1. Introducción al Litoral

El litoral es una de las zonas más activas y complejas dentro de la Geografía y la Ordenación del Territorio. En él confluyen procesos físicos, químicos y biológicos que transforman constantemente la costa. Comprender estos procesos es esencial tanto para entender cómo cambian las formas costeras como para gestionar de forma sostenible los recursos y riesgos de estos espacios, donde interactúan sistemas fluviales, marinos y humanos.

2. Definición del Litoral

Geográficamente, el litoral es la franja de transición entre tierra y mar. No se limita a la línea de costa visible, sino que abarca desde la línea de pleamar máxima hasta la plataforma costera sumergida donde aún actúan olas y corrientes. Incluye acantilados, playas, marismas, dunas y estuarios, todos ellos afectados por el movimiento del mar y la dinámica de sedimentos.

3. Clasificación Espacial del Litoral

Para su estudio, el litoral se divide en tres zonas según su exposición al mar:

• Franja Supramareal: Está por encima del nivel de pleamar más alto y solo se ve afectada por el mar en situaciones excepcionales, como tormentas. Su modelado depende más de la lluvia, la escorrentía y el viento.
• Zona Intermareal: Situada entre pleamar y bajamar medias, se alterna entre estar sumergida y expuesta con cada marea. Aquí ocurren procesos de abrasión, meteorización y sedimentación, y se desarrollan organismos adaptados a estos cambios.
• Franja Submareal Inmediata: Permanece siempre sumergida, pero sigue recibiendo la energía del oleaje, lo que genera formas submarinas y procesos de transporte sedimentario.

Estas zonas varían según la amplitud de las mareas, la pendiente del terreno y la energía del oleaje. En costas con mareas amplias y pendientes suaves, la zona intermareal puede ser muy extensa; en costas escarpadas o de marea baja, es mucho más estrecha.

4. Importancia Geográfica y Ambiental del Litoral

El litoral es clave por tres razones fundamentales:

• Transferencia de Energía y Sedimentos: Es donde el oleaje, generado por el viento, impacta la costa, provocando erosión y acumulación de sedimentos. Los ríos también aportan materiales que forman playas, deltas y barras.
• Biodiversidad y Ecosistemas: Alberga ecosistemas de gran valor como marismas, manglares, dunas y praderas submarinas, que actúan como barreras naturales y hábitats esenciales. Por ejemplo, las marismas amortiguan el oleaje y retienen sedimentos, y las dunas vegetadas frenan la erosión eólica y protegen el interior de la salinidad marina.
• Riesgos y Usos Humanos: La alta concentración de población e infraestructuras en la costa la hace vulnerable a fenómenos extremos (tormentas, tsunamis, subida del nivel del mar) y al cambio climático. Por ello, conocer los procesos litorales es esencial para planificar el uso del suelo, diseñar políticas de adaptación y mitigar la erosión, además de gestionar actividades como la pesca, el turismo o la acuicultura.

5. Procesos Morfogenéticos Litorales: Definición y Clasificación

Los procesos que modelan el litoral son variados y se agrupan en cuatro grandes categorías. Entre ellos, los procesos marinos son fundamentales:

• Oleaje: Es la forma más visible de la energía del viento sobre el mar. Al acercarse a la costa, las olas cambian de forma y, al romper, erosionan rocas y transportan sedimentos, tanto a lo largo de la costa (deriva litoral) como hacia el fondo (transporte en suspensión).
• Corrientes Litorales: Se generan tras la rompiente de las olas. Las corrientes de resaca llevan agua y sedimentos mar adentro, mientras que la deriva litoral los desplaza paralelamente a la costa, según el ángulo de llegada de las olas. Su intensidad depende del oleaje, la pendiente de la playa y la forma de la costa.
• Mareas: Son el ascenso y descenso periódico del nivel del mar, causado por la atracción gravitatoria de la Luna y el Sol. Cada ciclo de marea afecta la zona intermareal, favoreciendo la abrasión y la formación de rasas. Además, la amplitud de la marea influye en la extensión de playas, marismas y otros elementos costeros.

Procesos Fluviales

Los ríos desempeñan un papel esencial en la dinámica litoral al aportar agua dulce y sedimentos, especialmente en zonas de deltas y estuarios. La cantidad y tipo de sedimentos que transportan dependen de factores como el régimen de lluvias, la pendiente de la cuenca, la vegetación y la intervención humana. En áreas con gran aporte fluvial se forman deltas y barras arenosas, mientras que en costas con escasa alimentación fluvial predominan acantilados y costas rocosas. Durante las crecidas, el caudal y la carga sedimentaria aumentan, lo que puede modificar rápidamente la línea de costa mediante el depósito de materiales gruesos y finos. En cambio, durante el estiaje, el caudal disminuye, se reduce el transporte de sedimentos y puede producirse erosión en las riberas y en la desembocadura.

Procesos Eólicos

El viento actúa principalmente en zonas secas y arenosas del litoral, como playas y franjas supramareales, movilizando partículas finas y medias. Cuando la vegetación es escasa, esta acción da lugar a la formación de dunas que pueden desplazarse tierra adentro. Estas dunas funcionan como reservas de sedimento que, en caso de erosión costera, pueden alimentar nuevamente la playa. La interacción entre viento, arena y vegetación genera distintos tipos de dunas (barcanas, parabólicas, longitudinales), que se sitúan entre la zona supramareal y los primeros cordones vegetados. Estas estructuras no solo protegen el interior frente a la intrusión marina, sino que también absorben energía eólica, fijan sedimentos y contribuyen a la regeneración costera.

Factores Tectónicos y Variaciones del Nivel del Mar

Los movimientos de la corteza terrestre, como la subsidencia o elevación del terreno, pueden alterar la posición relativa del nivel del mar. En regiones con actividad tectónica reciente, esto puede dar lugar a costas emergidas o, por el contrario, a zonas hundidas donde el mar avanza, formando marismas y estuarios. A escala global, las variaciones eustáticas —cambios en el volumen oceánico por deshielo de glaciares (glacioeustatismo) o expansión térmica del agua (termoeustatismo)— también modifican el nivel medio del mar. Durante el Último Máximo Glacial, hace unos 20.000 años, el nivel estaba unos 120 metros por debajo del actual, y su ascenso posterior ha dado forma a muchas costas modernas. Estos cambios de gran escala y largo plazo condicionan las dinámicas costeras más inmediatas.

Dinámica General de los Agentes Físicos Litorales

En la franja costera actúan diversas fuerzas que transfieren energía y sedimentos entre el mar y la tierra, provocando cambios constantes en la forma del litoral. Los principales agentes físicos que intervienen en esta dinámica son las olas, las mareas y las corrientes, aunque también influyen significativamente los aportes fluviales y la acción del viento. A continuación, se detalla el funcionamiento del primero de estos agentes: el oleaje.

Olas y Oleaje: Origen, Parámetros y Ruptura

El oleaje se origina por la transferencia de energía del viento a la superficie del agua. Cuando el viento sopla de forma sostenida sobre una masa de agua, genera ondulaciones que, si persisten, se transforman en olas capaces de transportar energía a grandes distancias. La zona donde el viento actúa de forma constante se llama fetch, y su extensión determina la energía que acumulan las olas: cuanto mayor es, más altas y largas pueden ser. Las olas se describen mediante cuatro parámetros básicos:

• Altura: Diferencia entre cresta y valle.
• Longitud de Onda: Distancia entre dos crestas.
• Periodo: Tiempo entre el paso de dos crestas por un punto fijo.
• Celeridad: Velocidad de propagación, que se calcula dividiendo la longitud de onda por el periodo.

En aguas profundas, estas variables se relacionan mediante una fórmula de dispersión, pero al acercarse a aguas someras, la velocidad de la ola depende solo de la profundidad, lo que genera fricción con el fondo y transforma su forma hasta que rompe. Este proceso de transformación, conocido como shoaling, hace que la ola aumente de altura, se acorte y se vuelva más empinada. Cuando la pendiente supera un umbral crítico, la ola se vuelve inestable y rompe. El tipo de rompiente depende de la pendiente de la playa y del número de Iribarren (ξ), que relaciona la pendiente del talud con la forma de la ola. Si ξ es bajo, la ola rompe suavemente (spilling); si es intermedio, forma un tubo antes de romper (plunging); y si es alto, rompe bruscamente sobre sí misma (surging). Otros factores como la granulometría del sedimento, la presencia de barras sumergidas o la textura del fondo también influyen en cómo y dónde rompe la ola.

Dirección del Oleaje y Efectos Costeros

Las olas generadas en mar abierto suelen seguir la dirección del viento dominante, pero al acercarse a la costa, la refracción las curva para que sus crestas se alineen con las líneas de igual profundidad (isóbatas). Esto provoca que las olas frenen antes en los promontorios y avancen más rápido en las bahías, concentrando energía en los cabos (donde se intensifica la erosión) y dispersándola en las bahías (donde se favorece la sedimentación). Además, la difracción permite que las olas rodeen obstáculos como islas o espigones, generando ondas secundarias en su sombra, mientras que la reflexión hace que reboten contra estructuras duras como acantilados, creando interferencias con las olas entrantes.

Clasificación del Oleaje

El oleaje se clasifica según su origen y características:

• Mar de Fondo (Swell): Formado por olas generadas en tormentas lejanas que han viajado grandes distancias sin perder mucha energía. Estas olas, con periodos largos (más de 10 segundos) y longitudes de onda superiores a 100 metros, llegan a la costa con frentes ordenados y pueden producir rompientes potentes incluso sin viento local, especialmente en plataformas suaves.
• Mar de Viento (Wind Sea): Se forma por la acción directa del viento local. Sus olas tienen periodos cortos (menos de 5 segundos), longitudes más reducidas y frentes desorganizados, con crestas espumosas. A medida que el viento cesa o se desplaza la tormenta, este oleaje pierde coherencia.
• Mar Local: Generado por tormentas cercanas (a menos de 500 km). Sus olas tienen características intermedias, con frentes algo desordenados debido a su evolución parcial antes de alcanzar la costa.
• Tsunamis: Olas de origen sísmico, no eólico, generadas por deformaciones súbitas del fondo marino (terremotos, deslizamientos, erupciones). Tienen periodos muy largos (más de 60 segundos) y longitudes de onda superiores a 100 km. En mar abierto pasan casi desapercibidos, pero al llegar a aguas someras su velocidad disminuye bruscamente, lo que eleva su altura y puede causar inundaciones devastadoras. A diferencia del oleaje común, su energía es mucho mayor y su perfil de onda se detecta en boyas como oscilaciones leves hasta que alcanzan la costa.
• Olas de Marea: Se presentan en ríos y estuarios estrechos y con fuerte pendiente, generadas por la pleamar. Aunque menos violentas que los tsunamis, pueden alcanzar varios metros de altura y alterar significativamente la desembocadura fluvial.

En resumen, conocer el origen y las propiedades del oleaje permite anticipar sus efectos: el mar de fondo tiende a formar rompientes potentes y a recargar playas, el mar de viento erosiona de forma más localizada, y los tsunamis requieren una evaluación de riesgo específica por su gran poder destructivo.

Factores que Afectan al Tamaño de las Olas

El tamaño del oleaje depende principalmente de la velocidad del viento, su duración y la longitud del fetch (zona de generación), pero también intervienen otros factores. La estructura vertical del viento —es decir, cómo cambian su dirección y velocidad con la altura— influye en la eficiencia con que transfiere energía al agua. Si hay cambios bruscos, la generación de olas altas se ve limitada. La temperatura y salinidad del agua también afectan, aunque en menor medida. Variaciones en la densidad del agua por diferencias termohalinas alteran ligeramente la dispersión de las olas, modificando su comportamiento en aguas profundas. La topografía submarina es un factor clave en la transformación final de la ola. Un talud empinado hace que las olas rompan cerca de la costa con gran violencia, mientras que una plataforma amplia y de pendiente suave produce rompientes más suaves. Además, montes submarinos o bancos de sedimentos pueden intensificar la refracción y generar zonas localizadas de alta energía, especialmente donde confluyen corrientes de marea y de fondo. La estacionalidad también influye. En invierno, las tormentas de latitudes medias o altas generan mar de fondo de gran energía que llega a las costas con rompientes potentes. En verano, el viento es más débil y constante, lo que produce oleajes más suaves y playas más extensas. En regiones tropicales o subtropicales, los ciclones y huracanes pueden generar olas gigantes, de más de 15 metros de altura y cientos de metros de longitud de onda. Al acercarse a la costa, estas olas provocan rompientes súbitas y corrientes de resaca muy intensas, alterando rápidamente la morfología del fondo marino. Finalmente, el tipo de sedimento con el que la ola entra en contacto también influye en su disipación. En fondos rocosos, la erosión depende de la presencia de grietas; en playas arenosas, la fricción con los granos de arena o grava reduce la altura de la ola al romper, amortiguando su energía.

Otras Olas No Generadas por el Viento

Aunque la mayoría del oleaje se origina por el viento, existen olas que se forman por causas distintas. Los tsunamis, por ejemplo, surgen de movimientos bruscos del fondo marino —como terremotos, deslizamientos o erupciones volcánicas— y se propagan como ondas de muy largo periodo (más de 60 segundos) y longitudes de onda que pueden superar los 100 km. En mar abierto apenas se notan, pero al llegar a aguas someras su velocidad disminuye drásticamente, lo que eleva su altura y puede causar olas destructivas que penetran tierra adentro si la pendiente lo permite. Otro tipo son las olas de marea o bore, que se producen en ríos estrechos y con fuerte pendiente cuando la pleamar genera una ola que avanza río arriba. Estas olas, con periodos regulares marcados por el ciclo mareal (≈12 h), pueden frenar el flujo del río e incluso invertirlo temporalmente. Ejemplos notables se encuentran en el río Qiantang (China) y en el estuario del Severn (Reino Unido), donde estas olas alcanzan varios metros y generan fuertes corrientes contrarias. También existen los seiches, oscilaciones en grandes lagos cerrados provocadas por el viento o cambios de presión atmosférica. En lagos alargados, el viento persistente puede generar oleaje irregular y, al cesar, las diferencias de nivel entre extremos del lago provocan oscilaciones que duran días y alcanzan varios metros, afectando la erosión y sedimentación en las orillas. Aunque de menor escala que los tsunamis, estos fenómenos son relevantes para entender la dinámica litoral en cuencas interiores.

Efecto Geomorfológico del Oleaje

El oleaje es el principal agente que modela la costa, tanto por erosión como por sedimentación. En costas rocosas, el impacto repetido de olas de alta energía fractura los acantilados, forma cuevas marinas y genera plataformas de abrasión —superficies planas en la zona intermareal y submareal— mediante la acción combinada del agua y los sedimentos que transporta. Estas plataformas, que pueden extenderse varios kilómetros, reflejan el equilibrio entre el levantamiento tectónico y el nivel del mar. En playas arenosas, el oleaje regula el perfil de la playa a través de la deriva litoral y las corrientes de resaca. Cuando las olas rompen en ángulo, el agua se mueve diagonalmente hacia la costa y luego retrocede perpendicularmente, desplazando sedimentos a lo largo de la línea de costa. Este transporte continuo forma barras paralelas a la orilla. En épocas de oleaje suave (como el verano), estas barras se acercan a la costa y ensanchan la playa. En cambio, durante temporales, el oleaje intenso erosiona la playa, empuja la arena mar adentro y deja perfiles más empinados y estrechos. Este ciclo estacional refleja un equilibrio dinámico entre energía y disponibilidad de sedimentos. Las corrientes de resaca también transportan sedimentos hacia el mar. Cuando una ola rompe sobre una barra, el agua acumulada entre esta y la playa regresa al océano por canales estrechos, arrastrando arena en suspensión hacia zonas más profundas, donde puede formar nuevas barras o bancos sumergidos. En costas de pendiente suave, el oleaje de baja energía favorece la acumulación de sedimentos. Cada ola puede dejar una pequeña cantidad de arena sobre la playa, que luego es transportada por el viento hacia el interior, formando dunas. Estas dunas, una vez estabilizadas por vegetación halófila, actúan como barreras naturales frente a la erosión marina. En conjunto, el oleaje —generado en alta mar y transformado al llegar a la costa— es la fuerza dominante que esculpe tanto formas erosivas (como acantilados y plataformas) como formas sedimentarias (como playas, dunas y barras), definiendo la morfología del litoral.

Origen y Parámetros de las Mareas

Las mareas son oscilaciones periódicas del nivel del mar causadas por la interacción gravitatoria entre la Luna, el Sol y la Tierra, junto con la rotación terrestre. Aunque el Sol ejerce una fuerza gravitatoria mayor, la cercanía de la Luna hace que su influencia sea más determinante. Esta atracción genera un abultamiento de agua en el lado terrestre más cercano a la Luna, mientras que en el lado opuesto se forma otro por efecto centrífugo. Así, cada punto de la Tierra experimenta dos pleamares y dos bajamares por rotación. Aunque la marea ideal se describe mediante componentes armónicas (como M₂, S₂, K₁, O₁), la marea real se ve modificada por la forma de las cuencas oceánicas, la configuración del litoral y factores meteorológicos. Los parámetros clave son:

• Fase: Momento de pleamar o bajamar.
• Rango: Diferencia entre pleamar y bajamar.
• Amplitud: La mitad del rango.

También se consideran otros como la equivalencia de marea (comportamiento en puertos) y el índice de asimetría (diferencia entre velocidad de subida y bajada del nivel del mar). La mayoría de las costas presentan un régimen semidiurno, con dos pleamares y dos bajamares similares cada 24 h 50 min, debido al tiempo que tarda la Luna en completar una vuelta respecto al Sol. Sin embargo, algunas zonas tienen mareas diurnas (una pleamar y una bajamar) o mixtas (dos de cada una, pero desiguales), según la forma de la cuenca, la batimetría y las corrientes internas. Para prever con precisión las mareas, se elaboran tablas que combinan predicciones astronómicas con ajustes meteorológicos.

Tipos de Mareas

Las mareas se clasifican según el número y la altura de pleamares y bajamares en un ciclo lunar (≈ 24 h 50 min):

• Mareas Semidiurnas: Presentan dos pleamares y dos bajamares similares al día, típicas de costas abiertas como la del este de Norteamérica, donde el rango puede superar los 4 metros.
• Mareas Diurnas: Tienen solo una pleamar y una bajamar por ciclo, comunes en latitudes altas o cuencas abiertas como el Golfo de México o el de Guinea.
• Mareas Mixtas: Muestran dos pleamares y dos bajamares diarias, pero con alturas desiguales, frecuentes en el Pacífico norte (Alaska, Canadá), donde se combinan armónicos diurnos y semidiurnos de forma asimétrica.

Además, según la alineación entre la Luna y el Sol, se distinguen:

• Mareas de Sicigia (vivas): Cuando ambos astros se alinean (luna nueva o llena), sumando sus fuerzas y generando rangos un 20–30 % superiores a la media.
• Mareas de Cuadratura (muertas): Cuando están en ángulo recto (cuarto creciente o menguante), lo que reduce el rango en torno a un 20 %.

Estas variaciones son fundamentales para actividades como el amarre de barcos, obras portuarias o la gestión de hábitats intermareales.

Marea Astronómica y Marea Meteorológica

La marea astronómica se calcula teóricamente a partir de múltiples armónicos derivados de la posición relativa del Sol, la Luna y la Tierra. Entre los principales están M₂ (lunar semidiurna), S₂ (solar semidiurna), K₁ y O₁ (diurnos). En un océano ideal, sin obstáculos, estas predicciones serían exactas. Sin embargo, en la realidad, las mareas meteorológicas alteran estos valores. Entre los factores que las componen están:

• Presión Atmosférica: Un anticiclón (alta presión) puede hacer descender el nivel del mar hasta 1 cm por cada hPa adicional, mientras que una borrasca (baja presión) lo eleva, intensificando las pleamares.
• Viento Persistente: Si sopla hacia la costa, empuja el agua y eleva el nivel en la ribera (efecto “pile-up”), lo que puede causar inundaciones. Si sopla hacia mar abierto, reduce el nivel en bajamar.
• Oleaje Intenso: Durante temporales, el oleaje puede elevar localmente el nivel del mar por efecto de bombeo, aumentando el impacto sobre infraestructuras costeras.

Por tanto, el nivel del mar observado es el resultado de la superposición de la marea astronómica y estos factores meteorológicos. Para diseñar estructuras costeras como espigones o muelles, es esencial considerar ambos componentes y estar atentos a alertas meteorológicas que puedan modificar significativamente el nivel previsto.

Relación entre Mareas y Plataforma Continental

La forma y extensión de la plataforma continental influyen directamente en la amplitud y el desfase de las mareas. Cuando la marea avanza desde el océano hacia una plataforma ancha y poco profunda, la energía se comprime verticalmente, lo que amplifica el rango mareal cerca de la costa. Un ejemplo extremo es la Bahía de Fundy (Canadá), donde la resonancia de la cuenca y la plataforma extensa generan mareas de más de 16 metros. Además, la batimetría irregular —con bancos, canales o cañones— puede retrasar la llegada de la cresta mareal a ciertas zonas, provocando desfases. En costas con plataformas estrechas o taludes abruptos, este desfase es mínimo, mientras que en plataformas amplias puede alcanzar varias horas. La plataforma también determina la formación de corrientes de marea que transportan sedimentos finos o arenas, creando bancos, canales y llanuras mareales que modelan la costa. En puertos profundos, estas corrientes pueden superar los 2 m/s, lo que exige medidas específicas de dragado y señalización.

Efecto Geomorfológico de las Mareas

El ciclo de subida y bajada del nivel del mar genera zonas intermareales y rasas mareales. En costas rocosas, las rocas expuestas en bajamar sufren meteorización física y química, mientras que en pleamar son erosionadas por el oleaje, formando plataformas planas que pueden extenderse decenas de metros, dependiendo de la litología y la amplitud mareal. En costas de pendiente suave y marea amplia, las aguas retenidas tras la bajamar forman charcas donde se depositan sedimentos finos y se desarrollan comunidades vegetales halófilas. Con el tiempo, esto da lugar a marismas en zonas templadas o frías, y a manglares en regiones tropicales, ambos capaces de fijar sedimentos y elevar el terreno, actuando como barreras naturales frente al oleaje. En playas arenosas, la pleamar alcanza zonas emergidas que luego quedan expuestas al viento, favoreciendo la formación de dunas. Durante la bajamar, las corrientes de resaca extraen sedimentos hacia el mar, y en la siguiente pleamar, las olas recargan la playa. Este ciclo regula la forma transversal de la playa, alternando entre erosión y acumulación. Así, la marea no solo marca el ritmo de inundación, sino que impulsa la creación de ecosistemas intermareales y protege frente a inundaciones costeras.

Corrientes de Carácter Local

En la costa, las corrientes se generan por la interacción de olas, mareas, viento y diferencias de densidad. Se distinguen varios tipos:

• Corrientes de Deriva Litoral: Aparecen cuando las olas rompen en ángulo, desplazando agua y sedimentos en diagonal hacia la playa y luego de vuelta perpendicularmente, lo que genera un flujo neto paralelo a la costa que transporta arena a lo largo de grandes distancias.
• Corrientes de Resaca: Se forman cuando el agua acumulada entre una barra y la playa retorna al mar por canales estrechos, arrastrando sedimentos hacia zonas más profundas. Estas corrientes no solo son peligrosas para los bañistas, sino que también alimentan bancos submarinos y esculpen canales en la barra.
• Corrientes de Marea: Están ligadas al flujo de pleamar y bajamar. En bahías abiertas, la pleamar genera corrientes de entrada que inundan la zona intermareal, y la bajamar produce corrientes de salida que vacían la bahía. En estuarios estrechos, estas corrientes pueden superar los 2 m/s, remodelando fondos y márgenes y formando rasas y bancos.
• Corrientes de Densidad: Causadas por diferencias de salinidad o temperatura, como en desembocaduras fluviales. El agua dulce, menos densa, fluye en superficie hacia el mar, mientras que el agua salada retorna en profundidad, facilitando el transporte vertical de sedimentos.
• Surgencia Costera: Ocurre cuando vientos persistentes arrastran la capa superficial hacia mar abierto, haciendo que el agua profunda, fría y rica en nutrientes, ascienda. Aunque su impacto principal es biogeoquímico, también altera la densidad superficial y la refracción del oleaje, afectando indirectamente la energía que llega a la costa.

Corrientes Oceánicas Globales y su Influencia Litoral

Las grandes corrientes oceánicas, como la del Golfo o la Kuroshio, transportan masas de agua cálida o fría que, al alcanzar la plataforma continental, modifican la temperatura y salinidad costeras. Estos cambios afectan la densidad del agua, lo que a su vez altera la velocidad de propagación del oleaje y su refracción, influyendo en cómo y dónde rompen las olas y, por tanto, en la distribución de energía a lo largo de la costa. Corrientes costeras permanentes, como las de California o Canarias, fluyen paralelas al litoral y pueden transportar sedimentos a lo largo de grandes distancias antes de que la deriva litoral los redistribuya cerca de la orilla. Además, las surgencias provocadas por vientos offshore a gran escala hacen aflorar aguas profundas ricas en nutrientes, lo que modifica la visibilidad y composición del sedimento en playas y fondos someros. A mayor escala, la circulación termohalina global —el llamado “cinturón transportador oceánico”— conecta todos los océanos mediante flujos superficiales y profundos que regulan la temperatura, salinidad y densidad del agua costera. Aunque su impacto es más climático que geomorfológico, estas propiedades influyen en la refracción del oleaje y en la capacidad erosiva del agua, afectando la dinámica litoral a largo plazo.

Dinámica Fluvial y su Impacto en la Costa

Los ríos aportan agua dulce y sedimentos al litoral, desde partículas finas en suspensión hasta gravas y cantos rodados. Este aporte modifica la salinidad costera y genera un fondo gradualmente inclinado en la desembocadura, donde los sedimentos se distribuyen según su tamaño. En crecidas, el caudal fluvial puede superar la energía del oleaje, empujando sedimentos hacia el mar y haciendo avanzar la línea de costa. En estiaje, el oleaje domina y erosiona la desembocadura, provocando retrocesos. Este ciclo crea un perfil dinámico: primero se deposita grava, luego arena fina y finalmente capas densas en el cono deltaico. En zonas urbanas o con presas, la regulación del caudal reduce el aporte de sedimentos, lo que genera un déficit que acelera la erosión de playas cercanas, como ocurre en muchas costas mediterráneas. Además, la arena depositada en una desembocadura puede ser redistribuida lateralmente por la deriva litoral, alimentando playas vecinas y extendiendo el delta en paralelo a la costa. En desembocaduras encajadas en acantilados, la erosión fluvial socava la base del acantilado, mientras el oleaje desgasta su parte inferior, formando plataformas mixtas fluvio-marinas.

Dinámica Eólica en el Litoral

El viento no solo genera oleaje, sino que también moviliza sedimentos en la zona emergida. Cuando la marea baja, la playa queda expuesta con arenas sueltas que el viento transporta por saltación o suspensión, formando dunas paralelas a la costa. La vegetación pionera, como Spartina o Ammophila, ayuda a fijar estas dunas, mientras que en zonas sin vegetación, las dunas pueden desplazarse decenas de metros al año, afectando infraestructuras y equilibrando el sistema sedimentario. Según la dirección e intensidad del viento, se forman distintos tipos de dunas: barcanas (perpendiculares a la costa), longitudinales (paralelas al viento dominante) o cordones fijados por vegetación. La interacción entre viento y marea es clave: el oleaje deposita arena en la playa, que luego el viento transporta hacia las dunas. Durante temporales, las olas pueden alcanzar la parte alta de la playa y dejar sedimentos que el viento moviliza en la siguiente bajamar. Este sistema duna-playa funciona como un ciclo en equilibrio: el viento regenera las dunas cuando hay aporte de sedimento, y las dunas, a su vez, actúan como reservas que nutren la playa tras episodios de erosión. Así, la dinámica eólica no solo moldea el paisaje dunar, sino que también contribuye a la recuperación natural de las playas, estabilizando su perfil y preparándolas para futuros temporales.

Acantilados y sus Formas Asociadas

Cuando la energía del oleaje y las corrientes supera el aporte de sedimentos, se desarrollan formas erosivas que recortan la costa y profundizan los fondos. El ejemplo más claro son los acantilados, que se forman cuando el oleaje socava repetidamente la base rocosa de la costa, provocando el colapso de los estratos superiores. Este proceso continuo de socavamiento, caída de bloques y retroceso del frente hace que el acantilado avance tierra adentro con el tiempo. Si la roca presenta capas de distinta resistencia, la erosión actúa más sobre las más blandas, dejando voladizos que eventualmente colapsan. Esto genera una costa irregular, con cabos que sobresalen y calas más erosionadas. En cambio, si la roca es homogénea, el retroceso es más uniforme y la costa resulta más rectilínea. En zonas muy expuestas, el oleaje puede excavar cuevas en la base del acantilado. Si estas alcanzan la parte superior, se forman arcos, que con el tiempo colapsan y dejan islotes rocosos aislados (stacks). Estos, a su vez, son erosionados hasta desaparecer. Así, los acantilados evolucionan en un paisaje dinámico de cuevas, arcos e islotes, característico de costas de alta energía y litología contrastada.

Plataformas o Planicies de Abrasión

Las plataformas de abrasión se forman como resultado del retroceso del acantilado. Cuando este colapsa, los fragmentos caen en la zona intermareal, pero el oleaje los arrastra o pulveriza, dejando una superficie rocosa plana que se extiende desde la base del acantilado hacia el mar. Esta superficie, de pendiente muy suave, se forma por la acción combinada del oleaje, las corrientes y las mareas, que limpian y alisan el fondo. El proceso comienza con el socavamiento de la base del acantilado, seguido del colapso de bloques y la acumulación de escombros. Luego, el oleaje elimina estos restos y pule la roca, estableciendo una planicie cuya extensión depende del tiempo de erosión, la dureza de la roca y la pendiente del fondo marino. Si esta plataforma se eleva por movimientos tectónicos o por un descenso del nivel del mar, queda expuesta y se denomina rasa. En su fase activa, sin embargo, actúa como una barrera que disipa la energía del oleaje, impidiendo la formación de playas en su zona inmediata. Estas plataformas son más visibles en costas con rocas resistentes y plataformas continentales suaves. En climas templados, pueden albergar organismos que contribuyen a la erosión química, mientras que en climas fríos, la congelación del agua en fisuras intensifica la fragmentación mecánica. Su tamaño varía desde unos pocos metros hasta cientos, y durante mareas altas o temporales pueden quedar sumergidas, mientras que en bajamares prolongados se exponen, revelando el lento proceso que las formó.

Rasas

Las rasas son antiguas plataformas de abrasión que han quedado elevadas por movimientos tectónicos o por descensos del nivel del mar. Se presentan como superficies planas y ligeramente inclinadas, situadas justo por encima del nivel de bajamar, y se formaron originalmente en el intermareal por la acción del oleaje. Su desarrollo implica dos fases: primero, la erosión marina que genera la plataforma; luego, su elevación o la regresión del mar que la deja expuesta. Un ejemplo destacado se encuentra en la costa cantábrica, donde rasas pleistocenas se sitúan varios metros sobre el nivel actual del mar, resultado de procesos postglaciares y estabilización tectónica. Estas rasas, de origen exclusivamente marino, se extienden tierra adentro hasta un talud que desciende hacia la costa, y se diferencian de terrazas fluviales por su génesis. Suelen formarse sobre rocas sedimentarias estratificadas, como flysch o calizas con margas, donde la erosión diferencial crea surcos y canales. En flysch, las capas blandas se erosionan más rápido, dejando relieves longitudinales marcados. Además de su valor geomorfológico, las rasas son registros paleoambientales útiles para reconstruir niveles marinos antiguos y movimientos verticales de la corteza, mediante fósiles o correlaciones con terrazas fluviales.

Estuarios

Los estuarios se originan cuando un valle fluvial o glacial es invadido por el mar debido a una transgresión marina o a subsidencia tectónica. A diferencia de las rías, suelen ser más anchos y menos profundos, y se extienden desde el tramo bajo de un río hasta su desembocadura. En ellos, el agua dulce se mezcla con la salada, generando un gradiente de salinidad que va aumentando hacia el mar. Tienen forma de cono de marea, con un canal central que drena el flujo de pleamar y bajamar. Durante la pleamar, el agua marina penetra río arriba, flotando sobre el agua dulce; en bajamar, esta última retorna al mar, generando corrientes que pueden movilizar sedimentos y formar barras y canales. Según su morfología y dinámica, se distinguen varios tipos:

• Estuarios de ría clásica: Con sedimentos finos y marismas.
• Estuarios deltaicos: Donde el aporte sedimentario es tan alto que se forman deltas.
• Estuarios de fiordo: Profundos y estrechos, típicos de regiones glaciadas.

En todos ellos, la interacción entre mareas y descarga fluvial crea zonas de mezcla, bancos de turbidez y charcas residuales que albergan comunidades adaptadas a ciclos de inmersión y emersión. Así, los estuarios son sistemas dinámicos y ecológicamente frágiles, donde coexisten procesos erosivos y deposicionales.

Cañones Submarinos

En la vertiente submarina entre la costa y la pendiente continental, se desarrollan cañones que replican bajo el agua la forma de valles fluviales o glaciares. Se forman por corrientes de turbidez, flujos densos de agua cargada de sedimentos que descienden por la pendiente, excavando el fondo marino y transportando material hacia la llanura abisal. Estas corrientes pueden originarse por grandes aportes fluviales o por colapsos de sedimentos en la plataforma continental. A medida que descienden, ganan velocidad y capacidad erosiva, tallando cañones que pueden alcanzar decenas de kilómetros de longitud y varios de profundidad. Su forma suele ser en V o U, con bordes empinados y, a veces, meandros si las corrientes son periódicas. Los cañones excavan estratos blandos y depositan sedimentos en su base, alimentando abanicos submarinos. Aunque están más allá del litoral emergido, reflejan la continuidad de los procesos erosivos desde tierra firme hasta el océano profundo. Muchos se alinean con antiguos valles fluviales sumergidos tras el ascenso del nivel del mar al final del Pleistoceno, lo que demuestra la conexión entre el paisaje terrestre y el submarino.

Formas Mixtas: Playas

Las playas son las formas costeras más comunes y se forman por acumulación de sedimentos —arena, grava o guijarros— transportados por corrientes litorales y de resaca. Su perfil transversal incluye una zona seca (supralitoral), una húmeda (intermareal) y una sumergida (submareal), donde rompen las olas. El oleaje desplaza sedimento en diagonal hacia la costa y lo retira perpendicularmente, generando un movimiento en zigzag que alimenta la deriva litoral, responsable de transportar arena a lo largo de la costa. La acumulación de sedimento en un punto da lugar a la playa, cuya forma depende de la energía del oleaje, el tipo de sedimento y la pendiente del fondo. En climas templados, las playas muestran una dinámica estacional: en invierno, las olas intensas erosionan la parte alta y acumulan arena en la barra submarina; en verano, las olas suaves devuelven esa arena a la playa, ensanchándola. Según el tipo de sedimento, se distinguen:

• Playas arenosas: Dinámicas y de pendiente suave.
• Playas de guijarros: Más estables y empinadas.
• Playas mixtas: Con arena y grava distribuidas según la energía del oleaje.

La pendiente también influye: playas suaves generan rompientes suaves que favorecen el transporte lateral, mientras que las empinadas provocan rompientes violentas que erosionan y arrastran sedimento mar adentro. Desde una perspectiva geográfica, las playas son sistemas abiertos donde se equilibran entradas y salidas de sedimento. En zonas con gran aporte fluvial, pueden extenderse y formar barras costeras; en costas rocosas, donde el aporte es escaso, las playas son estrechas y limitadas.

Llanuras de Marea o Intermareales

Las llanuras de marea se desarrollan en zonas intermareales con sedimentos muy finos y pendientes suaves. Se exponen durante la bajamar y se inundan en pleamar, creando ambientes con alta salinidad y humedad variable. En estas áreas, el sedimento en suspensión se deposita durante la pleamar, mientras que las corrientes de marea lo redistribuyen lateralmente. La baja energía del oleaje permite que el sedimento se acumule sin ser erosionado, aunque las corrientes pueden esculpir canales que drenan el agua al retirarse la marea, formando redes dendríticas. La vegetación halófila, como juncos o Spartina, coloniza rápidamente estos fangos, estabilizando el sedimento y formando marismas que se elevan con el tiempo por acumulación de materia orgánica. Estas marismas actúan como barreras naturales frente a mareas extremas y temporales, disipando energía y reteniendo agua. Además, las llanuras de marea son ecosistemas de gran valor ecológico, al servir de hábitat para aves migratorias y especies bentónicas. Geomorfológicamente, representan zonas de acumulación neta, donde el sedimento se deposita de forma progresiva, elevando la plataforma somera a lo largo de milenios.

Formas con Predominio de Influencia Marina: Arrecifes

Los arrecifes son estructuras litorales construidas por organismos bioconstructores como corales, algas calcáreas, moluscos o equinodermos, que secretan carbonato cálcico y forman masas sólidas sobre la plataforma costera. Estas estructuras actúan como barreras naturales que atenúan la energía del oleaje antes de que llegue a la costa, favoreciendo la acumulación de sedimentos y la formación de playas protegidas. Los arrecifes coralinos requieren condiciones muy específicas: aguas claras, cálidas (entre 20 °C y 30 °C), salinas y poco profundas, con suficiente luz solar para permitir la fotosíntesis de las algas simbióticas que viven en los corales. Bajo estas condiciones, los pólipos de coral se reproducen y sus esqueletos calcáreos se acumulan en capas, elevando la estructura arrecifal. Geomorfológicamente, se distinguen tres tipos principales:

• Arrecifes de Franja: Paralelos a la costa y separados por una laguna.
• Arrecifes de Barrera: Más alejados y con lagunas más profundas.
• Atolones: Forman anillos alrededor de lagunas centrales sobre antiguas islas volcánicas sumergidas.

En todos los casos, el crecimiento del arrecife compensa la erosión del oleaje y puede mantenerse cerca de la superficie incluso si el nivel del mar varía. A diferencia de otras formas costeras, los arrecifes son morfologías constructivas puras, ya que su desarrollo depende casi exclusivamente de procesos biológicos. Sin embargo, los fragmentos coralinos rotos por el oleaje pueden alimentar playas cercanas, formando arenas blancas muy finas. Además, los arrecifes ofrecen servicios ecosistémicos clave: protegen la costa de la erosión, albergan una biodiversidad marina excepcional y sustentan actividades económicas como la pesca y el turismo.

Formas con Predominio de Influencia Terrestre: Dunas

Las dunas litorales son acumulaciones de arena formadas por el viento en la franja supramareal, más allá del alcance del oleaje habitual. El sedimento proviene de la playa, donde queda expuesto durante la bajamar. El viento moviliza los granos por saltación y reptación, y estos se acumulan al encontrar obstáculos como vegetación pionera o restos orgánicos, iniciando la formación dunar. Según la dirección del viento y la disponibilidad de sedimento, se desarrollan distintos tipos:

• Dunas Transversales: Perpendiculares a la costa, se forman con vientos constantes en una sola dirección.
• Dunas Parabólicas: En forma de “U” o “V” orientadas hacia el mar, surgen cuando la vegetación fija los flancos y el centro avanza.
• Dunas Longitudinales: Paralelas al viento dominante, aparecen en playas amplias con abundante arena y pueden alcanzar gran altura.

La dinámica de las dunas depende del aporte de arena (procedente de la deriva litoral o de ríos cercanos) y de las condiciones climáticas. En climas áridos, las dunas son móviles y avanzan varios metros al año; en climas templados, la vegetación las estabiliza, formando sistemas dunares en equilibrio. Estas dunas actúan como reservas de sedimento: durante temporales, parte de su arena puede ser arrastrada a la playa, y en calma, el viento la devuelve a la duna, regenerando el sistema. Las dunas se organizan en franjas sucesivas: la duna embrionaria junto a la playa, la duna principal más consolidada, y la duna trasera, que puede estar asociada a humedales. Cada franja presenta vegetación característica que fija la arena y contribuye a su estabilidad. Además de su función sedimentaria, las dunas protegen la costa frente a mareas extremas y oleajes intensos, absorbiendo y disipando su energía.

Deltas

Los deltas se forman cuando un río aporta tal cantidad de sedimentos a la costa que, a pesar de la acción erosiva del oleaje y las corrientes, logra hacer avanzar la línea de costa hacia el mar. Este proceso ocurre especialmente en zonas de aguas tranquilas, como bahías semicerradas o costas de baja energía, donde los materiales transportados —arenas, limos y gravas— se depositan en la desembocadura. A medida que se acumula sedimento, el cauce fluvial se divide en múltiples ramales o distributarios, creando una red ramificada que define la estructura deltaica. Los deltas se clasifican según la fuerza dominante que moldea su forma:

• Deltas Fluviales: Donde el aporte del río supera la acción marina, formando grandes abanicos sedimentarios que se extienden hacia el mar. Ejemplos: Misisipi, Mekong.
• Deltas Mareales: Donde las mareas redistribuyen el sedimento a lo largo del cauce y la costa, generando barras y llanuras de marea. Ejemplo: Ganges-Brahmaputra.
• Deltas Litorales: Donde el oleaje domina y dispersa el sedimento lateralmente, formando flechas y barras costeras. Ejemplo: delta histórico del Nilo.

Cada delta presenta un perfil longitudinal con tres zonas: la proximal, donde se depositan los sedimentos más gruesos; la medial, con arenas finas y limos; y la distal, donde se acumulan limos y arcillas. Estas zonas dan lugar a distintas formas: barras de arena, marismas y llanuras fangosas, tanto emergidas como sumergidas. Con el tiempo, los deltas sufren procesos de cegamiento, cuando el sedimento bloquea antiguos distributarios y obliga al río a abrir nuevos canales, modificando su configuración (avulsión). Además, la subsidencia tectónica y la compactación de sedimentos pueden hundir el delta, lo que, si no se compensa con nuevos aportes, lleva a su retroceso o incluso a su sumersión. Actualmente, muchos deltas enfrentan un déficit sedimentario debido a presas y extracciones de agua río arriba, lo que reduce el aporte de sedimentos y favorece la erosión costera. En contraste, los deltas bien equilibrados mantienen su forma gracias a la interacción estable entre aportes fluviales, mareas y oleaje, permitiendo el desarrollo de hábitats ricos en biodiversidad y sistemas fluviales entrelazados de gran valor ecológico y económico.

Variaciones Relativas del Nivel del Mar

El nivel del mar no es constante, sino que varía en escalas que van desde segundos hasta milenios. Estas fluctuaciones resultan de la interacción entre procesos de corto plazo —como oleaje, mareas y fenómenos meteorológicos— y factores de largo plazo —como cambios eustáticos, isostáticos, climáticos o tectónicos—. En esta sección se abordan primero las variaciones inmediatas que afectan directamente al litoral.

Variaciones Debidas al Oleaje

Cuando las olas rompen cerca de la costa, generan un aumento temporal del nivel del mar conocido como set-up de ola. Este fenómeno ocurre por la transferencia de energía de las olas hacia la costa, acumulando agua en la franja litoral. En situaciones de oleaje intenso y sostenido, el nivel puede elevarse varios decímetros por encima del previsto, especialmente si coincide con pleamar y baja presión atmosférica. En el Cantábrico, se han registrado set-ups superiores a 50 cm durante temporales invernales, provocando erosión de playas e impactos en infraestructuras. Este efecto es más acusado en playas de pendiente suave y plataformas someras, donde el proceso de shoaling intensifica la energía de las olas justo antes de romper. Además, las barras sumergidas pueden modificar la distribución de esta energía, concentrándola en ciertos puntos y generando pequeñas inundaciones locales.

Variaciones Debidas a las Mareas

Las mareas, causadas por la atracción gravitatoria de la Luna y el Sol, producen oscilaciones periódicas del nivel del mar con un ciclo semidiurno de aproximadamente 24 h 50 min. En la costa cantábrica, el rango mareal suele oscilar entre 2 y 3 metros, lo que determina la extensión de la zona intermareal y la exposición de la playa a la acción del oleaje. Durante pleamar, el oleaje puede alcanzar zonas normalmente protegidas, aumentando su capacidad erosiva. En bajamar, la playa queda expuesta al viento y a la evaporación, favoreciendo la formación de dunas. En estuarios y marismas, las mareas controlan la dinámica de sedimentos y nutrientes, generando capas alternas de fangos que forman marismas estratificadas. También influyen en la formación de rasas y plataformas de abrasión en costas rocosas.

Variaciones Debidas a Causas Meteorológicas e Hidrológicas

Las condiciones atmosféricas también alteran el nivel del mar. Una baja presión intensa (por debajo de 980 hPa) puede elevar el nivel marino en aproximadamente 1 cm por cada hPa de descenso, fenómeno conocido como inversión barométrica. Si se combina con vientos que empujan el agua hacia la costa (wind set-up), el nivel puede aumentar significativamente. En el Cantábrico, se han registrado sobreelevaciones de más de 40 cm por estos efectos combinados. Las descargas fluviales también influyen localmente. Durante lluvias intensas, el aumento del caudal puede elevar el nivel en la desembocadura y generar oleaje inverso. En cambio, durante estiajes, la falta de aporte fluvial reduce la turbidez y la densidad del agua, afectando la salinidad y el nivel local. Aunque estas variaciones hidrológicas son menos influyentes que las mareas o el oleaje, en cuencas pequeñas y de fuerte pendiente pueden modificar el nivel costero en décimas de metro.

Variaciones del Nivel del Mar a Largo Plazo

A diferencia de las fluctuaciones diarias o estacionales, los cambios del nivel del mar a escala de décadas a milenios responden a procesos globales y continentales. Estos determinan el nivel relativo del mar respecto a un punto fijo en tierra firme, y están influenciados por la forma y volumen de las cuencas oceánicas, la distribución de masas en la Tierra, el comportamiento del geoide, el reajuste isostático del terreno y los cambios eustáticos globales.

Volumen de la Cuenca Oceánica

El volumen de los océanos depende de la forma del fondo marino y de la cantidad de sedimento acumulado. Cambios en este volumen pueden deberse a la expansión térmica del agua superficial (termosteramiento), a la sedimentación en cuencas profundas o a la tectónica que modifica el relieve oceánico. La expansión térmica, provocada por el calentamiento global, es una de las principales causas del ascenso reciente del nivel del mar. Aunque la sedimentación también reduce ligeramente la capacidad de las cuencas, su efecto es mucho más lento y menor en comparación.

Superficie Equipotencial del Geoide

El geoide representa la superficie teórica del nivel medio del mar en ausencia de perturbaciones. Su forma irregular se debe a variaciones en la densidad terrestre. Cuando se derriten grandes masas de hielo, como en Groenlandia o la Antártida, el agua añadida al océano no se distribuye uniformemente: cerca del área de deshielo, el nivel puede incluso bajar por pérdida de atracción gravitatoria, mientras que en regiones lejanas puede subir más de lo esperado. Además, las corrientes oceánicas también alteran localmente el nivel del mar: las cálidas lo elevan, las frías lo reducen. En la costa cantábrica, estas interacciones generan pequeñas variaciones respecto al promedio global.

Reajuste Isostático

El peso de glaciares o sedimentos hunde la litosfera, y cuando desaparecen, esta tiende a elevarse. Tras el Último Máximo Glacial, muchas zonas de Europa, incluida la costa cantábrica, han experimentado un levantamiento progresivo que aún continúa, a tasas de entre 0,5 y 2 mm por año. Este ascenso compensa parcialmente el aumento global del nivel del mar. Por ejemplo, si el mar sube 2 mm/año y el suelo se eleva 1 mm/año, el nivel relativo efectivo solo aumenta 1 mm/año. En zonas con sedimentación intensa, el peso acumulado puede causar hundimiento, pero en el Cantábrico este efecto es menor debido a la limitada carga sedimentaria de sus ríos.

Cambios Eustáticos

Los cambios eustáticos reflejan variaciones globales del nivel del mar por cambios en el volumen de agua oceánica. Durante el Último Máximo Glacial, el nivel estaba unos 120 metros por debajo del actual. Con la desglaciación, el mar subió rápidamente, alcanzando niveles similares a los actuales hace unos 6.000 años. En los últimos dos siglos, este ascenso se ha acelerado: de ≈1 mm/año en el siglo XX a ≈3 mm/año en las últimas décadas, debido a la expansión térmica y al deshielo de glaciares y capas de hielo. Según el IPCC, el nivel podría aumentar entre 0,3 y 1,1 metros para 2100, dependiendo de las emisiones. A escala regional, este ascenso se ve modulado por la circulación oceánica y la redistribución gravitatoria. Por ejemplo, una desaceleración de la circulación meridional del Atlántico podría elevar el nivel del mar en Europa por encima del promedio global.

Cambios Climáticos y Nivel del Mar

Las variaciones climáticas a largo plazo afectan tanto al volumen oceánico (cambios eustáticos) como al comportamiento de la corteza terrestre (cambios isostáticos), influyendo así en el nivel relativo del mar. Durante el Holoceno, episodios como el Óptimo Climático del Holoceno Medio, el Período Cálido Medieval y la Pequeña Edad de Hielo provocaron fluctuaciones regionales del nivel del mar, aunque con impacto global limitado. En tiempos recientes, el aumento de gases de efecto invernadero ha acelerado el calentamiento global, generando expansión térmica del agua y deshielo de glaciares y capas polares. Esto ha intensificado el ascenso eustático del nivel del mar. A nivel regional, fenómenos como la Oscilación del Atlántico Norte (NAO) modulan el nivel medio del mar en el Atlántico nororiental. En su fase positiva, la NAO intensifica los vientos del noreste, elevando el nivel del mar en la costa cantábrica; en fase negativa, los vientos cambian y el nivel puede descender ligeramente. Estas oscilaciones, superpuestas al ascenso global, aumentan la vulnerabilidad costera.

Evidencias de Variaciones del Nivel del Mar a Largo Plazo

Para reconstruir la evolución del nivel del mar en el Cantábrico, se utilizan múltiples fuentes: registros sedimentarios, fósiles, dataciones por radiocarbono, marcas geológicas, y datos geodésicos y satelitales. Estos permiten trazar la historia de los cambios marinos desde hace miles de años. Entre los indicadores más comunes están las secuencias de marismas y llanuras fangosas, donde los cambios en microfósiles como foraminíferos o diatomeas revelan antiguos niveles de salinidad y profundidad. También se estudian rasas mareales elevadas, que indican antiguos niveles marinos estables o levantamientos tectónicos. En el Cantábrico, se han identificado rasas pleistocenas entre 3 y 10 metros sobre el nivel actual, datadas en más de 120.000 años. Los cañones submarinos y los depósitos en abanicos profundos también aportan información. Muchos siguen antiguos cauces fluviales sumergidos tras la transgresión del Holoceno. El análisis de sedimentos turbidíticos revela momentos de mayor aporte fluvial y cambios en la circulación oceánica. En tiempos recientes, los registros mareográficos desde el siglo XIX y los datos satelitales desde 1993 muestran un ascenso del nivel del mar en la costa cantábrica de entre 1,5 y 3,5 cm por década desde 1990, con una aceleración notable en los últimos 30 años.

Últimas Interpretaciones Científicas

Estudios recientes en el Cantábrico Oriental han detallado la evolución del nivel del mar durante el Holoceno. Investigaciones en rías como las de San Vicente de la Barquera muestran que entre 5.000 y 2.500 años AP el nivel se mantuvo entre 1 y 2 metros por debajo del actual, ascendiendo lentamente hasta alcanzar niveles modernos hacia el año 1000 d.C. Este patrón se relaciona con la estabilidad climática y glaciar del Holoceno Medio. Otro estudio identificó un ascenso térmico breve entre 1200 y 1300 d.C., seguido de un leve descenso durante la Pequeña Edad de Hielo (≈0,2 m), y un nuevo ascenso desde 1850, acelerado por el calentamiento antropogénico. En comparación con el Mediterráneo, donde se han registrado ascensos más rápidos por subsidencia, el Cantábrico muestra un comportamiento más moderado. Desde 1980, la aceleración del ascenso del nivel del mar en esta región supera los 3 mm/año, frente a los 1 mm/año registrados entre 1900 y 1950. Esta aceleración refleja el impacto creciente del calentamiento global y del deshielo de glaciares pirenaicos y alpinos en las costas del norte de España.

Variaciones del Nivel del Mar en el Litoral Cantábrico

En la costa cantábrica, el ascenso relativo del nivel del mar es real pero más moderado que la media global. Entre 1990 y 2020, los registros de GPS y mareógrafos muestran un aumento de entre 1,5 y 3,5 cm por década, con máximos de 3,5 cm en Bilbao y 2 cm en Santander. Esta variabilidad responde a factores locales como la posición dentro de la cuenca cantábrica, la batimetría y el ajuste isostático diferencial. Las proyecciones para 2050 estiman un incremento de unos 25 cm en Cantabria y entre 30 y 40 cm en el País Vasco, dependiendo del escenario climático. Esto implicaría la pérdida de hasta 15 metros de playa en zonas vulnerables y un aumento significativo del riesgo de inundaciones costeras: hasta un 12 % en 2050 y entre un 24 % y un 59 % en 2100, afectando a más de 2.700 hectáreas de territorio. Las playas con pendiente suave y escaso aporte sedimentario serán las más afectadas, al igual que estuarios y marismas, donde el avance del mar comprometerá ecosistemas y estructuras costeras. Un ejemplo es el Puntal de Somo, en la bahía de Santander, que ya muestra erosión acelerada y fracturas, lo que ha motivado intervenciones como dragados y obras de estabilización. Sin embargo, se advierte que estas medidas podrían no ser suficientes si el nivel del mar sigue aumentando al ritmo proyectado. Por tanto, entender las variaciones del nivel del mar en el Cantábrico requiere integrar los factores de corto plazo —oleaje, mareas, presión atmosférica, hidrología— con las tendencias de largo plazo —expansión térmica, deshielo, reajuste isostático y circulación oceánica—. Aunque la región ha mantenido cierto equilibrio isostático en el pasado, las presiones actuales derivadas del cambio climático están acelerando el ascenso relativo del mar, planteando retos importantes para la gestión costera en las próximas décadas.

Litoral y Actividad Antrópica

Las costas son espacios donde confluyen procesos naturales y acciones humanas que transforman el paisaje y afectan la estabilidad de playas, dunas, acantilados y estuarios. Las intervenciones humanas pueden ser directas —cuando se construye o modifica físicamente el litoral— o indirectas, cuando se alteran procesos como el transporte de sedimentos o la calidad del agua desde el interior. A continuación, se detallan las intervenciones directas más relevantes.

Construcciones en Frentes de Playa y Dunas

La urbanización costera ha llevado a la edificación de viviendas, paseos marítimos y muros muy cerca del mar. Estas construcciones, al ocupar el espacio de las dunas, eliminan su función protectora. Las dunas actúan como reservas de arena y barreras naturales frente a temporales, pero al ser sustituidas por estructuras rígidas, se interrumpe el flujo eólico y se reduce la acumulación de sedimento, lo que debilita la playa y favorece la erosión. Además, estructuras como espigones y diques alteran el transporte de sedimentos: acumulan arena en un lado y generan déficit en el otro, provocando retrocesos costeros aguas abajo. Los muros verticales, al no permitir la disipación natural del oleaje, intensifican la erosión en sus extremos y requieren mantenimiento constante. En muchos casos, estas infraestructuras terminan siendo insostenibles a largo plazo.

Pérdida de Cobertura Vegetal en Campos Dunares

La vegetación costera, como Ammophila arenaria, es esencial para estabilizar las dunas. Sus raíces fijan la arena y reducen su movilidad. Cuando esta vegetación se elimina por urbanización, turismo o agricultura, las dunas se vuelven móviles, lo que puede enterrar infraestructuras y reducir el aporte de arena a la playa, debilitando el sistema litoral. El tránsito descontrolado de personas o vehículos también daña la cobertura vegetal, creando canales de erosión y facilitando la intrusión salina. En lugares como Almería, la falta de planificación ha llevado a la degradación de dunas, obligando a costosas restauraciones con especies nativas y barreras de retención. En resumen, la pérdida de vegetación desestabiliza el sistema duna-playa y agrava la erosión.

Creación Artificial de Playas

Para contrarrestar la pérdida de playa, se recurre a la alimentación artificial, que consiste en verter arena sobre la costa desde bancos submarinos, ríos o canteras. Esta técnica busca ampliar la playa y proteger infraestructuras urbanas sin interrumpir la dinámica litoral, ya que la arena añadida se integra en el ciclo sedimentario. Sin embargo, su eficacia depende de la compatibilidad del nuevo sedimento con el original. Si la arena es demasiado fina, se pierde rápidamente; si es muy gruesa, altera la dinámica de la playa y su calidad. Además, la extracción de arena puede dañar hábitats marinos como praderas de fanerógamas o arrecifes. Aunque es una solución temporal, bien gestionada puede prolongar la vida útil de playas urbanas. No obstante, requiere medidas complementarias como la restauración de dunas, el refuerzo de aportes fluviales o la instalación de arrecifes artificiales para ser realmente efectiva a largo plazo.

Extracción de Arenas

La extracción de arena en ríos, deltas y bancos marinos altera profundamente el equilibrio sedimentario costero. Aunque se utiliza en construcción, vidrio o rellenos, su impacto es significativo cuando se realiza en desembocaduras, ya que reduce el aporte natural de sedimentos a playas y deltas, provocando retrocesos costeros. En Canarias, por ejemplo, la extracción en barrancos ha reducido la altura de barras deltaicas, intensificando la erosión de playas cercanas. En estuarios, la extracción con maquinaria ha profundizado cauces y acelerado la circulación mareal, arrastrando sedimentos finos al mar. Además, el dragado de bancos submarinos para regenerar playas puede debilitar la protección natural frente al oleaje, aumentando la exposición de la costa. Cuando estas extracciones coinciden con dragados portuarios, el impacto se agrava, ya que se retira sedimento de zonas cercanas a las que deberían recibirlo. Aunque existen normativas que limitan volúmenes y zonas de extracción, su aplicación es irregular. Como resultado, muchas playas españolas presentan déficits crónicos de arena, que solo se compensan temporalmente con aportes artificiales o estructuras defensivas.

Intervenciones Antrópicas Indirectas

Estas acciones no modifican directamente la costa, pero alteran procesos clave como el transporte de sedimentos o la calidad del agua, afectando la dinámica litoral.

• Contaminación en Estuarios y Playas

  Los vertidos industriales, agrícolas y urbanos deterioran la calidad del agua y del sedimento. El exceso de nutrientes provoca eutrofización, con floraciones algales que reducen el oxígeno y afectan a la fauna marina. Los microplásticos alteran la textura de la arena y afectan a organismos bentónicos. Además, contaminantes como hidrocarburos o metales pesados se fijan en sedimentos finos de estuarios, que pueden liberarse durante mareas extremas, contaminando zonas adyacentes. Esta contaminación también afecta la capacidad de las llanuras intermareales para retener sedimentos naturales, reduciendo la extensión de marismas y manglares, que son barreras naturales frente al oleaje.

• Transformaciones en Cuencas Hidrográficas

  La deforestación en cuencas fluviales aumenta la erosión y el transporte de sedimentos finos, que se depositan en estuarios y modifican su morfología. En el noroeste peninsular, se ha registrado un aumento del 20 % en la carga de sedimentos durante crecidas, lo que ha colmatado estuarios y reducido marismas. En cambio, la reforestación y restauración de riberas reduce el arrastre de sedimentos y mejora la calidad del agua. En el Nalón, por ejemplo, la recuperación de bosques ha reducido en un 30 % el aporte de sedimentos a la ría, favoreciendo la regeneración de praderas marinas.

• Regulación de Ríos

  Embalses y presas retienen casi todos los sedimentos gruesos, reduciendo drásticamente el aporte a playas y deltas. Esto impide compensar la erosión costera, provocando retrocesos. En el Guadalquivir, la regulación ha reducido en un 90 % el aporte al delta, causando una regresión de varios metros por año. Además, al eliminar las crecidas naturales, se pierden los pulsos sedimentarios que alimentaban las costas. En el Cantábrico, el embalsamiento de ríos como el Ebro o el Nervión ha reducido el aporte de arena, contribuyendo a la erosión de playas y márgenes de rías como la de Bilbao.

Modificación de la Sección de los Estuarios

Los estuarios, zonas clave para la acumulación de sedimentos y la biodiversidad, se ven alterados cuando se rellenan o desecan áreas intermareales para usos agrícolas, industriales o urbanos. Estas intervenciones reducen la superficie activa de marea, disminuyendo la capacidad de retención de sedimentos y de disipación de la energía mareal. En muchos puertos, como el de Salaverry (Perú), la construcción de infraestructuras sobre marismas ha provocado la pérdida de hasta el 70 % de la superficie intermareal y la colmatación de canales aguas abajo. Además, el dragado para profundizar canales de navegación acelera las corrientes de marea, erosiona márgenes y bancos, y transporta sedimentos finos mar adentro, afectando praderas marinas y hábitats acuáticos. En estuarios del Cantábrico, la rectificación de cauces ha eliminado lagunas y canales secundarios, reduciendo zonas de decantación y degradando hábitats esenciales para aves, peces y organismos bentónicos.

Dragados

Los dragados, necesarios para mantener la navegabilidad o extraer arena para regenerar playas, alteran la dinámica sedimentaria. Al retirar sedimento de zonas someras, se crean huecos que modifican el perfil de la playa, generando pendientes más pronunciadas y aumentando la erosión. En el puerto de Bilbao, los dragados han profundizado el fondo hasta 5 metros, intensificando las corrientes de resaca y provocando pérdida de arena en playas cercanas, lo que ha obligado a realizar aportes artificiales. Además, los dragados aumentan la turbidez del agua, impidiendo la luz necesaria para el desarrollo de fanerógamas marinas y fitoplancton. Esto reduce la estabilidad del sedimento y afecta negativamente a la pesca y al turismo. Por ello, se recomienda planificar los dragados con criterios ecológicos, extrayendo sedimento de zonas alejadas y combinándolos con medidas de restauración de dunas y marismas.

Actuaciones sobre los Acantilados

Las obras para estabilizar acantilados —como muros, anclajes o escolleras— buscan frenar desprendimientos y proteger infraestructuras, pero alteran la dinámica natural de retroceso. Al construir muros en la base, se elimina la zona de socavación natural, y las olas reflejadas concentran su energía en los laterales, acelerando la erosión en los flancos. El uso de escolleras puede frenar el oleaje, pero también retiene sedimentos que antes alimentaban playas adyacentes, generando desequilibrios sedimentarios. En la costa asturiana, algunas carreteras protegidas por muros han perdido su plataforma de abrasión, lo que ha provocado retrocesos más abruptos y costosos de reparar. En lugar de un retroceso gradual, los acantilados colapsan en bloques, intensificando los impactos erosivos.

Dinámica Estacional de las Playas

Las playas son sistemas sedimentarios en constante transformación, cuyo perfil transversal varía notablemente entre el invierno y el verano debido a los cambios en la energía del oleaje, la frecuencia de temporales y la acción de las corrientes litorales. Durante el invierno, las borrascas atlánticas generan oleaje de gran energía, con olas altas y de largo período que impactan con fuerza sobre la costa. Este oleaje arrastra la arena desde la parte alta de la playa hacia el mar, formando barras sumergidas en la zona de rompiente. La corriente de resaca transporta parte de ese sedimento aún más mar adentro, acumulándolo en bancos submarinos. Como resultado, el perfil invernal de la playa se vuelve más estrecho y empinado, con un talud abrupto y una franja seca reducida, expuesta directamente al oleaje. Esta pérdida de sedimento también debilita los sistemas dunares, que dejan de recibir arena desde la playa. Con la llegada de la primavera y el verano, el oleaje se suaviza: las olas son más pequeñas, menos frecuentes y de menor energía. En estas condiciones, el sedimento almacenado en las barras submarinas es devuelto gradualmente a la playa. La corriente de resaca pierde fuerza, por lo que la arena se acumula en la zona intermareal y seca, ensanchando la playa y suavizando su pendiente. La barra sumergida se desplaza mar adentro o se difumina, y la arena vuelve a alimentar las dunas por acción del viento, permitiendo su recuperación. Este perfil estival, más ancho y plano, favorece el uso turístico, aunque también deja el sedimento más expuesto a ser arrastrado si se produce un temporal inesperado. Este ciclo anual de erosión invernal y acreción estival configura un equilibrio dinámico que depende del aporte de sedimentos —desde ríos, dunas o el mar— y de la intensidad de los temporales. En costas con escaso aporte natural, como aquellas afectadas por presas que retienen sedimentos fluviales, este equilibrio se rompe, y la playa pierde capacidad para regenerarse. En esos casos, puede ser necesario recurrir a intervenciones como la alimentación artificial para mantener un perfil capaz de disipar la energía del oleaje. En resumen, en invierno la playa se estrecha y se vuelve más empinada, con la arena desplazada a barras submarinas; en verano, se ensancha y se aplana, con la arena regresando a la franja seca y alimentando las dunas. Este patrón estacional es clave para entender la evolución natural de las playas y su vulnerabilidad frente a la erosión.

Factores que Condicionan la Erosión de un Acantilado

La erosión de un acantilado no depende únicamente del impacto del oleaje, sino de la interacción compleja entre factores geológicos, geomorfológicos, climáticos y biológicos que determinan tanto la velocidad de retroceso como el tipo de colapso que se produce. Uno de los factores más determinantes es la litología. La composición y estructura de las rocas condicionan su resistencia al oleaje. Por ejemplo, un acantilado formado por capas de caliza intercaladas con margas arcillosas sufre erosión diferencial: las capas blandas se socavan primero, dejando en voladizo las más duras, que acaban colapsando. En cambio, un macizo granítico compacto y poco fracturado resiste mejor, retrocediendo más lentamente y de forma más uniforme. Las rocas sedimentarias con estratificación paralela al talud y fracturas verticales son especialmente vulnerables, ya que permiten la penetración del agua y aceleran la meteorización interna.

La pendiente del talud también influye. En acantilados muy empinados, la energía del oleaje se concentra en la base, generando socavones profundos. En taludes más suaves, parte de esa energía se disipa en la plataforma de abrasión, ralentizando el retroceso. En costas de flysch, por ejemplo, la pendiente moderada atenúa el impacto de las olas, pero la alternancia de capas duras y blandas provoca un retroceso escalonado.

El régimen de oleaje —su energía, dirección y frecuencia— determina la intensidad de la erosión mecánica. En zonas expuestas a temporales intensos, las olas de gran altura y largo período pueden socavar profundamente la base del acantilado, provocando colapsos masivos. Si el oleaje incide en ángulo oblicuo, se combina el socavamiento con el transporte lateral de sedimentos, lo que favorece la formación de cuevas y arcos que, con el tiempo, colapsan y dejan pilas rocosas aisladas.

La infiltración de agua subterránea en grietas y fisuras es otro factor clave. En climas fríos, el agua que se congela en las fisuras provoca gelifracción, agrandando las grietas y debilitando la roca. En climas templados, la sal disuelta en el agua marina puede cristalizar en las fisuras, fragmentando los minerales por expansión. Así, los acantilados con muchas fracturas y circulación de agua interna son más vulnerables que los homogéneos y compactos.

La vegetación también desempeña un papel dual. Las raíces pueden estabilizar fragmentos de roca, pero también agrandar fisuras al crecer. En climas mediterráneos, la vegetación halófita puede proteger parcialmente el acantilado del impacto directo del oleaje y de la lluvia, pero si desaparece, la erosión se intensifica rápidamente.

Por último, los factores tectónicos a gran escala influyen en el comportamiento a largo plazo. En zonas con levantamiento activo, el acantilado emerge progresivamente, lo que puede ralentizar su retroceso. En áreas con subsidencia, el frente rocoso se hunde, quedando más expuesto al oleaje, lo que acelera la erosión. Así, un acantilado en una región en ascenso tiende a retroceder más lentamente que uno en una región en hundimiento.

En conjunto, la erosión de un acantilado es el resultado de la interacción entre litología, pendiente, oleaje, infiltración de agua, vegetación y tectónica. Comprender cómo se combinan estos factores en cada caso concreto es esencial para interpretar la evolución de los acantilados y planificar su gestión.

Morfologías Constructivas de Deltas

Los deltas se forman cuando el aporte de sedimentos fluviales supera la capacidad del oleaje, las mareas y las corrientes para redistribuirlos. Su morfología depende de la interacción entre el régimen fluvial, los procesos costeros, los factores tectónicos-isostáticos y el clima. El régimen fluvial es el motor principal: ríos caudalosos que transportan sedimentos gruesos y finos depositan estos materiales en capas según su tamaño, formando zonas diferenciadas. En la zona proximal predominan arenas gruesas, en la medial limos y arenas finas, y en la distal limos y arcillas. Las crecidas fluviales aportan grandes volúmenes de sedimento que forman barras y bancos intermareales.

Los procesos costeros, como el oleaje y la marea, moldean la forma final del delta. En regiones de baja amplitud mareal, el oleaje redistribuye el sedimento lateralmente, formando flechas y barras paralelas a la costa. Si la marea es dominante, penetra río arriba y genera conos de marea y planicies fangosas, donde pueden desarrollarse marismas o manglares. La alternancia entre crecidas y pleamares crea barras que estabilizan el terreno con vegetación halófila.

Los factores tectónicos e isostáticos también influyen. En zonas con subsidencia, el delta puede hundirse incluso si el aporte de sedimento es alto, lo que impide su avance. En cambio, en áreas con levantamiento isostático, el delta puede progresar hacia el mar. Estos movimientos también generan terrazas escalonadas que reflejan fases alternas de sedimentación y elevación.

El clima modula tanto el caudal fluvial como la energía costera. Eventos extremos como huracanes pueden reconfigurar los lobos deltaicos, arrastrar sedimentos y provocar inundaciones. A escala interanual, fenómenos como ENSO o la NAO alteran el régimen de precipitaciones, afectando la cantidad de sedimento que llega al delta. La forma final del delta depende del equilibrio entre estos factores. En deltas fluviales, el aporte sedimentario domina y el delta avanza rápidamente. En deltas mareales, se desarrollan amplias llanuras fangosas. En deltas litorales, el oleaje intenso moldea barras y flechas paralelas a la costa. Si el equilibrio sedimentario es positivo, el delta progresa; si es nulo, se estabiliza; y si es negativo, retrocede, con pérdida de marismas y consecuencias ecológicas y sociales.

Interpretación de Imágenes Litorales: Identificación, Dinámica Natural e Influencia Antrópica

En la parte práctica del examen, se deben interpretar ortofotos o imágenes aéreas de zonas costeras, identificando las formas litorales presentes, explicando su dinámica natural y señalando posibles intervenciones humanas. Este ejercicio requiere observar cuidadosamente los patrones visuales y aplicar los conceptos geomorfológicos aprendidos.

Identificación de Formas Litorales

El primer paso es reconocer las formas costeras a partir de sus características visuales:

• Los acantilados se distinguen como franjas lineales oscuras o estratificadas con bordes abruptos, a menudo acompañados de plataformas de abrasión y bloques caídos.
• Las playas arenosas aparecen como franjas claras y lisas, mientras que las de guijarros muestran tonos más grises y texturas rugosas.
• Las dunas se identifican por sus formas onduladas detrás de la playa, con vegetación en las fijas y arena desnuda en las móviles.
• Los estuarios se reconocen por su forma de cuenco con canales internos y llanuras fangosas.
• Los deltas por su forma de abanico con canales distributarios.
• En mapas batimétricos, los cañones submarinos se observan como surcos profundos que se extienden desde la plataforma hacia el talud.

Descripción de la Dinámica Natural

Una vez identificada la forma, se debe explicar cómo evoluciona en condiciones naturales:

• En acantilados, la erosión ocurre por abrasión en la base, meteorización interna y colapsos escalonados.
• Las playas arenosas presentan un perfil estacional: en invierno se estrechan y empinan por la retirada de arena, y en verano se ensanchan por la acumulación de sedimento.
• Las dunas evolucionan por transporte eólico: sin vegetación son móviles, con vegetación se estabilizan.
• En estuarios, las mareas generan flujos alternos que distribuyen sedimentos y permiten el desarrollo de marismas.
• En deltas, la progradación ocurre si el aporte fluvial supera la energía costera, con sedimentación diferenciada según la energía del entorno.

Detección de la Influencia Antrópica

El análisis debe completarse identificando intervenciones humanas visibles en la imagen:

• Espigones y diques se reconocen como estructuras perpendiculares a la costa que interrumpen la deriva litoral, acumulando sedimento a un lado y provocando erosión al otro.
• Marinas y muelles aparecen como ensenadas artificiales protegidas por diques, asociadas a dragados que alteran la dinámica sedimentaria.
• Las urbanizaciones costeras se detectan por la presencia de edificaciones junto a la playa o acantilado, que destruyen dunas y vegetación, y aumentan la escorrentía.
• Los dragados en estuarios se identifican por canales rectilíneos sin vegetación, y la extracción de arena por zonas claras o bancos horadados.
• Los rellenos de marismas se observan como superficies rectangulares donde antes había llanuras fangosas.

Procedimiento de Análisis en el Examen

Para cada imagen, se debe seguir un enfoque claro:

1. Describir la morfología visible (por ejemplo, dunas fijas y barras someras).
2. Explicar su dinámica natural (cómo interactúan oleaje, viento y mareas).
3. Identificar y caracterizar la intervención humana (como un espigón que interrumpe la deriva litoral).
4. Concluir con las consecuencias previsibles (como el retroceso de la playa aguas abajo y la necesidad de medidas correctoras).

Definiciones Clave

Refracción del Oleaje:

Es el cambio en la dirección de propagación de una ola al aproximarse a la costa, provocado por la disminución de velocidad de la porción de la onda que entra en aguas someras antes que el resto. Este fenómeno hace que las crestas de la ola se curven para alinearse aproximadamente con las isóbatas (líneas de igual profundidad), concentrando energía en los cabos y dispersándola en las bahías.

Acantilado:

Es un escarpe rocoso casi vertical que se forma cuando el oleaje socava continuamente la base de un relieve costero, generando un socavón que, al colapsar por gravedad, hace retroceder el frente rocoso hacia el interior terrestre. Los acantilados se caracterizan por un perfil abrupto, estratificación visible y presencia de cuevas, arcos e islotes derivados de la abrasión diferencial y de procesos de meteorización.

Isostasia:

Es el proceso de reajuste vertical lento de la litosfera terrestre en respuesta a cambios de carga en la superficie (por ejemplo, la retirada de un casquete glaciar o la sedimentación intensa). Cuando la presión disminuye (por derretimiento de hielo), la corteza se eleva hasta alcanzar un nuevo equilibrio gravitatorio con el manto subyacente; cuando la presión aumenta (por acumulación de sedimento), la corteza se hunde.

Marea Astronómica:

Se denomina marea astronómica al componente periódico del nivel del mar originado exclusivamente por las fuerzas gravitatorias de la Luna y el Sol y por la rotación de la Tierra, sin tener en cuenta las perturbaciones meteorológicas o los efectos locales de viento y presión atmosférica. Sus ciclos armónicos (M₂, S₂, K₁, O₁, etc.) definen los tiempos de pleamar y bajamar teóricos.

Transgresión Marina:

Es el avance del mar sobre terrenos anteriormente emergidos, causado por un ascenso relativo del nivel del mar (eustasia positiva) o por el hundimiento local del continente (subsidencia tectónica o isostática). En un contexto de transgresión, los valles fluviales y las áreas costeras bajas quedan inundados, generando depósitos marinos sobre sedimentos continentales.

Rasa:

Es una antigua plataforma de abrasión marina que ha quedado emergida por un descenso relativo del nivel del mar o por un levantamiento tectónico. Se caracteriza por presentar una superficie horizontal o suavemente inclinada, situada apenas por encima del nivel de bajamar, con estrías y surcos que delatan la acción del oleaje en épocas pasadas.

Fetch:

Es la distancia horizontal de mar libre sobre la que el viento sopla sin obstáculos en una dirección constante. Cuanto mayor es el fetch, mayor será la energía que el viento pueda transmitir a las olas, permitiendo que adquieran mayor altura y período antes de propagarse hacia la costa.

Difracción del Oleaje:

Es el fenómeno por el cual las ondas marinas rodean un obstáculo —como un islote, un espigón o un promontorio rocoso— y generan frentes secundarios que emergen en la sombra del obstáculo, modificando la distribución de energía y la dirección de las crestas en la zona de lee.

Schorre:

El término “schorre” (o plataforma fangosa intermareal) designa aquellas llanuras de marea compuestas por sedimentos muy finos (limos y arcillas) que quedan expuestas durante la bajamar y se sumergen en pleamar. Se trata de terrenos fangosos de baja pendiente donde se depositan materiales en suspensión, creando extensas planicies de marea que albergan ecosistemas adaptados a ciclos de inundación y exposición.

Gelifracción (o Crioclastia):

Es un proceso de meteorización física en el que el agua penetra en grietas de la roca, se congela y aumenta de volumen aproximadamente un 9 %, ejerciendo presiones que favorecen la fragmentación del material. Este ciclo de congelación-deshielo genera fracturas y favorece el desprendimiento de bloques, especialmente en climas fríos o templados de fuertes oscilaciones térmicas.