Una playa elevada , terraza costera [1] o costa encaramada es una superficie relativamente plana, horizontal o suavemente inclinada de origen marino, [2] en su mayoría una antigua plataforma de abrasión que se ha levantado fuera de la esfera de actividad de las olas (a veces llamada "banda de rodadura"). Por lo tanto, se encuentra por encima o por debajo del nivel del mar actual , dependiendo del momento de su formación. [3] [4] Está delimitada 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 "elevación"). Debido a su forma generalmente plana, a menudo se utiliza para estructuras antropogénicas como asentamientos e infraestructura . [3]
Una playa elevada es una forma de relieve costero emergente . Las playas elevadas y las terrazas marinas son playas o plataformas cortadas por las olas que se elevan por encima de la línea de costa debido a una caída relativa del nivel del mar . [5]
En todo el mundo, una combinación de elevación tectónica costera y fluctuaciones del nivel del mar durante el Cuaternario ha dado como resultado la formación de secuencias de terrazas marinas, la mayoría de las cuales se formaron durante altas concentraciones interglaciares separadas que pueden correlacionarse con etapas isotópicas marinas (MIS). [6]
Una terraza marina suele conservar un ángulo de línea de costa o borde interior, la inflexión de la pendiente entre la plataforma de abrasión marina y el paleoacantilado marino asociado. El ángulo de línea de costa representa la línea de costa máxima de una transgresión y, por lo tanto, un paleonivel marino.
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La plataforma de una terraza marina suele tener 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 1.000 metros (3.300 pies), y parece diferir entre los hemisferios norte y sur . [9] Las caras del acantilado que delimitan la plataforma pueden variar en inclinación dependiendo de los roles relativos de los procesos marinos y subaéreos . [10] En la intersección de la antigua plataforma costera (corte de olas/abrasión) y la cara del acantilado ascendente, la plataforma comúnmente conserva un ángulo de línea de costa o borde interior (muesca) que indica la ubicación de la línea de costa en el momento de máxima ingresión del mar y, por lo tanto, un paleonivel del mar . [11] Las plataformas subhorizontales generalmente terminan en un acantilado de marea baja, y se cree que la aparición 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 de terrazas superiores generalmente están peor conservados. [12] Mientras que 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 de los niveles del mar después de períodos de exposición a la meteorización . [2]
Las terrazas marinas pueden estar cubiertas por una amplia variedad de suelos con historias complejas y edades diferentes. En áreas protegidas, se pueden encontrar materiales parentales arenosos alóctonos provenientes de depósitos de tsunami . Los tipos de suelos comunes que se encuentran en las terrazas marinas incluyen planosoles y solonetz . [13]
En la actualidad se cree ampliamente que las terrazas marinas se forman durante las altas concentraciones separadas de etapas interglaciares correlacionadas con etapas isotópicas marinas (MIS). [14] [15] [16] [17] [18]
La formación de terrazas marinas está controlada por cambios en las condiciones ambientales y por la actividad tectónica durante épocas geológicas recientes . 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 glaciales e interglaciales .
Los procesos de eustasis provocan 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 línea de costa. En los momentos de máxima extensión glacial durante el último período glacial , el nivel del mar era unos 100 metros (330 pies) más bajo en comparación con la actualidad. Los cambios eustáticos del nivel del mar también pueden ser causados por cambios en el volumen de vacío de los océanos, ya sea a través de sedimento-eustasis o tectono-eustasis. [19]
Los procesos de isostasia implican el levantamiento de las cortezas continentales junto con sus costas. Hoy en día, el proceso de ajuste isostático glacial se aplica principalmente a las áreas glaciadas del Pleistoceno . [19] En Escandinavia , por ejemplo, la tasa actual de levantamiento alcanza hasta 10 milímetros (0,39 pulgadas) por año. [20]
En general, las terrazas marinas eustáticas se formaron durante los altos niveles del mar separados de las etapas interglaciares [19] [21] y pueden correlacionarse con las etapas isotópicas del oxígeno marino (MIS) . [22] [23] Las terrazas marinas glacioisostáticas se crearon principalmente durante los altos niveles del levantamiento isostático . [19] Cuando la eustasis fue 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 ser ampliamente compensados por un aumento del nivel del mar eustático. Por lo tanto, en áreas de influencias tanto eustáticas como isostáticas o tectónicas , el curso de la curva relativa del nivel del mar puede ser complicado. [24] Por lo tanto, la mayoría de las secuencias de terrazas marinas actuales se formaron por una combinación de levantamiento costero tectónico y fluctuaciones del nivel del mar cuaternario .
Los levantamientos tectónicos bruscos también pueden dar lugar a escalones de terrazas marcados, mientras que los cambios suaves del nivel relativo del mar pueden no dar lugar a terrazas obvias, y sus formaciones a menudo no se denominan terrazas marinas. [11]
Las terrazas marinas a menudo son resultado de la erosión marina a lo largo de las costas rocosas [2] en regiones templadas debido al ataque de las olas y los sedimentos transportados por las olas. La erosión también se produce en relación con la meteorización y la cavitación . La velocidad de la erosión depende en gran medida del material de la costa (dureza de la roca [10] ), la batimetría y las propiedades del lecho rocoso y puede ser de solo unos pocos milímetros por año para rocas graníticas y más de 10 metros (33 pies) por año para eyecciones volcánicas . [10] [25] El retroceso del acantilado marino genera una plataforma costera (cortada por las olas/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 cortada por el mar) a una altitud diferente, mientras que las muescas en la cara del acantilado indican breves estancamientos. [25]
Se cree que el gradiente de la terraza aumenta con la amplitud de las mareas y disminuye con la resistencia de la roca. Además, la relación entre el ancho de la terraza y la resistencia de la roca es inversa, y las tasas más altas de elevación y hundimiento, así como una mayor pendiente del interior, aumentan el número de terrazas formadas durante un tiempo determinado. [26]
Además, las plataformas costeras se forman 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 los roles de la erosión de las olas y la meteorización en la formación de plataformas costeras. [10]
Los arrecifes de coral elevados o planicies arrecifales son otro tipo de terrazas marinas que se encuentran en las regiones intertropicales. Son resultado de la actividad biológica, el avance de la línea de costa y la acumulación de materiales arrecifales . [2]
Si bien una secuencia de terrazas puede datar de cientos de miles de años atrás, su degradación es un proceso bastante rápido. Una transgresión más profunda de los acantilados hacia la costa puede destruir por completo las terrazas anteriores; pero las terrazas más antiguas pueden estar deterioradas [25] o cubiertas por depósitos, colluvios o abanicos aluviales . [3] La erosión y el desgaste de las laderas causados por corrientes incisivas desempeñan otro papel importante en este proceso de degradación. [25]
El desplazamiento total de la línea de costa en relación con la edad de la etapa interglacial asociada permite calcular una tasa de elevación media o el cálculo del nivel eustático en un momento particular si se conoce la elevación.
Para estimar el levantamiento vertical, la posición eustática de los paleo niveles del mar considerados en relación con el actual debe conocerse con la mayor precisión posible. La cronología actual se basa principalmente en dataciones relativas basadas en criterios geomorfológicos , pero en todos los casos el ángulo de la línea de costa de las terrazas marinas está asociado con edades numéricas. La terraza mejor representada en todo el mundo es la correlacionada con el último máximo interglacial ( MIS 5e ). [27] [28] [29] La edad de MISS 5e se fija arbitrariamente en un rango de 130 a 116 ka [30] pero se ha demostrado que varía de 134 a 113 ka en Hawái y Barbados con un pico de 128 a 116 ka en costas tectónicamente estables. Las terrazas marinas más antiguas bien representadas en secuencias mundiales son las relacionadas con MIS 9 (~303–339 ka) y 11 (~362–423 ka). [31] Las compilaciones muestran que el nivel del mar fue 3 ± 3 metros más alto durante MIS 5e, MIS 9 y 11 que durante el actual y −1 ± 1 m al actual durante MIS 7. [ 32] [33] En consecuencia, las terrazas marinas de MIS 7 (~180-240 ka) son menos pronunciadas y a veces ausentes. 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 efecto en la interpretación general.
La secuencia también puede ocurrir cuando la acumulación de capas de hielo ha deprimido la tierra de modo que cuando las capas de hielo se derriten, la tierra se reajusta con el tiempo, lo que aumenta la altura de las playas (rebote glacioisostático) y en lugares donde se produce un levantamiento cosísmico. En este último caso, las terrazas no están correlacionadas con el nivel del mar, incluso si las terrazas cosísmicas se conocen solo para el Holoceno.
Para obtener interpretaciones precisas de la morfología, se aplican dataciones exhaustivas, prospecciones y cartografía de las terrazas marinas. Esto incluye la interpretación de fotografías aéreas estereoscópicas (aproximadamente 1: 10 000 – 25 000 [11] ), inspecciones in situ con mapas topográficos (aproximadamente 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 50–100 metros (160–330 pies), dependiendo de la topografía . En áreas remotas, se pueden aplicar las técnicas de fotogrametría y taquimetría . [24]
Se pueden utilizar y combinar diferentes métodos para la datación y correlación de terrazas marinas.
El enfoque morfoestratigráfico se centra especialmente en las regiones de regresión marina en la altitud como el criterio más importante para distinguir las costas de diferentes edades. Además, las terrazas marinas individuales se pueden correlacionar en función de su tamaño y continuidad. También, los paleosuelos, así como las formas terrestres y sedimentos glaciares , fluviales , eólicos y periglaciares , se pueden utilizar para encontrar correlaciones entre terrazas. [24] En la Isla Norte de Nueva Zelanda , por ejemplo, se utilizaron tefra y loess para datar y correlacionar las terrazas marinas. [34] En el avance terminal de los antiguos glaciares, las terrazas marinas se pueden correlacionar por su tamaño, ya que su ancho disminuye con la edad debido al lento descongelamiento de los glaciares a lo largo de la costa. [24]
El método litoestratigráfico utiliza secuencias típicas de sedimentos y estratos de roca para demostrar fluctuaciones del nivel del mar sobre la base de una alternancia de sedimentos terrestres y marinos o sedimentos litorales y marinos someros. Esos estratos muestran capas típicas de patrones transgresivos 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 ello, a menudo se utilizan conchas de moluscos , foraminíferos o polen . Especialmente los moluscos pueden mostrar propiedades específicas dependiendo de su profundidad de sedimentación . Por lo tanto, pueden usarse para estimar las profundidades de agua anteriores. [24]
Las terrazas marinas a menudo se correlacionan con los estadios isotópicos del oxígeno marino (MIS) [22] y también se pueden fechar de forma aproximada utilizando su posición estratigráfica . [24]
Existen varios métodos para la datación directa de terrazas marinas y sus materiales relacionados. El método más común es la datación por radiocarbono 14 C , [36] que se ha utilizado, por ejemplo, en la Isla Norte de Nueva Zelanda para datar varias terrazas marinas. [37] Utiliza materiales biogénicos terrestres en sedimentos costeros , como conchas de moluscos , analizando el isótopo 14 C. [24] En algunos casos, sin embargo, se aplicó la datación basada en la relación 230 Th / 234 U , en caso de que la contaminación detrítica o las bajas concentraciones de uranio hicieran difícil encontrar 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 sobre la falla cuaternaria de Eupcheon en Corea del Sur . [41] En la última década, la datación de terrazas marinas se ha mejorado desde la llegada del método de nucleidos cosmogénicos terrestres, y particularmente mediante el uso de isótopos cosmogénicos 10 Be y 26 Al producidos en el sitio. [42] [43] [44] Estos isótopos registran la duración de la exposición de la superficie a los rayos cósmicos . [45] Esta edad de exposición refleja la edad de abandono de una terraza marina por el mar.
Para calcular el nivel eustático del mar para cada terraza datada, se supone que se conoce la posición del nivel eustático del mar correspondiente a al menos una terraza marina y que la tasa de elevación se ha mantenido esencialmente constante en cada sección. [2]
Las terrazas marinas desempeñan 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 región determinada. [41] En algunos casos, las formas de relieve secundarias expuestas 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 una elevación de 2,7 metros (8 pies 10 pulgadas). [47] Esta cifra se puede estimar a partir del desplazamiento vertical entre las líneas de costa elevadas en el área. [48]
Además, con el conocimiento de las fluctuaciones eustáticas del nivel del mar , se puede estimar la velocidad de la elevación isostática [49] y, eventualmente, reconstruir el cambio de los niveles relativos del mar para ciertas regiones. Por lo tanto, las terrazas marinas también brindan 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 tener influencia en el proceso de formación. De esta manera se puede evaluar si hubo cambios en el nivel del mar o si hubo actividad tectónica .
Las playas elevadas se encuentran en una amplia variedad de costas y fondos geodinámicos , como la subducción en las costas del Pacífico de América del Sur y del Norte , el margen pasivo de la costa atlántica de América del Sur, [51] el contexto de colisión en la costa del Pacífico de Kamchatka, Papúa Nueva Guinea , Nueva Zelanda , Japón , el margen pasivo de la costa del Mar de China Meridional , en las costas atlánticas orientadas al oeste, como la bahía de Donegal , en el condado de Cork y el condado de Kerry en Irlanda ; Bude , la bahía de Widemouth , Crackington Haven , Tintagel , Perranporth y St Ives en Cornualles , el valle de Glamorgan , la península de Gower , Pembrokeshire y la bahía de Cardigan 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 de Cabo 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 del Cuaternario tardío en Tongue Point. Presenta una terraza inferior bien conservada del último interglacial , una terraza superior ampliamente erosionada del penúltimo interglacial y otra terraza aún más alta, que está casi completamente descompuesta. [47] Además, en la Isla Norte de Nueva Zelanda en la parte oriental de la Bahía de Plenty , se ha estudiado una secuencia de siete terrazas marinas. [12] [37]
A lo largo de muchas costas del continente y de las islas alrededor del Pacífico , las terrazas marinas son características costeras típicas. Una costa con terrazas marinas especialmente prominente se puede encontrar al norte de Santa Cruz , cerca de Davenport , California , donde las terrazas probablemente hayan sido levantadas por repetidos terremotos de deslizamiento en la falla de San Andrés . [40] [53] Hans Jenny investigó famosamente 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 se encuentran 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 se producen las tasas de elevación más altas y rápidas. [7] [46] En el cabo Laundi, isla de Sumba , Indonesia, se puede encontrar un antiguo arrecife de parche a 475 m (1558 pies) sobre el nivel del mar como parte de una secuencia de terrazas de arrecifes de coral con once terrazas con un ancho superior a 100 m (330 pies). [55] Las terrazas marinas de coral en la península de Huon , Nueva Guinea , que se extienden a lo largo de 80 km (50 mi) y se elevan a más de 600 m (2000 pies) sobre el nivel del mar actual [56] están actualmente en la lista tentativa de la UNESCO para sitios de patrimonio mundial bajo el nombre de Terrazas Houn - Escalera al pasado. [57]
Otros ejemplos importantes incluyen terrazas marinas que se elevan hasta 360 m (1.180 pies) en algunas islas Filipinas [58] y a lo largo de la costa mediterránea del norte de África , especialmente en Túnez , que se elevan hasta 400 m (1.300 pies). [59]
El levantamiento también puede registrarse a través de secuencias de entalladuras de marea. Las entalladuras a menudo se representan como si estuvieran al nivel del mar; sin embargo, los tipos de entalladuras en realidad forman un continuo desde las entalladuras de olas formadas en condiciones tranquilas al nivel del mar hasta las entalladuras de surf formadas en condiciones más turbulentas y hasta 2 m (6,6 pies) sobre el nivel del mar. [60] Como se dijo anteriormente, hubo al menos un nivel del mar más alto durante el Holoceno, por lo que algunas entalladuras pueden no contener un componente tectónico en su formación.
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