Yükselmiş kıyı

Yükseltilmiş bir kıyı, kıyı terası[1] veya tünemiş kıyı şeridi deniz kökenli[2] nispeten düz, yatay, hafifçe eğimli bir yüzey ve çoğunlukla dalga aktivitesi alanından kaldırılmış eski bir aşınma platformudur (bazen "sırt" olarak adlandırılmaktadır). Bu nedenle, oluşum zamanına bağlı olarak mevcut deniz seviyesinin üstünde veya altında yer almaktadır.[3][4] Karaya doğru daha dik yükselen eğim ve deniz kenarında daha dik inen bir eğim ile sınırlanmaktadır[2] (bazen "yükseltici" olarak adlandırılmaktadır).

Kincraig noktasında yükselmiş bir dizi kıyı, İskoçya

''Deniz Taraçaları'' da denilmektedir.

Yükseltilmiş bir kıyı, ortaya çıkan bir sahil yeridir. Yükselmiş kıyılar ve deniz terasları, deniz seviyesinde göreceli bir düşüşle kıyı şeridinin üzerinde yükselen Kıyı ve dalga kesimli platformlardır.[5]

Dünya çapında, tektonik kıyı yükselme ve Kuvaterner deniz seviyesi dalgalanmalarının bir kombinasyonu, çoğu deniz izotop aşamaları (MIS) ile ilişkilendirilebilen ayrı buzullar arası yükseklikler sırasında oluşan deniz teras dizilerinin oluşumuna neden olmaktadır.[6]

Bir deniz terası genellikle bir kıyı çizgisi açısı-iç kenarı, deniz aşınma platformu ve paleo deniz-yamaç arasındaki kıvrılmayı korumaktadır. Kıyı açısı, bir transgresyonun (deniz yükselmesi) maksimum kıyı şeridini ve dolayısıyla bir paleo-deniz seviyesini temsil eder.

Morfoloji
Erozyonel deniz teraslarının tipik sırası. 1) düşük gelgit uçurum / rampa biriktirme, 2) modern kıyı (dalga kesme / aşınma-) platformu, 3) çentik / iç kenar, modern kıyı açısı, 4) modern deniz uçurum, 5) eski kıyı (dalga kesme / aşınma-) platform, 6) paleo kıyı şeridi açısı, 7) paleo-deniz uçurum, 8) teras örtüsü yatakları / deniz yatakları, kolüvyon, 9) alüvyonlu fan, 10) çürümüş ve kapalı deniz uçurum ve kıyı platformu, 11) paleo- deniz seviyesi I, 12) paleo-deniz seviyesi II. - çeşitli yazarlardan sonra[3][7][8][9]

Bir deniz taraçasının platformu genellikle eski gelgit aralığına bağlı olarak 1°-5° arasında bir eğime sahiptir. Genişliği oldukça değişken olmakla birlikte 1.000 metreye (3.300 ft) kadar ulaşabilmekte ve kuzey-güney yarım küreler arasında farklı görünebilmektedir.[10] Platformu sınırlayan uçurum yüzeyleri, deniz ve yan süreçlerin göreceli rollerine bağlı olarak diklikte değişebilmektedir.[11] Eski kıyı (dalga kesme/aşınma -) platformunun ve yükselen uçurum yüzünün kesiştiği noktada, platform genellikle maksimum deniz girişi sırasında kıyı şeridinin yerini gösteren bir kıyı açısı veya iç kenarı (çentik) korumuş olmaktadır.[12] Alt yatay platformlar genellikle düşük gelgit yamaçta sonlanır ve bu platformların oluşumunun gelgit aktivitesine bağlı olduğuna inanılmaktadır.[11] Deniz terasları sahile paralel olarak onlarca kilometre uzayabilmektedirler.[3]

En eski teraslar deniz, alüvyal veya kolüvyal malzemelerle kaplanırken, en üstteki teras seviyeleri genellikle daha az korunmaktadır.[13] Nispeten hızlı yükselme oranlarındaki (> 1 mm/yıl) deniz terasları genellikle bireysel buzullar arası dönemler veya aşamalarla ilişkilendirilebilirken, daha yavaş yükselme oranlarındaki alanlar, hava koşullarına maruz kalma sürelerini takiben deniz seviyelerinin geri dönüş aşamaları ile polisiklik bir kökene sahip olabilmektedir.[2]

Deniz taraçaları karmaşık tarihlere ve farklı yaşlara sahip çok çeşitli topraklarla kaplanabilmektedir. Korunan alanlarda, tsunami yataklarından allokton kumlu ana malzemeler bulunabilmektedir. Deniz taraçalarında bulunan yaygın toprak tipleri arasında  solonetz ve planosoller bulunmaktadır.[14]

Formasyon

Deniz taraçalarının, deniz izotop aşamaları (MIS) ile ilişkili buzullar arası aşamaların birbirinden ayrılan en üst noktalarında oluştuğu düşünülmektedir.[15][16][17][18]

Neden-Sebepler
Son 500 Ma sırasında iki deniz seviyesi rekonstrüksiyonunun karşılaştırılması. Son buzul / buzullar arası geçiş sırasındaki değişim ölçeği siyah bir çubukla belirtilir.

Deniz taraçalarının oluşumu, son jeolojik zamanlarda çevresel koşullardaki değişiklikler ve tektonik aktivite ile kontrol edilebilmektedir. İklim koşullarındaki değişiklikler, özellikle buzul ve bölgeler arası dönemlerdeki değişikliklerle, deniz kabuğunun östatik deniz seviyesi salınımlarına ve izostatik hareketlerine yol açmıştır. Östazi süreçleri, okyanuslardaki su hacmindeki değişiklikler ve dolayısıyla kıyı şeridinin gerileme ve ihlallerine bağlı olarak  östatik buz deniz seviyesi dalgalanmalarına yol açmaktadır. Son buzul döneminde maksimum buzul derecesinde, deniz seviyesi bugüne göre yaklaşık 100 metre (330 ft) daha düşüktü. Östatik deniz seviyesi değişikliklerine, sediman-östazi veya tektono-östazi yoluyla okyanusların boşluk hacmindeki değişiklikler de neden olabilmektedir.[19]

İzostasyum süreçleri, kıyı çizgileriyle birlikte kıtasal kabukların yükselmesini içermektedir. Günümüzde, buzul izostatik ayar süreci esas olarak Pleistosen buzlu alanları için geçerlidir.[19] Örneğin, İskandinavya'da mevcut yükselme oranı 10 milimetreye (0.39 in)/yıla kadar ulaşmaktadır.[20]

Genel olarak, buzullar arası evrelerin farklı deniz seviyelerinde göze çarpan östatik deniz terasları oluşturulmuştur ve deniz oksijen izotopik evreleri (MIS) ile ilişkilendirilebilmektedir.[19][21][22] İzostatik buz, deniz terasları esas olarak izostatik yükselmenin durağan yerleri sırasında oluşturulmuştur.[19] Östazi, deniz teraslarının oluşumu için ana faktör olduğunda, türetilen deniz seviyesi dalgalanmaları eski iklim değişikliklerini gösterebilir. İzostatik düzenlemeler ve tektonik faaliyetler, östatik bir deniz seviyesindeki yükselmeyle aşırı derecede telafi edilebildiğinden, bu sonuca özen gösterilmelidir. Bu nedenle, hem östatik hem de izostatik veya tektonik etkiler alanlarında, göreceli deniz seviyesi eğrisinin seyri karmaşık olabilmektedir.[23] Böylece günümüz deniz teras dizilerinin çoğu tektonik kıyı yükselmesi ve Kuaterner deniz seviyesi dalgalanmalarının bir kombinasyonundan oluşmuştur.

Sarsıntılı tektonik yükselmeler de belirgin teras adımlarına yol açabilirken, pürüzsüz göreceli deniz seviyesi değişiklikleri bariz teraslara neden olmayabilir ve oluşumları genellikle deniz taraçaları olarak adlandırılmazlar.[12]

Süreçler

Deniz taraçaları genellikle ılıman bölgelerde, dalga atakları ve dalgalarda taşınan tortu nedeniyle kayalık kıyı şeridi[2] boyunca deniz erozyonundan kaynaklanır. Erozyon ayrıca ayrışma ve kavitasyon ile bağlantılı olarak gerçekleşir. Erozyon hızı kıyı malzemesine (Kaya sertliği), batimetriye ve ana kaya özelliklerine bağlıdır ve granitik kayalar için yılda sadece birkaç milimetre ve volkanik ejecta için yılda 10 metreden (33 ft) fazla olabilir.[11][24] Deniz yamacının geri çekilmesi, aşınma süreci boyunca bir kıyı (dalga kesimi/aşınma) platformu oluşturur. Deniz seviyesinin göreceli olarak değişmesi, gerilemelere veya geçişlere yol açar ve nihayetinde farklı bir yükseklikte başka bir teras (deniz kesilmiş teras) oluşturur, uçurumun yüzündeki çentikler kısa durmaları gösterir.[24]

Teras eğiminin gelgit aralığıyla arttığı ve kaya direnci ile azaldığı düşünülmektedir. Buna ek olarak, taraça genişliği ile kayanın gücü arasındaki ilişki ters ve daha yüksek yükselme ve çökme oranları ile hinterlandın daha yüksek bir eğimi, belirli bir süre boyunca oluşan teras sayısını arttırır.[25]

Ayrıca, kıyı platformları aşındırmayla oluşturulur ve kıyı erozyonu ile uzaklaştırılan malzemelerin birikmesinden kaynaklanan deniz terasları ortaya çıkar.[2] Böylece hem erozyon hem de birikimle bir deniz terası oluşturulabilir. Bununla birlikte, kıyı platformlarının oluşumunda dalga erozyonu ve ayrışma rolleri hakkında süregelen bir tartışma da vardır.[11]

Resif düzlükleri veya yükseltilmiş mercan kayalıkları, intertropik bölgelerde bulunan başka bir deniz taraça türüdür. Biyolojik aktivite, kıyı şeridi ilerlemesi ve resif malzemesi birikiminin bir sonucudur.[2]

Bir teras dizisi yüz binlerce yıl öncesine dayanabilirken, bozulması oldukça hızlı bir süreçtir. Bir yandan uçurumların kıyı şeridine daha derin bir geçişi önceki terasları tamamen yok edebilirken ; Öte yandan eski teraslar çökebilir ya da tortular, kolüvyal veya alüvyal fanlar tarafından kaplanabilir.[3][24] Kesin olmayan akımların neden olduğu yamaçların erozyonu ve geri aşınması bu bozunma sürecinde bir başka önemli rol oynamaktadır.[24]

Kara ve Deniz seviyesi tarihi

Kıyı şeridinin ilişkili buzullar arası evrenin yaşına göre toplam yer değiştirmesinde bir yükselme biliniyorsa, ortalama bir yükselme oranının hesaplanmasına veya belirli bir zamanda östatik seviyenin hesaplanmasına izin vermektedir. Dikey yükselmeyi tahmin etmek için, paleo deniz seviyelerinin mevcut olana göre östatik konumu mümkün olduğunca kesin olarak bilinmelidir. Kronolojimiz temel olarak jeomorfolojik kriterlere dayalı göreceli tarihlemeye dayanmaktadır fakat her durumda deniz taraçalarının kıyı açılarını sayısal yaşlarla ilişkilendirdik.Dünya çapında en iyi temsil edilen teras, son buzullar arası maksimum (Bayan 5e) ile ilişkili olandır (doyurucu ve Kindler, 1995; Johnson ve Libbey, 1997, Pedoja ve ark., 2006 a,[26] b,[27] c[28]). Bayan 5e'nin yaşı keyfi olarak 130 ila 116 ka arasında değişir (Kukla ve ark . 2002[29]) ancak Hawaii ve Barbados'ta 134 ila 113 ka arasında olduğu gösterilmiştir (Muhs ve ark., 2002), tektonik olarak kararlı sahil şeritlerinde 128 ila 116 ka arasında bir tepe ile (Muhs, 2002). Dünya çapında dizilerde iyi temsil edilen eski deniz terasları, MIS 9 (~303-339 ka) ve 11 (~362-423 ka) ile ilgili olanlardır (Imbrie ve ark., 1984[30]). Derlemeler, MİSS 5e, MIS 9 ve 11 sırasında deniz seviyesinin mevcut olana göre 3 ± 3 metre ve MIS 7 sırasında mevcut olana -1 ± 1 m daha yüksek olduğunu göstermektedir (doyurucu ve Kindler, 1995,[31] Zazo, 1999[32]). Sonuç olarak, MIS 7 (~180-240 ka; Imbrie ve ark. 1984) deniz taraçaları daha az belirgindir ve bazen yoktur (Zazo, 1999). Bu terasların Yükseklikleri holosen ve geç Pleistosen için belirtilen paleo-östatik deniz seviyesindeki belirsizliklerden daha yüksek olduğunda, bu belirsizliklerin genel yorumlama üzerinde hiçbir etkisi yoktur.

Sıra, buz tabakalarının birikiminin araziyi bastırdığı yerlerde de oluşabilir böylece buz tabakaları eridiğinde plajların yüksekliğini (glacio-izostatik geri tepme) ve sismik yükselmenin meydana geldiği yerlerde arazi zamanla yeniden ayarlanır. İkinci durumda, ortak sismik taraça sadece Holosen için bilinse bile teras deniz seviyesinin yüksekliğiyle ilişkili değildir.

Haritalama ve Ölçme
Tongue Point'te en düşük deniz terasının havadan çekilmiş fotoğrafı, Yeni Zelanda

Morfolojinin kesin yorumları için geniş taraçalar, deniz taraçalarının incelenmesi ve haritalanması uygulanır. Bu, stereoskopik hava fotografik yorumlamasını (yaklaşık 1: 10.000 - 25.000[12]), topografik haritalarla yerinde incelenmesini (yaklaşık 1: 10.000) ve aşınmış-birikmiş malzemelerin analizini içerir. Kesin yükseklik bir sıvısız barometre  veya tercihen bir tripod üzerine monte edilmiş bir dengeleme aleti ile belirlenebilir. Topoğrafyaya bağlı olarak 1 cm (0,39 inç) hassasiyetle ve yaklaşık her 50–100 metrede (160–330 ft) ölçülmelidir. Uzak bölgelerde fotogrametri ve takimetri teknikleri uygulanabilir.[33]

Bağlantı ve Tarihleme

Deniz taraçalarının tarihlenmesi ve bağlantısı için farklı yöntemler kullanılabilir.

İlişkisel Tarihleme

Morfostratigrafik (Morfo-Şekil) yaklaşım, özellikle farklı yaşlarda kıyı çizgilerini ayırt etmek için en önemli kriter olarak deniz gerilimi bölgelerinde rakımda odaklanmaktadır. Ayrıca, bireysel deniz taraçaları büyüklükleri ve sürekliliklerine göre ilişkilendirilebilir. Teraslar arasındaki korelasyonları bulmak için paleo-toprakların yanı sıra buzul, akarsu, eolian ve periglayal yeryüzü şekilleri ve çökeltiler de kullanılabilir.[33] Örneğin, Yeni Zelanda'nın Kuzey adasında, tephra ve loess, deniz teraslarını ilişkilendirmek ve ilişkilendirmek için kullanılmıştır.[34] Eski buzulların terminus ilerlemesinde, sahil şeridi boyunca yavaş yavaş çözülen buzullar nedeniyle genişlikleri yaşla birlikte azaldığı için deniz taraçaları boyutlarıyla ilişkilendirilebilmektedir.[23]

Litostratigrafik yaklaşım karasal, denizel çökeltiler veya kıyı-sığ denizel çökeltilerin değişmesi temelinde deniz seviyesi dalgalanmalarını kanıtlamak için tipik tortu ve kaya tabakaları dizilerini kullanır.[23] Bu tabakalar tipik transgresif ve regresif patern katmanları gösterir. Bununla birlikte, tortu dizisindeki bir uyumsuzluk bu analizi zorlaştırabilir.[35]

Biyostratigrafik yaklaşım, deniz taraçalarının yaşını gösterebilen organizma kalıntılarını elde etmek için yumuşakça kabuklar, foraminifer veya polen kullanılmaktadır. Özellikle Mollusca, sedimantasyon derinliklerine bağlı olarak spesifik özellikler göstermektedir. Böylece eski su derinlikleri daha kolay tahmin edilebilmektedir.[23]

Deniz taraçaları genellikle deniz oksijeni izotopik evreleri (MIS) ile ilişkilidir (örneğin Johnson, M.E .; Libbey, L. K. 1997[21]) ve ayrıca stratigrafik konumları kullanılarak kabaca tarihlendirilebilir.[23]

Direkt Tarihleme

Deniz taraçalarının ve bunlarla ilgili malzemelerin doğrudan tarihlendirilmesi için en yaygın yöntem olan 14C radyokarbon tarihleme de dahil olmak üzere çeşitli yöntemler vardır.[36] Örneğin bu yöntem Yeni Zelanda'nın Kuzey Adası'nda çeşitli deniz taraçalarına tarih vermek için kullanılmıştır.[37] 14C izotopunu analiz eden yumuşakça kabukları gibi kıyı sedimanlarında karasal biyojenik malzemeler kullanır.[23] 230Th / 234U oranına dayanan bazı durumlarda, zararlı kontaminasyon veya düşük uranyum konsantrasyonları durumunda, yüksek çözünürlüklü bir randımanın zor olduğu görülmüştür.[38]Güney İtalya'da yapılan bir çalışmada paleomanyetizma paleomanyetik tarihleri[39] gerçekleştirmek için kullanılmış ve lüminesans tarihleme (OSL), San Andreas Fayı[40] ve Güney Kore'deki Kuaterner Eupcheon Fayı ile ilgili farklı çalışmalarda kullanılmıştır.[41] Son on yılda, karasal kozmojenik nüklitler yönteminin gelişinden bu yana özellikle yerinde üretilen 10Be ve 26Al kozmojenik izotopların kullanılmasıyla deniz taraçalarının tarihlendirilmesi geliştirilmiştir.[42] Bu izotoplar, kozmik ışınlara yüzeyden maruz kalma süresini kaydeder ve bu maruz kalma yaşı, deniz taraçasının denizden terk edilme yaşını yansıtır.[43]

Her tarihli taraça için östatik deniz seviyesini hesaplamak adına en az bir deniz taraça karşılık gelen eustatik deniz seviyesi pozisyonunun bilinmekte olduğu ve yükselme oranının her bölümde esasen sabit kaldığı varsayılmaktadır.[2]

Diğer Araştırma Alanları için Uygunluk
Şili'deki Choapa Nehri'nin güneyinde deniz taraçaları. Bu teraslar diğerleri arasında Roland Paskoff tarafından incelenmiştir.

Deniz taraçaları tektonik ve deprem araştırmalarında önemli bir rol oynamaktadır. Tektonik yükselme[40][44] paternleri ve oranları gösterebilirler ve bu nedenle belirli bir bölgedeki tektonik aktiviteyi tahmin etmek için kullanılabilirler.[41] Bazı durumlarda, ortaya çıkan ikincil yeryüzü şekilleri, Yeni Zelanda'nın Wellington yakınlarındaki Wairarapa Fayı'ndaki 2,7 metre (8 ft 10 inç) yükselme üreten 1855 Wairarapa depremi gibi bilinen sismik olaylarla ilişkilendirilebilir.[45] Bu rakam, bölgedeki yükseltilmiş sahil şeritleri arasındaki dikey uzaklıktan tahmin edilebilmektedir.[46]

Östatik deniz seviyesi dalgalanmalarının bilgisi ile izostatik yükselme hızı tahmin[47] edilebilir ve nihayetinde belirli bölgeler için nispi deniz seviyelerindeki değişiklik yeniden yapılandırılabilir. Böylece deniz terasları iklim değişikliği ve gelecekteki deniz seviyesi değişimlerindeki eğilimler üzerine araştırmalar için bilgi sağlamış olmaktadır.[11][48]

Deniz taraçalarının morfolojisini analiz ederken, hem östazi hem de izostazi oluşum süreci üzerinde bir etkiye sahip olabilmektedir. Bu şekilde, deniz seviyesinde değişiklikler olup olmadığı veya tektonik faaliyetlerin gerçekleşip gerçekleşmediği değerlendirilebilmektedir.

Öne Çıkan Örnekler
Dil noktasında Kuaterner deniz taraçaları, Yeni Zelanda

Yükseltilmiş Kıyılar, Güney Amerika'nın Pasifik kıyısındaki yitim gibi çok çeşitli Sahil ve jeodinamik arka planda bulunmaktadır (Pedoja ve ark. 2006), Kuzey Amerika, Güney Amerika'nın Atlantik kıyılarının pasif marjı (Rostami ve ark. 2000[49]), Kamçatka'nın Pasifik kıyısındaki çarpışma bağlamı (Pedoja ve ark. 2006), Papua Yeni Gine, Yeni Zelanda, Japonya (Ota ve Yamaguchi, 2004), Güney Çin Denizi kıyılarının pasif marjı (Pedoja ve ark. İrlanda'da Donegal Körfezi, County Cork ve County Kerry gibi batıya bakan Atlantik kıyılarında; Bude, Widemouth Bay, Crackington Haven, Tintagel, Cornwall Perranporth ve St Ives, Glamorgan Vale, Gower Yarımadası, Galler Pembrokeshire ve Hırka Bay, Jura ve İskoçya'da Arran Adası, Kuzey İspanya'da Brittany ve Galicia Finistère ve Eatonville Squally noktasında, Cape chignecto İl Parkı içinde Nova Scotia.

Başka önemki yerler arasında Yeni Zelanda'nın çeşitli kıyıları, ör. Wellington yakınlarındaki Turakirae Head, dünyanın en iyi ve en iyi incelenen örneklerinden birisidir.[45][46][50] Ayrıca Yeni Zelanda'daki Cook Boğazı boyunca, Dil Noktasındaki geç Kuaterner'den iyi tanımlanmış bir yükseltilmiş deniz taraçaları dizisi vardır. Son buzullardan iyi korunmuş bir alt terasa, sondan önceki buzullardan geniş ölçüde aşınmış bir yüksek terasa ve neredeyse tamamen çürümüş olan daha yüksek bir terasa sahiptir.[45] Ayrıca, Doğu'nun Plenty Körfezi'ndeki Yeni Zelanda'nın Kuzey Adası'nda yedi deniz taraçasından oluşan bir dizi incelenmiştir.[13][37]

Santa Cruz Kuzey deniz taraçalı kıyı şeridi hava fotoğrafı, Kaliforniya, not karayolu 1 alt taraçalar boyunca sahil boyunca işletme.

Pasifik çevresindeki birçok ana kara ve ada kıyıları boyunca, deniz terasları tipik sahil özellikleridir. Özellikle önde gelen deniz teraslı sahil şeridi, Santa Cruz'un kuzeyinde, Davenport, Kaliforniya yakınlarında, terasların muhtemelen San Andreas Fayında tekrarlanan kayma depremleri ile yükseltildiği yerlerde bulunabilmektedir.[40][51] Hans Jenny (pedolog) Mendocino ve Sonoma ilçesi deniz teraslarının cüce ormanlarını ünlü bir şekilde araştırdı. Deniz taraçasının Salt Point State Park'taki "ekolojik merdiveni" de San Andreas Arızası'na bağlıdır.


Güney Amerika kıyıları boyunca, en yüksek olanların plaka kenarlarının bastırılmış okyanus sırtlarının üzerinde olduğu en yüksek ve en hızlı artış oranlarının oluştuğu deniz terasları bulunmaktadır.[8][52][53] Endonezya'nın Sumba Adası'ndaki Cape Laundi'de, on bir teras 100 m'den (330 ft)[54] daha geniş olan bir dizi mercan kayalığı terasının bir parçası olarak deniz seviyesinden 475 m (1,558 ft) yükseklikte eski bir yama resifi bulunabilmektedir. Yeni Gine, Huon Yarımadası'ndaki 80 km'den (50 mi) daha fazla uzanan ve mevcut deniz seviyesinden 600 m'den (2,000 ft) yüksek mercan deniz taraçaları şu anda UNESCO'nun Houn Terraces - Merdiven adı altında Dünya Mirası alanları için geçici listededir.[55]

Diğer önemli örnekler arasında, bazı Filipin Adaları'nda[56] ve Kuzey Afrika'nın Akdeniz Kıyısı boyunca, özellikle Tunus'ta, 400 m'ye (1.300 ft) kadar yükselen 360 m'ye (1.180 ft) kadar yükselen deniz taraçaları sayılabilmektedir.[57]

İlgili Kıyı Coğrafyası

Yükseltme gelgit çentik dizileri yoluyla da kaydedilebilmektedir. Çentikler genellikle deniz seviyesinde uzanıyor olabilirler fakat çentik tipleri aslında deniz seviyesinde sessiz koşullarda oluşan dalga çentiklerinden daha türbülanslı koşullarda ve deniz seviyesinden 2 m (6,6 ft) yükseklikte sörf çentiklerine kadar süreklilik oluşturmaktadırlar (Pirazzoli ve diğerleri, 1996 Rust ve Kershaw, 2000[58]). Yukarıda belirtildiği gibi, Holosen sırasında yüksek bir deniz seviyesi vardı, bu çıkarıma göre bazı çentikler oluşumlarında tektonik bir bileşen içermeyebilirler.

Ayrıca bakınız

Kaynakça
  1. Pinter, N (2010): 'Coastal Terraces, Sealevel, and Active Tectonics' (educational exercise), from "Archived copy" (PDF). 10 Ekim 2010 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Nisan 2011. [02/04/2011]
  2. Pirazzoli, PA (2005a): 'Marine Terraces', in Schwartz, ML (ed) Encyclopedia of Coastal Science. Springer, Dordrecht, pp. 632–633
  3. Strahler AH; Strahler AN (2005): Physische Geographie. Ulmer, Stuttgart, 686 p.
  4. Leser, H (ed)(2005): ‚Wörterbuch Allgemeine Geographie. Westermann&Deutscher Taschenbuch Verlag, Braunschweig, 1119 p.
  5. "The Nat -". www.sdnhm.org.
  6. Johnson, ME; Libbey, LK (1997). "Global review of Upper Pleistocene (Substage 5e) Rocky Shores: tectonic segregation, substrate variation and biological diversity". Journal of Coastal Research.
  7. Pinter, N (2010): 'Coastal Terraces, Sealevel, and Active Tectonics' (educational exercise), from "Archived copy" (PDF). 10 Ekim 2010 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Nisan 2011. [02/04/2011]
  8. Goy, JL; Macharé, J; Ortlieb, L; Zazo, C (1992). "Quaternary shorelines in Southern Peru: a Record of Global Sea-level Fluctuations and Tectonic Uplift in Chala Bay". Quaternary International. 15–16: 9–112. Bibcode:1992QuInt..15...99G. doi:10.1016/1040-6182(92)90039-5.
  9. Rosenbloom, NA; Anderson, RS (1994). "Hillslope and channel evolution in a marine terraced landscape, Santa Cruz, California". Journal of Geophysical Research. 99 (B7): 14013–14029. Bibcode:1994JGR....9914013R. doi:10.1029/94jb00048.
  10. Pethick, J (1984): An Introduction to Coastal Geomorphology. Arnold&Chapman&Hall, New York, 260p.
  11. Masselink, G; Hughes, MG (2003): Introduction to Coastal Processes & Geomorphology. Arnold&Oxford University Press Inc., London, 354p.
  12. Cantalamessa, G; Di Celma, C (2003). "Origin and chronology of Pleistocene marine terraces of Isla de la Plata and of flat, gently dipping surfaces of the southern coast of Cabo San Lorenzo (Manabí, Ecuador)". Journal of South American Earth Sciences. 16 (8): 633–648. Bibcode:2004JSAES..16..633C. doi:10.1016/j.jsames.2003.12.007.
  13. Ota, Y; Hull, AG; Berryman, KR (1991). "Coseismic Uplift of Holocene Marine Terraces in the Pakarae River Area, Eastern North Island, New Zealand". Quaternary Research. 35 (3): 331–346. Bibcode:1991QuRes..35..331O. doi:10.1016/0033-5894(91)90049-B.
  14. Finkl, CW (2005): 'Coastal Soils' in Schwartz, ML (ed) Encyclopedia of Coastal Science. Springer, Dordrecht, pp. 278–302
  15. Düzenle James, N.P.; Mountjoy, E.W.; Omura, A. (1971). "An early Wisconsin reef Terrace at Barbados, West Indies, and its climatic implications". Geological Society of America Bulletin. 82 (7). ss. 2011-2018. doi:10.1130/0016-7606(1971)82[2011:aewrta]2.0.co;2.
  16. Bull, W.B., 1985. Correlation of flights of global marine terraces. In: Morisawa M. & Hack J. (Editor), 15th Annual Geomorphology Symposium. Hemel Hempstead, State University of New York at Binghamton, pp. 129–152.
  17. Ota, Y (1986). "Marine terraces as reference surfaces in late Quaternary tectonics studies: examples from the Pacific Rim". Royal Society of New Zealand Bulletin. 24: 357–375.
  18. Muhs, D.R.; et al. (1990). "Age Estimates and Uplift Rates for Late Pleistocene Marine Terraces: Southern Oregon Portion of the Cascadia Forearc". Journal of Geophysical Research. 95 (B5): 6685–6688. Bibcode:1990JGR....95.6685M. doi:10.1029/jb095ib05p06685.
  19. Ahnert, F (1996) – Einführung in die Geomorphologie. Ulmer, Stuttgart, 440 p.
  20. Lehmkuhl, F; Römer, W (2007): 'Formenbildung durch endogene Prozesse: Neotektonik', in Gebhardt, H; Glaser, R; Radtke, U; Reuber, P (ed) Geographie, Physische Geographie und Humangeographie. Elsevier, München, pp. 316–320
  21. Johnson, ME; Libbey, LK (1997). "Global Review of Upper Pleistocene (Substage 5e) Rocky Shores: Tectonic Segregation, Substrate Variation, and Biological Diversity". Journal of Coastal Research. 13 (2): 297–307.
  22. Muhs, D; Kelsey, H; Miller, G; Kennedy, G; Whelan, J; McInelly, G (1990). "'Age Estimates and Uplift Rates for Late Pleistocene Marine Terraces' Southern Oregon Portion of the Cascadia Forearc'". Journal of Geophysical Research. 95 (B5): 6685–6698. Bibcode:1990JGR....95.6685M. doi:10.1029/jb095ib05p06685.
  23. Worsley, P (1998): 'Altersbestimmung – Küstenterrassen', in Goudie, AS (ed) Geomorphologie, Ein Methodenhandbuch für Studium und Praxis. Springer, Heidelberg, pp. 528–550
  24. Anderson, RS; Densmore, AL; Ellis, MA (1999). "The Generation and degradation of Marine Terraces". Basin Research. 11 (1): 7–19. Bibcode:1999BasR...11....7A. doi:10.1046/j.1365-2117.1999.00085.x.
  25. Trenhaile, AS (2002). "Modeling the development of marine terraces on tectonically mobile rock coasts". Marine Geology. 185 (3–4): 341–361. Bibcode:2002MGeol.185..341T. doi:10.1016/S0025-3227(02)00187-1.
  26. Pedoja, K.; Bourgeois, J.; Pinegina, T.; Higman, B. (2006). "Does Kamchatka belong to North America? An extruding Okhotsk block suggested by coastal neotectonics of the Ozernoi Peninsula, Kamchatka, Russia". Geology. 34 (5): 353–356. Bibcode:2006Geo....34..353P. doi:10.1130/g22062.1.
  27. Pedoja, K.; Dumont, J-F.; Lamothe, M.; Ortlieb, L.; Collot, J-Y.; Ghaleb, B.; Auclair, M.; Alvarez, V.; Labrousse, B. (2006). "Quaternary uplift of the Manta Peninsula and La Plata Island and the subduction of the Carnegie Ridge, central coast of Ecuador". South American Journal of Earth Sciences. 22 (1–2): 1–21. Bibcode:2006JSAES..22....1P. doi:10.1016/j.jsames.2006.08.003.
  28. Pedoja, K.; Ortlieb, L.; Dumont, J-F.; Lamothe, J-F.; Ghaleb, B.; Auclair, M.; Labrousse, B. (2006). "Quaternary coastal uplift along the Talara Arc (Ecuador, Northern Peru) from new marine terrace data". Marine Geology. 228 (1–4): 73–91. Bibcode:2006MGeol.228...73P. doi:10.1016/j.margeo.2006.01.004.
  29. Kukla, G.J.; et al. (2002). "Last Interglacial Climates". Quaternary Research. 58 (1): 2–13. Bibcode:2002QuRes..58....2K. doi:10.1006/qres.2001.2316.
  30. Imbrie, J. et al., 1984. The orbital theory of Pleistocene climate: support from revised chronology of the marine 18O record. In: A. Berger, J. Imbrie, J.D. Hays, G. Kukla and B. Saltzman (Editors), Milankovitch and Climate. Reidel, Dordrecht, pp. 269–305.
  31. Hearty, P.J.; Kindler, P. (1995). "Sea-Level Highstand Chronology from Stable Carbonate Platforms (Bermuda and the Bahamas)". Journal of Coastal Research. 11 (3): 675–689.
  32. Zazo, C (1999). "Interglacial sea levels". Quaternary International. 55 (1): 101–113. Bibcode:1999QuInt..55..101Z. doi:10.1016/s1040-6182(98)00031-7.
  33. Worsley, P (1998): 'Altersbestimmung – Küstenterrassen', in Goudie, AS (ed) Geomorphologie, Ein Methodenhandbuch für Studium und Praxis. Springer, Heidelberg, pp. 528–550 Bu kaynak, bu sayfada 8 kere kullanıldı.
  34. Berryman, K (1992). "A stratigraphic age of Rotoehu Ash and late Pleistocene climate interpretation based on marine terrace chronology, Mahia Peninsula, North Island, New Zealand". New Zealand Journal of Geology and Geophysics. 35: 1–7. doi:10.1080/00288306.1992.9514494.
  35. Bhattacharya, JP; Sheriff, RE (2011). "Practical problems in the application of the sequence stratigraphic method and key surfaces: integrating observations from ancient fluvial–deltaic wedges with Quaternary and modelling studies". Sedimentology. 58 (1): 120–169. Bibcode:2011Sedim..58..120B. doi:10.1111/j.1365-3091.2010.01205.x.
  36. Schellmann, G; Brückner, H (2005): 'Geochronology', in Schwartz, ML (ed) Encyclopedia of Coastal Science. Springer, Dordrecht, pp. 467–472
  37. Ota, Y (1992). "Holocene marine terraces on the northeast coast of North Island, New Zealand, and their tectonic significance". New Zealand Journal of Geology and Geophysics. 35 (3): 273–288. doi:10.1080/00288306.1992.9514521.
  38. Garnett, ER; Gilmour, MA; Rowe, PJ; Andrews, JE; Preece, RC (2003). "230Th/234U dating of Holocene tufas: possibilities and problems". Quaternary Science Reviews. 23 (7–8): 947–958. Bibcode:2004QSRv...23..947G. doi:10.1016/j.quascirev.2003.06.018.
  39. Brückner, H (1980): 'Marine Terrassen in Süditalien. Eine quartärmorphologische Studie über das Küstentiefland von Metapont', Düsseldorfer Geographische Schriften, 14, Düsseldorf, Germany: Düsseldorf University
  40. Grove, K; Sklar, LS; Scherer, AM; Lee, G; Davis, J (2010). "Accelerating and spatially varying crustal uplift and ist geomorphic expression, San Andreas Fault zone north of San Francisco, California". Tectonophysics. 495 (3): 256–268. Bibcode:2010Tectp.495..256G. doi:10.1016/j.tecto.2010.09.034.
  41. Kim, Y; Kihm, J; Jin, K (2011). "Interpretation of the rupture history of a low slip-rate active fault by analysis of progressive displacement accumulation: an example from the Quaternary Eupcheon Fault, SE Korea". Journal of the Geological Society, London. 168 (1): 273–288. Bibcode:2011JGSoc.168..273K. doi:10.1144/0016-76492010-088.
  42. Kim, KJ; Sutherland, R (2004). "Uplift rate and landscape development in southwest Fiordland, New Zealand, determined using 10Be and 26Al exposure dating of marine terraces". Geochimica et Cosmochimica Acta. 68 (10): 2313–2319. Bibcode:2004GeCoA..68.2313K. doi:10.1016/j.gca.2003.11.005.
  43. Gosse, JC; Phillips, FM (2001). "Terrestrial in situ cosmogenic nuclides: theory and application". Quaternary Science Reviews. 20 (14): 1475–1560. Bibcode:2001QSRv...20.1475G. CiteSeerX 10.1.1.298.3324. doi:10.1016/s0277-3791(00)00171-2.
  44. Saillard, M; Hall, SR; Audin, L; Farber, DL; Regard, V; Hérail, G (2011). "Andean coastal uplift and active tectonics in southern Peru: 10Be surface exposure dating of differentially uplifted marine terrace sequences (San Juan de Marcona, ~15.4°S)". Geomorphology. 128 (3). ss. 178-190. Bibcode:2011Geomo.128..178S. doi:10.1016/j.geomorph.2011.01.004.
  45. Crozier, MJ; Preston NJ (2010): 'Wellington's Tectonic Landscape: Astride a Plate Boundary' in Migoń, P. (ed) Geomorphological Landscapes of the World. Springer, New York, pp. 341–348
  46. McSaveney; et al. (2006). "Late Holocene uplift of beach ridges at Turakirae Head, south Wellington coast, New Zealand". New Zealand Journal of Geology & Geophysics. 49 (3): 337–358. doi:10.1080/00288306.2006.9515172.
  47. Press, F; Siever, R (2008): Allgemeine Geologie. Spektrum&Springer, Heidelberg, 735 p.
  48. Schellmann, G; Radtke, U (2007). "Neue Befunde zur Verbreitung und chronostratigraphischen Gliederung holozäner Küstenterrassen an der mittel- und südpatagonischen Atlantikküste (Argentinien) – Zeugnisse holozäner Meeresspiegelveränderungen". Bamberger Geographische Schriften. 22: 1–91.
  49. Rostami, K.; Peltier, W.R.; Mangini, A. (2000). "Quaternary marine terraces, sea-level changes and uplift history of Patagonia, Argentina: comparisons with predictions of the ICE-4G (VM2) model for the global process of glacial isostatic adjustment". Quaternary Science Reviews. 19 (14–15): 1495–1525. Bibcode:2000QSRv...19.1495R. doi:10.1016/s0277-3791(00)00075-5.
  50. Wellman, HW (1969). "Tilted Marine Beach Ridges at Cape Turakirae, N.Z.". Tuatara. 17 (2): 82–86.
  51. Pirazzoli, PA (2005b.): 'Tectonics and Neotectonics', Schwartz, ML (ed) Encyclopedia of Coastal Science. Springer, Dordrecht, pp. 941–948
  52. Saillard, M; Riotte, J; Regard, V; Violette, A; Hérail, G; Audin, A; Riquelme, R (2012). "Beach ridges U-Th dating in Tongoy bay and tectonic implications for a peninsula-bay system, Chile". Journal of South American Earth Sciences. 40: 77–84. Bibcode:2012JSAES..40...77S. doi:10.1016/j.jsames.2012.09.001.
  53. Saillard, M; Hall, SR; Audin, L; Farber, DL; Regard, V; Hérail, G (2011). "Andean coastal uplift and active tectonics in southern Peru: 10Be surface exposure dating of differentially uplifted marine terrace sequences (San Juan de Marcona, ~15.4°S)". Geomorphology. 128 (3): 178–190. Bibcode:2011Geomo.128..178S. doi:10.1016/j.geomorph.2011.01.004.
  54. Pirazzoli, PA; Radtke, U; Hantoro, WS; Jouannic, C; Hoang, CT; Causse, C; Borel Best, M (1991). "Quaternary Raised Coral-Reef Terraces on Sumba Island, Indonesia". Science. 252 (5014): 1834–1836. Bibcode:1991Sci...252.1834P. doi:10.1126/science.252.5014.1834. PMID 17753260
  55. UNESCO (2006): Huon Terraces – Stairway to the Past. from https://whc.unesco.org/en/tentativelists/5066/ [13/04/2011]
  56. Eisma, D (2005): 'Asia, eastern, Coastal Geomorphology', in Schwartz, ML (ed) Encyclopedia of Coastal Science. Springer, Dordrecht, pp. 67–71
  57. Orme, AR (2005): 'Africa, Coastal Geomorphology', in Schwartz, ML (ed) Encyclopedia of Coastal Science. Springer, Dordrecht, pp. 9–21
  58. Rust, D.; Kershaw, S. (2000). "Holocene tectonic uplift patternes in northeastern Sicily: evidence from marine notches in coastal outcrops". Marine Geology. 167 (1–2): 105–126. Bibcode:2000MGeol.167..105R. doi:10.1016/s0025-3227(00)00019-0.
Kıyı Coğrafyası
Yer şekilleri
  • Adalar - Mercan ada - Bariyer adası - Koy - Tuzlu bataklık - Burun - Kanal - Kayalık - Sahil - Kıyı ovası - Kıyı şelalesi - Kıta kenarı - Kıta sahanlığı - Mercan kayalığı - Körfez - Kumul - Haliç - Fiyort - Temiz su - Yer - Geçit - Giriş - Sulak alan - Ada - Adacık - Kıstak - Gölcük - Deniz taraçası - Büyük delta - Ağız çubuğu - Doğal taban çukuru - Yarımada - Kayalık - Gerileyen delta - Ria - Nehir deltası - Tuz bataklığı - Sığlık - Kıyı - Kayalık adacık - Boğaz - Yığın - Darboğaz - Tel düz - Denizaltı kanyonu - Gelgit adası - Gelgit bataklığı - Gelgit havuzu - Tombolo
Sahiller
  • Plaj - Kıyı morfodinamiği - Sahil srıtı - Yalıtaşı - Cep plajı - Geri çekilme - Fırtına sahili - Yıkama kenarı
Süreçler
  • Hava deliliği - Kayalık sahil - Kıyı biyojeomorfoloji - Kıyı erozyonu - Uyumlu sahil şeridi - Akıntı - Uyumsuz sahil şeridi - Acil kıyı şeridi - Besleyici blöf - Getirmek - Düz sahil - Kademeli kıyı - Giriş sahili - Büyük ölçekli kıyı hareketleri - Kıyı şeridi kayması - Deniz gerilemesi - Deniz transgresyonu - Yükselmiş kıyı şeridi - Akıntı akımı - Kayalık sahil - Deniz mağarası - Deniz köpüğü - Sığ - Sarp sahil - Batık kıyı şeridi - Sörf kırılması - Sörf bölgesi - Dalgalanma kanalı - Çalkantı - Ters yönlü dip akıntısı - Volkanik yay - Dalga kesim platformu - Dalga yutma - Rüzgar dalgası - Sarım bölgesi
Yönetimler
  • Kıyı yönetimi - Arazinin genişlemesi - Entegre kıyı bölgesi yönetimi - Dalma
Bağlantılar
  • Bölme çizgisi - Tane büyüklüğü ( aşınmış kaya parçası - kil - yuvarlak kaya parçası - granül - çakıl taşı - kumluk - çakıl - alüvyon ) İntertidal bölge - Kıyı bölgesi - Fiziksel oşinografi - Tatlı su etki bölgesi
This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.