Se ha desarrollado una teoría viscoelástica global muy detallada del proceso de ajuste isostático glacial (GIA). La aplicación de esta teoría a la predicción de historias de nivel del mar relativo postglacial ha demostrado que la mayoría de las observaciones fechadas en 14C, de todos los sitios de la base de datos global, están bien explicadas por un modelo viscoelástico simétrico esférico cuya estructura elástica está fija a la de PREM y cuyo perfil de viscosidad radial es el del modelo VM2. Por supuesto, hay excepciones a esta regla general con respecto a la bondad de ajuste de las predicciones del modelo esféricamente simétrico a las observaciones. Por ejemplo, en lugares como la península de Huon de Papua Nueva Guinea, donde toda la costa se está elevando cosísmicamente, las predicciones del modelo GIA no explican las observaciones (véase Peltier, 1998a, Peltier, 1998d). Se espera que en otros lugares tectónicamente activos, también sean evidentes los desajustes similares de la teoría de simetría esférica a las observaciones. Ejemplos de tales regiones incluirían sin duda la región del Mar Mediterráneo, Japón, y quizás también el Noroeste del Pacífico de América del Norte, donde la capa de hielo de la Cordillera desempeñó un papel importante en el control de la historia local de cambio relativo del nivel del mar, pero que también está influenciada por la subducción activa.
Estas regiones de inadaptación a las predicciones RSL de la teoría viscoelástica global del cambio del nivel del mar postglacial no obstante, el grado en que esta teoría esférica simétrica global ha tenido éxito en reconciliar la gran mayoría de las observaciones es satisfactorio, especialmente porque solo se ha empleado un subconjunto muy pequeño de las observaciones para ajustar el perfil radial de viscosidad del manto del modelo. Como se discutió con mayor detalle en Peltier (1998b), estas observaciones consistieron en el conjunto de tiempos de relajación dependientes del número de onda determinados por McConnell (1968) como caracterizadores de la relajación de Fennosandia después de la eliminación de su carga de hielo LGM (cuya validez ha sido reconfirmada recientemente por Wieczerkowski et al., 1999, como se mencionó anteriormente), un conjunto de 23 tiempos de relajación específicos del sitio desde ubicaciones tanto en Canadá como en Fennoscandia, y la tasa observada de aceleración de la rotación axial sin mareas. El modelo de viscosidad VM2 que se determinó sobre la base únicamente de estos datos, utilizando el procedimiento formal de inferencia bayesiana con el modelo VM1 simple de cuatro capas como modelo inicial, se demostró a partir de entonces (Peltier 1996) que reconciliaba inmediatamente los desajustes dramáticos del modelo inicial con el conjunto de datos de alta calidad de historias RSL con fecha 14C que está disponible en la costa este de los Estados Unidos continentales (véase también Peltier, 1998a). Debido a que estos datos no se emplearon para restringir la estructura de viscosidad radial, esta es una prueba extremadamente significativa de la validez del modelo. En este capítulo también se ha demostrado explícitamente que el nuevo modelo concilia muy bien los datos relativos del nivel del mar de sitios de campo distantes en todo el Océano Pacífico ecuatorial (véanse las figuras. 4.9 y 4.10). Las observaciones de esta última región ofrecen un medio por el cual podemos restringir fuertemente la tasa de pérdida de masa de las grandes capas de hielo polares en la Antártida y Groenlandia que puede haber estado ocurriendo continuamente desde el Holoceno medio. Nuestro análisis demuestra que el grado en que esta influencia podría estar contribuyendo a la tasa actual observada de aumento del nivel del mar a nivel mundial es insignificante, conclusión que es inconsistente con la afirmación en contrario de Flemming et al. (1998).
La aplicación de la teoría global del proceso de ajuste isostático glacial para filtrar esta influencia a partir de los datos del medidor de marea está claramente justificada por los ajustes de alta calidad que el modelo ofrece a las observaciones (ampliamente distribuidas en el espacio) de la variabilidad de la RSL en escalas de tiempo geológicas sobre las que se puede emplear la datación 14C para determinar con precisión la edad de la muestra. Como se demostró a través de los análisis resumidos en los cuadros 4.1 y 4.2, la aplicación del filtro GIA reduce drásticamente la desviación estándar de las mediciones individuales de marea de la tasa de aumento de RSL de su valor medio, lo que demuestra la importancia de este paso en el procedimiento de análisis. Como se muestra en el Cuadro 4.2, la aplicación del filtro a un conjunto agregado de datos de mareas, en el que los sitios se agrupan si están cerca en su ubicación geográfica, también conduce a un aumento de la tasa global estimada de aumento de la RSL. En cualquier caso (Tabla 4.1 o Tabla 4.2) la mejor estimación que hemos podido producir de la tasa global de aumento de la RSL que podría estar relacionada con el cambio climático en curso en el sistema terrestre es de entre 1,91 y 1,84 mm/año.
Un resultado adicional importante que se desprende de los resultados enumerados en la Tabla 4.1 se refiere a la comparación entre las tasas de aumento de la RSL corregidas por el GIA en los mareómetros ubicados a lo largo de la costa este de los Estados Unidos continentales que se obtendrían por mínimos cuadrados que encajan en una línea recta a los datos geológicos durante un período de 3-4 kyr y el resultado que se obtiene utilizando la tasa geológica que se obtiene durante el mismo período de tiempo en el que la RSL es muestreada por los mareógrafos. Esto se ha investigado utilizando las tasas predichas por el GIA como proxy de los datos geológicos reales y calculando las tasas corregidas por el GIA enumeradas en la columna etiquetada LSQ en la Tabla 4.1. La comparación de los resultados de esta columna con el promedio de los de las columnas de -0,5 y +0,5 kyr para todos los sitios de la costa este de los Estados Unidos mostrará que el procedimiento de mínimos cuadrados que se ajustan a una línea recta a los datos geológicos durante un período de 3-4 kyr sobreestimará significativamente la magnitud de la señal relacionada con el GIA y, por lo tanto, su uso conducirá a una subestimación significativa del resultado del medidor de marea filtrado. Este hecho explica muy directamente la razón de la diferencia de aproximadamente 0,4 mm/año entre las tasas corregidas por el GIA para los Estados Unidos. costa este determinada por Peltier (1996b) y las previamente determinadas por Gornitz (1995), el primer resultado fue de cerca de 1,9 mm/año y el segundo de cerca de 1,5 mm/año.
Al concluir la discusión de los análisis presentados en este capítulo, es útil reflexionar sobre sus implicaciones con respecto a la importancia relativa de las diversas fuentes que podrían estar contribuyendo a la tasa global inferida de aumento relativo del nivel del mar cuya magnitud se ha implicado en este documento como algo superior a 1,8 mm/año (entre 1,91 y 1,84 mm/año). Las estimaciones más recientes de la contribución de las capas de hielo pequeñas y los glaciares (Meier y Bahr, 1996) indican que esta fuente tiene una fuerza de 0,3 ± 0,1 mm/año. Se espera que la influencia de la fusión del permafrost sea aún menor con una resistencia de 0,1 ± 0,1 mm/año. He argumentado aquí que la contribución debida al continuo derretimiento del hielo polar del Holoceno tardío de la Antártida o Groenlandia está limitada por encima de 0,1 mm / año. Dado que la estimación más reciente del plazo de almacenamiento terrestre (capítulo 5) sugiere que es de -0,9 ± 0.5 mm/año (nótese que esto se ha revisado de la estimación anterior de -0,3 ± 0,15 mm/año obtenida por Gornitz et al. 1997) hay claramente un residuo que requiere explicación en términos de contribuciones significativas de Groenlandia y/o la Antártida y/o de la expansión térmica de los océanos. Dado que la limitación geofísica a través de las observaciones de rotación de la Tierra, Peltier, 1998a, Peltier, 1999 parece requerir que la primera sea inferior a 0.5 mm / año, la implicación de estos argumentos parece ser que la tasa actual de aumento del nivel del mar mundial debido a la expansión térmica de los océanos podría ser significativamente mayor que la tasa que normalmente se supone que representa mejor esta contribución (0,6 ± 0,2 mm/año). Sin embargo, en relación con esta última contribución, no está del todo claro que la generación actual de modelos acoplados atmósfera-océano, cuyos resultados proporcionan una base primaria para esta estimación, sean capaces de medir con precisión la importancia de este efecto estérico. Es evidente que se requerirá un esfuerzo mucho mayor, especialmente en el fortalecimiento de la restricción observacional de la señal estérica y en una estimación más precisa de la contribución debida al almacenamiento terrestre, antes de que estemos en posición de confiar en cuál de estas influencias consideradas convencionalmente es más importante. Si el almacenamiento terrestre no tuviera ninguna importancia, la tasa actual de aumento de la rsl observada estaría dentro del límite superior definido por la influencia neta de las otras contribuciones. Sin embargo, si la influencia (negativa) del almacenamiento terrestre es tan grande como la estimación más reciente (ver Capítulo 5), entonces la influencia de la expansión térmica (o una de las otras contribuciones) tendría que ser considerablemente mayor que las estimaciones mencionadas anteriormente para que la tasa global inferida de aumento de la rsl se explique con éxito.
