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Un obstáculo expuesto a la corriente puede ser considerado el agente para iniciar procesos erosivos y depositacionales. Los procesos de remoción de materiales ocurren por acción de los agentes de forzamiento hidrodinámico, como son las corrientes y las olas. Esta erosión comienza debido a la existencia de objetos naturales y/o artificiales en el lecho marino o por la migración o cambio morfológico que sufren las distintas geoformas que se generan naturalmente. Por lo tanto, la presencia de estructuras en el fondo puede conducir a la erosión del material sedimentario en torno a las mismas y, consecuentemente, a la acción de procesos de degradación, los que darán lugar a la formación de diferentes marcas de erosión. Algunos investigadores consideran que el elemento clave en el proceso de erosión en torno a obstáculos es la formación de vórtices debido al encuentro entre el flujo de agua entrante y la obstrucción, que provoca la degradación de una importante cantidad de sedimento en la vecindad del mismo. Si bien, estudios relacionados con la socavación en torno a rocas que sobreyacen el fondo pueden ser pocos, en relación a aquellos que tratan sobre estructuras emplazadas por el hombre (pilares, escolleras, oleoductos, etc), la mayoría de los principios físicos que se manifiestan son los mismos. Así, el flujo de agua se ve forzado a desviarse por la presencia de estas elevaciones y el sedimento que rodea es preferentemente removido cerca de ellos por erosión. Por lo tanto, sobre la base de esta información, se describen, a modo preliminar, los resultados de un estudio llevado a cabo en una depresión submarina confinada entre dos altos topográficos. Estos se localizan en el sector interno del canal Cabeza de Buey (Fig. 1), que integra la red de drenaje mesomareal del estuario de Bahía Blanca (Pcia de Bs. As). El análisis realizado hasta el momento permite evaluar como son afectadas las características hidrográficas por la presencia de estos altos topográficos y el pozo asociado, tanto en sus inmediaciones como en otros sectores. El trabajo fue realizado mediante la combinación de datos acústicos como batimetría, geofísica y corrientes. Estas últimas se llevaron a cabo con un equipo RDI Workhorse-600 kHz ADCP, realizando perfiles transversales al canal estudiado. El canal Cabeza de Buey forma parte de un sistema interconectado de canales de marea formados por cauces de diferentes tamaños que constituyen la fisiografía regional del estuario. Estos son ambientes altamente dinámicos, con gran diversidad espacial y temporal del flujo de agua. La mayoría de los canales están constituidos por un basamento rocoso acústico-estratigráfico sobre el cual yacen los materiales holocenos presentes en la región costero-marina. Ocasionalmente, la mencionada roca queda expuesta en el fondo marino, alternando con sedimentos más modernos que sobreyacen a la misma. El afloramiento del material rocoso forma altos topográficos que interactúan con las corrientes de marea, creando perturbaciones locales y dando origen a formas erosivas. Las corrientes bidireccionales fluyen de NO a SE en el canal Cabeza de Buey, siendo esta la principal influencia hidrosedimentológica. El afloramiento estudiado se conforma por dos altos topográficos que se presentan separados por una depresión, adquiriendo en su conjunto una forma en "U" o de herradura, con ambas ramas orientadas prácticamente perpendicular a la orilla sur del canal. La depresión es una empinada hendidura excavada a una profundidad máxima de 7 m. Los altos topográficos que afloran a ambos lados del pozo tienen un relieve de 2 m. Las dimensiones del hoyo, en planta, oscilan entre 450 m y 600m. El material sedimentario que constituye la roca aflorante corresponde a una limolita con proporciones variables de arcilla y arena fina. En general, se presenta compactada y con cementación calcárea, asociándose a un ambiente fluvial desarrollado previamente a la ingresión marina holocena. El techo de esta sedimentita conforma una superficie de discontinuidad erosiva, la cual se halla aflorando directamente en el fondo o bien subyace a los sedimentos marinos más modernos. La caracterización del campo de flujo de agua, en toda el área considerada, muestra que durante la marea creciente, la velocidad de la corriente es inestable y no uniforme. En dirección transversal al canal, se observan fluctuaciones de pequeña escala, formadas por una sucesión de movimientos del flujo de agua con trayectorias hacia arriba y abajo. Este patrón se repitió durante todo el periodo de flujo. Por el contrario, durante el reflujo la corriente es más estable y uniforme, no observándose el desarrollo de fluctuaciones. Sin embargo, en el sector del pozo el aumento de profundidad indujo a una reversión local del flujo de agua, sobre la parte más profunda de la geoforma, con la consecuente formación de vórtices. A medida que la marea de bajante transcurre, estos vórtices van abarcando toda la columna de agua hasta alcanzar la superficie cuando la corriente tiene la máxima velocidad. En esos momentos, puede observarse la formación de los remolinos directamente en la superficie del agua. En general, el análisis del campo de la corriente promediada en profundidad, a lo largo del ciclo de marea medido, mostro que durante la creciente, a medida que el flujo de agua se acerca al pozo, la velocidad de la corriente se acelera alcanzando valores altos cuando atraviesa el alto topográfico (Fig. 2a). En este punto se advierte una convergencia de vectores, la cual se mantiene una vez que la corriente entra al pozo. Aquí, el flujo de agua se desacelera debido a la expansión de la profundidad, observándose una disminución en los vectores medios de velocidad. Una vez que la corriente deja el pozo y transita la parte del segundo alto topográfico, el flujo comienza a acelerarse nuevamente, advirtiéndose también una convergencia de los vectores. Luego la corriente se encauza hacia el sector más profundo del canal en dirección al interior del mismo. Por el contrario, durante la bajante, los vectores velocidad tienden a concentrarse hacia el interior del pozo, donde se advierte una marcada disminución de la velocidad (Fig. 2b), producto de la turbulencia generada en la parte más profunda de la geoforma. Cuando el flujo de agua atraviesa el alto topográfico, la velocidad vuelve a aumentar nuevamente, insinuándose al mismo tiempo una pequeña divergencia de los vectores medios. La interacción entre las corrientes de marea y el afloramiento rocoso modifica las condiciones hidrodinámicas locales, generando un modelo de circulación tridimensional que regula la distribución del sedimento y el efecto erosivo modelador de la geoforma.