隆起砂浜

海洋段丘の形成は、近年の地質時代における環境条件の変化と地殻変動によって左右される。気候条件の変化は、特に氷期と間氷期の交代に伴い、海水準の変動や地殻の均衡運動を引き起こしてきた。

海水準変動の過程は、海洋の水量の変化によって氷河性海水準変動を引き起こし、その結果、海岸線の後退と前進が生じる。最後の氷河期に氷河が最大範囲に達した時期には、海水準は現在よりも約100メートル（330フィート）低かった。海水準変動は、堆積性海水準変動または地殻変動性海水準変動のいずれかによって、海洋の空隙量の変化によっても引き起こされる可能性がある。^{[ 19 ]} 

アイソスタシーのプロセスには、大陸地殻とその海岸線の隆起が含まれます。今日、氷河性アイソスタシー調整のプロセスは、主に更新世の氷河地域に適用されます。^{[ 19 ]}例えば、スカンジナビアでは、現在の隆起速度は年間最大10ミリメートル（0.39インチ）に達します。 ^{[ 20 ]} 

一般的に、海水準変動による海段丘は、間氷期の別々の海水準高位期に形成され^{[ 19 ] [ 21 ]} 、海洋酸素同位体ステージ（MIS）と相関関係がある^{[ 22 ] [ 23 ]}。氷河地殻均衡による海段丘は、主に地殻均衡による隆起の停滞期に形成された^{[ 19 ]}。海水準変動が海段丘形成の主要因であった場合、そこから導き出される海水準変動は、過去の気候変動を示す可能性がある。この結論は、地殻均衡調整と地殻変動が海水準変動による海水準上昇によって大幅に相殺される可能性があるため、慎重に扱う必要がある。したがって、海水準変動と地殻均衡または地殻変動の両方の影響を受けている地域では、相対海水準曲線の推移は複雑になる可能性がある^{[ 24 ]} 。したがって、今日の海段丘列のほとんどは、地殻変動による海岸隆起と第四紀の海水準変動の組み合わせによって形成された。

断続的な地殻隆起は顕著な段丘段差をもたらす可能性があるが、滑らかな相対的海面変化は明らかな段丘をもたらさない可能性があり、それらの形成物はしばしば海洋段丘とは呼ばれない。^{[ 11 ]}

温帯地域では、波の攻撃と波によって運ばれる堆積物により、岩の多い海岸線に沿って海洋侵食が起こり、海成段丘が形成されることが多い。 ^{[ 2 ]}侵食は風化やキャビテーションと関連して起こる。侵食速度は海岸線の物質（岩の硬度^{[ 10 ]}）、水深、および基盤岩の特性に大きく依存し、花崗岩の場合は年間わずか数ミリメートルから火山噴出物の場合は年間10メートル（33フィート）以上になることもある。^{[ 10 ] [ 25 ]}海食崖の後退は、摩耗の過程を通じて海岸（波食/摩耗）プラットフォームを生成する。相対的な海面の変化は後退または前進につながり、最終的には異なる高度に別の段丘（海食段丘）を形成するが、崖面のノッチは短い静止期間を示している。^{[ 25 ]} 

段丘の勾配は潮位差とともに増加し、岩盤の抵抗とともに減少すると考えられている。さらに、段丘の幅と岩盤の強度との関係は逆であり、隆起と沈降の速度が高いほど、また後背地の傾斜が大きいほど、一定期間内に形成される段丘の数が増える。^{[ 26 ]}

さらに、海岸段丘は侵食によって形成され、海洋性段丘は海岸侵食によって除去された物質の堆積物から生じる。^{[ 2 ]}したがって、海洋段丘は侵食と堆積の 両方によって形成される可能性がある。しかし、海岸段丘の形成における波浪侵食と風化の役割については議論が続いている。 ^{[ 10 ]}

リーフフラットや隆起したサンゴ礁は、熱帯地域に見られるもう1つのタイプの海洋段丘です。これらは生物活動、海岸線の前進、サンゴ礁物質の蓄積の結果です。^{[ 2 ]}

段丘列は数十万年前まで遡る可能性があるが、その劣化は比較的速いプロセスである。崖が海岸線に深く侵食されると、以前の段丘が破壊される可能性があるが、より古い段丘は風化したり^{[ 25 ]}、堆積物、崩積土、扇状地で覆われたりする可能性がある^{[ 3 ]}。 鋭い河川によって引き起こされる斜面の侵食と後退も、この劣化プロセスにおいて重要な役割を果たしている^{[ 25 ] 。}

関連する間氷期の年代に対する海岸線の総変位量から、平均隆起速度を計算したり、隆起量が既知の場合は特定の時点における海水準を計算したりすることができる。

垂直隆起を推定するには、考慮される古海水準の現在の海水準に対する相対的な位置をできるだけ正確に知る必要があります。現在の年代学は主に地形学的基準に基づく相対年代測定に依存していますが、すべての場合において、海成段丘の海岸線角度は数値年代と関連付けられています。世界中で最もよく表されている段丘は、最後の間氷期最盛期（MIS 5e）と相関しているものです。^{[ 27 ] [ 28 ] [ 29 ]} MISS 5e の年代は任意に 130～116 ka の範囲に固定されていますが^{[ 30 ]} 、ハワイとバルバドスでは 134～113 ka の範囲であり、構造的に安定した海岸線では 128～116 ka にピークがあることが実証されています。世界中のシーケンスでよく表れている古い海成段丘は、MIS 9 (約303～339 ka) と11 (約362～423 ka) に関連するものです。^{[ 31 ]}集計によると、MIS 5e、MIS 9、および 11 の海面は現在よりも 3 ± 3 メートル高く、MIS 7の海面は現在よりも −1 ± 1 m 低かったことが示されています。^{[ 32 ] [ 33 ]}その結果、MIS 7 (約180～240 ka) の海成段丘はあまり顕著ではなく、場合によっては存在しません。これらの段丘の標高が完新世および後期更新世について言及されている古海水準の不確実性よりも高い場合、これらの不確実性は全体的な解釈に影響を与えません。

この現象は、氷床の蓄積によって地盤が沈下し、氷床が融解すると地盤が時間とともに再調整されて海岸の高さが上昇する場所（氷河性地殻均衡回復）や、地震に伴う隆起が起こる場所でも発生する可能性がある。後者の場合、地震に伴う段丘は完新世にしか見られないが、段丘は海面高位とは相関しない。

地形層序学的アプローチは、特に海退地域では、異なる年代の海岸線を区別するための最も重要な基準として高度に焦点を当てています。さらに、個々の海成段丘は、その大きさや連続性に基づいて相関させることができます。また、古土壌、氷河、河川、風成、周氷河の地形や堆積物も、段丘間の相関を見つけるために使用できます。^{[ 24 ]}例えば、ニュージーランドの北島 では、テフラと黄土が海成段丘の年代測定と相関に使用されました。^{[ 34 ]}かつての氷河 の末端前進では、海岸線に沿って氷河がゆっくりと融解するため、海成段丘の幅が年代とともに減少するため、海成段丘はその大きさによって相関させることができます。^{[ 24 ]}

岩相層序学的アプローチでは、堆積物と岩石層の典型的なシーケンスを使用して、陸堆積物と海洋堆積物、または沿岸堆積物と浅海堆積物の交互配列に基づいて海面変動を証明します。これらの層は、海進と海退の典型的な層を示します。^{[ 24 ]} しかし、堆積シーケンスの不整合は、この分析を困難にする可能性があります。 ^{[ 35 ]}

生物層序学的手法では、海洋段丘の年代を示すことができる生物の遺骸を利用します。そのためには、しばしば軟体動物の殻、有孔虫、花粉などが用いられます。特に軟体動物は、堆積深度に応じて特定の特性を示すことがあります。そのため、軟体動物は過去の水深を推定するために利用できます。^{[ 24 ]}

海洋段丘はしばしば海洋酸素同位体ステージ（MIS）^{[ 22 ]}と相関しており、その層序的位置を用いておおよその年代を特定することもできる。^{[ 24 ]}

海洋段丘とその関連物質の直接年代測定にはさまざまな方法があります。最も一般的な方法は¹⁴ C放射性炭素年代測定法^{[ 36 ]}で、例えばニュージーランドの北島でいくつかの海洋段丘の年代測定に使用されています。 ^{[ 37 ]この方法は、 14} C同位体を分析することで、沿岸堆積物中の軟体動物の殻などの陸上生物起源物質 を利用します。^{[ 24 ]} ただし、砕屑物の汚染やウラン濃度が低いために高解像度の年代測定が困難な場合、²³⁰ Th / ²³⁴ U比に基づく年代測定が適用される場合もあります。^{[ 38 ]}イタリア 南部での研究では、古地磁気学を使用して古地磁気年代測定を実施しました^{[ 39 ]} 。また、サンアンドレアス断層^{[ 40 ]}や韓国の第四紀邑川断層に関するさまざまな研究では、ルミネッセンス年代測定法(OSL) が使用されました。^{[ 41 ]}過去 10 年間、特に現地で生成される¹⁰ Beおよび²⁶ Al宇宙線生成同位体の使用により、陸上宇宙線生成核種法の登場以来、海洋段丘の年代測定は向上しました。 ^{[ 42 ] [ 43 ] [ 44 ]}これらの同位体は、表面が宇宙線にさらされた期間を記録します。^{[ 45 ]}この暴露年代は、海によって海洋段丘が放棄された年代を反映しています。

各年代が特定された段丘の海水準を計算するには、少なくとも１つの海成段丘に対応する海水準の位置が既知であり、各セクションで隆起速度がほぼ一定に保たれていると仮定する。^{[ 2 ]}