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José Cordovez
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Evolución Geológica de las
Costas del Espino
El Salvador Geología Ambiental
Jose Manuel Cordovez
El estudio de la erosión de la Playa el Espino debe partir de la interpretación de la génesis y desarrollo de los
procesos de formación del paisaje costero. En este análisis es vital poder no solamente definir la magnitud y
carácter de los procesos dinámicos que actúan sobre el ecosistema sino también en la génesis de los procesos
para poder obtener conclusiones sobre los procesos que están actuando y por tanto definir las acciones que
favorezcan el desarrollo de esta zona costera de El Salvador.
Se parte en este análisis de la hipótesis de que la playa del El Espino es una barra arenosa desarrollada por las
condiciones hidrodinámicas propias de la región y por una fuente de suministro estable de sedimentos de origen
continental.
Para la confirmación de la hipótesis se realiza una evaluación de los rasgos diagnósticos de las barras y de los
complejos de barras.
RASGOS DIAGNÓSTICOS DE LOS COMPLEJOS DE BARRAS
Las barras son islas arenosas alargadas o penínsulas arenosas que se disponen paralelas al litoral estando
separados del mismo por lagunas o marismas. Las barras se forman en la costas donde hay un abundante
suministro de sedimentos y donde el rango de las mareas es suficientemente pequeño para que las corrientes que
se muevan a lo largo de la costa y la acción de las olas sean de mayor importancia que las corrientes de flujo y
reflujo (corrientes de fondo, resaca) que puedan provocar las mareas. Estas condiciones existen la zona del
Espino, desde el punto de vista geomorfológico es posible observar un cuerpo arenoso en forma alargada y con las
condiciones hidrodinámicas antes expuestas Rodríguez 2011 et al.
Desde el punto de vista geológico para el desarrollo de los complejos de barras es necesario que se den
determinadas condiciones geológicas que influyen decisivamente en la configuración de la línea costera.
Tectónica
Los complejos de barrera están presentes en costas estables con presencia de taludes particularmente a lo
largo de de márgenes tectónicos pasivos o en anchos pasajes marinos de zonas cratónicas. Ellos están
asociados con secuencias peritidales y deltaicas y con plataformas siliciclásticas donde predominan las arenas
y los lodos. Nota: lo anterior no excluye que las barras en condiciones muy favorables puedan formarse en
márgenes activos como sucede en El Salvador.
Geometría
Los complejos de barras son normalmente alargados con presencia de depósitos arenosos de forma
acordonada, intercaladas entre lutitas marinas con longitudes desde decenas de hasta cientos de kilometros
de longitud. Si el complejo de barra prograda puede dar lugar a la acumulación de areniscas tabulares que se
extienden por decenas y centenares de kilómetros.
Secuencia típica
Las secuencias son terrígenas y tienden a ser de grano más grueso hacia arriba. Para las barras progradante
los lodos de la zona de mar afuera (offshore) son cubiertos por silts y arenas y finalmente por arenas de playa
y dunas de grano medio a fino. Para las secuencias transgresivas (retrogradantes) los lodos de las lagunas se
interdigitan con los depósitos de las llanuras de abrasión (washover) y de las llanuras de marea (tidal flats)
estas a su vez son cubiertas por arenas de dunas.
Sedimentología
Debido a que las arenas de las playas son retrabajadas, las mismas pueden estar enriquecidas por cuarzo
mezclado con minerales pesados Nota: se comportan como sedimentos maduros. Los lodos lagunares
pueden estar enriquecidos con materia orgánica que para el caso de algunos paleoambientes lagunares
crearon las condiciones propicias para dada una evolución paleoambiental favorable se originaran capas de
carbón o arcillas carbonosas. Para el caso de las lagunas desarrolladas en climas secos, en las mismas
pueden acumularse evaporitas. En las secuencias de las barras existe una variedad de estructuras
sedimentarias pero las estructuras más comunes son la estratificación cruzada planar y las capas planas
propias de la zona de shoreface y de los abanicos de la zona de abrasión de las arenas de las playas
presentan estratificación cruzada originada por el acarreo de las partículas por efecto del oleaje y las mareas
de manera continua en superficies inclinadas que varían frecuentemente su ángulo de inclinación. Las dunas
eólicas dan lugar a la formación de capas con estratificación cruzada tabular y de forma de artesa, en las
mismas se localizan restos de raíces de plantas, de crustáceos y de moluscos cavícolas.
Fósiles
En la zona de antecosta (shoreface) se localiza normalmente una abundante fauna bentónica La alta energía
en esta zona debido al oleaje hace que las conchas se encuentren muy fragmentados (bioclastos). En las
dunas se pueden encontrar raíces y restos de fauna bentónica que viven enterradas en las arenas. Los
depósitos de lagunas presentan abundantes restos de plantas y algunos restos de conchas de animales
bentónicos de las lagunas para este caso las conchas se encuentran bien conservadas.
Litología levantamiento de los tipos de rocas presentes en la zona costera y como esta influye en los
procesos costeros y en la modelación de esta, tener en cuenta las características geomecánica en cuanto
a la resistencia a los distintos procesos de meteorización química, biológica y mecánica. Posibles fuentes
de suministros.
El Espino constituye una barra, caracterizar la génesis de su formación y evolución, definir el tipo de barra
existente y la importancia del estudio de las entradas en los extremos de la barra, es fundamental para conocer
la dinámica y evolución de los complejos arenosos. Cualquier cambio que influye en esta zona repercute en la
estabilidad de la zona y puede ser la causa de la erosión que experimenta la playa El Espino en la actualidad.
Son muchos los criterios que es posible análisis sobre todo en la caracterización de los perfiles litológicos de los
complejos de barras y en las características de los sedimentos depositados en el tiempo geológico. Poder realizar
análisis de estos sedimentos permitiría obtener nuevas evidencias sobre los procesos que han ocurrido en el
tiempo geológico.
Los complejos de barras se han formado en el tiempo geológico por la acción de distintos procesos que han
propiciado la deposición de esos sedimentos en la costa dando particular expresión al paisaje costero. La magnitud
de los procesos que se observan actualmente en el Espino, con una erosión intensa, es posible se deba a
condiciones dadas por el uso de la zona costera o por procesos de tipo natural propios de la evolución de los
complejos de barras. Por otro lado es necesario determinar las dimensiones del proceso pues es posible que el
efecto de determinados procesos sean observados en el Espino y las causas fundamentales se encuentren muy
distantes.
Para el caso de la barra arenosa y la laguna litoral se puede aplicar el modelo generalizado para el análisis de
estos medio ambientes.
t
A → B. Donde A representa para los casos los procesos sedimentológicos en la barra arenosa y en la laguna
litoral, t es el tiempo transcurrido (partiendo de un intervalo t1 y t2 conocidos y B son los resultados de la acción de
los procesos en el tiempo.
Los procesos en los medio de sedimentación (erosión y acumulación) están determinados por los llamados
Elementos y dentro de cada uno de estos un grupo de Factores:
Elementos
o Geometría del medio
o Energía del medio
o Volumen de sedimentos disponibles
o Medio en que ocurre la sedimentación
o Biota
o Tectónica
Factores de los elementos (variables en Δt ) factores esenciales:
o Geometría: características del fondo: plano ondulado, rugoso. Forma costera, dimensiones del
medio de sedimentación, dimensiones de canales de entrada de las lagunas litorales, etc.
o Energía del medio: energía cinética, calorífica, química, etc. Distribución de la energía en los
medios y su variación en el tiempo. Oleaje normal, de tormentas, de mareas etc. Corrientes de
deriva costera, corrientes de marea, corrientes marinas. Grado de turbulencia y turbidez de las
aguas.
o Volumen de los sedimentos: tipo de sedimentos y su volumen: terrígenos y biogénicos. Madurez
de los terrígenos, Sedimentos de fuentes exógenas y endógenas a los medios. Capacidad de
acogida de los sedimentos en los medios.
o Medio en que ocurre la sedimentación: medio acuoso: grado de mineralización de las aguas, grado
de presencia de sólidos en las aguas; turbidez. Relación entre la erosión y sedimentación.
o Variaciones eustásticas.
o Biota : biota como productor de sedimentos, y restos de biota en los sedimentos como indicador
de propiedades del medio como en diferentes tiempos pudo cambiar la geometría, temperatura
Tipos , cantidad y distribución de las energías de los medios de sedimentación
o Tectónica: características de los movimientos tectónicos en Δt Intensidad de los movimientos,
dirección de los movimientos, estructuras en desarrollo
Hay que tener en cuenta la relación Fuente de suministro de sedimentos – Medio de sedimentación, relación de
procesos antagónicos Sedimentación – Erosión, etc.
Transporte de sedimentos longitudinal a la costa
Rodríguez 20011 et al, hace un análisis del transporte de sedimentos longitudinal a la costa basado en los
criterios definidos por Jacobsen y Schwartz, (1981). Estos autores establecieron un grupo de indicadores
geomorfológicos, en base a los cuales es posible determinar la dirección del transporte de sedimentos y la deriva
litoral neta en un sector de costa. En los estudios llevados a cabo en las costas de Norteamérica, estos
investigadores encontraron que las espigas y flechas de arena crecen en dirección de la deriva litoral neta. En el
caso de la presencia de promontorios rocosos y otros obstáculos en la costa, la arena se acumula en la dirección
de la deriva litoral neta, apareciendo menos volúmenes de arena o erosión en el lado opuesto de la estructura.
En las desembocaduras de ríos y bocas de lagunas, las corrientes divergen en dirección de la deriva litoral neta y
generalmente origina flechas de arena orientadas igualmente en esa dirección, con ganchos orientados en
dirección tierra.
Figura A. Dirección de la flecha de las espigas observadas en la costa del El Salvador.
No obstante, este modelo no es totalmente aplicable en las condiciones de El Salvador, lo anterior se evidencia en
la figura A donde se puede observar formas este tipo de estructura se desarrollan tanto en la dirección este como
en la oeste. También se observa como generalmente los cambios de dirección de la flecha de las espigas ocurren
en la desembocadura de los ríos y en las bocanas, lo que evidencia la influencia que ejerce la combinación de la
energía procedente del oleaje y de la marea en esta zona del litoral.
El análisis de las estructuras transversales a la costa aunque es un indicador importante no es univoco, es
necesario el análisis de un grupo grande de estructuras para poder obtener evidencias algo confiables. En la figura
B se puede observar una estructura construida entre los años 2003 y 2007 que ha influido en la dirección de
acarreo de sedimentos provocando la erosión (E) en el oeste de la estructura y acumulación (D) en el lado este.
a) Foto Playa Espino 2003
c)Playa el Espino 2011
b)Playa el Espino 2007
b) Relación entre la dirección de acarreo de sedimentos y una
estructura perpendicular a la costa.
Figura B Evidencia de un posible acarreo de sedimentos en dirección Oeste. Note como la construcción realizada entre los
años 2003 y 2007 rompió con la línea de costa y ha provocado una erosión en el lado oeste y una acumulación en el lado
este. Este efecto ocurrirá de construirse espigones perpendiculares a la Playa.
Tan importante es el desarrollo del complejo de barra como la relación que se produce en los extremos de las
barras en las entradas o bocanas y que son fundamentales en la dinámica de la evaluación de la barra, por el
proceso que se produce en la interacción del oleaje y las variaciones de la altura de marea. Este análisis parte de
la clasificación general de las entradas para poder entender el proceso de acarreo de los sedimentos por marea o
por las olas o por la combinación de ambas fuentes de energía.
En la figura 1 se muestra la clasificación, (Davis y Gibeaut, 1990), basada en el proceso dominante que controla
la morfología de la entrada. Este modelo puede servir para explicar la dirección de los ganchos en la zona costera
del Salvador y por tanto un punto importante en la dinámica del proceso de erosión y sedimentación costera.
Las entradas dominadas por mareas tienden a ser estables con una gran acumulación y casi perpendicular a la
costa de arena (reflujo de las mareas delta) en el lado del océano. El gran prisma de marea, que es la cantidad de
agua que fluye a través de la entrada durante un ciclo de marea, produce un canal relativamente profundo y
estable. Las ondas tienen poca influencia sobre el transporte de entrada y de acumulación, no interfiere con las
funciones de entrada.
Cuando predominan las olas, las entradas tienden a ser pequeñas e inestables. Las olas y las corrientes litorales
que éstas producen hacen que grandes volúmenes de sedimentos (arena) sean transportados a lo largo de la
costa. Este movimiento longshore de sedimentos hace que la entrada sea generalmente pequeña y migre en la
dirección del transporte litoral o en condiciones extremas, provoca el cierre de la entrada.
Figura 1 Clasificación, (Davis y Gibeaut, 1990) Figura 2. La Chepona. Entrada recta producida por la
combinación de la energía de marea y del oleaje
Las entradas generadas por mezclas de energía se desarrollan, donde los procesos tanto de energía de mareas y
de olas interactúan para controlar la morfología de la entrada y su delta de reflujo. Estas entradas pueden asumir
dos geometrías de las barreras adyacentes muy diferentes
En línea (figura 1). En este tipo de geometría, el flujo delta (el cuerpo principal de arena) en la boca de la
entrada tiende a ser "unilateral" a un lado del canal.
Con desviación de la línea de costa. El delta del flujo se divide esencialmente en dos por el canal principal
(figura 1).
No hay barras a lo largo de las costas dominadas por la marea porque el flujo de marea no permite acumulaciones
de arena paralelas a la tierra. En las costas donde la única influencia sobre la costa son las micromareas sin estar
presentes o apenas presentes corrientes de deriva costera o el gran oleaje, no se forman complejos de barras
arenosas.
El análisis de la información mareográfica en los puntos del EL Triunfo, La Unión Acajutla y La Libertad, figura 3 y
4, corroboran que el tipo de energía que gobierna el proceso de desarrollo y evolución de las barras se debe a un
proceso mixto dado por la combinación de la energía de marea y de las olas. En el caso de las dos primeras hay
que tener en cuenta que los mareógrafos se encuentran en la zona interior lo que puede influir en la altura
registrada.
Figura3. En rojo El Triunfo y la Unión. En verde
Acajutla y La Libertad Figura4. Puntos de medición de la altura de la marea
Hay dos formas principales de islas de barra, como respuesta a los procesos de ola y marea generada:
Dominadas por las olas, las barras son generalmente largas y rectas. Islas de barra estrechas y bajas se
pueden localizar donde las costas experimentan una baja oscilación de las mareas (costas micro-
mareales), con rangos de oscilación de las mareas de 2 a 4 metros. Si la cantidad de suministro
sedimentario es demasiado pequeña las barras no se forman, y la costa queda desprotegida, sometida a
los efectos de la erosión.
Barra de un extremo ancho y un extremo estrecho, denominadas “drumstick barrier” porque su forma
se asemeja a la pata de un pollo. El desarrollo de la parte ancha de la barrera es el resultado de la
interacción de la entrada con la barrera. El lado grande y redondeado es debido al reflujo de las mareas en
el delta. En las entradas generadas por la mezcla de energía, las olas se refractan lo que influye en el
transporte litoral dominante, generándose abundante sedimento que evita la entrada en la zona del delta
reflujo y finalmente se acumula en el lado de la corriente, abajo de la entrada figura 5. Este sedimento que
es retenido se acumula en forma de barras que eventualmente hacen migrar a la barra y desarrollar una
playa / duna de crestas. La formación de muchas de estas crestas produce “drumstick barrier”.
En la figura 5 se puede observar el cuadro complejo y el cambio en la dirección de acarreo producida en la
entrada. Este modelo justifica las evidencias notadas en El Salvador y comentadas en las líneas anteriores.
En la figura 6 se presenta una drumstick barrier clásico definido por Davis and Wang 2012 y en la figura 7 se
presenta la entrada de la Chepona, note la similitud en la geomorfología de la costa y en los patrones de
interferencia que se observan en el agua. El modelo teórico para el análisis de la evolución de la zona costera en la
zona de la Playa del Espino concuerda tanto en los rasgos geomorfológicos como en los oceonológicos, aportando
evidencias de un tipo de evolución de barras tipo lineal del tipo drumstick barrier. La principal inferencia que se
extrae del análisis es el poder definir la importancia principal que tiene la entrada de la Chepona en la dinámica del
proceso de la formación y evolución de la barra El Espino, por la cantidad de sedimento que aporta y que pudiera
definir la estabilidad de esta zona costera.
Es probable que el delta de reflujo de las mareas mayores evite el paso de sedimento a través de la entrada de la
Chepona, lo que en el pasado ha incrementado el volumen de sedimentos retenido en el delta del reflujo; pero
ahora el delta del flujo es tan grande que esta arena está moviendo a la barrera y contribuyendo a la erosión, que
en la actualidad es extensa y grave en El Espino.
De la magnitud de las corrientes de marea en el canal de la Chepona seguro dependerá que permanezca abierto o
no el canal. En la figura 8 y 9 se puede observar la evolución del canal de entrada de la Chepona entre los años
2000 y 2011.
Es importante caracterizar el tipo de sedimentos que conforman el delta de reflujo de marea en La Chepona para
poder analizar la dinámica del proceso aunque es de suponer que estén constituidos principalmente por arena de
cuarzo fina con cantidades variables de arena y grava.
Figura 5. Modelo Isla de Barra Drumstick Figura6. Isla Caladesi ejemplo de Isla
de Barra Drumstick. EUA.
Figura 7. La Chepona ejemplo de
entrada en una Isla de Barra
Drumstick
Es importante conocer la dinámica de las islas de barras para poder definir indicadores de interpretación de los
rasgos geológicos y geomorfológicos para validar o refutar las hipótesis planteadas.
DINÁMICA DE LAS ISLAS DE BARRAS
El proceso actual observado en la Chepona es propio de los complejos de islas de barras ya que estos son
sistemas dinámicos capaces de grandes migraciones laterales y variabilidad. Cuando los canales y secuencias
acumuladas migran lateralmente viajan como una serie de secuencias que son diferentes a las de las clásicas
barras arenosas (Figura 8 A). La secuencia comienza con depósitos del fondo del canal constituido por gravas y
restos de conchas, esta es recubierta por una gruesa secuencia de capas con estratificación cruzada planar y en
forma de artesa. Esta secuencia se acumula en la parte más profunda del canal. En los fondos someros del canal
se depositan láminas planas paralelas y capas con estratificación cruzada en forma de artesa.
Figura 8. Evolución del canal de entrada La Chepona 2000-
2011.
Sobre imagen 2011.
Figura 9. Evolución del canal de entrada La Chepona 2000-
2011.
Sobre imagen 2000.
Eventualmente la secuencia de canal es cubierta por sedimentos de playa con típica estratificación cruzada
planar. La migración lateral de la entrada del canal forma una secuencia de depósitos que se caracterizan por la
presencia de múltiples planos cortados oblicuamente .La secuencia de las entradas de los canales es típicamente
transgresiva.
Aún más importante que la migración lateral a lo largo de las playas es la migración del complejo de barra en
dirección hacia la tierra y hacia el mar Las arenas de las barras que se han acumulado verticalmente en un lugar
son encontradas en el record estratigráfico. Las arenas migran hacia la antecosta rápidamente formando una gran
parte de las secuencias estratigráficas típicas de estas cuencas. Donde existe un exceso de suministro de
sedimentos en relación con los cambios del nivel del mar se forma una secuencia progradante, (Nota lo contrario
ocurre cuando hay un déficit del suministro en que la secuencia retrograda, esto pudiera ser lo que ocurre en El
Salvador).
La progradación puede ocurrir si tiene lugar la caída del nivel del mar (es necesario conocer la neotectónica del
lugar en cuestión) la elevación del terreno puede provocar una disminución aparente del nivel medio del mar.
Hay que tener en cuenta que también durante un proceso de elevación del nivel del mar si el suministro de
sedimentos es grande puede ocurrir la progradación. Para cada situación las arenas de la playa de la parte
superior del Shoreface se trasladan hacia el mar y los silts y lodos de la parte baja del shoreface también se
trasladan en esta dirección seguidos este conjunto a la vez por los sedimentos de lagunas de la zona de antebarra.
Una secuencia progradante da lugar a la presencia de sedimentos más gruesos hacia arriba (Fig. 8 A) que va
desde los lodos de shoreface hasta silts y arenas y arenas gruesas de la playa y las dunas. A causa de que las
barras migran lateralmente son capaces de producir capas extensas de arenas muchas veces de forma
acordonada (más larga que anchas) que se interdigitan con lutitas infra o suprayacentes.
Las secuencias transgresivas de las barras se pueden observar en el registro estratigráfico. La elevación del nivel
del mar puede ser muy rápida en relación al suministro de sedimentos u otro proceso que produzcan la erosión
de los sedimentos rápidamente. Si el suministro de sedimentos y la elevación del nivel del mar se encuentran
balanceados entonces las barras migran hacia la laguna dando lugar a diferentes tipos de secuencias
caracterizadas por la tendencia al predominio de las arenas de grano grueso hacia arriba (Fig 8 B)
Los lodos o fangos de las lagunas están presentes en los deltas mareales y se intercalan con capas de lodos.
Eventualmente las arenas las arenas de las zonas frontales de las dunas se encuentran cubiertas por sedimentos
arenosos de tipo eólico de las dunas.
Tanto en la migración de las secuencias de las barras durante las progradaciones o retrogradaciones, los patrones
que se forman en los canales de entrada son extremadamente complejos. (Fig. 8 C).
Figura 8. Secuencias estratigráficas de tres modelos de facies del complejo de barreras
A Progradante B. Retrogradante. C modelo del interior de un canal de entrada a una barrera
Del análisis realizado se evidencia que el tipo de costa progradante o transgresiva se debe a varios factores
estrechamente interrelacionados. En lo adelante se realiza un análisis de cada uno de estos elementos y como
puede estarse comportando en las costas del El Salvador.
GEOLOGIA
Los procesos que afectan al nivel del mar a lo largo de millones de años son principalmente aquellos asociados
con el tectonismo. Son efectos directos del tectonismo los movimientos verticales de fractura y plegamiento, ciertas
acreciones y aportaciones sedimentarias; son efectos indirectos los cambios en el tamaño y forma de las cuencas
oceánicas. Los efectos locales del tectonismo en la línea costera están asociados principalmente con los
movimientos en el límite entre placas (Emery & Aubrey, 1991, y muchos otros). La subducción de la plataforma
oceánica provoca un levantamiento de la plataforma continental dominante; la del Salvador es un ejemplo.
A partir del Eoceno Superior Tardío u Oligoceno Temprano hay evidencias de la ocurrencia de un proceso de
subducción entre la Placa Cocos y el margen continental de Chortis que da lugar a la formación de una cadena
volcánica en el margen continental y la ocurrencia de un proceso de deformaciones intensas causadas por la
compresión relacionada con la convergencia que se encuentra activa hasta el presente y condiciona el estilo
tectónico e influye sobre el estado tensional.
Figura 9. Cuadro tectónico de la costa pacífica centroamericana.
Dada la historia geológica es posible la existencia de estructuras plegadas continuas (con dirección preferencial
SW-NE), poco complejas. Fallas y zonas de debilidad estructural predominantemente normal y vertical y
excepcionalmente inversas.
El movimiento de bloques tectónicos está condicionado por los procesos de deformación producidos
fundamentalmente por las fuerzas de compresión que actúan desde la zona de subducción y en menor medida por
movimientos verticales.
Figura 10. Mapa geológico que evidencia la evolución del complejo de barras en El Espino y zonas aledañas.
Utilizando el mapa geológico del El Salvador 1:50 000 brigada Checa, es posible observar la dinámica de los
complejos de barras en el Espino y zonas aledañas, figura 10, este elemento es una evidencia del carácter
progradante de la costa en esta parte de El Salvador en el tiempo geológico. Un estudio más detallado se pudiera
alcanzar realizando la toma de testigo en las paleobarras y analizar la secuencia estratigráfica en correspondencia
a los tipos descritos en la figura 8.
NIVEL MEDIO DEL MAR
El ascenso del nivel medio del mar con el consecuente retroceso de la línea de costa, la variación del perfil
transversal de equilibrio y el aumento de la energía del oleaje tiene también como consecuencia la ampliación de
las áreas de inundación por causa de los temporales, efecto que puede verse agravado por la dificultad de
evacuación de las aguas en cauces al ascender su nivel base de desagüe. La salinización del freático por intrusión
marina, y la de las aguas en los ecosistemas húmedos litorales que actualmente son un sistema de agua dulce, así
como la posible pérdida de las barras que los aíslan, en general, del medio marino.
Los factores climáticos sólo tienen efecto a un cierto plazo sobre los niveles del mar, pero a mediano y largo lo han
modificado en decenas y centenas de metros. Sin embargo sus cambios eustáticos son muy difíciles de precisar
por la interferencia con otros, sedimentológicos, isostáticos y tectónicos. Aún cuando en el tiempo geológico las
variaciones de nivel producidas por estos factores tienen una componente periódica que se manifiesta también a
largo , corto y medio plazo pueden presentarse de forma tendencial como el de la reciente elevación que parece
haberse acentuado en las últimas décadas.
Desde finales de los sesenta el estudio de la evolución del nivel del mar ha tomado un renovado interés a causa de
las hipótesis sobre el recalentamiento atmosférico, debido al efecto invernadero provocado por el incremento del
CO2 y otros gases en la atmósfera, que teóricamente ha implicado un aumento del nivel del mar, y que puede tener
como consecuencia la ocupación de las zonas bajas litorales, el incremento de la erosión costera, inundaciones
causadas por temporales y la amenaza a los ecosistemas palustres.
La correlación entre los cambios climáticos y las variaciones del nivel del mar puede darse por obvia, pero la
interferencia de otros procesos que afectan más o menos localmente al nivel relativo de este no es del todo clara
aún. La idea general es que desde hace 5000 años el nivel medio relativo del mar ha estado oscilando entre los 3
m por encima y por debajo del nivel actual, aunque los datos son muy dispares en función de las circunstancias
locales.
Las variaciones holocenas, que son las que más próximamente nos pueden servir de referencia, y dentro de una
general transgresión marina unívocamente aceptada, han sido propuestas de muy diversas formas, Fairbridge
(1983) sostiene una elevación del nivel hasta un máximo próximo a la cota +3 m hacia el año 5.000 a.c, para pasar
a oscilar desde entonces entre + 3 m, siempre respecto al nivel actual. Otros grupos y autores proponen diferentes
tasas de elevación desde el último glaciar (entre -90 y-130 m entre hace 15.000 y 60.000 años), Sheppard (1963),
de la Universidad de Florida, propone una elevación rápida hasta hace unos 5.000 años para estabilizarse desde
entonces.
Existe una serie de dificultades que impiden alcanzar conclusiones precisas sobre la tasa de variación del nivel del
mar por causas climáticas, debidas a la desigual distribución geográfica de mareógrafos, al tratamiento estadístico
y forma de determinación de los promedios, a la interferencia de los movimientos isostásicos y tectónicos, etc.
La tectónica y el vulcanismo son a veces causa de cambios a través de sus modificaciones en el volumen de la
cuenca oceánica y también fuerzan cambios independientes, locales, del nivel relativo del mar mediante
movilización vertical de determinadas porciones de la corteza. Los cambios en bordes de placas convergentes
suelen ser rápidos y bruscos.
Según estudio realizado por la Universidad de Cantabria http://www.c3a.ihcantabria.com/ el aumento del nivel del
mar tiene una tasa de menos de 1mm por año desde 2011-2040 lo que equivale a un aumento de menos de 5 cm
en 30 años. La velocidad de levantamiento por efectos tectónicos probablemente sea superior a la magnitud de
elevación del NMM pronosticada por dicha universidad.
Ante las situaciones apuntadas anteriormente, parece evidente la necesidad de determinar, con el mejor grado de
precisión posible, las tasas de elevación en los diferentes frentes litorales de El Salvador.
