Une théorie viscoélastique globale très détaillée du processus d’ajustement isostatique glaciaire (GIA) a été développée. L’application de cette théorie à la prédiction des historiques du niveau relatif de la mer postglaciaire a démontré que la plupart des observations datées du 14C, de tous les sites de la base de données globale, sont bien expliquées par un modèle viscoélastique à symétrie sphérique dont la structure élastique est fixée à celle de PREM et dont le profil de viscosité radiale est celui du modèle VM2. Bien entendu, il existe des exceptions à cette règle générale concernant la qualité de l’ajustement des prédictions du modèle à symétrie sphérique aux observations. Par exemple, à des endroits tels que la péninsule de Huon en Papouasie-Nouvelle-Guinée, où tout le littoral est surélevé de manière cosismique, les prédictions du modèle GIA n’expliquent pas les observations (voir Peltier, 1998a, Peltier, 1998d). On s’attend à ce qu’à d’autres endroits actifs sur le plan tectonique, des défauts similaires de la théorie à symétrie sphérique aux observations soient également évidents. Des exemples de telles régions comprendraient certainement la région de la mer Méditerranée, le Japon, et peut-être aussi le Nord-ouest pacifique de l’Amérique du Nord où la calotte glaciaire de la Cordillère a joué un rôle important dans le contrôle de l’histoire locale du changement relatif du niveau de la mer, mais qui est également influencée par la subduction active.
Ces régions inadaptées aux prédictions RSL de la théorie viscoélastique globale du changement du niveau de la mer postglaciaire ne supportent pas, la mesure dans laquelle cette théorie à symétrie sphérique globale a réussi à réconcilier la grande majorité des observations est satisfaisante, d’autant plus que seul un très petit sous-ensemble des observations a été utilisé pour ajuster le profil radial de viscosité du manteau du modèle. Comme discuté plus en détail dans Peltier (1998b), ces observations consistaient en l’ensemble des temps de relaxation dépendant du nombre d’ondes déterminés par McConnell (1968) comme caractérisant la relaxation de Fennosandia après l’élimination de sa charge de glace LGM (dont la validité a récemment été reconfirmée par Wieckerkowski et al., 1999, tel que mentionné précédemment), un ensemble de 23 temps de relaxation propres à chaque site à partir d’emplacements situés au Canada et en Fennoscandie, et le taux non tidal observé de l’accélération de la rotation axiale. Le modèle de viscosité VM2 qui a été déterminé sur la seule base de ces données, en utilisant la procédure formelle d’inférence bayésienne avec le modèle VM1 simple à quatre couches comme modèle de départ, a ensuite été démontré (Peltier, 1996) pour réconcilier immédiatement les ratés dramatiques du modèle de départ avec l’ensemble de données de haute qualité d’historiques RSL datés du 14C disponibles sur la côte est du continent américain (voir aussi Peltier, 1998a). Étant donné que ces données n’ont pas été utilisées pour contraindre la structure de viscosité radiale, il s’agit d’un test extrêmement significatif de la validité du modèle. Le fait que le nouveau modèle concilie également très bien les données relatives du niveau de la mer provenant de sites lointains de l’océan Pacifique équatorial a également été démontré explicitement dans ce chapitre (voir fig. 4.9 et 4.10). Les observations de cette dernière région offrent un moyen de limiter fortement le taux de perte de masse des grandes calottes glaciaires polaires de l’Antarctique et du Groenland qui peut se produire de manière continue depuis le milieu de l’Holocène. Notre analyse démontre que la mesure dans laquelle cette influence pourrait contribuer au taux actuel observé d’élévation du niveau mondial de la mer est négligeable, une conclusion qui est incompatible avec l’affirmation contraire de Flemming et al. (1998).
L’application de la théorie globale du processus d’ajustement isostatique glaciaire pour filtrer cette influence à partir des données marégraphiques est clairement justifiée par les ajustements de haute qualité que le modèle fournit aux observations (largement réparties dans l’espace) de la variabilité RSL sur des échelles de temps géologiques sur lesquelles la datation au 14C peut être utilisée pour déterminer avec précision l’âge de l’échantillon. Comme le montrent les analyses résumées dans les tableaux 4.1 et 4.2, l’application du filtre GIA réduit fortement l’écart-type des mesures individuelles du marégraphe du taux de montée du RSL par rapport à leur valeur moyenne, démontrant l’importance de cette étape dans la procédure d’analyse. Comme le montre le tableau 4.2, l’application du filtre à un ensemble agrégé de données marégraphiques, dans lequel les sites sont regroupés s’ils sont proches par leur emplacement géographique, entraîne également une augmentation du taux mondial estimé de hausse du LRS. Dans les deux cas (Tableau 4.1 ou Tableau 4.2) la meilleure estimation que nous avons pu produire du taux mondial d’augmentation du RSL qui pourrait être lié au changement climatique en cours dans le système terrestre se situe entre 1,91 et 1,84 mm / an.
Un résultat supplémentaire important qui découle des résultats énumérés dans le tableau 4.1 concerne la comparaison entre les taux corrigés par le GIA de la hausse du RSL sur les marégraphes situés le long de la côte est des États-Unis continentaux qui seraient obtenus par des moindres carrés ajustant une ligne droite aux données géologiques sur une période de 3-4 kyr et le résultat obtenu en utilisant la vitesse géologique obtenue sur la même période de temps pendant laquelle le RSL est échantillonné par les marégraphes. Cela a été étudié en utilisant les taux prédits par le GIA comme approximation des données géologiques réelles et en calculant les taux corrigés par le GIA énumérés dans la colonne intitulée LSQ du tableau 4.1. La comparaison des résultats de cette colonne avec la moyenne de ceux des colonnes -0,5 et +0,5 kyr pour tous les sites de la côte est des États-Unis montrera que la procédure des moindres carrés ajustant une ligne droite aux données géologiques sur une période de 3 à 4 kyr surestimera considérablement l’ampleur du signal lié au GIA et, par conséquent, son utilisation conduira à une sous-estimation significative du résultat du marégraphe filtré. Ce fait explique très directement la raison de l’écart d’environ 0,4 mm/an entre les taux corrigés de l’EIG pour les États-Unis. côte est déterminée par Peltier (1996b) et celles précédemment déterminées par Gornitz (1995), le premier résultat étant proche de 1,9 mm/an et le second proche de 1,5 mm/an.
En conclusion des analyses présentées dans ce chapitre, il est utile de réfléchir à leurs implications en ce qui concerne l’importance relative des diverses sources qui pourraient contribuer au taux mondial inféré d’élévation relative du niveau de la mer dont l’ampleur a été suggérée ici pour être quelque peu supérieure à 1,8 mm/an (entre 1,91 et 1,84 mm/an). Les estimations les plus récentes de la contribution des petites calottes glaciaires et des glaciers (Meier et Bahr, 1996) indiquent que cette source a une force de 0,3 ± 0,1 mm/an. L’influence de la fonte du pergélisol devrait être encore plus faible avec une force de 0,1 ± 0,1 mm/ an. J’ai fait valoir ici que la contribution due à la fonte continue de la glace polaire de l’Antarctique ou du Groenland à la fin de l’Holocène est limitée au-dessus de 0,1 mm / an. Étant donné que l’estimation la plus récente de la durée de stockage terrestre (chapitre 5) suggère que celle-ci est de -0,9 ± 0.5 mm/an (à noter que ceci est révisé par rapport à l’estimation précédente de -0,3 ± 0,15 mm/an obtenue par Gornitz et al. 1997) il y a clairement un résidu qui nécessite une explication en termes de contributions significatives du Groenland et / ou de l’Antarctique et / ou de la dilatation thermique des océans. Étant donné que la contrainte géophysique par les observations de rotation de la Terre Peltier, 1998a, Peltier, 1999 semble exiger que la première soit inférieure à 0.5 mm / an, l’implication de ces arguments semble être que le taux actuel d’élévation du niveau mondial de la mer dû à la dilatation thermique des océans pourrait être significativement plus élevé que le taux généralement supposé représenter le mieux cette contribution (0,6 ± 0,2 mm / an). En ce qui concerne cette dernière contribution, cependant, il n’est pas du tout clair que la génération actuelle de modèles couplés atmosphère-océan, dont les résultats constituent une base primaire pour cette estimation, soit capable de mesurer avec précision la signification de cet effet stérique. Il est clair que beaucoup d’efforts supplémentaires, en particulier pour renforcer la contrainte d’observation sur le signal stérique et pour estimer plus précisément la contribution due au stockage terrestre, seront nécessaires avant que nous soyons en mesure d’être sûrs de savoir laquelle de ces influences classiquement considérées est la plus importante. Si le stockage terrestre n’avait aucune importance, alors le taux actuel d’augmentation de la lrs observé se situerait dans la limite supérieure définie par l’influence nette des autres contributions. Toutefois, si l’influence (négative) du stockage terrestre est aussi importante que l’estimation la plus récente (voir le chapitre 5), alors l’influence de la dilatation thermique (ou l’une des autres contributions) devrait être considérablement plus importante que les estimations susmentionnées pour que le taux global inféré d’augmentation du LRS soit expliqué avec succès.
