隆起したビーチ

隆起海岸、海岸段丘、^[1]またはパーチド海岸線は、比較的平坦で、水平または緩やかな傾斜の海洋起源の表面であり、^[2]ほとんどが古い摩耗プラットフォームで、波の活動範囲から持ち上げられています（「踏み面」と呼ばれることもあります）。したがって、形成された時期に応じて、現在の海面より上または下にあります。 ^{[3] [4]}陸側はより急な上り坂、海側はより急な下り坂で区切られています^{[2] （「ライザー」と呼ばれることもあります）。一般的に平坦な形状のため、集落や}インフラストラクチャなどの人為的構造物によく使用されます。^[3]

隆起海岸は、海岸沿いに出現した 地形である。隆起海岸と海上段丘は、海面の相対的な低下によって海岸線より隆起した海岸または波食台地である。^[5]

世界中で、地殻変動による海岸隆起と第四紀の 海面変動の組み合わせにより、海洋段丘列が形成されました。そのほとんどは、海洋同位体段階（MIS）と相関関係にある間氷期の高地で形成されました。^[6]

海洋段丘は、一般的に海岸線の角度または内縁、つまり海洋侵食台地とそれに関連する古代の海食崖の間の傾斜の屈曲点を保持しています。海岸線の角度は、海進の最大海岸線、つまり古代の海面を表します。

海成段丘の台地は、通常、以前の潮位差に応じて1°～5°の勾配を持ち、一般的には直線から凹状のプロファイルを持ちます。幅は非常に多様で、最大1,000メートル（3,300フィート）に達し、北半球と南半球で異なるようです。^[9]台地を区切る崖面は、海洋プロセスと陸上プロセスの相対的な役割に応じて、急勾配が異なる場合があります。^{[10]以前の}海岸（波食/磨耗）台地と隆起した崖面の交差点では、台地は通常、海岸線の角度または内縁（ノッチ）を保持しており、これは最大の海水侵入時の海岸線の位置、したがって古海面を示しています。^[11]準水平の台地は通常、干潮時の崖で終わっており、これらの台地の発生は潮汐活動に依存すると考えられています。^{[10]海成段丘は、}海岸と平行に数十キロメートルにわたって広がることがあります。^[3]

古い段丘は海成および/または沖積または崩積土で覆われていますが、段丘の最上部は通常、保存状態があまり良くありません。^[12]比較的隆起速度が速い地域（1 mm/年超）の海成段丘は、個々の間氷期または段階と相関していることが多いのに対し、隆起速度が遅い地域の海成段丘は、風化にさらされた期間の後に海面が回復する段階を伴う多周期的な起源を持つ可能性があります。^[2]

海岸段丘は、複雑な歴史と異なる年代を持つ多種多様な土壌で覆われていることがあります。保護地域では、津波堆積物からの異地性の砂質母材が見つかることがあります。海岸段丘でよく見られる土壌の種類には、プラノソルとソロネッツがあります。^[13]

現在では、海洋段丘は海洋同位体段階（MIS）と相関する間氷期の分離された高地で形成されたと広く考えられている。^{[14] [15] [16] [17] [18]}

海成段丘の形成は、環境条件の変化と最近の地質時代の地殻変動によって制御されています。気候条件の変化は、特に氷河期と間氷期の変化に伴い、海面変動と地殻の等圧運動を引き起こしました。

ユースタシーのプロセスは、海洋の水量の変化による氷河ユースタシーによる海面変動を引き起こし、その結果、海岸線の後退と海進を引き起こします。最終氷期の最大氷河範囲の時期には、海面は現在と比較して約100メートル（330フィート）低かったです。ユースタシーによる 海面変動は、堆積ユースタシーまたは構造ユースタシーによる海洋の空隙容積の変化によっても引き起こされます。^[19]

アイソスタシーのプロセスには、海岸線に沿った大陸地殻の隆起が伴います。今日、氷河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]たとえば、}スカンジナビアでは、現在の隆起率は最大10ミリメートル（0.39インチ）/年に達します。^[20]

一般的に、ユースタシー海成段丘は間氷期の別々の海面高水準時に形成され^{[19] [21] 、}海洋酸素同位体段階 (MIS)と相関関係にある。^{[22] [23]氷河等圧性海成段丘は主に等}圧性隆起の静止期に形成された。^[19]ユースタシーが海成段丘形成の主な要因であった場合、派生した海面変動は以前の気候変動を示している可能性がある。等圧調整と地殻変動はユースタシー海面上昇によって大幅に過剰補正される可能性があるため、この結論は慎重に扱う必要がある。したがって、ユースタシーと等圧性または地殻変動の両方の影響がある地域では、相対的な海面曲線の経路は複雑になる可能性がある。^{[24]したがって、今日の海成段丘シーケンスのほとんどは、地殻変動による沿岸隆起と}第四紀の海面変動 の組み合わせによって形成された。

急激な地殻隆起によって顕著な段丘が形成されることもありますが、比較的緩やかな海面変動では明らかな段丘が形成されないことがあり、その形成は海成段丘とは呼ばれないことが多いです。^[11]

海上段丘は、温帯地域の岩の多い海岸線^{[2]に沿った}海食によって、波の襲来や波に運ばれた堆積物によって生じることが多い。また、侵食は風化やキャビテーションに関連して起こる。侵食の速度は、海岸線の材質（岩の硬さ^[10]）、水深、および岩盤の特性によって大きく左右され、花崗岩の場合は年間数ミリメートルに過ぎないが、火山噴出物の場合は年間10メートル（33フィート）を超えることもある。^{[10] [25]}海食崖が後退すると、摩耗のプロセスによって海岸（波食/摩耗）プラットフォームが形成される。海面の相対的な変化によって後退または海進が起こり、最終的に異なる高度に別の段丘（海食段丘）が形成される一方、崖面のノッチは短い静止状態を示している。^[25]

段丘の勾配は潮汐の差とともに増加し、岩石の抵抗とともに減少すると考えられている。さらに、段丘の幅と岩石の強度の関係は逆相関しており、隆起と沈降の速度が速いほど、また後背地の傾斜が大きいほど、一定期間に形成される段丘の数は増加する。^[26]

さらに、海岸台地は侵食によって形成され、海洋段丘は海岸侵食によって除去された物質の堆積によって形成される。^[2] このように、海岸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、海岸台地の形成における波の侵食と風化の役割については議論が続いている。 ^[10]

礁原または隆起したサンゴ礁は、熱帯地域で見られる別の種類の海洋段丘です。これらは、生物活動、海岸線の前進、およびサンゴ礁の物質の蓄積の結果です。^[2]

段丘列は何十万年も前に遡ることもあるが、その劣化は比較的速い。崖が海岸線に深く侵入すると、以前の段丘は完全に破壊される可能性があるが、古い段丘は崩壊したり^[25]、堆積物、崩落土、扇状地で覆われたりすることがある^[3]。また、急流による斜面の侵食や後退も、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により、平均隆起速度を計算したり、隆起がわかっている場合は特定の時点での海水準を計算したりすることができます。

垂直隆起を推定するためには、検討対象の古海面の現在に対する相対的な海水準位をできるだけ正確に知る必要がある。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るが、いずれの場合も海成段丘の汀線角度は数値年代と関連している。世界中で最もよく代表される段丘は、最終間氷期極大期（MIS 5e）と相関する段丘である。^{[27] [28] [29]} MISS 5eの年代は130～116kaと任意に固定されているが^{[30] 、}ハワイとバルバドスでは134～113kaの範囲であり、地質学的に安定した海岸線では128～116kaにピークを迎えることが実証されている。世界中のシーケンスでよく代表される古い海成段丘は、MIS 9（約303～339ka）と11（約362～423ka）に関連するものである。^[31]集計結果によると、MIS 5e、MIS 9、およびMIS 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メートル高かった。^{[32] [33]その結果、MIS 7（約180-240ka）の海成段丘は目立たなくなり、存在しないこともある。これらの段丘の標高が}完新世および後期更新世で言及された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ない。

氷床の堆積によって陸地が沈下し、氷床が溶けると陸地が時間とともに再調整されて海岸の高さが上昇する（氷河アイソスタシー反発）場所や、地震による隆起が起こる場所でも、連鎖現象が発生することがあります。後者の場合、地震による隆起が完新世でのみ知られているとしても、海面高と相関関係にあるテラスはありません。

地形の正確な解釈には、海岸段丘の広範囲にわたる年代測定、測量、地図作成が適用される。これには、立体 航空写真による解釈（約 1 : 10,000 – 25,000 ^{[11] ）、}地形図（約 1 : 10,000）による現地調査、浸食された物質や堆積した物質の分析が含まれる。さらに、正確な高度は、気圧計、またはできれば三脚に取り付けられた水準器で測定することができる。地形に応じて、1 cm（0.39インチ）の精度で、約50〜100メートル（160〜330フィート）ごとに測定する必要がある。遠隔地では、写真測量法やタキオメトリー法を適用することができる。^[24]

海成段丘の年代測定と相関関係の測定にはさまざまな方法を使用し、組み合わせることができます。

地形地層学的アプローチは、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、その大きさと連続性に基づいて相関関係にあります。また、古土壌、氷河、河川、風成、周氷河の地形と堆積物を使用して、段丘間の相関関係を見つけることもできます。^[24]たとえば、ニュージーランドの北島 では、テフラとレスを使用して海成段丘の年代を決定し、相関関係を調べました。^{[34]かつての}氷河 の末端前進では、海岸線に沿ってゆっくりと溶けている氷河のために、段丘の幅が年齢とともに狭くなるため、海成段丘はその大きさによって相関関係にあります。^[24]

岩相層序学的アプローチは、陸上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の堆積物と岩石層の典型的なシーケンスを使用して、海面変動を証明します。これらの地層は、海進と退行のパターンの典型的な層を示しています。^[24] しかし、堆積物のシーケンスの不整合により、この分析が困難になる可能性があります。 ^[35]

生物層序学的アプローチでは、海成段丘の年代を示すことができる生物の遺骸を使用します。そのためには、軟体動物の殻、有孔虫、花粉がよく使用されます。特に軟体動物は、堆積の深さに応じて特定の特性を示すことがあります。したがって、軟体動物は以前の水深を推定するために使用できます。^[24]

海成段丘は海洋酸素同位体段階（MIS）と相関関係にあることが多く^{[22] 、}地層の位置から大まかな年代を特定することもできます^[24]。

海成段丘とその関連物質の直接年代測定には様々な方法がある。最も一般的な方法は¹⁴ C 放射性炭素年代測定であり^[36]、例えばニュージーランド北島ではいくつかの海成段丘の年代測定に使用されている。 ^{[37]この方法は、 14} C同位体を分析することにより、軟体動物の殻など沿岸堆積物中の 陸生生物材料を利用する。^[24] ただし、堆積物による汚染やウラン濃度の低さにより高解像度の年代測定が困難な場合には、 ²³⁰ Th / ²³⁴ U比に基づく年代測定が適用された。 ^[38]南イタリア の研究では古地磁気年代測定に古地磁気学が使用され^[39]、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ルミネッセンス年代測定（OSL）が使用された。^{[41]過去10年間で、陸上}宇宙線生成核種法の登場以来、特に現場で生成された10Beと26Al宇宙線生成同位体の使用を通じて、海成段丘の年代測定は強化されました。[ ⁴² ] ^[ 43 ] ^{[ 44 ]これらの同位体}は、宇宙線への表面曝露期間を記録します。^[45]この曝露年代は、海によって海成段丘が放棄された年代を反映しています。

各年代測定された海成段丘の海水準を計算するためには、少なくとも1つの海成段丘に対応する海水準の位置が分かっており、隆起率は各セクションで基本的に一定のままであると仮定します。^[2]

海成段丘は、地殻変動や地震の研究において重要な役割を果たしている。海成段丘は地殻変動のパターンや速度を示すことがあり^{[40] [44] [46]} 、特定の地域の地殻変動活動を推定するのに使用できる。 ^[41] 場合によっては、露出した二次地形は、ニュージーランドのウェリントン近郊のワイララパ断層で1855年に発生したワイララパ地震のような既知の地震と相関関係にある可能性があり、この地震では2.7メートル（8フィート10インチ）の隆起が生じた。^[47]この数値は、その地域の隆起した海岸線 の垂直方向のオフセットから推定できる。 ^[48]

さらに、海面変動の知識があれば、等圧隆起の速度を推定することができ^{[49] 、最終的には特定の地域の相対的な海面変動を再構築することができます。このように、海成段丘は}気候変動や将来の海面変動の傾向に関する研究にも情報を提供します。^{[10] [50]}

海成段丘の形態を分析する場合、ユースタシーとアイソスタシーの両方が形成プロセスに影響を与える可能性があることを考慮する必要があります。この方法で、海面の変化があったかどうか、または地殻変動が起こったか どうかを評価できます。

隆起海岸は、南北アメリカの太平洋岸の沈み込み帯、南アメリカの大西洋岸の受動的縁辺、 ^[51]カムチャッカ半島、パプアニューギニア、ニュージーランド、日本の太平洋岸の衝突状況、南シナ海沿岸の受動的縁辺、アイルランドのドニゴール湾、コーク県、ケリー県、コーンウォールのビュード、ワイドマウス湾、クラッキントンヘイブン、ティンタジェル、ペランポース、セントアイヴス、ウェールズのグラモーガン渓谷、ガワー半島、ペンブルックシャー、カーディガン湾、スコットランドのジュラ地方とアラン島、ブルターニュのフィニステール、スペイン北部のガリシア、ノバスコシア州イートンビルのスクアリーポイントのケープ・チグネクト州立公園内など、さまざまな海岸や地球力学的な背景で発見されています。

その他の重要な遺跡としてはニュージーランドの様々な海岸があり、例えばウェリントン近郊のトゥラキラエ岬は世界で最も優れた、最も徹底的に研究された例の一つである。^{[47] [48] [52]} またニュージーランドのクック海峡沿いのタンポイントには第四紀後期の隆起した海成段丘の明確な連続がある。最終間氷期のよく保存された低地段丘、最後から2番目の間氷期の大きく浸食された高地段丘、そしてほぼ完全に崩壊したさらに高い段丘が特徴である。^[47] さらにニュージーランド北島の東側ベイ・オブ・プレンティでは7つの海成段丘の連続が研究されている。^{[12] [37]}

太平洋沿岸の大陸や島々の多くの海岸では、海成段丘が典型的な海岸地形となっている。特に顕著な海成段丘の海岸線は、カリフォルニア州ダベンポート近郊のサンタクルーズの北に見られるが、ここではサンアンドレアス断層の繰り返しのすべり地震によって段丘が隆起したと考えられる。^{[40] [53]}ハンス・ジェニーは、メンドシノ郡とソノマ郡の海成段丘のピグミーフォレストを研究したことで有名である。ソルトポイント州立公園の海成段丘の「生態学的階段」もサンアンドレアス断層によって区切られている。

南米の海岸沿いには海成段丘が広がっており、^{[44] [54]}最も高い段丘はプレートの縁が沈み込んだ海嶺の上にあり、隆起速度が最も速く速い場所にある。^{[7] [46]}インドネシアのスンバ島 ラウンダ岬では、海抜475 メートル (1,558 フィート) に古代のパッチリーフがあり、幅が 100 メートル (330 フィート) を超える段丘が 11 個ある一連のサンゴ礁段丘の一部となっている。^[55]ニューギニアのフオン半島 にあるサンゴ礁の海成段丘は、長さ 80 キロメートル (50 マイル) 以上、現在の海抜600 メートル (2,000 フィート) 以上まで広がっており^{[56]、現在}ユネスコの世界遺産暫定リストに「フオン段丘群 －過去への階段」という名前で掲載されている。 ^[57]

その他の注目すべき例としては、フィリピン諸島のいくつかの海嶺段丘が360メートル（1,180フィート）の高さまで隆起しているもの^[58]や、北アフリカの地中海沿岸、特にチュニジアでは400メートル（1,300フィート）の高さまで隆起しているもの^{[59]などがある。}

隆起は潮汐ノッチの連続によっても記録される。ノッチは海面にあると描写されることが多いが、ノッチの種類は実際には海面での静かな状況で形成される波ノッチから、より乱流の状態で形成される波ノッチまで連続しており、海面から2メートル（6.6フィート）もの高さになる。^[60]前述のように、完新世には少なくとも1つのより高い海面があったため、ノッチの中にはその形成にテクトニクスの要素を含まないものがある可能性がある。

ウィキメディア・コモンズには隆起海岸に関連するメディアがあります。

• NAHSTEのノート
• 米国地質調査所海洋段丘ファクトシート - Wikimedia リンク、USGS リンク