Una piattaforma o un altopiano roccioso fossile è chiamato terrazza marina o paleoplatier .
L' evoluzione quaternaria di una costa è il risultato morfologico dell'evoluzione dell'interazione tra tettonica (il più delle volte verticale) ed eustatismo sovrapposto alle condizioni locali (litologia, escursione mareale).
Le forme registrate sono un riflesso di questi due parametri e delle loro possibili combinazioni, relativamente complesse e quindi hanno interessato la maggior parte delle civiltà. In Dreamtime of the Australian Aborigines si parla chiaramente della trasgressione dell'Olocene mentre l'alluvione biblica serviva a spiegare la presenza di coste fossili sulle coste europee e mediterranee.
Le paleo-coste sono registrate morfologicamente sotto forma di “terrazzi marini”, tacche costiere, in alcuni casi bar costieri di età Pleistocenica o Olocenica. Queste morfologie si incontrano a volte isolate ma più spesso sotto forma di sequenze paleomorfologiche che possono o meno includere depositi sedimentari.
Come tale, la genesi di sequenze di morfologie litorali o costiere su alcuni segmenti è stata spiegata solo di recente. Queste terrazze sono talvolta anche testimonianze di rimbalzi post-glaciali e di “oscillazioni del livello del mare ” .
A seguito del movimento tettonico, le sequenze morfologiche sono o emerse (in caso di sollevamento) o sommerse (in caso di cedimento). In quest'ultimo caso l'osservazione è resa difficile e queste morfologie sono poco descritte nella letteratura scientifica.
Una piattaforma di abrasione è una superficie che digrada dolcemente verso il mare, scolpita dalle onde nel substrato roccioso che costituisce la costa. Termina alla sommità della battigia con una scarpata, una scogliera costiera più o meno accentuata. Questa interruzione di pendenza , a volte chiamata ai piedi della scogliera, materializza il livello zero del mare.
A livello morfologico, il piede della scogliera può essere una tacca, una tacca, un'interruzione di pendenza alla sommità di una piattaforma più o meno sviluppata.
Le terrazze marine sono piattaforme di abrasione fossile. A volte si trovano isolati, ma il più delle volte sotto forma di sequenze. Una sequenza può essere assimilata ad una successione di piedi di scogliera, più o meno spaziati, che permettono di quantificare i rilievi costieri o le variazioni eustatiche quaternarie.
Queste terrazze e tacche possono essere il risultato di diversi tipi di lavorazioni e delle loro possibili combinazioni:
Sia a livello tettonico che eustatico, il confronto tra il livello attuale 0 e il livello paleo 0 delle fasi di alto livello del mare (stadi interglaciali) permette di stabilire le ampiezze e le durate dei fenomeni registrati (alto livello del mare, sollevamento).
Ricordiamo l'equazione di base tra altitudine ed eustatismo per una data morfologia costiera (tacca costiera, terrazzo):
V = (Ee) / ACon
E = altitudine attuale del paleo livello zero. Due metodi sono comunemente usati per identificare un livello paleo-marino 0: riconoscendo depositi di spiaggia o depositi nella zona intertidale o utilizzando precise evidenze morfologiche: scogliera, tacca costiera.
e = altitudine "eustatica" (rispetto al livello del mare attuale) del paleo livello zero responsabile della formazione della morfologia
A = età dell'alto livello del mare responsabile della formazione del terrazzo marino.
Questa equazione con due incognite ( V ed e ) permette di determinarne una conoscendo l'altra. I tassi di aumento sono V in mm / anno om / ka.
Il riconoscimento dello stile (roccioso, sabbioso) e delle dinamiche costiere (subsidenza, sollevamento) è il passaggio essenziale di qualsiasi studio morfotettonico di un segmento di costa. A livello locale, la latitudine (rimbalzo glacio-eustatico), l'intensità e la periodicità delle maree, la litologia costiera, le principali direzioni del moto ondoso, l'influenza di eventi “eccezionali” (El Niño, tsunami) sono alcuni di questi. uno dei tanti fattori che controllano lo stile della registrazione a livello zero.
L'altitudine attuale delle morfologie è il parametro fondamentale da determinare in campo.
Queste morfologie sono più o meno ben conservate, e possono anche essere completamente cancellate dall'erosione in poche decine di migliaia di anni.
Allo stesso modo, nella misura dell'altitudine, devono essere considerate le numerose possibili fonti di errore (dovute all'apparecchiatura, a quota zero considerata ad esempio).
I margini massimi di errore sull'altitudine dei piedi delle rupi corrispondono generalmente ai margini di errore cartografico (base della rupe inaccessibile o distrutta). I margini minimi di errore si ottengono livellando. Per morfologie vicine alla riva ea bassa quota si arriva ad una precisione di 10 cm .
Per decifrare la relazione tra eustatismo e tettonica, esistono due tipi di termini. I primi sono determinati a livello regionale (altitudine) mentre i secondi sono noti a livello globale e sono quindi tratti dalla letteratura (eustatismo, età). Le interazioni tra queste due scale sono strette. L'altitudine di una paleo-linea costiera deve essere calibrata ad un livello di riferimento corrente (livello 0 degli indicatori di marea nell'area di studio), mentre le età fornite dalle date sono discretamente associate alle età dell'IS Le altitudini relative alla corrente I livelli marini paleo-alti del Pleistocene sono da parte loro determinati globalmente e non tengono conto delle possibili variazioni locali del geoide ( nell'Olocene ).
La datazione precisa dei depositi litorali del Pleistocene e dell'Olocene consente l'interpretazione delle morfologie osservate.
I seguenti metodi sono comunemente usati: carbonio 14 , racemizzazione degli amminoacidi, U / Th, luminescenza : termoluminescenza o stimolata otticamente dall'infrarosso (IRSL) e tefrocronologia.
Nel caso delle terrazze tettono-eustatiche del Pleistocene, si ricorda che l'età utilizzata nel calcolo del tasso di sollevamento non è un'età ottenuta direttamente dalla datazione ma l'età dello stadio isotopico (MIS) associato all'alto livello del mare responsabile dell'abrasione della terrazza. Questa età è generalmente vicina all'età ottenuta direttamente dal materiale del terrazzo se presa vicino ai piedi della scogliera. L'età A dello stadio isotopico può essere 1) un'età astronomica che corrisponde all'età della massima insolazione prodotta dalla variazione dei parametri extra-orbitali 2) o un'età media risultante dalla sintesi dei dati radiometrici.
La quantificazione del sollevamento permette in particolare di fornire alcune risposte sulla sua origine e quindi di vincolare meglio i parametri geodinamici: subduzione del ripple, margine di strike-slip passivo, bordo della placca nell'angolo nord-ovest del Pacifico.
Ogni sequenza di terrazze marine ha uno stile particolare (numero di terrazze, distanza tra i piedi della scogliera) che è direttamente correlato alle modalità di deformazione. È quindi possibile datare morfostratigraficamente l'insieme di una serie di terrazzi se alcuni terrazzi sono stati correlati a stadi isotopici per datazione diretta dei loro depositi.
Notiamo ad esempio la preponderanza e complessità dei terrazzamenti marini legati all'attuale interglaciale ( Olocene ), all'ultimo MIS interglaciale. 5, al MIS 9 e riduzione vedono l'assenza di terrazze legate allo stadio isotopico 7.
L'ultimo interglaciale si estende da 134-75ka e corrisponde allo stadio isotopico 5 chiamato Eémien in senso lato. Questo interglaciale ha sperimentato 3 livelli del mare relativamente alti (5a, 5c, 5e). Il massimo di questo interglaciale è il 5 ° sottofondo isotopico chiamato Eemian in senso stretto. Vari nomi locali designano questa stessa quinta tappa come Ouljien nel Maghreb, Tirreno nell'Europa mediterranea, Sangamonien negli Stati Uniti o addirittura Pelukien in Alaska. L'età del MISS5e è stata impostata come 02 tra 134 e 113ka.
Le serie di terrazze registrate sono generalmente complesse: l'aspetto generale della sequenza a gradini dipende in parte dai cambiamenti eustatici alla fine del Pleistocene, ma soprattutto dalla velocità di sollevamento dell'area in questione.
L'idea di base può essere riassunta come segue: più velocemente una costa si alza, più si registrano i livelli di terrazze marine. Infatti, un forte sollevamento metterà molto rapidamente le tracce dell'alto livello del mare al riparo da successive oscillazioni eustatiche.
Bull (1985) ha confrontato le distribuzioni altimetriche dei terrazzamenti marini lungo una porzione di costa in funzione del tasso di sollevamento. Più recentemente, sono stati creati e utilizzati modelli matematici al fine di effettuare lo stesso confronto per tassi di rialzo compresi tra 0,11 mm / anno e 0,74 mm / anno per 26 cicli interglaciali e tenendo conto dell'ampiezza delle fluttuazioni eustatiche e della natura dell'incasso.
Sembra che :
Ad esempio, con una velocità di sollevamento di 0,3 mm / anno, i terrazzamenti marini collegati all'ultimo stadio interglaciale (SI 5e) vengono innalzati fino a un'altitudine di circa 45 m (). A seconda della natura dell'area circostante, si possono osservare uno, due o nessun terrazzo al di sotto di quello corrispondente all'ultimo massimo interglaciale. Con una velocità di sollevamento più veloce (es. 0,8 mm / anno) i terrazzi marini correlati a SI 5e possono finire per essere sollevati fino a un'altitudine di circa 100 metri sul livello del mare, in questo caso si può registrare una serie fino a 5 terrazze. In caso di elevazioni molto rapide (> 1 mm / anno) possono essere presenti all'aperto i terrazzamenti marini relativi a SI 3 (considerati interstade perché non propriamente corrispondenti ad un interglaciale). Questo fenomeno consente la creazione di terrazze marine eccezionalmente ampie su alcune coste rialzate. Ma questi terrazzi marini estremamente ampi possono anche essere creati nel modo seguente: immagina due piattaforme le cui altitudini dei piedi della scogliera sono molto vicine, vale a dire che il dislivello tra il bordo distale del terrazzo superiore e il piede del la scogliera della terrazza inferiore è bassa (<10 m). L'erosione aerea o i depositi continentali possono appiattire o mascherare questo salto topografico. In questo caso solo uno studio approfondito può rilevare la presenza del piede della scogliera intermedia ai due terrazzamenti marini. Questo livellamento è ovviamente legato alla velocità di sollevamento ma anche alle differenze relative tra i livelli del mare delle fasi interglaciali responsabili della formazione dei terrazzi marini. Sulle coste con sollevamento da debole a medio (<0,5 mm / anno) sono frequenti le rioccupazioni di terrazzamenti da piattaforme più recenti. E più in particolare per i livelli elevati relativi a SI 5e e 7, si osserva comunemente una rioccupazione da parte del livello superiore successivo.
Quindi il tasso di sollevamento è, a livello quaternario, uno dei parametri che condizionano la morfogenesi costiera. Tuttavia, il ruolo di altri parametri e della litologia in particolare non è da sottovalutare.
A livello regionale (da dieci a cento km), in una data zona, il susseguirsi delle linee di costa permette di determinare la storia della rivolta di questa zona. È sufficiente applicare l'equazione precedente a ciascun piede della scogliera, avendo datato o stimato l'età di ogni terrazzo. Otteniamo così una quantificazione precisa (al decimo di mm / anno più vicino) del tasso di sollevamento ma anche un'idea molto corretta delle variazioni di questo tasso di sollevamento da una fase interglaciale all'altra. Questo tasso di sollevamento può quindi essere estrapolato (assumendo un sollevamento costante) al fine di datare cronostratigraficamente le terrazze marine non datate in modo assoluto. Su questa scala, i terrazzi marini consentono di caratterizzare in modo molto preciso l'evoluzione tettonica e geomorfologica delle zone considerate secondo il contesto geodinamico locale (Ad esempio, è possibile studiare lo sviluppo della rete idrografica perché i terrazzi marini costituiscono nuovi zone guadagnate dal mare.
In definitiva, le sequenze dei terrazzamenti marini forniscono informazioni sulla tettonica a tre diverse scale per le quali proponiamo qui una quantificazione metrica indicativa. Queste scale si sovrappongono. A livello locale (m per km), la variazione di altitudine osservata lungo lo stesso piede della scogliera ovviamente non può essere spiegata da una variazione del geoide marino. Questa variazione di altitudine è dovuta
Poiché la presenza di terrazze marine generalmente non è continua (presenza preferenziale su punti e promontori, ad esempio), è necessario stabilire tassi di sollevamento per ciascuna zona in cui sono presenti terrazze marine. Il confronto di questi tassi di rialzo consente di mappare i tassi di rialzo costiero settore per settore per ampi segmenti di costa. Alcuni studi (Ecuador - Perù, Argentina, Brasile, Bassa California) si occupano di terrazze che si estendono per diverse centinaia o addirittura migliaia di km (Franca Barreto et al., 2002; Ortlieb et al., 1996aeb; Pedoja et al., 2006a e b; Rostami et al., 2000; Saillard et al., 2009 e 2011; Regard et al., 2010).
Nel livello eustatico ( e ), le sequenze di terrazzi marini, abrasione delle piattaforme, delle tacche costiere, alcuni depositi litoranei (terrazze costruite), organismi biologici attaccati (FBI) sono ottimi strumenti per quantificare l'ampiezza e la durata degli alti livelli del mare. Attualmente, gli sforzi sono concentrati più specificamente sull'identificazione dei livelli relativi 1) al massimo dell'ultimo interglaciale (MIS 5e) e del Medio Olocene (mid-holocene highstand) con una risoluzione dell'ordine di mille o addirittura cento anni nel secondo caso. In generale, le variazioni del livello del mare relativo risultano dalla combinazione:
Distinguiamo quindi la glacio-eustasia che corrisponde allo stoccaggio di acqua sotto forma di ghiaccio, la tectono-eustasia che corrisponde alle variazioni di volume dei bacini oceanici a seguito dei movimenti crostali e dell'eustasia geoidale.
A livello geoidale ad esempio, a causa della rotazione della terra, si osserva un appiattimento delle masse d'acqua ai poli e un rigonfiamento all'equatore con un dislivello medio di 180 m. L'isostasi è il processo di cambiamenti nella forma della terra e del suo campo magnetico in risposta ai cambiamenti nelle masse di ghiaccio. Si distingue tra glacio-isostasi (ad esempio sollevamento post-glaciale) e idroisostasi (cedimento del fondo oceanico sotto il corpo idrico derivante dalla deglaciazione). La combinazione di questi parametri significa che il livello del mare non è costante né nel tempo né nello spazio. Attualmente, il globo è diviso in cinque zone con comportamenti distinti per quanto riguarda le variazioni eustatiche del livello del mare durante il Medio e l'Alto Olocene.
La combinazione di questi parametri significa che il livello del mare non è costante né nel tempo né nello spazio . Attualmente, il globo è diviso in cinque zone con comportamenti distinti riguardo alle variazioni eustatiche del livello del mare durante il Medio e l'Alto Olocene.
In Francia, il laboratorio più interessato alla morfogenesi costiera è il team M2C, dell'Università di Caen Basse-Normandie .