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UNIVERSIDAD AUT~NOMA METROPOLITANA
UNIDAD IZTAPALAPA
P R O Y E C T O T E R M I N A L
k'"' FLUIDIFICACIÓN DE LECHOS MARINOS EN LA LAGUNA Y COSTA
DE SONTECOMAPAN, VER."
ASESOR: Dr. LEONARD0 TRAVERSONI DCMINGUEZ
J ALUMNO: EMILIANO VARGAS CORNEJO
MÉXICO, D. F., JUNIO DE 1993. "
Proyecto Terminal:
Fluidificación de Lechos Marinos en la Laguna de Sontecomapan, Ver.
A MI PADRE Sr Emiliano Vargas Hernandez Por sus esfuerzos, consejos, motivación, desvelos, y buen ejemplo.
MI respeto, admiración y agradecimiento. Slempre te recordare con amor.
A MI MADRE Sra. Manuela Cornejo de Vargas Por su gran cariño, amor y bendiciones.
A MI PADRINO Dr. Luis F. Sánchez-Medal A. Estaré siempre agradecido por los consejos, el buen ejemplo y todo el apoyo brindado durante todos estos anos.
Por su gran apoyo, ternura y compresión que hicieron posible mi camera profesional, siempre los recordare con amor.
A mis hermanos:
Anabel Vargas C
Norma Vargas C.
Antelmo Vargas C
Rodrigo Vargas C.
Ana Vargas C.
Por todo su apoyo, amor y comprensión
Siempre llevarán mi amor y cariAo en mi vlda.
A mi Asesor de Tesis
Dr Leonardo Traversoni Dominguez
Por su valiosa ayuda desinteresada al dirigirme
este Proyecto Terminal
Por toda su amistad y su colaboración en mi
formación profesional
AI profesor amigo con todo respeto,
agradecimiento y admiración.
A mis profesores:
Como sincero testimonio a los que intervinieron en
m1 educación. Primaria, Secundaria, Bachillerato
y Formación Profesional
A mis Amigos :
Por nuestra amistad que perdure por siempre
Porque siempre tendrán mi amistad. estimación y
cariño.
A mis Compañeros de m i Carrera:
Gabriel Lilían
René Claudia
Juan Alejandra
José Luis Mauro
Noé Rodrigo
Alain Carmen
Humberto cruz
Sergio
Alejandro
Ana
Hugo
A quienes estimo, porque de alguna forma
contribuyeron en la terminación de mis estudios.
Por los momentos que pasamos juntos, porque
siempre vivan de sus éxitos.
Contenido
INTRODUCCI~N
Figura 1 a, 1.b. 1.c
Figura 2
OBJETIVO
ÁREA DE ESTUDIO
Figura 3
1.- Localidades para la Red Mareografica Nacional
Croquis de la Red Mareografica Nacional
I:
11.-
Ill.
IV.- CARACTER~STICAS
1 - Propiedades del Agua y Sedimento
a) Suelo
2.- Características geotécnicas del suelo
a) Permeabilidad
b) Elasticidad
c) Plasticidad
d) Cohesión
3.- Limites de Attrberg
4.- Cuadro de propiedades del agua
a) Tabla I
7.- Propiedades del sedimento
a) Tamaíío
a.1 Tabla 111
a.2 Tabla I I
1
5
6
7
9
10
13
14
15
15
15
17
17
17
17
18
18
1(,
19
19
20
20
21
b) Forma
Figura 4
Figura 5
c).- Densidad
d) Velocidad de caida
e) Cohesión
f) Estado
V - MATERIAL Y MÉTODOS
1 - Método para extraer muestras de sedimentos
a) Muestras lnalteradas
b) Tomamuestras Shelby
c) Tomamuestras Fijo
VI - MÉTODOS MATEMÁTICOS
1 .- Fórmulas Empiricas
a) Formula del CERC
b) Formula de J Larras and R. Bonefille
c) Formula del Laboratorio Central de Hidráulica de Francia
d) Formula de Bijker
VII.- RESULTADOS
I- Observaciones de la particulas en la Laguna de sontecomapan
Figura 6
Figura 7
1.- Efectos de varios factores sobre el sedimento en la Laguna
a) Efecto del Criterio usado
2.- Comportamiento de sedimentos cohesivos en el lugar de estudio
Tabla IV
22
25
26
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22
22
22
27
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29
29
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31
31
31
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36
38
39
37
37
40
40
3.- Comportamiento de los sedimentos bajo la acción del oleaje en Sontecomapan
Figura No. 8
a) Movimiento del agua producido por el oleaje cerca del fondo
b) Las comentes de traslación y de compensación en las costas de
Sontecomapan
c) La mecánica del transporte de sedimentos bajo la acción del oleaje en la costa
de Sontecomapan
Figura No. 9
Figura No 10
d). Acción de la Ola
Figura 11
e) Perfiles de equilibrio de la playa de Sontecomapan
e. 1 Equilibrio dinámico transversal de la playa
f) Cuantificación del transporte litoral
f. 1 Medición directa
VIII. APLICACION DEL MODELO
1.- Método de la velocidad critica
a) Formula de la teoría lineal
b) Formula de Maza-Garcia
c) Formula de Goncharov
d) Formula de Neil1
e) Formula de Garde
2 - MÉTODO DE NATARAJA Y GILL
Figura 12
figura 12. b
Tabla V
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42
43
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49
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51
51
51
51
51
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55
53
IX.- DISCUSION
Tabla de resultados Fisico-Químicos
Figura 13
Datos calculados
Tabla VI
x - CONCLUSI~N
BIBLIOGRAFiA
57
59
60
61
61
62
63
I.- INTRODUCCI~N
A pesar de su importancia biológica y económica, los lagos de México no han sldo objeto de estudios
limnológicos detallados. Estudios preliminares señalan la existencia de cerca 12 mil cuerpos de agua
que representan en conjunto 862 mil hectáreas inundadas, de las cuales cerca de las tres cuartas partes
corresponden a embalses artificiales (presas). Ocho lagos naturales poseen una superficle mayor a 10
mil hectáreas. Entre éstos destacan Chápala (110.900), Cuitzeo (42,076). el lago del corte. Campeche
(2O,OOO), y Pátzcuaro (10,775). Aunque la información sobre las superficies inundadas puede ser de
utilidad en la evaluación de la disponibilidad de aguas dulces, cálculos más precisos exigen conocer los
volúmenes embalsados bajo dicha Breas. Este conocimiento, y otros de más interés limnológico ó de
Fluidificación de Sedimentos en lechos marinos, se pueden obtener sólo a partir del estudio de la
batimetría y morfometría de los cuerpos de agua. Aunque son pocos los trabalos publicados al respecto,
ya se conocen las características morfométricas de algunos de los lagos más conspicuos del palsaje
mexicano . Sin embargo, la Laguna de Sontecomapan constituía una excepción.
Una de las características que presenta el relieve costero son los ecosistemas acuáticos semi-cerrados;
dentro de los cuales se ubican principalmente los estuarios y las lagunas costeras.
Lankford (1977) define a una laguna litoral como una depresión costera con el nivel por debajo del
máximo de marea, presentando una comunicación permanente o efímera con este y que está proteglda
por algun tipo de barrera.
Prittchard (1967) a su vez define a un estuario como un cuerpo acuático semi-cerrado. comunicado con
el océano y dentro del cual sus aguas son diluidas por el drenaje de los ríos, siendo su eje mayor
perpendicular a la costa.
El número e importancla productiva, tanto real como potencial de éstos sistemas en nuestro país ha
despertado un gran interes y ha propiciado numerosas investigaciones, por ejemplo su clasificaaón en
grupos o zonas a lo largo de ambas lineas costeras basada principalmente en su origen geológico y en
las características de su barrera. El análisis sobre su comportamiento físico. Además se han realizado
investigaciones sobre aspectos abióticos como los sedimentarios, ClimáticoS, morfólogicos, &C. que
interactúan con la biota del sistema. Las áreas estuarino-lagur ' S .S adquieren cada vez mayor
importancia por los recursos naturales que éstos presentan, ya que debido a las características y
peculiaridades de su comportamiento fisico-quimico y biológico conforman ecosistemas altamente
productivos.
Un aspecto fundamental de los cuerpos acuáticos costeros es la mezcla de los diferentes tipos de agua,
la marina y la proveniente de áreas terrestres (dulceacuícola), lo que origina un nuevo habitat
denominado estuario. La mezcla equilibrada ha demostrado ser vital para estos sistemas. Las lagunas
que tienen una influencia dominante de cualquiera de los dos tipos de agua, tienden al desequilibrio en
sus niveles tróficos primarios.
La calidad del agua en estos sistemas depende de las condiciones locales como: La presencia de
desembocaduras de ríos, la magnitud de la influencia marina, condiciones de alta evaporación o
precipitación, lo que de alguna manera repercute en su composición química pues modifica otros
aspectos tales como el pH, la temperatura, el oxigeno disuelto, los silicatos y en general la presencia y
abundancia de los nutrientes. Así, la quimica estuarina se debe a la interacción de compuestos que
forman parte del ciclo biológico. Además, el conocimiento abiótico del ambiente acuático y sedimentario
de las lagunas costeras y estuarios es de particular importancia en la explotación de recursos naturales,
dada su estrecha relación con el ciclo de los nutrientes y de la materia orgánica
Uno de los principales fenómenos naturales sobre estos ecosistemas es la marea, que presenta una
marcada influencia. Siendo también una fuente importante de energía a la laguna y en el canal principal
de circulación debido a la erosión, el transporte de sedimentos y los procesos de mezcla o lo anterior se
enmarcaria nombrándolo como licuefacción de sedimentos. Siendo esto último el fin del estudio
realizado.
La marea ha sido estudiada por siglos, desde hace trescientos años, Isaac Newton elaboró su celebre
teoría sobre la gravitación, demostrando que cada uno de los astros del sistema solar ejerce una
Influencia sobre los otros y que simultáneamente experimenta la influencia de los demás. Por ejemplo el
efecto que bene la tierra sobre la luna y viceversa, slendo esta una fuerza de atracción mutua ejercida a
lo largo de la recta que une a los centros de ambos cuerpos y que dependen del tamaño de las masas
respectivas y del cuadrado de la distanwa que los separa. La luna y el sol. en razón de su cercania y
tamaño, ejercen una influencia mayor que el resto de los astros y esto provoca que todas las partículas
que componen la tierra tiendan a desplazarse hacia el punto de donde proviene dicha fuerza asi la
tierra, compuesta por partículas en tres estados diferentes tienden a deformarse en dirección hacia el
sol, a la luna o al efecto combinado de ambos. Si blen no ha podido comprobarse aún la existencla de la
marea atmosférica. ésta no se pone en duda. La marea terrestre, por el contrario. es aún motivo de
controversia científica.
Pues algunos sostlenen que ella existe pero es muy pequeña e imposible de medir con los Instrumentos
de que disponen hoy en día.
Por su comportamiento las mareas se clasifican en Diurnas. semidlumas y mixtas Las diurnas son
aquellas en las que el nivel del mar experimenta un máximo ascenso (pleamar) y un mínimo descenso
(bajamar) en un periodo de 24 horas (fig 1 b) Son pocos los lugares del mundo que presentan una
marea de este tipo, por ejemplo en Vietnam y la parte norte del golfo de Mex~co (fig. 2). Las semidiurnas
son aquellas donde ocurren dos pleamares y dos bajamares en 24 horas (fig t a ) , encontrándose la gran
mayoria en las costa del océano Atlántico, la parte occidental del Indico y en algunas otras zonas La
mixta es la más extendida y se encuentra en las costas del océano pacifico, en algunas partes del
Atlántico y en otras regiones de Europa y Asia, estas mareas tienen una de los pleamares del día mucho
más grande que la otra y una de las dos bajamares mucho más baja (fig. I C ) . Esta es una combinación
de mareas diurnas y semidiurnas
Un aspecto variable y complejo de las mareas lo constituye el nivel que alcanza la misma en diferentes
lugares, con la particularidad de que dos lugares relativamente cercanos son capaces de experimentar
una misma pleamar con varios metros de diferencia. Estas diferencias ocurren en lugares relativamente
cercanos, como bahías y estuarios y se explican por fenómenos de resonancia. motivados por las
dimensiones y la conflguración topográfica de las costas. En estos casos se observa un nivel muy alto
3
seguldo de un nlvel muy bajo, sucediendo la mayor diferencia cuando se encuentra la fase de luna llena
o nueva Cuando es mínima, la luna está en cuarto menguante o cuarto creciente, estas son las mareas
llamadas vivas y muertas. respectivamente.
Ahora blen. si además de las variaciones menclonadas tenemos en cuenta la configuración de las
costas, la topografía del fondo, la latitud geográfica de las costas. la topografía del fondo, la latitud
geográflca, la desigual distribución de tierras y mares, las condiciones metereológicas y la rotación
terrestre se puede concluir que prácticamente no existen dos lugares del mundo que experimenten
mareas exactamente iguales.
4
O 6 12 18 O 6 12 18 O 6 12
a) H rs.
SEMlDlRNA
AMPLITUD H m . )
I I I I I I I I I O 6 12 18 O 6 12 18 O 6 12
b) -1 Hrs
DIURNA
AMPLITUD W m . )
2.0
1 .o
O
O 6 12 18 O 6 12 18 O 6 12
c) "-.L Hrs
M I XTA
Figura 1 Tipos de Mareas
El O o m D z O
m != P
11.- OBJETIVO
El principal Objetivo en Fluidificación de Lechos marinos es determinar las cantidades deposltadas o
erosión as¡ como la existencia de condiciones de equilibrio. La cantidad de transporte de sedimentos,
expresada como masa, peso, o volumen por unldad de tiempo, puede ser determinada por medlo de
mediciones de campo ó por métodos analíticos; ambas formas arrojan un bajo grado de precislón, por
lo que posibles variaciones en las cantidades de transporte calculadas tendrá que ser conslderadas para
fines de diseño.
En sí el problema fundamental para el conocimiento del transporte de sedimentos es la complejidad del
proceso del transporte; la interacción de un flulo turbulento. cuyas caracteristicas son solamente
conocidas por empirismo. y la frontera consistente en la pérdida de sedlmentos. Por lo tanto la mayor
parte del conocimiento esta basado en experimentos y mediciones en campo y laboratorio
Las causas que provocan el transporte de sedlmentos en las costas son basicamente las corrientes y el
oleaje; provocan esfuerzos cortantes sobre los sedimentos sólidos y hacen que sean transportados en
suspensión o por el fondo a distancias más o menos grandes y depositados en zonas tranquilas.
Por eso hay que tomar en cuenta las poslbles interacciones entre el fluido en movimiento y los
sedimentos del fondo sobre los que este actúa
La naturaleza de esta interacción es sumamente compleja y los movimientos de los sedimentos
dependen de múltiples parámetros como. gradientes de velocldades en el fluido. turbulencias, geometria
del fondo, naturaleza de los materiales, espesor del sedimento en movimiento. porosidad y cohesión de
los depósitos y características del fluido entre otras. Además, todos estos parámetros no son constantes
en el tiempo y el equilibrio final de los sedimentos no será mas que una resultante de acciones
hidrodinamlcas, en las que el fluldo y sólido reaccionan uno sobre otro
Las leyes que rigen estos fenómenos aún no se conocen a la perfección, por lo que resulta difícil,
incluso imposible, prever con precisión, la evolución de un fondo sometido a multiples acciones
hidrodmamicas mediante un simple enfoque teórico de los sedimentos
7
Así que el objetivo principal de este estudio es el de conocer como Ocurre la fluidificación de sedimentos
en la laguna de Sontecomapan. Para ello se proporcionara los elementos prácticos que permiten
conocer el orden de magnitud del movimiento de sedimentos.
a
- 111.- ÁREA DE ESTUDIO
La laguna de Sontecomapan se localiza en la región de la cuenca que forma el volcán de San Martin
Tuxtla en la sierra de Santa Martha, en el sureste del estado de Veracruz. Méx. Está limitado por las
coordenadas geográficas extremas 18" 30 y 18" 33 30 ' de latitud septentrional y 94" 59 y 95"02' 10' de
longitud occidental En la parte noroeste de la Laguna se localiza una boca que la comunica con el mar
La laguna se allmenta de vanos rios y arroyos, principalmente en la zona sur y suroeste. rio de la
Palma, el arroyo Sumidero, arroyo Basura, arroyo Sontecomapan, arroyo del fraile, río sábalo, rio
Hualtajapan. arroyo de los pollos y arrollo de la Boya. ( fig. 3)
En su margen Sur occidental se asienta el poblado de Catemaco, el cuál dista 190 Km del puerto de
Veracruz. El clima de la zona corresponde al húmedo cálido; la precipitación pluvial promedlo anual es
de 1,935.3 mm.. cuyo minimo (25.6 mm.) ocurre en marzo y el máxlmo (445.9 mm.) en septlembre La
temperatura promedio anual es de 24.1%. con un minimo de 16.2 y un máximo de 34.3"C De
noviembre a enero dominan los vientos del norte y el resto del atio los del noroeste. La vegetación
natural de la zona corresponde a selva alta perenifolia; sin embargo, gran parte de los terrenos
adyacentes al lago han sido desforestados y se emplean como potreros para ganado vacuno o para el
cultlvo de frutales.
Los bosques han sufrido explotación forestal intensa. Los suelos de la zona se derivan en gran parte de
material voldnico sometido a intemperizacion rápida; son ricos en nutrimentos inorgánicos y poseen
horizontes humiferos densos. En el margen del noroeste existen manantlales de aguas carbonatadas
que aportan volúmenes comparables a los otros arroyos que drenan hacia el sistema
9
1 .- 2.-
3.- 4.-
5.-
6.-
7.-
8.- 9.-
\ \ \ \
\ \
Figura 3.a. Localización general de las lagunas ubicadas hacia el Golfo de México
Laguna Madre
Laguna Pueblo Viejo
Laguna de Tamiahua
Laguna de Tampamachoco
Laguna la Mancha Laguna de Mandinga la Chica \ Laguna de Camaronera Laguna de Alvarado \ Laguna de Sontecomapan
\
10.- Laguna del Ostión
GOLFO DE MEXICO
GOLFO DE MEX ICO
LAG. SONTECOMAPAN ( VERACRUZ)
Figura 3.b Localización del área de estudio
1,2,3,4 y 5 son puntos de muestre0
n i ":'" I M e x ~ c o
' 1
!
LOCALIDADES PARA LA RED MAREOGRAFICA NACIONAL
1- Matamoros, Tamps
2 - Tamplco. Tamps.
3 - Tuxpan. Ver
4.- Veracruz. Ver
5.- Alvarado. Ver
6 - Coatzacoalcos, Ver.
7 - Frontera, Tab.
8 - Cd Carmen, Camp
9.- Progreso. Yuc.
10.- Puerto Juarez. Q. Roo
11 - Isla Cozurnel. Q. Roo.
12 - Salina Cruz, Oax
13.- Puerto Ángel, Oax
14.- Acapulco, Gro
15.- Lázaro Cárdenas, Mch.
16 - Manzanillo, Col
17.- Puerto Vallarta. Jal.
18.- Mazatlán, Sin.
19.- Topolobarnpo, Sin.
20.- Yavaros. Sin
21 - Guayrnas. Son.
23 - Puerto Peñasco , Son
24 - Bahia de los Angeles. B C. N 25.- Loreto. B. C. S.
26.- La paz. B. C S
27.- Cabo San Lucas, B. C S.
28.- Islas Marías
29.- Isla Socorro, Col
30 - San Carlos, B C S.
31.- Guerrero Negro, B. C. S :
32.- Isla de Cedros, B. C. N
33.- San Quintin, B C N.
34.- Ensenada, B. C. N. 35.- Isla Guadalupe. B. C. N
13
1 /
I I
I I
I
I
2
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I I N N
O O m
4 * m
N
IV.- CARACTERíSTICAS.
1 .- PROPIEDADES DEL AGUA Y SEDIMENTO
a).- SUELO.
Hablando en términos geotécnicos. suelo es cualquier material terrestre exclulda la roca firme sln
alterar.
El suelo está formado por un conjunto de granos de rocas de diverso tamaño y forma, así como materla
orgánica, agua y gases. La fuerza de cohesión que mantiene unidas estas particulas es muy pequeña en
comparacion con una roca sana y así una muestra del suelo se desmoronara fácilmente cuando se
haya secado en el exterior y aun más SI después de seca se introduce en agua y se agita un poco.
El suelo ha podido formarse por descomposiaon de la roca firme que tiene debajo, o bien por
descomposición de otras rocas situadas más lejos. En este caso habrá sido transportado por agentes
tales como agua, vlento o fenómenos volcánicos
El proceso de descomposición de una roca firme se llama meteorización Bajo la acclón de los agentes
atmosféricos se producen unos fenomenos físicos y químicos que acaban por deshacer la roca. Unos
minerales son disueltos y arrastrados por las aguas. Otros más reslstentes aguantan más y son llevados
en suspensión o por arrastre. Finalmente. al encontrar condiciones favorables. se depositan Hablando
de un suelo, se entiende por textura su aspecto referido al tamaño de los granos que los componen La
textura juega un gran papel en la claslficación de los suelos y en sus propledades geotérmicas.
La textura superficial se reflere a las características superficiales de una partícula. independlentemente
del tamaño y forma. Así se emplean térmlnos como pulimentada, lisa. rugosa, estnada. mate, etc.
Para clasificar a los suelos por su tamaño existen varias formas. La dada en Norteamérica por la
AASHO ( American Association of State Highway Officials) clasifica los suelos en dos grandes grupos
según que pase menos del 35 '/a por el tamiz No 200 ASTM (200 malla por pulgada lineal 0.074 mm. de
luz) o que pase más del 35 O h por el citado tamiz. En la primera clasificación entran los materiales
granulares y en la segunda los limos y arcillas. A su vez estos dos grandes grupos se dividen en otros
Según el tanto por ciento que pasa por otras cribas. No obstante , para los trabajos de campo los suelos
se clasifican en cinco grupos que son los que frecuentemente se emplean para describir el material.
Estos son:
a).- Bolos. Material que no pasa por la criba de 3 pulgadas (76.2 mm.) de luz.
b).- Gravas. Material que pasa por la criba de 3 pulgadas (76.2 mm.) y no pasa por la No. 10
(2 mm.).
c).- Arena gruesa. Material que pasa por la criba No. 10 (2 mm ) y no pasa por la No 40
(0.42 mm.).
d).Arena fina. Material que pasa por la criba No. 40 (0.42 mm.) y no pasa por la No 200
(0.074 mm.)
e).- Mezcla de limo y arcilla. Material que pasa por la criba No. 200 (0.074 mm.). La palabra
"limoso" se aplica a un material fino que tenga un indice de plasticidad de 10 o menos y la
palabra "arcilloso" a un material fino que tenga un índice de plasticidad superior a 10
NOTA: Otras clasificaciones americanas definen el tamaño inferior de la gravas por el que pasa por la
criba No. 4 (4.76 mm.) en lugar de por la No. 10 (2 mm.). El tamaño de las partículas que pasan justo
por la malla No 200 (0.074 mm ) es el tamaño menor que se puede ver a simple vista.
La estructura. es la forma en que están colocadas las partículas. Esta estructura se llama primaria. A
veces los suelos presentan otra estructura que se llama secundaria. Este término se refiere al sistema
de fracturas, fisuras y otras discontinuidades que se han desarrollado después de la formación o
depositación de los suelos.
La estructura primaria y secundaria influyen grandemente en las propiedades geotécnicas de los suelos,
tales como permeabilidad, elasticidad, compresibilidad y resistencia a la cizalladura.
16
2.- características geotécnicas del suelo.
Una de las más importantes características del suelo son:
a) - Permeabilidad
b).- Elastlcidad
c).- Plasticidad
d).- Cohesión
e).- Resistencla a la cizalladura
f).- Compresibilidad
g) - Contracclón e hinchazón
h).- Susceptibilidad a la helada
a) Permeabilidad. ES la mayor o menor facilidad que el agua encuentra para desplazarse a traves de los
poros del suelo. Intervienen diversos factores paca que el suelo sea más o menos poroso, tales como su
textura, grado de compactación. tamaño de los granos y grado de cementación que existe entre ellos
Existen normas para determinar esta caracteristica tanto en un ensayo en el campo como en el
laboratorio.
b).- Elasticidad. Es la capacidad de un suelo para volver a su forma original. Cuando ha sido deformado
por una carga durante un corto periodo de tiempo.
c).- Plasticidad. Es la facilidad que tiene un suelo para ser deformado rápidamente sin romperse o
desmenuzarse. manteniendo esta deformación una vez que se ha suprimido la fuerza aplicada
Esta deformacion es la suma de pequeños desplazamientos de las partículas que componen la masa y
deformacion de la estructura
Si seguimos aplicando una mayor carga de deformación, llegará un momento en que las reacciones
internas del suelo no podrán absorber la fuerza aplicada y entonces se producirá una rotura por
cizalladura o cortadura.
17
d).- Cohesión. Es la fuerza de unión entre sus particulas y que se oponen al esfuerzo de cizalladura o
cortante
Relaciones entre las fases del suelo. Por tratarse de partículas discontinuas. un suelo está formado por
tres fases diferenciables:
- Sóllda, formada por partículas minerales.
- Líquida, agua generalmente.
- Gaseosa, aire y gases
3.- Limites de Attrberg
En los suelos coherentes el estado de consistencia depende de su grado de humedad.
a).- Un suelo con mucha agua tiene el aspecto de una papilla o liquido viscoso.
b).- Con menos agua ya es un sólido plástico, pero blando que se puede moldear con la mano.
c).- Reduciendo el contenido de agua ya no es posible moldearlo. Se rompe en trozos pero si
juntamos los trozos y los apretamos con la mano se soldan.
d) - Normalmente reduciendo el contenido de agua, el suelo es mas duro y SI se parte no se pueden
soldar sus trozos con presión manual.
Attrberg definió, mediante un ensayo de laboratorio. los limites entre estos cuatro estados. que son:
Entre a) y b) limite líquido (30-100)
Entre b) y b) limite plástico (5-30)
Entre c) y d) limite de retracción (6-14-30)
Ejemplos comunes:
Limite líquido: Arcillas 40-60; Limos 25-50
Limite plástico: Arcillas y limos 5-30, los limos suelen ser más bajos que las arcillas.
Limite de retracción: Arcillas 6-14: limos 15-30
18
PROPIEDADES DEL AGUA Y SEDIMENTO
PROPIEDADES DEL AGUA
PROPIEDAD EXPRESIK
Densidad relativa . A = P s - P WlP w Viscosidad cinemática v= 11 / pw Viscosidad dinámica Tensión suoerficial CT Ko S- ó .m‘
Donde
ps= Densidad del agua de mar = 1026 Kg.lm3.
p w Densidad del agua dulce = I O 0 0 Kg./m3.
6= 0.074 Nlm.
La viscosldad dinámica y cinemática esta en función de la temperatura
TABLA I
T O 5 10 15 20 25 m 35 40
V 1 79 1 52 1 31 114 101 O90 080 O 7 2 O65
Las propiedades del sedlrnento más frecuentemente usados son
a).- Tamaño
b).- Forma
c).- Densidad
d) - Velocidad de caída
e).- Cohesión
fk- Estado
7 10- m /S
19
a).- Tamano
Una clasificación adecuada del tamaño de las partículas es la dada por la Unión Geofisica Americana
para arcillas. limos, arena, grava, guijarros y canto rodados (tabla 11). la cual se basa en el diámetro de
la abertura del tamiz (D). Además de este diámetro existe el diámetro de sedimentación (OS) y diámetro
nominal (Dn).
La determinación del tamaño en laboratorio se realiza de la siguiente forma:
- cantos rodados, guijarros y grava ' medición directa
- grava y arena :tamizado
- arena fina y limo : sedimentación o análisis microscópico
de Igual manera en la tabla 111 se presenta una clasificación de las partículas y sus características. en
función del diámetro, debiéndose a ese criterio a H A. Einstein.
TABLA Ill
CLASIFICACI~N DEL TAMAÑO DE SEDIMENTO
DE ACUERDO CON H A EINSTEIN
T A M A Ñ O O B S E R V A C I O N E S D E S I G N A C I O N
D < O 5 p Slempre floculados Cololdes
0 5 D c D < 5 p Parclalmente floculados Arcllla
5 p < D 6 4 p Crlstales lndlvrduales no floculados Llmo
W p < D < Z m m Fragmentos de roca Arena
2mm < D Fragmentos de roca Gram y cantos rodados
p = mlcras
2 0
TAMANO DE PART!CULAS DE ACUERDO CON LA ~JNION TABLA I I
cantos rodados medios
0062"0031
Om1 -0016 31 - 16 llmo medlo
0016-0008 llmo ftno 16 "8
00080004 a - 4 llmo muy flno
o m - o m 2 0 arcllla gruesa 4 - 2
00020-00010 2 - 1
arcllla muy fma 0 5 - 0 2 5 ooa)5-oooo25
arcllla flna 1 - 0 5 om1o-ooa)5
arcllla rnedla
21
b).- Forma
Aparte del diámetro del grano también se puede ver que la forma es de gran importancia. Por que es
obvio que una particula plana tendrá una menor velocidad de caida y será más dificil de transportar que
una redonda en el transporte por el lecho o fondo.
El " factor de forma" se usa para caracterizar la forma del grano y esto es; s.f. = c/ab en donde a, b y c
son tres ejes mutuamente perpendiculares, donde a es el mayor, b el medio y c el menor.
Para esferas s.f. = 1
Para arenas naturales s.f. = 0.7
e).- Densidad
En la mayoria de los casos se puede observar que los sedimentos tienen su origen en la desintegración
o descomposición de rocas.
arcilla: fragmentos de feldespato y micas
hmo . silicas
arena . cuarzo
grava : fragmentos de roca original cantos rodados
As¡ que la densidad de la mayoria de las particulas ( 4 mm. de D) varian muy poco. Esto debido a
que el cuarzo predomina en sedimentos naturales y la densidbd promedio puede asumir
aproximadamente 2650 Kg./m3; aunque en ocasiones están presentes minerales pesados los cuales
normalmente son segregados en la formación de rizos y otros modos de transporte. Por lo tanto los
minerales arcillosos varian entre 2500 - 2700 Kg /m3 de densidad.
d).- Velocidad de caida de sedimentos no cohcsivos
la velocidad de caida de un sedimento es sumamente importante ya que un parámetro fundamental en
estudios sobre suspensión y sedimentación. La velocidad de caida esta definida por la ecuación que dá
el equllibrio entre la fuerza de gravedad y la resistencia al flujo.
rc/6(D3 (p, - p,) g) = C , !/i p, VV%14D2
gravedad resistencia
2 2
en la cual : C , = coeficiente de arrastre
W = Velocidad de caída
y de la relación anterior se obtiene que
W = ( 4 / 3 g D / C D A ) l / '
A = ( P, - P,) 1 P,
los valores de C, dependen del número de Reynolds ( Re = WD/ v ) y de la forma y de la forma de la
partícula (expresada por s.f. = c/ dab).
Para partículas esféricas y números de Reynolds bajos (Re < l), C, queda dado por C, = 24/ Re, de tal
forma que:
W=(ps-~,/18p)gD2=~gD2/l8p (LEY DE STOKES)
Para números de reynolds grandes CD se hace constante de tal manera que w varia de acuerdo a (A
g.D)% Por lo tanto W varia de a D2
Relaciones entre C,, , Re y S f se presentan en la flgura (4). a su vez en la figura (5) se dan las curvas
para calcular la velocidad de caida del sedimento (W). como una función del s.f. D y la temperatura
la presencla de un gran numero de partículas hace que decrezca la velocidad de caída de una sola
partícula. existen muchas expresiones que dan la influencia de la velocidad de caída; basadas en
experiencias sistemáticas para esto se da una expresión en segulda bastante buena
W(c)NV(o) = (1 - C)" O <= C <= 0.3
W(c), es la velocidad de caida de un grano en una suspensión con concentración por volumen C
W(o). Velocldad de caída de un solo grano
u , es una función del número de Reynolds
en donde
Re -= 0.2 a = 4.65
0.2 < Re <1 a = 4 3 5 R e a m
1 < Re < 200 u = 4.45 Re ' Re < 500 u = 2.39
2 3
t./ coeficiente es un poco dependiente de la forma de la partícula, pero esto puede ser despreciado.
Para sedimentos finos, por ejemplo una concentración del 1% da una reducción en la velocidad de caída
del 5 %
24
10 8
6
4
2
CD 1
0.8
0.6
0.4
0.2
0.1
W D Re =- V
Figura 4 Coeficiente de arrastre contra número de Reynolds para diferentes factores de forma.
DIAMETRO DELTAMIZ. EN m m
V.- MATERIAL Y MÉTODOS
En Julio de 1992 se efectuó un reconocimiento general del área, se realizó una primera prospecaón de
las riberas e islas de la laguna, y se obtuvo gran parte de la información batimétrica as¡ como de su
localización del contorno de la laguna. El sondeo del fondo lacustre se realizó con una eco sonda portátil
a lo largo de 20 transectos de ángulos horizontales y una brújula tipo Brunton. tomando como puntos de
referencia los accidentes topográficos más notables del paisaje circundante y la localizaclón se llevó a
cabo mediante un localizador digltal
En Noviembre de 1992 se identlficaron. describieron y muestrearon las unidades Iltológlcas y las
caracteristicas geomorfológlcas regionales, y se efectuó el trabajo de interpretaclón de fotografías
aéreas verticales (escala aproximada 1:50.000) En Junio de 1993 se realizaron nuevos sondeos y se
verificaron los perfiles obtenidos en 1992.
También se utilizaron mareografos como el de flotación y el de presión. Este último funciona por los
cambios de altura en la columna de agua que por presión registra el movimiento sobre una gráflca
obteniéndose la curva de marea.
El eco sonda continuo consta de un tambor sobre el que se coloca el papel y una plumilla que traza la
curva, el movimlento se transmite por medio de engranes accionados por una polea y un flotador con su
contrapeso. La finahdad de estos instrumentos es facilitar el estudio batímetrico en lugares para
coadyuvar con las construcciones costeras. ampliación de puertos, entrada y salida de barcos Por otro
lado contribuyen a los estudios sobre reproducción de diferentes especies marinas. as¡ como para la
pesca de zonas bajas como es el caso de esta laguna costera, y por lo tanto con esto se determlna el
perfil batimetrico de la costa de Sontecomapan
En este trabajo se utilizó una regla de marea anotando las lecturas cada hora durante un ciclo de 24 En
algunos casos los datos para la marea no fueron reglstrados por éste método, sino en tablas de marea
suministradas por la estación mareografica más cercana a la laguna.
2 7
Para fines del presente trabajo, se tomaron muestras de agua cada tres horas durante un periodo de 24,
para la determinación de la temperatura, el oxigeno disuelto, la salinidad, la clorofila, así como el
amonio. los nitratos más nitritos. los orto fosfatos. el fósforo total, el fósforo orgánico y el nitrógeno total.
Otros componentes fisico-químicos considerados aquí. son el nitrógeno total, que se obtiene por la suma
de los nitratos más nitritos y el amonio; el fósforo orgánico. que se determina por la diferencia entre el
fosforo total y los compuestos de fósforo inorgánico (orto fosfatos).
Las concentraciones se expresan en pg-atll y son convertidas en kilogramo por metro cubico y
posteriormente, a toneladas por volumen desplazado, tanto por la pleamar como la bajamar, para lograr
una aproximación más realista del fenómeno.
Para calcular el volumen total del agua , se consideró la extensión en hectáreas transformadas a metros
cuadrados y multiplicados por la profundidad promedio de la laguna obteviendo un valor aproximado del
volumen en metros cúbicos.
28
1.- METODO PARA EXTRAER MUESTRAS DE SEDIMENTOS
Procedimientos utilizados para la muestra de sedimento en la laguna y en la playa.
Cuando se quiere tomar una muestra de un suelo granular y que tenga una cierta cohesión se emplea
un tubo de pared gruesa que se hinca en el terreno golpendolo con una maza. Dentro del tubo
obtendremos una muestra "representativa" pero no "inalterada".
a).- Muestras Inalteradas
La palabra "inalterada" es una forma de hablar porque toda muestra esta algo alterada. Hablando de
suelo significa una muestra que ha sido obtenlda de tal forma que su estructura física y sus propiedades
son exactamente las mismas que las del suelo de donde se ha tomado El contenido de agua junto con
el volumen y configuraaón de los estratos debe ser lo más exacto posible.
Para la obtención de estas muestras se emplean un tubo de pared delgada que se introduce en el suelo
por empuje, no por golpeo como en el caso anterior.
Otro procedimiento para obtener estas muestras es por medio de un tubo doble testigo tipo giratorio. que
tiene la particularidad de que el tubo anterior sobresale de la corona.
Aparte de tomar bien la muestra con estos tubos es completamente necesario el poner sumo cuidado en
su parafinado y embalaje, con su etiqueta correspondiente. pues a veces las muestras llegan al
laboratorio en malas condiciones por estas causas y luego al hacer un ensayo triasial ó una prueba de
compresión obtendremos resultados que no corresponderán al suelo estudiado
b).- Tomarnuestras Shelby.
El más simple y el que más se usa de los procedimientos citados anteriormente, En medidas
americanas los tubos que más se emplean son los de 2" de Q exterior, seguidas de los de 3 112". Damos
un cuadrado con sus medidas y entonces obtenemos con esto la tuberia de revestimiento que se habrá
de emplear para mantener las paredes del agujero.
2 9
c).- Tomamuestras Fijo.
AI tomar una muestra con el tubo Shelby se nos pueden presentar tipos de inconvenientes que
contribuirán a alterar algo la muestra.
Estos pueden ser:
a I).- Que el agujero tenga mucha altura de agua
Es dear, al ir entrando la muestra en el terreno, se va abriendo la válvula de bola por lo que toda la
columna de agua que entró en el tubo al introducir el tomamuestra va saliendo por medio de una
peltoración superior que tiene el mismo. Cabe seiialar que este Tomamuestras Fijo Lo diseñe en
coordinación con el Dr. Leonardo Traversoni Dominguez en el Laboratorio de Hidráulica de Ingeniería
Hidrológica.
Este consta consta de un tubo de pared delgada, de acero en este caso tiene un borde inferior afilado y
laminado hacia dentro para que su diámetro interior en el filo cortante sea 1 por 50 menor que el
diámetro interior del tubo.
De esta forma se conjuga una cierta tolerancia entre el diámetro de la muestra obtenida y la pared del
tubo que evite la alteración de la muestra, y se tiene una adherencia de la muestra con las paredes del
tubo, lmpldiendo así que se caiga.
El tubo va sujeto a una cabeza por medio de tres tomillos de fijación. La cabeza tiene una válvula de
bola que impedirá que el agua empuje a la muestra. Conviene. aunque no es imprescindible, hacer un
taladro radial en la cabeza para que el agua ó aire escape con mayor facilidad. y el tubo se Introduce en
el suelo por empuje.
Una vez en el exterior el tomamuestras. como en este tipo de tubo el pistón habrá creado un vacio
encima de la muestra que ayudará a que no se caiga, lo primero que tenemos que hacer es eliminar ese
vacío sin alterar la muestra. Esto se consigue girando a izquierda unas vueltas, con lo que entrará aire
por el chavetero y se suprimirá el vacio.
Se desconectará la cabeza del tubo quitando los tomillos de fijación y ya tendremos la muestra lista en
el tubo para parafinarlas, poner dos tapas, etiquetarla y enviaría al laboratorio.
3 0
VI.- MÉTODOS MATEMÁTICOS
1.- FóRMULAS EMPíRICAS.
La cuantificación del transporte de sedimentos mediante fórmulas empíricas resulta a veces poco
confiable, ya que existe un gran número de ellas, desarrolladas por diferentes Investigadores y bajo
condiciones diferentes. Sin embargo, la mayoría de ellas conciden en el hecho de que la energia del
oleaje es la causa principal de este acarreo litoral.
a).- FORMULA DEL CERC (Coastal Engineering Research Center. J.S.A.). Relaclona el transpork coil la
componente del flujo de energía sobre la playa y un coeficiente de proporcionalidad obtenido
experimentalmente en modelos reducidos y en la naturaleza.
S = A. Ea
donde
S = Transporte litoral (m3/s/m)
Ea = Componente del flujo de energia sobre la costa
A = Constante de proporcionalidad
Ea = E o Krbr Sengbr COSbbr
Por tanto S = AHo2Co Kr2br sengbr cosbbr
donde:
EO = flujo de energia en aguas profundas en la direcclón de propagación de la ola
= 1/16 p g Ho2 Co
Krbr = coeficiente de refracción en la parte exterior de la zona de rompientes
bbr = ángulo entre la cresta de la ola y la costa en la parte exterior de la zona de rompientes
HO = altura de la ola en aguas profundas (m).
CO = celeridad de la ola en aguas profundas (m/s).
la constante de proporcionalidad ha sido calculada por diferentes investigadores y para diferentes alturas
de ola características.
31
Por otra parte, ésta formula tiene algunas limitaciones en su concepción, aunque ha dado relativamente
buenos resultados práctlcos.
- No da la distribución del transporte en la zona de rompientes
- No aparece la influencia de la variación del material de fondo, por lo que sólo es válida para
arenas de 0.2 a 0.5 mm.
- No considera la influencia de la pendiente de la playa.
- No están involucrados a la acción de otros factores como las comentes.
b).- Formula de J. LARRAS Y R. BONEFILLE (1965). En base a estudios sistematicos de laboratorio y
utilizando arenas de 0.16 a 4 mm. de diámetro, bajo alturas de olas de 2.6 a 14 cm. y periodos de 0.8 a
1.75 segundos se obtuvieron:
Q =If(.!,. D) H]/[T sen 7/4a]
donde
f(y,. D). es una función de la relación de esbeltez de la ola y del diámetro medio de los
granos calculándose con la ecuación:
f(f0, D) = 0.001775(3500 D/D4+2)(l 1 - y,/lO)
D, en mm
y,, en porciento
Estas ecuaciones tienen bastante parecido con las propuestas por G. Savage de Saint y G. Vincent, las
que combinadas se transforman en:
= ~ ( 7 , . D) g H ~ T sen 7/4a
K(yo, D). queda definido por la fig.6
3 2
c).- FORMULA DEL LABORATORIO CENTRAL DE HlDRÁULlCA DE FRANCIA Calcula el volumen de
sedimentos, por medio de la siguiente exprestón:
Q = H2 T f (u) t (Kg./c)
donde: (para ambas fórmulas, Larras y Laboratorio Central de Hidráulica de Francia)
Q = Volumen de sedimentos transportados (m3)
H = Altura de la ola (m)
T = Periodo de la ola ( S )
a = Oblicuidad del oleaje con la linea de rompiente (grados)
t = Tiempo de acción del oleaje
g = Aceleración de la gravedad (m/s2)
c = Relación de esbeltez = HIL > 1%
L = Longitud de la ola (m)
K = 3 x para arenas de 0.2 mm. de diámetro
K = 4.5 x para arenas de 0.3 mm. de diámetro
K = 1.8 x D”” para arenas de diámetro mayor de O 3 mm.
D = diámetro medio (mm.).
f(K) = sen 2a
3 3
d).- FORMULA DE BIJKER. Una de las fórmulas más recientes es la de Bijker ( Delf University of
Technollogy ), basada en datos de Kalisnke-Frijklink, en la cual el transporte litoral es determinado en
base al efecto combinado del oleaje y la comente
S b = B D d g V I C e x p 1 - 0 . 2 7 A D g / p T C W /
donde
Sb = Transporte de sedimentos por el fondo (m3/m/s)
B = Coeficiente adimensional = 5 1977)
D = Diámetro medio de las partículas (m)
g = Aceleración de la gravedad (m/s2)
V = Velocidad media de la comente (mls)
C = Coeficiente de Chezy = 18 log 12 h/y (m'%.)
y = Rugosidad del fondo : , h = Profundidad (m)
A = Densidad relativa del sedimento = p, - p J pw
p = Densidad del agua ( Kg.lm3)
p = Coeficiente de rizo = ( C/C,)32
C'= Coeficiente de Chezy = 18 log 12 h l Dm ( m'%)
~ C W = Vel idad de corte, bajo I S efectos combinados del oleaje y la comente
zcw= T c T l + 112 (5 Ub/V)2 r(Nlm2)
zc = Velocidad de corte debida a la comente (Nlm2)
z c = v d g l c
5 = C f w l 2 g
fw = Coeficiente de fricción = exp I - 5.977 + 5.123 (ab/r)-' I ab = y14x , 1.47 < ab1 y < 300 si ably <= 1.47 3 fw = 0.32
y = lndice de rompiente, según Bijker y = 0.6 a 0.8
L = Longitud de la ola
Ub = Velocidad orbital máxima en el fondo (mls)
Ub = xHlTsenh(2xhlL)
H = Altura de ola (m)
<= = Menor que
=> = Mayor que
34
Para la determinación del transporte de sedimentos generado por las corrientes de fondo, petróleos
Mexicanos calibró una expresión para las costas mexicanas. en base a los estudios realizados para el
puerto petrolero de Dbs Bocas, Tabasco; misma que se basa en la siguiente expreslón.
Qs = b D, V 42 IC exp 1 -0.27 A D,g / V*CW I
en donde
QS = Sb, b =B, V’= V y corresponde a lo indicado en la expresión de Bljker.
C = 10 log 12 h/ y (m”’/s)
V*CW = Velocidad de corte (mls). bajo los efectos combinados del oleaje. evaluada
V*cw = V’c I 1+0.5 (5 UbN.)* I l R
con a expresión:
5 = d fw/2g
V*C = Velocldad de corte debida a la comente (m/s).
NOTA. los demas términos que no aparecen descritos son los mismos que para la ecuación de
Bijker.
3 5
VII.- RESULTADOS
I.- OBSERVACIONES DE LAS PART~CULAS EN LA LAGUNA DE SONTECOMAPAN
Se observa que el equilibrio de una partícula sobre un fondo es perturbado cuando el efecto resultante
de las fuerzas (de arrastre, sustentación y viscosas). Sobre la superficie de la partícula llegan a ser
mayores que las fuerzas estabilizadoras como son la gravedad y la cohesión. Dentro de esto la cohesión
es importante solamente es sedimentos en el rango de arcillas y limos o arenas finas con un apreciable
contenido de limo.
Entonces la fuerza perturbadora F (resultante de la fuerzas de arrastre y sustentación) será proporcional
al esfuerzo cortante T~ y al área superficial de la partícula (O2 ).
así que la fuerza de gravedad estabilizadora es proporcional a ( - pw ) D3 , Tomando el momento
con respecto al punto de giro "S" resulta la ecuación
al To D2 => +( ps - pw ) 9 D3
ó
T o = > C ( P s - P w ) g D
El factor c depende de la condición del flujo cerca del lecho, la forma de la partícula. la posición relativa
de la partícula con otras partículas, etc. La condición del flujo (Re*) cerca del lecho puede ser descrita
por la relación del tamaño del grano con respecto al espesor de la subcapa viscosa, que es proporcional
a U*D/ v= Re*, número de Reynolds basado en el tamaño del grano y velocidad al corte (U*).
Las conslderaciones teóricas basadas, en la fuerza de arrastre debida a la velocidad dan el mismo
resultado que
\V,~=U*,, ' /A!JD=~(R~*)
y en base de experimentos , la relación
vVcr = T~~ ( p, - p,) g D (U*,,' A D ) = f(U*,, D) Y) = f( Re*)
se realizaron varias pruebas sistemáticas y se comparó los resultados con los obtenidos de otras
investigaciones (ver (fig. 7),gráfica de shields). Como la dificultad de toda prueba es la definición de
"Iniciación" de movimiento: es el movimiento de la primera partícula o de un gran número de granos
3 6
Se relaciona el tipo de transporte de sedimento con zo y se define zcr por extrapolación para transporte
de material nulo. En donde zcr es el esfuerzo cortante critico
Se pudo obselvar que para numeros de Reynolds grandes Re* (lecho rugoso) se observa que U*cr varia
con dD (figura 8). para valores iguales de hlD y por lo tanto valores iguales de U / U* parece que U,, 5
dD y que la velocidad critica de una piedra es proporcional a la potencia 1/6 del peso de la piedra (o
peso de la piedra proporcional a ) siendo U*,,, la velocidad de corte critica y U, la velocidad media.
1 - EFECTOS DE VARIOS FACTORES SOBRE EL SEDIMENTO EN LA LAGUNA
A).- EFECTO DEL CRITERIO USADO
Como el valor critico de zo dependerá del criterio para la iniciación del movimiento con el fin de tener un
criterio objetivo se propuso un parámetro adimensional
N = n D 3 / U *
donde n es el numero de granos dispersados por unidad de área y por unidad de tiempo. Asi pues para
el material rugoso el valor de N = 15 x en la (fig. 7); para diseño de protección de fondo, se deberá
de usar un valor de N mucho más bajo ( como ejemplo seria N = 15 x 10" ).
Se observó también que para partículas gruesas el valor critico de \v es el mismo para varias formas
(esferas, cubos, piedras cortas. etc.). si el diámetro nominal Dn es el parámetro de comparacion.
El grado de graduación tendrá influencia sobre zcr.. En la practica la graduación tiene influencia para
D, / D, 5 solamente ya que los granos grandes están más expuestos y los más pequeños están
cubiertos por los más grandes. Por lo tanto del D, es una buena medida para la mayoria de muestras
Para una amplia graduación ocurrirá el efecto "coraza", lo cuál significa que las partículas finas son
erosionadas y una capa coraza de partículas gruesas se forma, previniendo al lecho de erosiones
subsecuentes. Para valores pequeños de h/D (profundidad/diámetru de la partícula) es posible una
desviación de la gráfica de shields, ya que ro no es representativo para una estructura de flujo
turbulento. La estructura turbulenta cerca del lecho en un fluido infinito está completamente definida por
el esfuerzo cortante del lecho (zo ) y rugosidad (Ks), pero para pequeños valores de h/D también la
37
u*cr
= Gp) ' m l
'ERFIL DEVELOCIDAD TIRBULENTO
COMPLETAMENTE DESARROLLADO
0.2 0.3 0.4 0.60.8 1.0 2 3 4 5 6 7 8 10 2 3 4 5 6 8 1 0 0 2
" X J
3 4 5 6 8 1000 2 3
CAPA LIMITE Arena (Vanoni) Lignito Gránito Barita Arena (Casey) Arena (Kramer)
Arena (White) Arena en aire (White) 2.10 Munici6n de Acero (White)
4.25 2.65 2.65
Arena (U.S.W.E.S) Arena (Gilbert)
F i g u r a 6 D i a g r a m a de S h i e l s ; e s f u e r z o c o r t a n t e c r í t i c o o a d i m e n s i o n a l c o n t r a n ú m e r o de Reynolds al c o r t e
profundidad da una limitación sobre el tamaño de los vórtices grandes. También se observó que el radio
de la duración del vórtice y el tiempo necesario para acelerar una partícula llega a ser pequeño; por
tanto puede ser esperada una influencia de h/D (se tiene mayor estabilidad con hlD pequeños).
Por lo tanto se ha mostrado que y~,, aumenta con decrementos de hlD.
2.- COMPORTAMIENTO DE SEDIMENTOS COHESIVOS EN EL LUGAR DE ESTUDIO.
En sedimentos cohesivos aumenta su resistencia contra la erosión: datos empíricos sobre velocidades
medias críticas en mlseg. Para este tipo de suelos son presentados en la siguiente tabla IV.
TABLA IV
SUELTO COMPACTO MODERADAMENTE
COMPACTO
ARENA ARCILLOSA 125 O90 0.45
ARCILLA O35 O?., 120
SUELO ARCILLOSO POBRE 105 0.70 033
De los resultados de las investigaciones se deduce que para suelos cohesivos con D50 = 10 - 100 p es
posible tener velocidades cortantes criticas U",,= 3 - 4.5 cm./seg
Para sedimentos depositados muy recientemente (en este caso limo en estuario), se obtuvieron
relaciones entre U*,, y el peso seco de los sedimentos, los valores mínimos son del orden de U*,, 1.0
cm.lseg. (período de consolidación de algunos días) a 3.0 cm./s para periodos de consolidación de
algunas semanas.
3.- COMPORTAMIENTO DE LOS SEDIMENTOS BAJO LA ACCION DEL OLEAJE EN SONTECOMAPAN
Como se sabe bajo la acción del oleaje, los sedimentos están sometidos a diferentes fuerzas: unas
provienen directamente del movimiento orbital de las partículas de agua en las cercanías del fondo
(fig.8). 40
O O O O
\,' - - \I
E."] t "/{
\.--.I
Movimiento orbital de las partículas de
agua cerca del fondo.
RRIENTE DE RETORNO
CORRIENTE EN LA CAPA LIMITE
La corriente en la capa llmlte depende de Urnax y H
Figura 8 Corriente en la capa limite y de Compensaclón, de la Laguna Sonteconapan.
Cerca de la costa el oleaje produce, además, una comente paralela a la costa (longshore current) debido
a su incidencia oblicua, cuya magnitud en un temporal es semejante a la de un gran río en época de
avenidas. Adicionalmente, en la parte alta de las playas, al precipitarse sobre estas el oleaje, se
producen desplazamientos de los sedimentos en "zig-zag" o diente de sierra que llegan a ser de gran
importancia.
A) - MOVIMIENTO DEL AGUA PRODUCIDO POR EL OLEAJE CERCA DEL FONDO
Muy cerca del fondo, el oleaje produce comentes capaces de provocar la oscilación de la partículas
sólidas si su velocidad es superior a la velocidad crítica de inicio de movimiento de los sedimentos.
La velocidad máxima orbital, Umáx en el fondo está dada por la expresión-
U m á x = x H / T s e n h ( 2 a d / L )
Por otra parte, la velocidad de corte U en el fondo se expresa como.
U* = (8 v Umáx / X T) 1'4
Sustituyendo Umax en esta ecuación queda:
U* = 0.07 ( H2 / T3 sen2 h (2 X d / L))"4
slendo
v= viscosidad cinemática del agua = m2/s a 20"
Por otra parte el esfuerzo cortante en el fondo T~ queda expresado como:
To = p u*>
( T ~ en Newton/m2, si U* en mls).
B.- LAS CORRIENTES DE TRASLACI~N Y DE COMPENSACI~N EN LA COSTA DE SONTECOMAPAN.
Las comentes de traslación corresponden al maximo de la velocidad cerca del fondo. Se demostró que
la comente de masa en esta zona es igual a: Ve = 111.66 U Si la capa límite se vuelve turbulenta. como
Ocurre durante una tormenta o cuando la acción del viento se superpone a la del oleaje. ya no existen
comentes de traslación cerca del fondo sino ráfagas de turbulencia que pueden contribuir a poner en
42
suspensión los sedimentos en clerto espesor encima del fondo. En este caso, las particulas podran ser
transportadas hacia la zona profunda por las corrientes de compensación.
Se sabe que el limite teórico entre las capas límite laminar y turbulenta es bastante dificil de precisar
Por otro lado también, la mayoria de las fórmulas que se tienen en la actualidad están basadas en
pruebas modelo reducido; las cuales se considera que no proporcionan resultados aplicables a la
naturaleza, en donde se observa que aún en condiciones de tormenta algunas partículas de arena
pueden ser arrastradas hacia la costa por la comente de traslación. En cambio para llmos que pueden
desprenderse de la capa limite bajo el efecto del movimiento orbital, los desplazamientos se efectuan
predominante hacia la zona profunda.
En cuanto a las velocidades instantáneas en la ola que se precipita al romper son muy Imporiantes, ya
que provocan por un lado la proyección de la masa de agua hacia la costa. la cuál es concentrada por
las comentes de retorno cerca del fondo que pueden transportar los sedimentos hacia esa zona de
atracción de sedimentos que presenta la rompiente
También se observó en la costa de Sontecomapan, que entre la rompiente y la costa, hay una sobre
elevación del nivel medio del mar debido a la fluctuación de la altura de las olas que se presentan en
forma de trenes de ondas.
c).- LA MECANICA DEL TRANSPORTE DE SEDIMENTOS BAJO LA ACCION DEL OLEAJE EN LA COSTA DE
SONTECOMAPAN.
Se observa que el movimiento de sedimentos que se produce en las costa se realiza generalmente en
dos zonas las cuales son: la parte INTERIOR (ONSHORE) y la parte EXTERIOR (OFFSHORE). En la parte
interna se subdivide, en dos zonas que se conocen por lo general como: zona de rompientes y zona de
estrán (fig.9). Paralelamente y tomando en cuenta el sentido de movimiento de los sedimentos bajo la
acción del oleaje se tiene dos tipos. transversal y longitudinal. De estos el movimiento longitudinal
también conocido como transporte litoral, es más importante que el transversal en problemas de
asolvamiento de los accesos portuarios.
43
m v)
Se da también el caso en el que la ola llega a la costa con un clerto ángulo, producido por una supuesta
componente de energía paralela a la costa y esta produce una comente litoral y como consecuencla
produce un transporte de sedimentos a lo largo de la misma.
El transporte litoral observado se produce en dos procesos por lo general:
1" Cuando la ola se precipita sobre la parte alta de la playa; la ola ascendente transporta sedlmentos en
dirección de la ola y desciende por la línea de mayor pendiente produciendo un transporte que se
conoce como diente de sierra.
2" Como consecuencia del rompimiento de la ola y la comente longitudinal; el sedimento en esa zona
(rompiente) puede seguir un mismo camino al que se produce en lo alto de la playa y la comente
longitudinal transporta los sedimentos como si fuera una comente en la rompiente.
La parte exterior de la playa se extiende mar adentro desde la zona de rompientes hasta la distancia en
que la superficie del fondo deja de ser agitada por la acción de la ola: Cabe señalar que en la costa
cerca de la desembocadura de la Laguna de Sontecomapan la parte exterior de la playa se extiende
mas alla de los 60 m, mar adentro y en esta distancia la profundidad no excede a 1.80 m. En esta parte
el inicio del movimiento del sedimento puede realizarse por los siguientes procesos:
El transporte generado en la zona exterior es el resultado de la interacción del movimiento oscilatorio de
las moléculas de agua y las partículas del fondo. A consecuencia de este movimiento se somete a los
granos a fuerzas hidrodinámica que tiene que ser equilibradas por el peso propio de los granos. De este
movlmiento resulta la formaclón de rizos en el lechos, cuyo conjunto se orienta paralelamente a las
crestas de las olas. (Fig. IO).
D).- ACCIÓN DE LA OLA.
Cuando aumenta la intensidad de una comente, y esta a su vez fluye sobre un fondo de matenas
susceptibles de ser movido y de un mismo diámetro se puede observar un ligero movimiento de los
granos y después algunos empiezan a desplazarse; a esto se le denomina como inicio de movimiento
de una partícula.
4 5
I MOVIMIENTO NETO EN
I I
Representación esquemática del movimiento del sedimento
DlRECClON DE LA PROPAGACION DE LA OLA - FRENTE RIZO
ATRAS RIZO
U, P O S I T I V O
U, N E G A T I V O
Figura 10 Formación de vortices cerca del fondo, los cuales dan origen a los rizos
Cuando el material es fino se originan ondas de perfil asimetnco que generan un flujo turbulento cerca
del fondo que lo modifica singularmente; estas ondas (dunas) se orientan según el sentldo de la
comente (fig. 11)
Entre más grande sea la comente estas ondas desaparecen y posteriormente se tiene la presencla
nuevamente de ondas conocidas como antiguas antidunas.
Las etapas de iniclo de movimiento producldas por el oleaje son:
a).- Iniciación del movimiento de granos. Para dado valor de velocidad. llamada velocidad critica. bajo la
cual se producirá el movlmiento de la arena del fondo; normalmente puede asociarse al valor de la
velocidad critica de la profundidad critlca
b).- Movimiento general. En la etapa anterior sólo algunos granos han iniciado, el movimiento, en tanto
que en esta etapa prácticamente la totalidad de las particulas participan en el movimiento a base de
rodamientos. deslizamientos o saltos cortos.
c).- Formación de rizos. A medida que el movimlento se acentúa, el fondo empieza a deformarse
adquiriendo un aspecto undulatorio. Las caracteristicas de estas ondulaaones. longitud. y altura
dependen de cuan cerca esten las condiciones de flujo de la etapa anterior a la siguiente.
d).- Transporte masivo. Finalmente cuando la acción del oleaje en el sentido de propagación ha
alcanzado su efecto máximo, el movimiento en el fondo es un movimiento como un "tapete", es dear.
es un transporte masivo hacia la costa
E) - PERFILES DE EQUILIBRIO DE LA PLAYA DE SONTECOMAPAN.
El perfil de la playa está fuertemente influenciado por la acción del oleaje; en general los factores que
determinan la forma de la playa son: las propiedades del material tales como: densidad, resistencia a la
erosión, tamaño, forma de la partícula, condlciones de oleaje, comentes así como la geografía y
batimetría de la costa.
47
a r
Fuera de la zona de rompientes, la acción del oleaje usualmente causa un efecto menor en el transporte
de arena; este pequeño suministro de material a la barra compensa al depositado en la anteplaya; de
esta manera se mantiene el equilibrio de la barra. La erosión más allá de la barra es un proceso lento y
disperso, de tal forma que la pérdida de materlal en esta zona no tiene mayores consecuencias para la
estabilidad de una playa.
Generalmente se distinguen dos tipos clásico de perfiles de equilibrio que son' el perfil de verano o de
buen tiempo y el de invierno o de tormenta. Para su definicion es determinante la relación de esbeltez
de la ola. Así, por ejemplo; el perfil de verano se presenta para relaciones de esbeltez y = HolLo c O 025
y el de invierno para y = Ho/Lo > 0.025.
E.l).- EQUILIBRIO D I N h I C O TRANSVERSAL DE LA PLAYA.
Cuando las olas rompen, ya sea en rompientes progresivas o de colapso (los dos tipos de romplente
más comunes encontrados). su energía es disipada en gran parte por turbulenaa; los granos de arena
son arrancadas del fondo y puestos en suspension temporalmente por esta turbulencia.
Una porción de la masa de agua de la cresta de la ola se derrama enfrente de la costa en las capas
superiores de la zona de rompiente, transportando arena con ella; esta agua disipa su energía restante
por el efecto del lamido sobre la playa. Parte de esta agua producto del lamido regresa a el mar por
filtración, pero la mayoría lo hace por la superficie Aparte. debido a que el regreso del agua es menos
turbulento, una menor cantidad de arena se regresa hacia el exterior de la playa en comparación con la
que fue transportada hacía el exterior; la anteplaya por tanto, crece ligeramente durante éstas
condiciones de calma. El flujo de regreso del agua y arena continua a lo largo del fondo hacia la barra
en la zona exterior de la zona de romplentes completando de esta manera el circuito.
F).- CUANTIFICACI~N DEL TRANSPORTE LITORAL
En cuanto a la cuantificación del transporte litoral puede hacerse por tres diferentes rnétodos.a)Medición
directa; b) Fórmulas empíricas; c) La combinacibn de ambos.
49
F. l ) - MEDICIóN DIRECTA
- Espigones de prueba
- Trazadores, fluorescentes y10 radioactivos
- Fosas de prueba
Los espigones de prueba se construyen con el objeto de retener el transporte de sedimentos y así
poderlo medir físicamente mediante seccionamientos playeros.
LOS sedlmentos varían segun la batimetría y el oleaje, siendo la condición para garantizar el estudio que
la longitud del espigón rebase la línea de rompientes, para la mayor tormenta estimada del período de
estudio (el periodo será de al menos un año).
En términos generales el método de trazadores fluorescentes consiste en colorear arenas con pintura
fluorescente para colocarla en el lugar de estudio y seguir su trayectoria. Muy similar a este método es
el de trazadores radioactivos, sólo que la arena es marcada radioactivamente. Cabe señalar que es
requisito fundamental en ambas metodologías que el material sembrado tenga las mismas
caracteristicas que las del sitio de estudio (peso especifico. granulometria y densidad).
La utilización de la fosas de prueba es cuando se da a conocer el transporte a la zona exterior de la
playa, estableciendo las dimensiones de la fosa de antemano para poder cuantificar los depósitos. La
desventaja de este método es que representa el transporte en forma cuantitativa, pero no muestra
claramente su procedencia.
5 0
VIII.- APLICACIOP' ?El- MODELO
Hay una variedad de metodos matemáticos cuyo fin es el de calcular la velocidad critica. Estos métodos
que describen el fenómeno y que son mencionados a continuación.
1 .- MÉTODO DE LA VELOCIDAD CRITICA
a).- Formula de la teoría Lineal
U,= (gTH)/(2Lcosh92xd/d))
b): Formula de Maza-Garcia (1979)
c).- Formula de Goncharov
U,= log (8.8 d/d,)(0.571 8 g D,)'"
d).- Formula de Neil1 (1968)
U,= 1.414(d/D,)'" (0.571 g D,)"*
e).- Formula de Garde (1970)
U,=(0.5 log(d/D,)+1.63)(0.571 6 g DW)<"
Así que tomando la velocidad crítica de los sedimentos nosotros podemos saber lo que sucede en el
fondo; es decir cuando:
U, < U, Entonces no hay transporte de sedimentos.
U, = U, Entonces empieza el transporte de sedimentos
U, > U, Entonces hay transporte de sedimentos.
51
Ahora para saber cuando los sedimentos están estables y como consecuencia el inicio del fenómeno de
Ilcuefacción de lechos marinos.
Este fenómeno de licuefacción de lechos marinos se puede conocer con el Método de Nataraja y Gill.
De hecho este método es el que se utilizo para estimar la estabilidad de los sedimentos marinos y en
seguida se describe.
2.- MÉTODO DE NATARAJA Y GILL.
Es un procedimiento para analizar la estabilidad de los sedimentos marinos y la posibilidad de la
licuefacción de lechos marinos. Para conocer SI sobre estas condiciones se presentara un ciclo de
tensión cortante (T,) con el ciclo de fuerza cortante (Scz) donde:
S,, = 0.009 N, (os z)
N, = (1 - 2.25 log( RJl3,))N
N =0.00242(aS/a)* (R, + 7000)
T, = [(cf. H X z)/(cosh(2 x dlL))] exp (-2 x z/L)
Si la curva del ciclo de la fuerza cortante (Scz) se encuentra arriba de la curva de T~~ de todas las
profundidades (z),entonces la licuefacción no tiene lugar en un deposito de arena. Si en el otro caso,
para todas las profundidades SCz<~,, entonces el fenómeno de licuefacción es posible (licuefacción
posible).
Este modelo fue aplicado en la laguna de Sontecomapan en veracruz, México. En 5 diferentes puntos
los cuales están representados en la figura (3). La figura (15.a ) muestra los resultados del análisis
granulometrico que se le hizo a las muestras tomadas en los puntos señalados. Cabe señalar que las
tomas de muestras fueron tomadas en diferentes meses del año, y se llego a una toma de muestras
representativas de lo que ocurre durante todo el año.
El método de la velocidad critica fue aplicado en las condiciones ya dadas anteriormente. Donde los
resultados obtenidos se muestran en la tabla V.
5 2
Los siguientes datos fueron usados en el metodo de Nataraja-Gill:
T = 10 s.
H = 0.48 m.
L = 34.31 - 55 15 m
d = 1.20 - 3.10 m.
El ciclo de la tensión cortante y de la fuerza cortante estimados usando el procedimiento se presentan
en la figura (12.b).
TABLA V
4 0 1 7 O 24 1 628 3 26 O432 O 2 3 9 O 1 2 9 O242 O124
5 O20 O 2 9 1349 1 42 O642 O193 O113 O188 O111
5 3
LIMO AREA
GRAVA FINO MEDIANO A GRANDE
_ _ _ _ _ _ _ ~
U.S. MODELO DEL DIAMETRO DEL TAMIZ 1 O0
90
80
70
60
50
40
30 + Ejemplo 2
20 +- Ejemplo 4
10
O 0.01 o. 1 O
Diámetro de grano mm
Figura 12.a Curvas granulométricas de los 5 ejemplos analizados.
NOTACIONES.
Los siguientes símbolos fueron utilizados
fi = Peso especifico relativo del sedimento
6 =(a,-ow)/aw
C T ~ = Peso especifico de las partículas solidadas. en Kg./rn3.
ow = Peso especifico del agua, en Kg./m3
D, = D,, = Características de loa diámetros de los sedimentos, en m
T = Periodo de la Ola, en m.
L = Longitud de la Ola, en m.
H = Altura de la Ola, en m.
U, = Velocidad critlca de los sedimentos , en m/s.
U,, = Velocidad máxima, en m/s.
g = Aceleración gravitacional. en m/s2.
d = profundidad del agua, en m
z = Plantilla vista en suelo, en m.
S,,, = Ciclo o penodo de la tensión cortante, en Kg./m2.
zXz = Ciclo o periodo de la fuerza cortante. en Kg./m2.
N, = Resistencia de penetración, en golpefft.
R, = Presión efectiva vertical. Kg./m2.
13, = Constante = 4886.815 Kg./rn2.
5 6
IX.- DISCUSI~N
Los cuerpos de agua costeros tienen por lo general una concentración de nutrientes mucho más elevada
que el mar Una de las diferencias entre un ambiente oceánico y el lagunar, es que en éste último existe
suspensión continua de material sedimentado y una mineralización acelerada. La materia orgánica Varia
en el agua de mar desde cantidades minimas en mar abierto y en regiones profundas, a varios
mlligramos por litro en la zona costera y en donde las mayores concentraciones se ubican en el fondo
lodoso Por otra parte los nutrientes abundan en las zonas más profundas del océano y son traídos a la
superficie por movimientos de aguas verticales luego mezclados e inclusive dispersados por el viento,
dlferencia de densidad y rotación terrestre, entre otros.
Las causas que provocan el transporte de sedimentos en la costa de Scntecomapan son básicamente
las comentes y el oleaje; provocan esfuerzos cortantes sobre los sedimentos sólidos y hacen que sean
transportados en suspensión o por el fondo a distancias más o menos grandes y depositados en zonas
tranquilas.
Por eso hay que tomar en cuenta las posibles interacciones entre el fluido en movimiento y los
sedimentos del fondo sobre los que este actúa. Todo lo anterior es con respecto al ambiente océanico,
ahora bien , en cuanto a la Fluidificación de Lechos marino se puede observar que la naturaleza de esta
interacción es sumamente compleja y los movimientos de los sedimentos dependen de múltiples
parámetros como. gradientes de velocidades en el fluido, turbulencias, geometría del fondo, naturaleza
de los materiales. espesor del sedimento en movimiento, porosidad y cohesión de los depósitos y
características del fluido entre otras. Además, todos estos parámetros no son constantes en el tiempo y
el equilibrio final de los sedimentos no será más que una resultante de acciones hidrodinámicas. en las
que el fluido y sdido reaccionan uno sobre otro.
También se pudo observar que la presencia de fósforo y nitrógeno en aguas lagunares también
provlenen principalmente de los ríos, en donde el volumen que suministra depende fundamentalmente
del régimen pluviométrico de la región. encontrándose diferencias en las concentraciones de los
parámetros referidos. Los aportes fluviales arrastran consigo fósforo capturado por la lluvia en la
5 7
atmósfera, parte del cual es también de naturaleza orgánica, que al caer se une con los sedimentos que
están en el suelo y la cobertura vegetal incrementando así su concentración; así como también por
desechos agrícolas y urbanos. Por lo tanto los ecosistemas cerrados (lagunas y estuarios) son siempre
más ricos que el mar y las zonas costeras adyacentes ya que presentan una producción constante en la
capa sedimento-agua. Las diversas investigaciones realizadas indican la diferencia en la concentraaón
de nutrientes entre un sistema y otro, como también, la gran cantidad que en estuarios y lagunas se
incorporan por diversos procesos, lo que se presupone un aporte seguro hacia la zona costera por medlo
del efecto mareal. Para determinar la influencia de la marea sobre el sistema es necesario considerar
primero el tipo de marea ya que ésta tendrá un efecto diferente si es semidiuma. como ocurre en las
costas de Océano Pacifico; o bien, si es diuma como las que se presentan en las costas del Golfo de
México. No hay que olvidar que la influencia lunar juega un papel determinante pues la luna llena o
nueva Ocasiona que la amplitud de la marea se incremente. lo que genera una entrada mas vlgorosa.
Por el contrario, durante los cuartos menguantes y creciente dicha amplitud es menor. La amplitud es un
factor esencial para el intercambio de masas entre estos ecosistemas
La magnitud de la marea durante la entrada y la salida es diferente, exlstiendo en la primera una mayor
mezcla dentro del sistema es dear más acarreo de sedimentos en suspensión. Sin embargo al entrar la
marea la energía de ésta decrece no llegando, en algunos casos, a las partes más alejadas de su
comunicación con el mar.
El efecto que produce la marea sobre los sistemas estuario-lagunares es muy variado. desde un
aumento en la vanada de organismos hasta generar cambios en sus condiciones biológicas,
geomorfológicas y fisico-químicas. En lo que respecta a este trabajo se consideraron las siguientes:
temperatura, salinidad, oxigeno disuelto, clorofila y algunos compuestos fosfatados y nitrogenados.
sobre los cuales, el efecto de la marea para unos y otros es diferente
En cuanto al volumen desplazado por la marea en el ecosistema se observo que de un total de 20
muestreos (6 con marea semidiuma), 5 tuvieron mayor volumen desplazado durante el bajamar. De 14
con marea diuma, 9 representaron mayor volumen desplazado en la pleamar y en 6 el mayor volumen
s a
fue en la baja mar, notándose solo 3 donde el volumen fue sernejante.(ver tabla VI); donde se observa
la fase lunar durante la época de rnuestreo).También se obtuvo una gráfica en el sistema lagunar de
Sontecomapan (Veracruz) del 15 al 16 de abril de 1992.(ver fig.13).
LAGUNA DE SONTECOMAOPAN
Resultados fisico-químicos
Abril 1993
l5CO 1395 180 2.85 IC6 941 696 3430 540 269 PL
19CO 1522 O 5 9 278 224 1470 ------- 1758 625 280 BJ
Mar = Marea PL = Pleamar , BJ = Bajamar TH = pg-atR
5 9
r
Datos Calculados
FECHA DE VOL DESPLAZADO m EN LA B J R VOL TOT DE PROFUNDIDAD EM TOT APROX
MUESTREO AGUA APROX PROMEDIO (Has)
15-16 ABRIL DE BJ= O 15 1 9 9 6 " m3 1 5 0 891
1993 22273~ m3 PL= o 25
BJ: Balamar, PL= pleamar
TABLA VI
LAGUNA FASE LUNAR POR BAJAMAR VOL DESPLAZADO FECHA DE
MUESTREO PLEAMAR
SONTECOMAPAN L NUEVA o o 1516 ABRIL 1993
O = Menor volumen desplazado
6 = Mayor volumen desplazado
L. nueva = Luna nueva
61
x.- CONCLUSI~N
El método de velocidad critica y el de Naraja-Gill al ser aplicados en los puntos señalados nos dieron
resultados lógicos con lo observado en el lugar, esto nos muestra que el fenómeno de licuefacaón en
arenas es posible. Esto nos señala que este método para estimar el fenómeno de licuefacaón puede ser
utilizado para diferentes meses del atio en la laguna de Sontecomapan, ver. México.
En cuanto a el comportamiento de flujo de la marea, su influencla y la cantidad de material nutntlvo que
se aporta a la zona costera, varia por dia. estación y año, siendo difícil establecer una regla para tal
fenómeno. Sin embargo, en algunos aspectos se observa cierta similitud en su comportamiento. como la
importancia que tiene el tiempo de pleamar o bajamar, ya que esto determinará la intensidad de
"lavado" sobre el sistema: Aún cuando dicho tiempo varía dependiendo del tipo de marea y la epoca
estacional. pues el volumen de agua durante la salida, será mayor en la época de lluvias que en la
estación de estiaje y por lo tanto requlere de más tiempo.
Se observó que el mayor volumen desplazado sucede en las mareas semidiumas y durante la bajamar,
existiendo también variación en la rapidez de la pleamar y bajamar, y que esta determinada por las
condiciones medio ambientales.
Por otro lado, en el fenómeno mareal de un slstema se debe considerar priontariamente la forma de
comunicacion seguido del tipo de marea En comunicaciones geomorfológica diferentes y un tipo de
marea peculiar, es la forma de la boca lo que mayor importancla tiene.
De esta manera, la entrada de la marea a estos ecosistemas ongina habitats y zonas proplclas para una
gran vanedad de especies. así como también un enriquecimiento de nutnentes a la zona costera lo que
provoca un incremento en la biota acuática que se traduce en areas de pesca para la población humana.
6 2
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