Una playa elevada , una terraza costera [1] o una costa encaramada es una superficie de origen marino relativamente plana, horizontal o ligeramente inclinada, [2] principalmente una plataforma de abrasión antigua que se ha levantado de la esfera de actividad de las olas (a veces llamada " huella"). Por lo tanto, se encuentra por encima o por debajo del nivel actual del mar , según el momento de su formación. [3] [4] Está delimitado por una pendiente ascendente más pronunciada en el lado de la tierra y una pendiente descendente más pronunciada en el lado del mar [2] (a veces llamada "subida"). Debido a su forma generalmente plana, se usa a menudo para estructuras antropogénicas como asentamientos e infraestructura.. [3]
Una playa elevada es un relieve costero emergente . Las playas elevadas y las terrazas marinas son playas o plataformas cortadas por olas que se elevan por encima de la costa por una caída relativa del nivel del mar . [5]
En todo el mundo, una combinación de levantamiento costero tectónico y fluctuaciones del nivel del mar en el Cuaternario ha dado como resultado la formación de secuencias de terrazas marinas, la mayoría de las cuales se formaron durante alturas interglaciares separadas que pueden correlacionarse con etapas de isótopos marinos (MIS). [6]
Una terraza marina comúnmente conserva un ángulo de la costa o borde interior, la inflexión de la pendiente entre la plataforma de abrasión marina y el acantilado marino paleo asociado. El ángulo de la línea de costa representa la línea de costa máxima de una transgresión y, por lo tanto, un nivel paleo-mar.
Morfología
La plataforma de una terraza marina generalmente tiene un gradiente entre 1 ° y 5 ° dependiendo del rango de marea anterior con, comúnmente, un perfil lineal a cóncavo. El ancho es bastante variable, alcanzando hasta 1000 metros (3300 pies), y parece diferir entre los hemisferios norte y sur . [9] Los acantilados que delimitan la plataforma pueden variar en pendiente dependiendo de los roles relativos de los procesos marinos y subaéreos . [10] En la intersección de la antigua plataforma de la costa (corte de ola / abrasión) y la cara del acantilado ascendente, la plataforma comúnmente conserva un ángulo de la línea de costa o borde interior (muesca) que indica la ubicación de la costa en el momento de máxima mar. ingresión y, por tanto, un paleo- nivel del mar . [11] Las plataformas subhorizontales generalmente terminan en un acantilado de marea baja, y se cree que la ocurrencia de estas plataformas depende de la actividad de las mareas. [10] Las terrazas marinas pueden extenderse por varias decenas de kilómetros paralelas a la costa . [3]
Las terrazas más antiguas están cubiertas por materiales marinos y / o aluviales o coluviales , mientras que los niveles superiores de las terrazas suelen estar menos bien conservados. [12] Si bien las terrazas marinas en áreas de tasas de elevación relativamente rápidas (> 1 mm / año) a menudo pueden correlacionarse con períodos o etapas interglaciares individuales , aquellas en áreas de tasas de elevación más lentas pueden tener un origen policíclico con etapas de retorno del nivel del mar siguientes períodos de exposición a la intemperie . [2]
Las terrazas marinas pueden estar cubiertas por una amplia variedad de suelos con historias complejas y diferentes edades. En áreas protegidas, se pueden encontrar materiales parentales arenosos alóctonos de los depósitos de tsunamis . Los tipos de suelo comunes que se encuentran en las terrazas marinas incluyen planosoles y solonetz . [13]
Formación
En la actualidad, se cree ampliamente que las terrazas marinas se forman durante los altos separados de las etapas interglaciares correlacionadas con las etapas de isótopos marinos (MIS). [14] [15] [16] [17] [18]
Causas
La formación de terrazas marinas está controlada por cambios en las condiciones ambientales y por la actividad tectónica durante los últimos tiempos geológicos . Los cambios en las condiciones climáticas han provocado oscilaciones eustáticas del nivel del mar y movimientos isostáticos de la corteza terrestre , especialmente con los cambios entre los períodos glacial e interglacial .
Los procesos de eustasia conducen a fluctuaciones glacioeustáticas del nivel del mar debido a cambios en el volumen de agua en los océanos y, por lo tanto, a regresiones y transgresiones de la costa. En momentos de máxima extensión glacial durante el último período glacial , el nivel del mar era aproximadamente 100 metros (330 pies) más bajo en comparación con el actual. Los cambios eustáticos del nivel del mar también pueden ser causados por cambios en el volumen vacío de los océanos, ya sea por sedimento-eustasia o tectono-eustasia. [19]
Los procesos de isostasia implican el levantamiento de costras continentales junto con sus costas. Hoy en día, el proceso de ajuste isostático glacial se aplica principalmente a las áreas glaciares del Pleistoceno . [19] En Escandinavia , por ejemplo, la tasa actual de elevación alcanza hasta 10 milímetros (0,39 pulgadas) / año. [20]
En general, las terrazas marinas eustáticas se formaron durante alturas separadas del nivel del mar de las etapas interglaciares [19] [21] y pueden correlacionarse con las etapas isotópicas de oxígeno marino (MIS) . [22] [23] Las terrazas marinas glacioisostáticas se crearon principalmente durante las paradas de la elevación isostática. [19] Cuando la eustasia era el factor principal para la formación de terrazas marinas, las fluctuaciones derivadas del nivel del mar pueden indicar cambios climáticos anteriores . Esta conclusión debe tratarse con cuidado, ya que los ajustes isostáticos y las actividades tectónicas pueden compensarse excesivamente con un aumento eustático del nivel del mar. Por lo tanto, en áreas de influencias tanto eustáticas como isostáticas o tectónicas , el curso de la curva del nivel relativo del mar puede ser complicado. [24] Por lo tanto, la mayoría de las secuencias de terrazas marinas de hoy se formaron por una combinación de levantamiento costero tectónico y fluctuaciones del nivel del mar en el Cuaternario .
Los levantamientos tectónicos espasmódicos también pueden conducir a escalones marcados en las terrazas, mientras que los cambios suaves relativos del nivel del mar pueden no dar como resultado terrazas obvias, y sus formaciones a menudo no se denominan terrazas marinas. [11]
Procesos
Las terrazas marinas a menudo son el resultado de la erosión marina a lo largo de las líneas costeras rocosas [2] en las regiones templadas debido al ataque de las olas y los sedimentos transportados por las olas. La erosión también tiene lugar en relación con la meteorización y la cavitación . La velocidad de la erosión depende en gran medida del material del litoral (dureza de la roca [10] ), la batimetría y las propiedades del lecho rocoso , y puede oscilar entre unos pocos milímetros por año para las rocas graníticas y más de 10 metros (33 pies) por año. año para eyecciones volcánicas . [10] [25] El retroceso del acantilado genera una plataforma costera (cortada por ola / abrasión) a través del proceso de abrasión . Un cambio relativo del nivel del mar conduce a regresiones o transgresiones y eventualmente forma otra terraza (terraza de corte marino) a una altitud diferente, mientras que las muescas en la cara del acantilado indican paradas cortas. [25]
Se cree que el gradiente de la terraza aumenta con la amplitud de las mareas y disminuye con la resistencia de las rocas. Además, la relación entre el ancho de la terraza y la resistencia de la roca es inversa, y las tasas más altas de levantamiento y hundimiento, así como una mayor pendiente del interior, aumentan el número de terrazas formadas durante un cierto tiempo. [26]
Además, las plataformas costeras están formadas por denudación y las terrazas construidas por el mar surgen de acumulaciones de materiales removidos por la erosión costera . [2] Por lo tanto, una terraza marina puede formarse tanto por erosión como por acumulación. Sin embargo, existe un debate en curso sobre el papel de la erosión de las olas y la meteorización en la formación de plataformas costeras . [10]
Los arrecifes de coral o los arrecifes de coral elevados son otro tipo de terraza marina que se encuentra en las regiones intertropicales. Son el resultado de la actividad biológica, el avance de la costa y la acumulación de materiales arrecifales . [2]
Si bien una secuencia de terraza puede remontarse a cientos de miles de años, su degradación es un proceso bastante rápido. Por un lado, una trasgresión más profunda de los acantilados hacia la costa puede destruir por completo las terrazas anteriores; por otro lado, las terrazas más antiguas pueden estar deterioradas [25] o cubiertas por depósitos, coluvias o abanicos aluviales . [3] La erosión y el desgaste de las laderas causadas por arroyos incisivos juegan otro papel importante en este proceso de degradación. [25]
Historia del nivel del mar y la tierra
El desplazamiento total de la costa en relación con la edad de la etapa interglaciar asociada permite el cálculo de una tasa de elevación media o el cálculo del nivel eustático en un momento particular si se conoce la elevación.
Para estimar la elevación vertical, la posición eustática de los niveles del mar paleo considerados en relación con el actual debe conocerse con la mayor precisión posible. Nuestra cronología se basa principalmente en la datación relativa basada en criterios geomorfológicos, pero en todos los casos asociamos el ángulo costero de las terrazas marinas con edades numéricas. La terraza mejor representada a nivel mundial es la correlacionada con el último máximo interglacial (MISS 5e) (Hearty y Kindler, 1995; Johnson y Libbey, 1997, Pedoja et al., 2006 a, [27] b, [28] c [ 29] ). La edad de MISS 5e se fija arbitrariamente en un rango de 130 a 116 ka (Kukla et al., 2002 [30] ) pero se ha demostrado que varía de 134 a 113 ka en Hawai y Barbados (Muhs et al., 2002) con un pico de 128 a 116 ka en costas tectónicamente estables (Muhs, 2002). Las terrazas marinas más antiguas bien representadas en secuencias mundiales son las relacionadas con MIS 9 (~ 303–339 ka) y 11 (~ 362–423 ka) (Imbrie et al., 1984 [31] ). Las compilaciones muestran que el nivel del mar fue 3 ± 3 metros más alto durante MISS 5e, MIS 9 y 11 que durante el actual y -1 ± 1 m al actual durante MIS 7 (Hearty y Kindler, 1995, [32] Zazo, 1999 [33] ). En consecuencia, las terrazas marinas de MIS 7 (~ 180-240 ka; Imbrie et al., 1984) son menos pronunciadas y en ocasiones están ausentes (Zazo, 1999). Cuando las elevaciones de estas terrazas son más altas que las incertidumbres en el nivel del mar paleoeustático mencionadas para el Holoceno y el Pleistoceno tardío, estas incertidumbres no tienen ningún efecto sobre la interpretación general.
La secuencia también puede ocurrir donde la acumulación de capas de hielo han deprimido la tierra de modo que cuando las capas de hielo se derriten, la tierra se reajusta con el tiempo, elevando así la altura de las playas (rebote glacio-isostático) y en lugares donde ocurre un levantamiento cosísmico. En el último caso, la terraza no está correlacionada con el nivel del mar, incluso si las terrazas cosísmicas son conocidas solo para el Holoceno.
Mapeo y topografía
Para interpretaciones exactas de la morfología, se aplican dataciones extensivas, topografía y mapeo de terrazas marinas. Esto incluye interpretación fotográfica aérea estereoscópica (aprox. 1: 10.000 - 25.000 [11] ), inspecciones in situ con mapas topográficos (aprox. 1: 10.000) y análisis de material erosionado y acumulado. Además, la altitud exacta se puede determinar con un barómetro aneroide o preferiblemente con un instrumento de nivelación montado en un trípode. Debe medirse con una precisión de 1 cm (0,39 pulgadas) y aproximadamente cada 50 a 100 metros (160 a 330 pies), según la topografía. En áreas remotas se pueden aplicar las técnicas de fotogrametría y taqueometría . [24]
Correlación y datación
Se pueden utilizar y combinar diferentes métodos de datación y correlación de terrazas marinas.
Citas correlacionales
El enfoque morfoestratigráfico se centra especialmente en regiones de regresión marina en la altitud como el criterio más importante para distinguir líneas costeras de diferentes edades. Además, las terrazas marinas individuales pueden correlacionarse en función de su tamaño y continuidad. También se pueden utilizar paleo-suelos, así como formas de relieve y sedimentos glaciales , fluviales , eólicos y periglaciales, para encontrar correlaciones entre terrazas. [24] En la Isla Norte de Nueva Zelanda , por ejemplo, se utilizaron tefra y loess para fechar y correlacionar las terrazas marinas. [34] En el avance terminal de los antiguos glaciares, las terrazas marinas pueden correlacionarse por su tamaño, ya que su ancho disminuye con la edad debido al lento deshielo de los glaciares a lo largo de la línea costera. [24]
El enfoque litoestratigráfico utiliza secuencias típicas de sedimentos y estratos rocosos para probar las fluctuaciones del nivel del mar sobre la base de una alternancia de sedimentos terrestres y marinos o sedimentos litorales y marinos poco profundos. Esos estratos muestran capas típicas de patrones transgresores y regresivos. [24] Sin embargo, una discordancia en la secuencia de sedimentos podría dificultar este análisis. [35]
El enfoque bioestratigráfico utiliza restos de organismos que pueden indicar la edad de una terraza marina. Para eso, a menudo se utilizan conchas de moluscos , foraminíferos o polen . Especialmente Mollusca puede mostrar propiedades específicas dependiendo de su profundidad de sedimentación . Por lo tanto, se pueden utilizar para estimar las profundidades del agua anteriores. [24]
Las terrazas marinas a menudo se correlacionan con estadios isotópicos de oxígeno marino (MIS) (por ejemplo, Johnson, ME; Libbey, LK 1997 [22] ) y también se pueden fechar aproximadamente usando su posición estratigráfica. [24]
Citas directas
Existen varios métodos para la datación directa de terrazas marinas y sus materiales relacionados, incluida la datación por radiocarbono con 14 C , que es el más común. [36] Por ejemplo, este método se ha utilizado en la Isla Norte de Nueva Zelanda hasta la fecha en varias terrazas marinas. [37] Se utiliza terrestres materiales biogénicos en Costa de sedimentos , tales como conchas de moluscos que analizan el 14 C isótopo . [24] En algunos casos se aplicó la datación basada en la relación 230 Th / 234 U, aunque en caso de contaminación detrítica o bajas concentraciones de uranio se encontró que era difícil una datación de alta resolución. [38] En un estudio en el sur de Italia se utilizó el paleomagnetismo para realizar dataciones paleomagnéticas [39] y la datación por luminiscencia (OSL) se utilizó en diferentes estudios sobre la falla de San Andrés [40] y la falla cuaternaria de Eupcheon en Corea del Sur . [41] En la última década, la datación de las terrazas marinas se ha mejorado desde la llegada del método de los nucleidos cosmogénicos terrestres, y en particular mediante el uso de isótopos cosmogénicos de 10 Be y 26 Al producidos in situ. [42] [43] [44] Estos isótopos registran la duración de la exposición de la superficie a los rayos cósmicos. [45] y esta edad de exposición refleja la edad de abandono de una terraza marina junto al mar.
Para calcular el nivel del mar eustático para cada terraza fechada, se supone que se conoce la posición del nivel del mar eustático correspondiente a al menos una terraza marina y que la tasa de elevación se ha mantenido esencialmente constante en cada sección. [2]
Relevancia para otras áreas de investigación
Las terrazas marinas juegan un papel importante en la investigación sobre tectónica y terremotos . Pueden mostrar patrones y tasas de elevación tectónica [40] [44] [46] y, por lo tanto, pueden usarse para estimar la actividad tectónica en una determinada región. [41] En algunos casos, los accidentes geográficos secundarios expuestos pueden correlacionarse con eventos sísmicos conocidos como el terremoto de Wairarapa de 1855 en la falla de Wairarapa cerca de Wellington , Nueva Zelanda, que produjo un levantamiento de 2,7 metros (8 pies 10 pulgadas). [47] Esta cifra puede estimarse a partir del desplazamiento vertical entre las costas elevadas de la zona. [48]
Además, con el conocimiento de las fluctuaciones eustáticas del nivel del mar, se puede estimar la velocidad de elevación isostática [49] y, finalmente, se puede reconstruir el cambio de los niveles relativos del mar para determinadas regiones. Por lo tanto, las terrazas marinas también proporcionan información para la investigación sobre el cambio climático y las tendencias en los cambios futuros del nivel del mar . [10] [50]
Al analizar la morfología de las terrazas marinas se debe tener en cuenta que tanto la eustasia como la isostasia pueden influir en el proceso de formación. De esta forma se puede evaluar si hubo cambios en el nivel del mar o si se produjeron actividades tectónicas .
Ejemplos destacados
Las playas elevadas se encuentran en una amplia variedad de costas y antecedentes geodinámicos como la subducción en la costa pacífica de América del Sur (Pedoja et al., 2006), de América del Norte, margen pasivo de la costa atlántica de América del Sur (Rostami et al. , 2000 [51] ), contexto de colisión en la costa del Pacífico de Kamchatka (Pedoja et al., 2006), Papua Nueva Guinea, Nueva Zelanda, Japón (Ota y Yamaguchi, 2004), margen pasivo de la costa del mar de China Meridional (Pedoja et al., en prensa), en las costas atlánticas orientadas al oeste, como la bahía de Donegal , el condado de Cork y el condado de Kerry en Irlanda ; Bude , Widemouth Bay , Crackington Haven , Tintagel , Perranporth y St Ives en Cornwall , el valle de Glamorgan , la península de Gower , Pembrokeshire y Cardigan Bay en Gales , Jura y la isla de Arran en Escocia , Finisterre en Bretaña y Galicia en el norte de España y en Squally Point en Eatonville, Nueva Escocia, dentro del Parque Provincial Cape Chignecto .
Otros sitios importantes incluyen varias costas de Nueva Zelanda , por ejemplo, Turakirae Head cerca de Wellington es uno de los mejores y más estudiados ejemplos del mundo. [47] [48] [52] También a lo largo del Estrecho de Cook en Nueva Zelanda hay una secuencia bien definida de terrazas marinas elevadas desde finales del Cuaternario en Tongue Point. Cuenta con una terraza inferior bien conservada del último interglaciar , una terraza superior ampliamente erosionada del penúltimo interglacial y otra terraza aún más alta, que está casi completamente deteriorada. [47] Además, en la Isla Norte de Nueva Zelanda en el este de Bay of Plenty se ha estudiado una secuencia de siete terrazas marinas. [12] [37]
A lo largo de muchas costas del continente y las islas alrededor del Pacífico , las terrazas marinas son características costeras típicas. Al norte de Santa Cruz , cerca de Davenport , California , se puede encontrar una línea costera con terrazas marinas especialmente prominentes , donde probablemente se hayan levantado terrazas por repetidos terremotos de deslizamiento en la falla de San Andrés . [40] [53] Hans Jenny (pedólogo) hizo una famosa investigación sobre los bosques pigmeos de las terrazas marinas de los condados de Mendocino y Sonoma. La "escalera ecológica" de la terraza marina del Parque Estatal Salt Point también está limitada por la falla de San Andrés.
A lo largo de las costas de América del Sur están presentes las terrazas marinas, [44] [54] donde las más altas están situadas donde los márgenes de las placas se encuentran por encima de las dorsales oceánicas subducidas y ocurren las tasas más altas y más rápidas de levantamiento. [7] [46] En Cape Laundi, Isla Sumba , Indonesia , se puede encontrar un antiguo parche de arrecife a 475 m (1,558 pies) sobre el nivel del mar como parte de una secuencia de terrazas de arrecifes de coral con once terrazas de más de 100 m (330 pie). [55] Las terrazas de coral marino en la península de Huon , Nueva Guinea , que se extienden por más de 80 km (50 millas) y se elevan más de 600 m (2.000 pies) sobre el nivel actual del mar [56] se encuentran actualmente en la lista provisional de la UNESCO para el patrimonio mundial sitios bajo el nombre Houn Terraces - Stairway to the Past. [57]
Otros ejemplos considerables incluyen terrazas marinas que se elevan hasta 360 m (1.180 pies) en algunas islas Filipinas [58] ya lo largo de la costa mediterránea del norte de África , especialmente en Túnez , que se elevan hasta 400 m (1.300 pies). [59]
Geografía costera relacionada
La elevación también se puede registrar a través de secuencias de muescas de marea. Las muescas se describen a menudo como situadas al nivel del mar; sin embargo, los tipos de muescas en realidad forman un continuo desde las muescas de olas formadas en condiciones tranquilas al nivel del mar hasta las muescas de oleaje formadas en condiciones más turbulentas y hasta 2 m (6,6 pies) sobre el nivel del mar (Pirazzoli et al., 1996 en Rust y Kershaw, 2000 [60] ). Como se indicó anteriormente, hubo al menos un nivel del mar más alto durante el Holoceno, por lo que algunas muescas pueden no contener un componente tectónico en su formación.
Ver también
- Características similares
- Banco (geología)
- Terraza fluvial
- Strandflat
- Terraza (geología)
- Erosión y acreción de playas
- Evolución de la playa
- Morfodinámica de la playa
- Nutrición de la playa
- Recesión moderna de las playas
- Paleoshoreline
- Gestión costera , para prevenir la erosión costera y la creación de playa.
- Formas terrestres costeras y oceánicas
- Riesgos del desarrollo costero
- La erosión costera
- Geografía costera
- Ingeniería costera
- Federación de Investigaciones Costeras y Estuarinas (CERF)
- Erosión
- Bioerosion
- Sopladura
- Arco natural
- Plataforma de corte ondulado
- Deriva litoral
- Deposición (sedimento)
- Suministro de sedimentos costeros
- Estabilización de dunas de arena
- Sumersión
Referencias
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enlaces externos
- Notas en NAHSTE
- Hoja de datos de la Terraza Marina del Servicio Geológico de EE. UU. - Enlace de Wikimedia , enlace de USGS