Bir platform veya fosil kayalık plato , deniz terası veya paleoplatier olarak adlandırılır .
Bir kıyıdaki kuaterner evrimi , tektonik (çoğunlukla dikey) ve yerel koşullar (litoloji, gelgit aralığı) üzerine bindirilmiş östatizm arasındaki etkileşimin morfolojik sonucudur .
Kaydedilen formlar, bu iki parametrenin ve bunların olası kombinasyonlarının bir yansımasıdır, nispeten karmaşıktır ve bu nedenle çoğu uygarlığı etkilemiştir. Avustralya Aborjinlerinin Dreamtime'ında Holosen ihlalinden açıkça bahsedilirken, İncil'deki sel, Avrupa ve Akdeniz kıyılarındaki fosil kıyılarının varlığını açıklamaya hizmet etti.
Paleo-kıyı şeritleri morfolojik olarak “deniz terasları”, kıyı çentikleri, bazı durumlarda Pleistosen veya Holosen yaşlı kıyı barları şeklinde kaydedilir. Bu morfolojiler bazen izole olarak karşılaşılır, ancak çoğunlukla tortul çökeltileri içerebilen veya içermeyen paleomorfoloji dizileri şeklinde bulunur.
Bu nedenle, belirli bölümlerde kıyı veya kıyı morfolojilerinin dizilerinin doğuşu, ancak yakın zamanda açıklanmıştır. Bu teraslar da bazen ifadeleri olan buzul sonrası ribaund ve “salınım deniz seviyesinden ” .
Tektonik hareketin ardından morfolojik diziler ya ortaya çıkar (yükselme durumunda) ya da batırılır (çökme durumunda). İkinci durumda, gözlem yapmak zorlaşır ve bu morfolojiler bilimsel literatürde çok az açıklanır.
Aşındırma platformu, sahili oluşturan ana kayaya dalgalarla oyulmuş, denize doğru hafifçe eğimli bir yüzeydir. Ön kıyının tepesinde, aşağı yukarı belirgin bir kıyı kayalığı olan bir yamaçla biter. Bazen uçurumun eteği olarak adlandırılan yamaçtaki bu kırılma , denizin 0 seviyesini gerçekleştirir.
Morfolojik düzeyde, uçurumun ayağı, az ya da çok gelişmiş bir platformun tepesinde bir çentik, bir çentik, eğimde bir kırılma olabilir.
Deniz terasları fosil aşındırma platformlarıdır. Bazen izole halde bulunurlar, ancak çoğu zaman sekanslar şeklinde bulunurlar. Bir dizi, kıyı yükselmelerini veya Kuaterner östatik varyasyonlarını ölçmeyi mümkün kılan, az ya da çok aralıklı bir uçurumun art arda ayaklarına asimile edilebilir.
Bu teraslar ve çentikler, farklı işlem türlerinin ve bunların olası kombinasyonlarının sonucu olabilir:
İster tektonik ister östatik düzeyde olsun, mevcut seviye 0 ile yüksek deniz seviyelerinin (buzullararası aşamalar) fazlarının 0 paleo seviyelerinin karşılaştırılması, kaydedilen olayların (yüksek deniz seviyesi, yükselme).
Belirli bir kıyı morfolojisi (kıyı çentiği, teras) için irtifa ve östatizm arasındaki temel denklemi hatırlayalım:
V = (Ee) / Aİle
E = sıfır paleo seviyesinin mevcut yüksekliği. Paleo-deniz seviyesi 0'ı belirlemek için yaygın olarak iki yöntem kullanılır: gelgit arası bölgedeki sahil birikintilerini veya birikintilerini tanıyarak veya kesin morfolojik kanıtlar kullanarak: uçurum ayakları, kıyı çentiği.
e = Morfolojinin oluşumundan sorumlu olan sıfır paleo seviyesinin "östatik" rakımı (mevcut deniz seviyesine göre)
A = deniz terasının oluşumundan sorumlu yüksek deniz seviyesinin yaşı.
İki bilinmeyenli bu denklem ( V ve e ) birini diğerini bilerek belirlemeyi mümkün kılar. Yükseltme oranları, mm / yıl veya m / ka cinsinden V'dir.
Tarzın (kayalık, kumlu) ve kıyı dinamiklerinin (çökme, yükselme) tanınması, kıyı kesiminin herhangi bir morfo-tektonik çalışmasının temel aşamasıdır. Yerel düzeyde, enlem (buzul-östatik geri tepme), gelgitlerin yoğunluğu ve periyodikliği, kıyı litolojisi, yükselmenin ana yönleri, "istisnai" olayların etkisi (El Niño, tsunamiler) bunlardan bazılarıdır. sıfır seviye kayıt tarzını kontrol eden birçok faktörden biri.
Morfolojilerin mevcut yüksekliği, sahada belirlenecek en önemli parametredir.
Bu morfolojiler az çok iyi korunmuştur ve hatta birkaç on binlerce yıl içinde erozyonla tamamen silinebilir.
Benzer şekilde, rakım ölçülürken, çok sayıda olası hata kaynağı (örneğin dikkate alınan sıfır seviyesindeki ekipmandan dolayı) dikkate alınmalıdır.
Uçurumların ayaklarının yüksekliğindeki maksimum hata payları, genellikle kartografik hata sınırlarına karşılık gelir (uçurumun tabanına erişilemez veya tahrip edilmiş). Minimum hata payları seviyeleme ile elde edilir. Kıyıya yakın ve alçak irtifadaki morfolojiler için 10 cm hassasiyete ulaşıyoruz .
Östatizm ve tektonik arasındaki ilişkiyi deşifre etmek için iki tür terim vardır. İlki bölgesel düzeyde (rakım) belirlenirken, ikincisi küresel düzeyde bilinmekte ve bu nedenle literatürden alınmıştır (östatizm, yaş). Bu iki ölçek arasındaki etkileşimler birbirine yakındır. Bir paleo-kıyı şeridinin rakımı, mevcut bir referans seviyesine (çalışma alanındaki gelgit göstergelerinin seviye 0'ı) kalibre edilmelidir, tarihler tarafından sağlanan yaşlar ise IS'nin yaşları ile gizli bir şekilde ilişkilidir. paleo-yüksek Pleistosen deniz seviyeleri, kısmen küresel olarak belirlenir ve geoidin olası yerel varyasyonlarını ( Holosen'de ) hesaba katmaz .
Kesin partner Pleistosen ve Holosen kıyı mevduat gözlenen morfolojileri yorumlanmasını sağlar.
Aşağıdaki yöntemler yaygın olarak kullanılmaktadır: Karbon 14 , amino asitlerin rasemizasyonu, U / Th, lüminesans : termolüminesans veya kızılötesi (IRSL) ile optik olarak uyarılan ve tefrokronoloji.
Tektono-östatik Pleistosen terasları söz konusu olduğunda, yükselme oranının hesaplanmasında kullanılan yaşın doğrudan tarihleme ile elde edilen bir yaş olmadığını, aşınmadan sorumlu yüksek deniz seviyesi ile ilişkili izotopik aşamanın (MIS) yaşı olduğunu unutmayın. terasın. Bu yaş genellikle uçurumun eteğine yakın çekilirse doğrudan teras malzemesinden elde edilen yaşa yakındır. İzotopik evrenin yaşı A, 1) yörünge dışı parametrelerin değişimi ile üretilen maksimum güneşlenme yaşına karşılık gelen astronomik bir yaş 2) veya radyometrik verilerin sentezlerinden kaynaklanan ortalama bir yaş olabilir.
Artışın nicelendirilmesi, özellikle kökeni hakkında bazı cevaplar vermeyi ve dolayısıyla jeodinamik parametreleri daha iyi sınırlamayı mümkün kılar: dalgalanma yitimi, pasif doğrultu kayma sınırı, Pasifik'in kuzeybatı köşesindeki levha sınırı.
Her bir deniz terasları dizisi, deformasyonun modaliteleriyle doğrudan ilişkili olan belirli bir stile (teras sayısı, uçurumun ayakları arasındaki boşluk) sahiptir. Bu nedenle, belirli teraslar , çökeltilerinin doğrudan tarihlendirilmesiyle izotopik aşamalarla ilişkilendirilmişse, bir dizi terasın tamamını morfo-stratigrafik olarak tarihlemek mümkündür .
Örneğin, buzullar arası son MIS'e ( Holosen ) bağlı deniz teraslarının üstünlüğünü ve karmaşıklığını not ediyoruz . 5, MIS 9 ve redüksiyonda, izotopik aşama 7'ye bağlı terasların yokluğuna bakın.
Son buzullararası dönem 134-75ka'dan uzanır ve geniş anlamda Eémien adı verilen izotopik evre 5'e karşılık gelir . Bu buzullararası dönem, 3 görece yüksek deniz seviyesi (5a, 5c, 5e) yaşamıştır. Bu buzullararası dönemin maksimumu, tam anlamıyla Eemian adı verilen 5. izotopik alt bölümdür. Mağrip'te Ouljien, Akdeniz Avrupa'sında Tiren, Amerika Birleşik Devletleri'nde Sangamonien ve hatta Alaska'daki Pelukien ile aynı 5. aşamayı çeşitli yerel isimler belirler. MISS5e'nin yaşı, 134 ile 113ka arasında olarak 02 olarak belirlendi.
Kaydedilen teras dizileri genellikle karmaşıktır: Basamaklı dizinin genel görünümü kısmen Pleistosen'in sonundaki östatik değişikliklere, ancak her şeyden önce söz konusu alanın yükselme hızına bağlıdır.
Temel fikir şu şekilde özetlenebilir: Bir sahil ne kadar hızlı yükselirse, deniz teraslarının seviyeleri o kadar fazla kaydedilir. Gerçekten de, güçlü bir yükselme, yüksek deniz seviyelerinin izlerini daha sonraki östatik salınımlardan çok hızlı bir şekilde koruyacaktır.
Bull (1985), yükselme hızının bir fonksiyonu olarak sahilin bir kısmı boyunca deniz teraslarının yükseklik dağılımlarını karşılaştırdı. Daha yakın zamanlarda, 26 buzullararası döngü için 0.11 mm / yıl ile 0.74 mm / yıl arasındaki yükselme hızları için aynı karşılaştırmayı yapmak ve östatik dalgalanmaların genliği ve paranın doğasını hesaba katmak için matematiksel modeller oluşturulmuş ve kullanılmıştır.
Öyle görünüyor :
Örneğin, 0.3 mm / yıl yükselme hızıyla, son buzullararası aşamaya (SI 5e) bağlı deniz terasları yaklaşık 45 m () yüksekliğe kadar yükseltilir. Çevreleyen alanın niteliğine bağlı olarak, son buzullararası maksimuma karşılık gelen terasın altında bir, iki teras görülebilir veya hiç görülemeyebilir. Daha hızlı yükselme oranıyla (örn. 0,8 mm / yıl) SI 5e ile ilişkilendirilen deniz terasları, deniz seviyesinden yaklaşık 100 metre yüksekliğe yükseltilebilir Bu durumda, 5 terasa kadar bir dizi kaydedilebilir. Çok hızlı yükselmeler durumunda (> 1 mm / yıl), SI 3 ile ilgili deniz terasları (bir ara kat olarak kabul edilir, çünkü gerçekten bir buzullararası döneme karşılık gelmez) açık havada bulunabilir. Bu fenomen, belirli yükselen kıyılarda olağanüstü geniş deniz teraslarının oluşturulmasına izin verir. Ancak, bu son derece geniş deniz terasları şu şekilde de oluşturulabilir: Uçurum ayaklarının yükseklikleri çok yakın olan, yani üst terasın uzak kenarı ile denizin ayağı arasındaki yükseklik farkının olduğu iki platform hayal edin. alt terasın uçurum alçaktır (<10m). Hava erozyonu veya kıtasal tortular, topografyadaki bu sıçramayı düzleştirebilir veya maskeleyebilir. Bu durumda, sadece ayrıntılı bir çalışma, iki deniz terasının ortasındaki uçurumun eteğinin varlığını tespit edebilir. Bu katman, elbette yükselme hızıyla bağlantılıdır, aynı zamanda deniz teraslarının oluşumundan sorumlu buzullararası fazların deniz seviyeleri arasındaki göreceli farklılıklarla da bağlantılıdır. Zayıf ila orta yükselmenin olduğu kıyılarda (<0,5 mm / yıl) terasların daha yeni platformlar tarafından yeniden işgal edilmesi sıktır. Ve daha özel olarak SI 5e ve 7 ile ilgili yüksek seviyeler için, bir sonraki yüksek seviye tarafından yeniden işgal yaygın olarak gözlemlenir.
Dolayısıyla, Kuvaterner seviyesinde yükselme oranı, kıyı morfogenezini koşullandıran parametrelerden biridir. Bununla birlikte, diğer parametrelerin ve özellikle litolojinin rolü küçümsenmemelidir.
Bölgesel düzeyde (on ila yüz km), belirli bir bölgede, kıyı şeritlerinin art arda gelmesi, bu bölgenin ayaklanmasının tarihini belirlemeyi mümkün kılar. Yukarıdaki denklemi, her terasın yaşını tarihlendirerek veya tahmin ederek uçurumun her ayağına uygulamak yeterlidir. Böylece, yükselme hızının kesin bir miktarını (bir mm / yılın en yakın onda birine kadar) değil, aynı zamanda bu yükselme oranındaki bir buzullararası aşamadan diğerine değişimler hakkında çok doğru bir fikir elde ederiz. Bu yükselme oranı, daha sonra, tarihsiz deniz teraslarını mutlak bir şekilde kronostratigrafik olarak tarihlendirmek için tahmin edilebilir (sabit yükselme varsayılarak). Bu ölçekte deniz terasları, yerel jeodinamik bağlama göre ele alınan bölgelerin tektonik ve jeomorfolojik evrimini çok kesin bir şekilde karakterize etmeyi mümkün kılar (Örneğin, deniz terasları yeni oluşturduğu için hidrografik ağın gelişimini incelemek mümkündür. denizden kazanılan bölgeler.
Nihayetinde, deniz teraslarının dizileri, burada gösterge niteliğinde bir metrik nicelemeyi önerdiğimiz üç farklı ölçekte tektonik bilgi sağlar. Bu ölçekler örtüşüyor. Yerel düzeyde (km başına m), uçurumun aynı ayağı boyunca gözlenen irtifa değişimi, deniz jeoidindeki bir varyasyonla açıklanamaz. Rakımdaki bu değişikliğin sebebi
Deniz teraslarının varlığı genellikle sürekli olmadığından (örneğin, nokta ve pelerinlerde tercihli mevcudiyet), deniz teraslarının bulunduğu her bölge için yükselme hızları belirlenmelidir. Bu yükselme oranlarının karşılaştırılması, kıyı şeridinin geniş bölümleri için kıyı yükselme oranlarının sektör bazında haritalanmasını mümkün kılar. Bazı çalışmalar (Ekvador - Peru, Arjantin, Brezilya, Baja California) birkaç yüz hatta binlerce km'yi aşan teraslar ile ilgilidir (Franca Barreto ve diğerleri, 2002; Ortlieb ve diğerleri, 1996a ve b; Pedoja ve diğerleri, 2006a) ve b; Rostami ve diğerleri, 2000; Saillard ve diğerleri, 2009 ve 2011; Regard ve diğerleri, 2010).
Östatik seviyede ( e ), deniz teraslarının dizileri, platformların aşınması, kıyı çentikleri, bazı kıyı birikintileri (inşa edilen teraslar), eklenmiş biyolojik organizmalar (FBI), yüksek deniz seviyelerinin genliğini ve süresini ölçmek için mükemmel araçlardır. Şu anda, çabalar daha spesifik olarak, 1) en son buzullararası (MIS 5e) ve Orta Holosen (orta holosen tepe) seviyelerinin bin hatta yüz yıllık bir çözünürlükle tanımlanmasına odaklanmıştır. ikinci durumda. Genel olarak, Nispi Deniz Seviyesindeki farklılıklar aşağıdaki kombinasyonlardan kaynaklanır:
Böylece, suyun buz şeklinde depolanmasına karşılık gelen buzul-östaziyi, kabuk hareketleri ve jeoidal östazinin bir sonucu olarak okyanus havzalarının hacmindeki değişikliklere karşılık gelen tektono-östaziyi ayırıyoruz.
Jeoidal düzeyde, örneğin, dünyanın dönmesi nedeniyle, kutuplardaki su kütlelerinin düzleştiğini ve Ekvator'da ortalama 180 m'lik bir farkla bir çıkıntı olduğunu gözlemliyoruz. İzostaz, buz kütlelerindeki değişikliklere yanıt olarak dünyanın şeklindeki ve manyetik alanındaki değişiklik sürecidir. Buzul-izostaz (örneğin buzul sonrası yükselme) ve hidro-izostaz (okyanus tabanının su kütlesinin altında yer değiştirmeden kaynaklanan çökmesi) arasında bir ayrım yapılır. Bu parametrelerin birleşimi, deniz seviyesinin ne zaman ne de uzayda sabit olmadığı anlamına gelir. Şu anda dünya, Orta ve Üst Holosen boyunca deniz seviyesindeki östatik varyasyonlarla ilgili farklı davranışlara sahip beş bölgeye ayrılmıştır.
Bu parametrelerin birleşimi, deniz seviyesinin ne zaman ne de uzayda sabit olmadığı anlamına gelir . Şu anda dünya, Orta ve Üst Holosen boyunca deniz seviyesindeki östatik varyasyonlarla ilgili farklı davranışlara sahip beş bölgeye ayrılmıştır.
Fransa'da kıyı morfogeneziyle en çok ilgilenen laboratuvar , Caen Basse-Normandie Üniversitesi'ndeki M2C ekibi .