades muy
escasas. Por lo tanto, las olas son débiles y tienen una
amplitud de 0,5 a 0,6 m (son de 2 m en la costa atlántica de
Francia por ejemplo). Las 2 mareas diarias tienen una amplitud
máxima de 3 m y generan importantes corrientes en las
desembocaduras.
1 2) Morfología actual:
El delta es
de forma lobulada, con un radio de 50 a 80 km (Fig. 33). El canal
principal se divide en 3 distributarios que se subdividen a su
vez a lo largo de 10 km, hasta tener 9 desembocaduras. La llanura
deltaica es invadida por las mareas altas, y su parte externa
está cortada por númerosos canales de marea. El frente deltaico
tiene unos 10 km de ancho y una profundidad de 0 (zona
intertidal) a 10 m (borde del prodelta). El prodelta tiene una
pendiente más abrupta, que liga el frente deltaico somero con la
plataforma continental a una profundidad de 70 m (Fig. 33).
Fig. 32: Ubicacion e isopacos de la cuenca deltaica terciaria de Mahakam (Indonesia)
Fig. 33: Medios sedimentarios del delta actual de Mahakam
3) La llanura deltaica:
a. La
llanura deltaica.- La zona proximal, solo alcanzada por mareas
muy altas, es una llanura aluvial arcillosa, dominada por los
aportes fluviátiles, cubierta de una selva tropical y cortada
solo por canales distributarios. La zona distal, invadida por
casi todas las mareas, es una llanura tidal cubierta por
manglares y cortada por distributarios rectilineos y canales de
marea muy sinuosos.
La llanura
deltaica está cubierta por arcillas bioturbadas (artrópodos y
raices) ricas en materia orgánica y restos vegetales, sin
estratificación aparente. La casi ausencia de arenas de
albardones o de abanicos de desembalse se interpreta como debida
al clima y al hecho de que la energía de la corriente de crecida
se diluye en el agua marina que sube en los distributarios
durante las mareas. Dicha ausencia sería un buen criterio de
identificación de deltas dominadas por las mareas.
b. Los
canales distributarios.- Son generalmente rectilineos, estrechos
y con desembocaduras poco ensanchadas. Su profundidad alcanza 10
m, y pueden erosionar los depósitos del frente deltaico (Fig. 33
y 34).
En la parte
proximal de los distributarios, donde domina la dinámica
fluviátil, el relleno consiste en arenas limpias y bien
seleccionadas, depositadas en las orillas convexas de las curvas,
bajo la forma de barras laterales con estratificación oblicua
curva, fragmentos vegetales y cantos blandos (Fig. 34, arriba).
Cerca de la desembocadura donde influyen las mareas, el relleno
arenoso de los distributarios es más fino, menos seleccionado,
con lentes de archa y limo, y con figuras de menor energía
(ondulitas, Fig. 34, abajo).
c. Los
canales de marea (esteros) son sinuosos, generalmente sin
conexión con los distributarios, y con desembocaduras muy
ensanchadas de tipo estuarino, bordeadas por llanuras tidales. El
relleno es arcilloso y limoso, rico en restos vegetales.
Fig. 34: Geometria de los cuerpos arenosos en los canales distributarios y las barras de desembocadura. Notese la diferencia de Escala.
1 4) El frente deltaico:
a. Las
barras de desembocadura.- Están localizadas en las
desembocaduras de los distributanos (influencia fluviátil
importante). Los cuerpos arenosos son de forma alargada si la
influencia fluviátil es débil (tipo tidal bars), triangular en
la desembocadura de distributanios de tamaño medio (middle
ground bars), o son barras de desembocaduras típicas si el
distributario tiene un caudal importante. Cada barra tiene un
núcleo arenoso, rodeado de depósitos limosos (Fig. 34).
b. Las
barras tidales.- Se las encuentra entre las desembocaduras
fluviátiles. Consisten en barras alargadas, perpendiculares a la
costa, constituIdas mayormente de arcillas y limos ricos en
detritos vegetales y bioclastos. La ausencia de arena se debe a
la muy débil energía de las olas, y la falta de influencias
fluviátiles.
Esos dos
tipos de barra se diferencian de las arenas de canal por tener un
grano más fino, ser granocrecientes (debido a la progradación,
Fig. 34), contener numerosas madrigueras, y carecer de
estratificación oblicua curva de alta energía. Además,
decansan sobre los limos bioturbados del frente deltaico y están
sobreyacidas por areniscas limpias y por limos intertidales.
Notemos la ausencia de los depósitos de crecida (capas
granoclasificadas con ondulitas de corrientes (climbing ripples)
que caracterizan los deltas con fuerte predominio fluviátil.
c. Las llanuras tidales.- Están localizadas entre las
desembocaduras de los canales distnibutamos o tidales. Son
ámplias zonas arcillosas y limosas ricas en materia orgánica
vegetal sobre las cuales prograda la llanura deltaica.
Localmente, se acumulan cordones de fragmentos vegetales bajo la
influencia de las pocas olas.
Fig. 35: Ejemplos de los ciclos deltaicos en los depositos miocenicos del delta de Mahakam.
Fig. 36: Secuencia progradante ideal de un del ta de tipo Mahakam segun Allen, 1989).
5) El prodelta:
Está
caracterizado por una energía (olas, corrientes) muy débil, y
solo se depositan las arcillas llevadas por suspensión desde los
distributarios. El depósito es arcilloso, con nódulos de
siderita.
6) Modelo sedimentario:
En un ciclo
ideal de progradación, se encontrarán sucesivamente (Fig. 35 y
36):
En este modelo,
se debe notar:
La
influencia fluviátil, que explica la morfologIa lobulada y la
forma rectilinea y estrecha de los canales distributarios.
1) Marco geográfico:
El Niger,
uno de los más potentes ríos del mundo, tiene 4100 km de largo
y un caudal de 170 a 300 x 109 m3 por alio. El promedio anual de
19 106 m3 de sedimentos se dividide entre 5% de arena llevada por
tracción, 11% de arena y 84% de limos y arcillas transportadas
en suspensión.
La amplitud
de las dos mareas cotidianas varía entre 1 m al NO y casi 3 m al
Este, generando corrientes tidales de hasta 3 m/s en los pasos de
marea que cortan la barrera arenosa. Los vientos dominantes
procedentes del SO generan olas potentes y derivas litorales
hacia el NNO al Oeste del delta y hacia el Este al Este (Fig.
37).
2) Morfología:
La llanura
deltaica superior, asi como el valle aluvial están dominados por
la actividad de los canales anastomosados o en meandros.
La llanura
deltaica inferior tidal consiste en pantanos y manglares que
cubren 5000 km2 y 700 km de costa (Fig. 37). Las mareas ingresan
por cerca de 20 entradas (pasos), y los canales de marea tienen
una profundidad promedio de 10 m. La mayor parte de la arena se
deposita en dichos canales, mientras que limos y arcillas se
depositan entre los canales.
Fig. 37: Mapa del delta actual del Niger.
Fig. 38: Secuencias de deposito observadas en el delta actual del Niger, desde la llanura deltaica superior (izquierda) hasta la playa (derecha).
El abanico
deltaico está bordeado por islas-barrera arenosas de 5 km de
ancho y 5 a 36 km de largo, separadas por pasos de mareas. La
arena proviene del retrabajamiento de las barras de desembocadura
y de los deltas tidales, por las olas y las corrientes litorales.
Las islas barreras son modificadas de manera contInua por los
canales y pasos de mareas.
Un
"cinturón costero y fluvio-marino" submarino arenoso,
reemplaza al frente deltaico hasta 15 m de profundidad (Fig. 36).
Está dominado por la acción de las corrientes tidales y
litorales. Pasa gradualmente al prodelta marino, donde la
influencia deltaica es casi ausente.
3) Las secuencias
de depósito:
Tres tipos
principales de secuencias estan presentes (Fig. 38).
Las
secuencias de canal fluviátil son caracterizadas por una
evolución grano-decreciente, un grano grueso, una buena energía
de depósito y la ausencia de fauna marina.
Las
secuencias de canal de marca son diferentes según su
localización respecto a los cordones de playa.
En la
llanura deltaica inferior protegida de la acción de las olas,
están caracterizadas por la presencia de arcilla, por depósitos
intertidales finos al tope y por la abundancia de la
bioturbación, que destruye las laminaciones (Fig. 38).
En el lado
marino expuesto a la acción de las olas y de las corrientes, las
secuencias de canales tidales se diferencian de las precedentes
por la ausencia de arcilla, por la escasez de bioturbación y por
la presencia de estratificación oblicua de bajo ángulo, típica
de las playas (Fig. 38). Además, no se observa granodecrecencia.
Las
secuencias de playa o de barrera costera (Fig. 38), se parecen a
las secuencias típicas de playa: son arenosas con
estratificación paralela u oblicua y con evolución
grano-estratocreciente.
4) Modelo sedimentario:
En el delta
del Niger, la transgresión del Cuaternario superior provocó la
depositación sobre el substrato de un prisma retrogradante
(onlap), sobreyacido por una secuencia regresiva de
progradación, con la siguiente sucesión (Fig. 39):
Fig. 39: Depositos transgresivos y regresivos cuaternarios del delta del Niger (Oomkens 1974)
En el borde de la llanura deltaica expuesta a las olas y las corrientes se desarrollan facies arenosas de playa (Fig. 39). Según Oomkens (1974), dichas arenas no son preservadas en depósitos más antiguos, debido a la acción erosiva de las olas y corrientes, y de los pasos de marea. Sin embargo, en varios casos, las arenas de barrera y playa se encuentran entre las lutitas marinas y los depósitos de la llanura deltaica o tidal (Fig. 40). Además, un nivel más o menos discontinuo de arenas bien seleccionadas puede descansar con contacto erosivo sobre los primeros términos transgresivos o directamente sobre el substrato. Representaría los depósitos de playa, barrera o cordones costeros, que resultan del retrabaj amiento de los depósitos transgresivos por las olas y corrientes en la linea de costa.
Fig. 40: Ejemplo de sucesion de las facies por progradacion en un delta sometido a la accion de las olas
En este modelo, la secuencia está caracterizada (1) por la ausencia de las facies típicas del frente deltaico (barras de desembocadura progradantes, barras tidales, etc...), debido a su retrabajamiento por las olas, (2) por la intercalación de arenas de barrera y playa entre las facies marinas y de llanura deltaica, que pueden faltar en ciertos casos, (3) por la presencia de potentes depósitos tidales (canales de marea, pantanos, manglares, etc...), desarrollados detrás de la barrera costera que les protege de la acción erosiva de la olas.
1) Marco geográfico:
El delta
del Ródano, ubicado en el Sur de Francia entre Marsella y
Montpellier, ocupa un triángulo de 1250 km2. El clima es
templado caliente, poco húmedo (550 mm/año) y con fuertes
variaciones térmicas estacionales (5 a 250). El Ródano es un
río caudaloso de 800 km de largo, que recibe muchós ríos
secundarios procedentes de zonas elevadas y húmedas (Alpes,
Macizo central), y transporta una gran cantidad de sedimentos.
Sus aguas son más ligeras que las del mar Mediterráneo. La
amplitud de las mareas en Marsella es casi despreciable (35 cm).
En cambio, las olas procedentes del SE generan una importante
deriva litoral, responsable de la formación más al Oeste
(Montpellier) de cordones litorales limitando ámplias lagunas
salobres.
2) Morfología:
El delta
del Ródano tiene una forma arqueada debida al retrabajamiento de
sus depósitos por las olas y las corrientes, con lóbulos
activos en forma de pata de pájaro (birdfoot) debidos a los
importantes aportes fluviátiles (Fig. 41).
En la llanura deltaica superior, el Ródano bifurcado
deposita cuerpos arenosos y conglomeráticos de canal, asi como
limos y arenas de albardones, de dirección NE-SO a NO-SE,
mientras que en las depresiones intercanales ocupadas por
pantanos se depositan limos lacustres, a veces salobres, con
niveles de turba.
La llanura deltaica inferior comprende cordones litorales
o de playa, constituIdos de arena bien clasificada, de rumbo
paralelo a la costa (E-O a ESE-ONO). Los cordones limitan lagunas
salobres donde se depositan limos y lutitas. Dunas eólicas
aisladas se observan a lo largo de la costa, y hasta 20 km
tierras adentro.
El frente
deltaico comprende cuerpos arqueados de arena bien seleccionada,
de forma alargada (Fig. 41). Tiene una pendiente fuerte (hasta
20) que lo une al talud, al pie del cual un abanico turbiditico
es alimentado principalmente por el delta.
Fig. 41: Morfologia del delta actual del Rodano.
Fig. 42: Secuecias granodecrecientes de progradacion en el delta del Rodano. Notese las areniscas con estratificacion paralela de playa (izquierda), y con estratificacion oblicua de relleno de canal
3) Sedimentación
y secuencias:
La
progradación del delta del Ródano ocurre por acreción de los
cordones de playa, producto del retrabajamiento de las barras de
desembocadura por las olas. Las secuencias de progradación (10 a
70 m) son típicamente granocrecientes y comprenden (Fig. 42):
En la llanura deltaica, secuencias granocrecientes de 4 a 10 m de potencia, empiezan por lutitas y limos laminados o bioturbados, y terminan por arenas con estratificación oblicua, sobreyacidas por suelos o niveles de turba. Resultarían del relleno de un lago o un pantano por arenas fluviátiles. El tope puede estar tambien erosionado por rellenos de canales fluviatiles
.
Fig. 43: Sucesion de las facies en el delta cuaternario superior del Rodano (segun Oomkens, 1967).
4) Modelo sedimentario:
La
transgresión del Cuaternario superior (Holoceno), debida a la
fusión de los casquetes de hielo, provocó la retrogradación de
las facies aluviales de la llanura deltaica superior
("transgresión salobre"), y de las arenas de barrera
costera (Fig. 43). Luego, ya que bajó la velocidad del alza
glacio-eustática, reempezó la progradación del delta del
Ródano con el depósito sucesivo de lutita de prodelta
("transgresión marina"), arenas costeras y facies
aluviales.Estos ultimos terminos pueden ser hondamente
erosionados por canales distributarios (Fig. 43).
5.4
- DELTA DOMINADO POR LAS MAREAS (ESTUARIO): EL COLORADO
(según Chamley 1989):
El Colorado
desemboca en el fondo del Golfo de California, en el extremo
Norte de Mexico, cerca de la frontera con EEUU. Este tipo de
delta dominado por las mareas es muy comparable a un estuario.
Las corrientes de marea determinan la formación de barras
tidales arenosas oblicuas a la costa, más marcadas si el aporte
fluviátil es más débil, la amplitud de las mareas más
importante, y la pendiente regular. Presentan dos tipos de
cuerpos arenosos (Fig. 44).
Las barras
tidales, depositadas en el frente deltaico, resultan del
retrabajamiento de las arenas de desembocadura por las corrientes
de marea. Son secuencias granocrecientes, con abundantes figuras
de corriente y lentes de arcilla, depositadas sobre las lutitas y
arenas bioturbadas del prodelta.
Fig. 44: Reparticion geografica y vertical de las facies en el delta del Colorado dominado por las mareas.
Los canales
estuarinos de la llanura deltaica distal presentan una sucesión
monótona de secuencias arenosas bien clasificadas
granodecrecientes, con ondulitas de corrientes,flaser-bedding,
cantos de lodo, etc..., debidas a la migración de los canales y
los ciclos de mareas. La progradación induce la disminución de
la influencia de las mareas y el depósito de sedimentos más
reductores. Dichos canales están separados por bancos
intertidales con depósitos areno-arcillosos.
La llanura
deltaica puede comprender además, llanuras tidales
caracterizadas por el depósito de lodos laminados, arenas de
playa bien seleccionadas con estratificación oblicua a llana,
sedimentos orgánicos (manglares) o evaporiticos (salinas) de
pantanos o lagunas costeras, etc....
Los
ejemplos de depósitos antiguos de estuario son escasos, ya que
son frecuentemente delgados y de poca extensión, y son
facilmente erosionados por depósitos fluviátiles en caso de
regresión o de progradación. Los criterios diagnósticos son la
fauna que indica un gradiente de salinidad desde el mar franco
hasta el agua dulce, y la coexistencia de testigos de corrientes
de marea y de crecidas fluviátiles.
5.5 - ESTUARIO SOMETIDO A LAS MAREAS: EL LAGO DE LAWRENCETOWN (según Boyd y Honig 1992):
1) Marco geográfico:
El lago de
Lawrencetown es un valle glacial inundado, ubicado en la costa
Este de América del Norte, por 45°N, en clima templado frío.
Las mareas semi-diurnas tienen una amplitud de 2,1 m en la costa
y de solo 0,9 m dentro del estuario. El río alimentador es muy
pequeño.
2) Morfología:
El estuario
tiene 5 km de largo, 1,5 km de· ancho al máximo, y una
profundidad de 1-2 m, que alcanza 3 m en los canales tidales.
Está aislado del mar por un cordón litoral arenoso formando
playa (barrier-beach), apoyado sobre antiguas morrenas (Fig. 45).
La mayor parte de los sedimentos proviene de la erosión por el
mar de antiguas formaciones glaciales.
En los
pasos de marea, la velocidad alcanza 2 m/s. El sedimento marino
es transportado dentro del estuario y depositado bajo la forma de
un delta tidal de flujo en la parte externa del estuario. La
parte proximal es más profunda. La ausencia de delta de fondo de
bahia (o de desembocadura) se debe al tamaño del río
alimentador.
3) Modelo sedimentario:
La
sedimentación actual del estuario ha sido estudiada mediante 20
sondeos (Boyd y Honig 1992, Fig. 46). Por debajo se encuentran
limolitas laminadas oscuras de baja energía con fauna salobre y
evolución granocreciente, que representan el relleno inicial del
estuario.
Fig. 45: Morfologia del estuario del lago Lawrencetown (Segun Boyd y Honig, 1992).
Fig. 46.- Corte Longitudinal del estuario de Lawren cetown, en base a 20 sondeos (Segun Boyd y Ho- nig, 1992).
En la parte
interna se encuentran lodos oscuros algo bioturbados, con restos
de plantas y fauna mixta (marina-estuarina).
En la parte
media, arenas finas arcillosas con lechos de conchas, abondantes
bioturbaciones, laminas de lodo orgánico y corrientes bimodales
(facies del delta tidal distal), sobreyacen al lodo del estuario
interno (Fig. 46). Escasos canales estan representados por arenas
con cantos, bioclastos y fauna marina. En los bordes se depositan
lodos orgánicos.
En la parte
externa dominan niveles arenoso estratocrecientes del delta tidal
progradante y facies gruesas de canal con base erosiva y
laminación oblicua buzando hacia la tierra.
Fig. 47: Secuencia de relleno del estuario de Lawrencetown, supuesto con depositos de playa al tope (Segun Boyd y Honig, 1992)
La sucesión traduce el relleno progresivo del estuario por progradación hacia el fondo del delta de flujo alimentado por los sedimentos procedentes del mar. La secuencia resultante es típicamente granocreciente (excepto por los depósitos de abandono de canales), y comprendería desde abajo (Fig. 47): lutitas oscuras del estuario interno, unidades granocrecientes del delta tidal progradante y, supuestamente, depósitos de la barrera de playa.
5.6 - DELTA COMPLEJO DOMINADO POR LAS MAREAS: EL GOLFO DE GUAYAQUIL (según Cruz 1974, Benitez 1975):
1) Marco geográfico:
El río
Guayas nace de la confluencia de ríos meandriformes (Daule y
Babahoyo) procediendo de una cuenca vertiente de 31.000 km2. El
delta está ubicado a 2°30' S, bajo clima cálido (aprox. 25°
promedio anual), en la zona transicional entre el clima tropical
húmedo de tipo colombiano y el clima árido peruano, controlado
por la corriente fría de Humboldt. Por lo tanto, la pluviosidad
anual aumenta rápidamente del SO (400 mm) al NE (3100 mm) de la
cuenca vertiente, y con la altura (Fig. 48). La mayor parte de
las lluvias ocurren entre Diciembre y Mayo.
La amplitud
de las mareas semi-diurnas es de 1,8 m al entrar en el canal del
Morro, y son amplificadas por la forma en embudo del Golfo, hasta
alcanzar 3,3 m en Guayaquil. El agua salada entra tierra adentro
hasta 200 km al Norte de la Isla Puna: cerca de Babahoyo, el agua
del río contiene 2 ppm de derivados de cloro a marea baja, y 8
ppm a marea alta.
Los vientos
dominantes provienen del OSO con una velocidad promedio de 9 km/h
en las mañanas y 20 km/h en las tardes. En el Golfo, las olas
son generalmente débiles. Entre Enero y Mayo, 30 % de éstas
miden más de 1 metro, contra 60 % de Junio a Diciembre. En ambos
casos, 2/3 de las olas llegan del Sur y 1/3 del SO. Los vientos y
las olas generan derivas litorales notables, que convergen en
dirección de la desembocadura van hacia el E o el SE a lo largo
de las costas S de la Península y de la Isla Puna, y hacia el N
en las costas O del continente (Machala) y de la Isla Puna (Fig.
49).
Fig. 48: Reparticion de las precipitaciones en la cuenca vertiente del rio Guayas a lo largo de secciones E-W (arriba) y N-S (abajo) (datos de CEDEGE 1975).
Fig. 49: Mapa del delta del rio Guayas (Golfo de Guayaquil) (segun Cruz, 1974 y Benitez, 1975).
2) Morfología:
En la
cabeza del delta se observan depósitos fluviatiles rellenando
cauces abandonados del río Guayas (Fig. 49). En la llanura
deltaica, se diferencian dos zonas. Al Oeste (Estero Salado), los
manglares y pantanos están cortados por numerosos canales de
marea sinuosos y bifurcados (esteros), están bordeados por
llanuras de marea. Un delta tidal alargado está ubicado cerca
del canal del Morro. Aqui solo desembocan ríos secundarios
(Chongón, Daular,...). Dicha zona está claramente dominada por
las oscillaciones tidales. Al Este (río Guayas, Fig. 49), los
canales son rectos, llanuras tidales estrechas solo existen en
zonas protegidas, y se notan abundantes barras arenosas tidales
alargadas, que atestiguan la importancia de las corrientes de
marea, y los aportes fluviátiles.
En la parte
distal del delta se hace sentir el oleaje. Existen también dos
zonas (Fig. 49). El canal de Jambell (al SE), está caracterizado
por abundantes barras tidales separadas por canales de marea.
Manglares y llanuras tidales solo existen atrás de los cordones
de playa edificados por la deriva litoral en el lado SE, o en
bahias protegidas. En el Sur de la Isla Puna y más al NO (Fig.
49), playas y cordones arenosos debidos a las olas y la deriva
litoral delimitan llanuras saladas qué existen a lo largo de
toda la costa Sur de la Península, hasta Salinas. Las arenas
submarinas ubicadas en la desembocadura del canal del Morro
representan las levées del canal tidal y el delta tidal de
reflujo del Estero Salado.
3) Dinámica de las
mareas:
Las medidas
in situ de las corrientes de marea y de la granulometría de los
depósitos (Cruz 1974, Fig. 50) precisan esas observaciones. A
marea baja, las corrientes son débiles, excepto en el río
Guayas. Al subir (Fig. 50), la marea induce corrientes fuertes en
los canales de Jambeli (1 m/s) y del Morro (0,7 m/s), depositando
un delta tidal de flujo en el Estero Salado. La corriente empieza
a invertirse en el río Guayas. A area alta, la circulación casi
cesa en el Golfo (<0,3 m/s), pero la onda de flujo,
amplificada y atrazada, se vuelve máxima (1 m/s) en el río
Guayas (Fig. 50), explicando el escalonámiento de las mareas
alta entre Guayaquil y las playas de la Penínsulá (estuario
hipersincrónico). Cuando baja la marea (Fig. 50), fuertes
corrientes de reflujo barren el canal de Jambeli (1 m/s),
mientras que, en el del Morro, corrientes de reflujo (0,5 m/s)
edifican el delta tidal. En el río Guayas, la onda de reflujo
empieza, y alcanzará su máximo a marea baja (Fig. 48). Al Norte
de la Isla Puna, la inversión de la circulación entre la marea
baja y la marea alta indica que el Estero se rellena y se vacía
más lentamente que el canal de Jambell.
El papel de
las corrientes tidales está ilustrado por el contraste entre los
depósitos gruesos de la parte E (Jambeli, Guayas) y los finos de
la O (Estero Salado) (Fig. 51). Notemos que el material grueso no
parece depositarse en el Estero Salado, sino al Sur del canal del
Morro.
Fig. 50: Reparticion de las precipitaciones en la cuenca vertiente del rio Guayas a lo largo de secciones E-W (arriba) y N-S (abajo) (datos de CEDEGE 1975).
Fig. 51: Mapa del delta del rio Guayas (Golfo de Guayaquil) (segun Cruz, 1974 y Benitez, 1975).
4) Conclusiones:
El delta
del Guayas comprende dos sistemas sedimentarios distintos. Al
Este, el río Guayas y el canal de Jambeli constituyen un delta
dominado por las corrientes de marea, donde los aportes
fluviatiles forman barras tidales de arena gruesa. Al Este, el
Estero Salado es un estuario dominado por las mareas, con poca
influencia fluviátil, caracterizado por una sedimentación fina
y la edificación de deltas tidales. Como todos los estuaríos,
será probablemente rellenado por los aportes sedimentarios. La
individualización de esos sistemas, se debe al relieve
morfológico de la Isla Puna al Sur, y al Norte, a los productos
de la progradación deltaica que construyen las tierras ubicadas
al Sur de Guayaquil. Al Sur, se nota una nítida influencia de
las olas y de las corrientes litorales.
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Geo_Info. J.B.R.