È stata sviluppata una teoria viscoelastica globale molto dettagliata del processo di regolazione isostatica glaciale (GIA). L’applicazione di questa teoria alla previsione delle storie relative del livello del mare postglaciale ha dimostrato che la maggior parte delle osservazioni datate 14C, da tutti i siti nella base di dati globale, sono ben spiegate da un modello viscoelastico sfericamente simmetrico la cui struttura elastica è fissata a quella di PREM e il cui profilo di viscosità radiale è quello del modello VM2. Naturalmente, ci sono eccezioni a questa regola generale riguardante la bontà di adattamento delle previsioni del modello simmetrico sferico alle osservazioni. Ad esempio, in luoghi come la penisola di Huon in Papua Nuova Guinea, dove l’intera costa viene sollevata coseismicamente, le previsioni del modello GIA non riescono a spiegare le osservazioni (vedi Peltier, 1998a, Peltier, 1998d). Ci si aspetta che in altre posizioni tettonicamente attive simili disadattamenti della teoria sfericamente simmetrica alle osservazioni dovrebbero essere evidenti. Esempi di tali regioni includerebbero certamente la regione del Mar Mediterraneo, il Giappone e forse anche il Pacifico nord-occidentale del Nord America, dove la calotta glaciale cordigliera ha svolto un ruolo importante nel controllo della storia locale del relativo cambiamento del livello del mare, ma che è anche influenzato dalla subduzione attiva.
Queste regioni del disadattato al RSL previsioni del global viscoelastico teoria del postglaciale livello del mare cambia non resistere, la misura in cui questo mondiale sfericamente simmetrica teoria è riuscito a conciliare la stragrande maggioranza delle osservazioni è soddisfacente, soprattutto perché solo per un esiguo numero di osservazioni è stato impiegato per ottimizzare il modello di profilo radiale del manto di viscosità. Come discusso più dettagliatamente in Peltier (1998b), queste osservazioni consistevano nell’insieme dei tempi di rilassamento dipendenti dal numero d’onda determinati da McConnell (1968) come caratterizzanti il rilassamento di Fennosandia dopo la rimozione del suo carico di ghiaccio LGM (la cui validità è stata recentemente riconfermata da Wieczerkowski et al., 1999, come accennato in precedenza), un insieme di 23 tempi di rilassamento site-specific da località sia in Canada che in Fennoscandia, e il tasso nontidale osservato dell’accelerazione della rotazione assiale. Il VM2 viscosità modello che è stato determinato solo sulla base di questi dati, utilizzando la procedura formale di inferenza Bayesiana con il semplice quattro strati VM1 modello di partenza è un modello, è stata in seguito (Peltier 1996) mostrato immediatamente conciliare la drammatica misfits del modello di dati di alta qualità set di 14C-datato RSL storie che è disponibile presso la costa est degli Stati Uniti continentali (vedi anche Peltier, 1998a). Poiché questi dati non sono stati impiegati per vincolare la struttura della viscosità radiale, questo è un test estremamente significativo della validità del modello. Che il nuovo modello concili anche molto bene i dati relativi al livello del mare provenienti da siti lontani in tutto l’Oceano Pacifico equatoriale è stato anche dimostrato esplicitamente in questo capitolo (vedi Figs. 4.9 e 4.10). Le osservazioni di quest’ultima regione offrono un mezzo con cui possiamo limitare fortemente il tasso di perdita di massa dalle grandi calotte polari dell’Antartide e della Groenlandia che potrebbero essersi verificate continuamente dalla metà dell’Olocene. La nostra analisi dimostra che la misura in cui questa influenza potrebbe contribuire all’attuale tasso osservato di aumento del livello del mare globale è trascurabilmente piccola, una conclusione che è incoerente con l’affermazione contraria di Flemming et al. (1998).
L’applicazione della teoria globale del processo di regolazione isostatica glaciale per filtrare questa influenza dai dati del misuratore di marea è chiaramente giustificata dalle misure di alta qualità che il modello offre alle osservazioni (ampiamente distribuite nello spazio) della variabilità RSL su scale temporali geologiche su cui la datazione 14C può essere impiegata per determinare con precisione l’età del campione. Come dimostrato dalle analisi riassunte nelle tabelle 4.1 e 4.2, l’applicazione del filtro GIA riduce drasticamente la deviazione standard delle singole misurazioni del misuratore di marea del tasso di aumento RSL dal loro valore medio, dimostrando l’importanza di questo passaggio nella procedura di analisi. Come dimostrato nella Tabella 4.2, l’applicazione del filtro a un insieme aggregato di dati relativi allo scartamento delle maree, in cui i siti sono raggruppati se sono vicini in posizione geografica, porta anche ad un aumento del tasso globale stimato di aumento del RSL. In entrambi i casi (Tabella 4.1 o Tabella 4.2) la migliore stima che siamo stati in grado di produrre del tasso globale di aumento di RSL che potrebbe essere correlato al cambiamento climatico in corso nel sistema terrestre è compresa tra 1,91 e 1,84 mm/anno.
Un importante risultato aggiuntivo che deriva dai risultati elencati nella Tabella 4.1 riguarda il confronto tra i tassi corretti dal GIA di aumento di RSL sui misuratori di marea situati lungo la costa orientale degli Stati Uniti continentali che si otterrebbero applicando ai minimi quadrati una linea retta ai dati geologici in un periodo di 3-4 kyr e il risultato ottenuto utilizzando il tasso geologico ottenuto nello stesso periodo di tempo in cui RSL è campionata dai misuratori di marea. Questo è stato studiato utilizzando i tassi GIA-previsti come proxy per i dati geologici effettivi e calcolando i tassi GIA-corretti elencati nella colonna etichettata LSQ nella Tabella 4.1. Confrontando i risultati in questa colonna con la media di quelli in -0.5 e +0.5 kyr colonne per tutte east coast STATUNITENSE siti mostrano che la procedura di minimi quadrati, il montaggio di una linea retta a geologici di dati su un periodo di 3-4 kyr contribuirà significativamente a sovrastimare l’entità del GIA-correlati segnale e quindi il suo utilizzo comporterebbe una notevole sottostima filtrato marea indicatore di risultato. Questo fatto spiega molto direttamente il motivo della differenza di circa 0,4 mm/anno tra i tassi corretti GIA per gli Stati Uniti costa orientale determinata da Peltier (1996b) e quelle precedentemente determinate da Gornitz (1995), il primo risultato è vicino a 1,9 mm/anno e il secondo vicino a 1,5 mm/anno.
In discussione conclusiva dell’analisi presentate in questo capitolo, è utile riflettere sulle loro implicazioni riguardanti l’importanza relativa delle varie fonti che potrebbe contribuire al dedotto tasso globale di relativo innalzamento del livello del mare, la cui grandezza è stata qui implicita di essere un po ‘ superiori a 1,8 mm/anno (tra 1.91 e 1,84 mm/anno). Le stime più recenti del contributo da piccole calotte glaciali e ghiacciai (Meier e Bahr, 1996) sono che questa fonte ha una forza di 0,3 ± 0,1 mm/anno. L’influenza della fusione del permafrost dovrebbe essere ancora più piccola con una forza di 0,1 ± 0,1 mm / anno. Ho sostenuto qui che il contributo dovuto al continuo scioglimento tardivo dell’Olocene del ghiaccio polare dall’Antartide o dalla Groenlandia è limitato sopra da 0.1 mm / anno. Poiché la stima più recente del termine di conservazione terrestre (Capitolo 5) suggerisce che questo sia -0,9 ± 0.5 mm / anno (si noti che questo è rivisto dalla stima precedente di -0.3 ± 0.15 mm/anno ottenuta da Gornitz et al. 1997) c’è chiaramente un residuo che richiede una spiegazione in termini di contributi significativi dalla Groenlandia e/o dall’Antartide e / o dall’espansione termica degli oceani. Poiché il vincolo geofisico attraverso le osservazioni di rotazione terrestre Peltier, 1998a, Peltier, 1999 sembra richiedere che il primo sia inferiore a 0.5 mm/anno, l’implicazione di questi argomenti sembrerebbe essere che l’attuale tasso di aumento del livello del mare globale dovuto all’espansione termica degli oceani potrebbe essere significativamente più grande del tasso solitamente assunto per rappresentare al meglio questo contributo (0.6 ± 0.2 mm/anno). In relazione a quest’ultimo contributo, tuttavia, non è affatto chiaro che l’attuale generazione di modelli accoppiati atmosfera-oceano, i cui risultati forniscono una base primaria per questa stima, siano in grado di misurare con precisione il significato di questo effetto sterico. Chiaramente saranno necessari ulteriori sforzi, specialmente nel rafforzare il vincolo osservazionale sul segnale sterico e nella stima più precisa del contributo dovuto allo stoccaggio terrestre prima di essere in grado di essere sicuri su quale di queste influenze considerate convenzionalmente sia più importante. Se lo stoccaggio terrestre fosse del tutto irrilevante, allora il tasso di aumento del rsl osservato al giorno d’oggi sarebbe all’interno del limite superiore definito dall’influenza netta degli altri contributi. Tuttavia, se l’influenza (negativa) dello stoccaggio terrestre è grande quanto la stima più recente (vedi Capitolo 5), allora l’influenza dell’espansione termica (o di uno degli altri contributi) dovrebbe essere considerevolmente più grande delle stime sopra indicate in modo che il tasso globale dedotto di aumento rsl sia spiegato con successo.
