opracowano bardzo szczegółową globalną teorię wiskoelastyczną procesu regulacji izostatycznej lodowca (GIA). Zastosowanie tej teorii do przewidywania postglacjalnych historii względnego poziomu morza wykazało, że większość obserwacji datowanych na 14C ze wszystkich miejsc w globalnej bazie danych jest dobrze wyjaśniona przez sferycznie symetryczny model wiskoelastyczny, którego elastyczna struktura jest przymocowana do struktury PREM i którego profil lepkości radialnej jest profilem modelu VM2. Oczywiście istnieją wyjątki od tej ogólnej zasady dotyczącej zgodności przewidywań modelu sferycznie symetrycznego z obserwacjami. Na przykład w miejscach takich jak Półwysep Huon w Papui-Nowej Gwinei, gdzie cała linia brzegowa jest podnoszona coseismically, przewidywania modelu GIA nie wyjaśniają obserwacji (patrz Peltier, 1998a, Peltier, 1998d). Oczekuje się, że w innych miejscach aktywnych tektonicznie powinny być również widoczne podobne zniekształcenia teorii sferycznie symetrycznej do obserwacji. Przykłady takich regionów z pewnością obejmują Region Morza Śródziemnego, Japonię, a być może także północno-zachodni Pacyfik Ameryki Północnej, gdzie Kordylierska pokrywa lodowa odegrała silną rolę w kontrolowaniu lokalnej historii względnej zmiany poziomu morza, ale która jest również pod wpływem aktywnej subdukcji.
te regiony niedopasowania do przewidywań RSL globalnej lepkosprężystej teorii postglacjalnego poziomu morza nie zmieniają się, stopień, w jakim ta globalna sferycznie symetryczna teoria odniosła sukces w pogodzeniu zdecydowanej większości obserwacji, jest satysfakcjonujący, zwłaszcza że tylko bardzo mały podzbiór obserwacji został zastosowany do dostrojenia profilu radialnego modelu lepkości płaszcza. Jak omówiono bardziej szczegółowo w Peltier (1998b), obserwacje te składały się z zestawu zależnych od liczby fal czasów relaksacji określonych przez McConnella (1968) jako charakteryzujących relaksację Fennosandii po usunięciu jej obciążenia lodem LGM (którego ważność została niedawno potwierdzona przez Wieczerkowskiego et al., 1999, jak wcześniej wspomniano), zestaw 23 site-specific czasów relaksacji z miejsc zarówno w Kanadzie i Fennoskandii, i obserwowany nieopływowy szybkość przyspieszenia obrotu osiowego. Model lepkości VM2, który został określony wyłącznie na podstawie tych danych, przy użyciu formalnej procedury wnioskowania bayesowskiego z prostym czterowarstwowym modelem VM1 jako modelem wyjściowym, został następnie pokazany (Peltier 1996), aby natychmiast pogodzić dramatyczne niedopasowania modelu wyjściowego z wysokiej jakości zestawem danych datowanych 14C historii RSL, który jest dostępny ze wschodniego wybrzeża kontynentalnych Stanów Zjednoczonych (patrz także Peltier, 1998a). Ponieważ dane te nie zostały wykorzystane do ograniczenia struktury lepkości promieniowej, jest to niezwykle znaczący test ważności modelu. W tym rozdziale wyraźnie wykazano, że nowy model bardzo dobrze łączy dane dotyczące względnego poziomu morza z terenów dalekich w równikowym Oceanie Spokojnym (patrz Fig. 4, 9 i 4, 10). Obserwacje z tego ostatniego regionu oferują środki, dzięki którym możemy mocno ograniczyć tempo utraty masy z wielkich polarnych pokryw lodowych na Antarktydzie i Grenlandii, które mogły występować nieprzerwanie od połowy holocenu. Nasza analiza pokazuje, że stopień, w jakim wpływ ten może przyczyniać się do obserwowanego obecnie tempa globalnego wzrostu poziomu morza, jest nieznaczny, co jest sprzeczne z twierdzeniem Flemminga et al. (1998).
zastosowanie globalnej teorii procesu regulacji izostatycznej lodowca do filtrowania tego wpływu na podstawie danych z miernika przypływu jest wyraźnie uzasadnione wysokiej jakości dopasowaniami, które model dostarcza do (szeroko rozpowszechnionych w przestrzeni) obserwacji zmienności RSL na geologicznych skalach czasowych, w których datowanie 14C może być stosowane do dokładnego określenia wieku próbki. Jak wykazano w analizach podsumowanych w tabelach 4.1 i 4.2, zastosowanie filtra GIA znacznie zmniejsza odchylenie standardowe indywidualnych pomiarów pływów szybkości wzrostu RSL od ich średniej wartości, wykazując znaczenie tego etapu w procedurze analizy. Jak wykazano w tabeli 4.2, zastosowanie filtra do zagregowanego zestawu danych dotyczących wskaźnika pływów, w których miejsca są łączone razem, jeśli znajdują się blisko położenia geograficznego, również prowadzi do wzrostu szacowanego globalnego tempa wzrostu RSL. W obu przypadkach (tabela 4.1 lub Tabela 4.2) najlepsze oszacowanie, jakie udało nam się wyprodukować globalnego tempa wzrostu RSL, które mogą być związane z trwającymi zmianami klimatu w systemie Ziemi, wynosi między 1,91 a 1,84 mm / rok.
ważny dodatkowy wynik, który wynika z wyników wymienionych w tabeli 4.1 dotyczy porównania między skorygowanymi przez GIA wskaźnikami wzrostu RSL na wskaźnikach pływów znajdujących się wzdłuż wschodniego wybrzeża kontynentalnych Stanów Zjednoczonych, które byłyby uzyskane przez najmniejsze kwadraty pasujące do linii prostej do danych geologicznych w okresie 3-4 kyr, a wynikiem uzyskanym przy użyciu szybkości geologicznej uzyskiwanej w tym samym okresie, w którym RSL jest pobierane przez wskaźniki pływów. Zbadano to, wykorzystując przewidywane wskaźniki Gia jako wskaźnik zastępczy dla rzeczywistych danych geologicznych i obliczając skorygowane wskaźniki Gia wymienione w kolumnie oznaczonej LSQ w tabeli 4.1. Porównanie wyników w tej kolumnie ze średnią wyników w kolumnach -0,5 i + 0,5 kyr dla wszystkich miejsc na wschodnim wybrzeżu USA pokaże, że procedura najmniejszych kwadratów pasujących do linii prostej do danych geologicznych w okresie 3-4 kyr znacznie zawyży wielkość sygnału związanego z GIA, a zatem jego użycie doprowadzi do znacznego zaniżenia wyniku filtrowanego wskaźnika pływów. Fakt ten bardzo bezpośrednio wyjaśnia przyczynę około 0,4 mm/rok różnicy między współczynnikami korygowanymi przez GIA dla USA. Wybrzeże Wschodnie określone przez Peltiera (1996b) i te wcześniej określone przez Gornitza (1995), pierwszy wynik wynosi blisko 1,9 mm/rok, a drugi blisko 1,5 mm/rok.
kończąc dyskusję nad analizami przedstawionymi w tym rozdziale, warto zastanowić się nad ich implikacjami dotyczącymi względnego znaczenia różnych źródeł, które mogą przyczyniać się do wnioskowanego globalnego tempa względnego wzrostu poziomu morza, którego wielkość została tutaj zasugerowana jako nieco przekraczająca 1,8 mm/rok (między 1,91 a 1,84 mm/rok). Najnowsze szacunki udziału małych pokryw lodowych i lodowców (Meier And Bahr, 1996) mówią, że źródło to ma siłę 0,3 ± 0,1 mm/rok. Oczekuje się, że wpływ topnienia wiecznej zmarzliny będzie jeszcze mniejszy z siłą 0,1 ± 0,1 mm/rok. Argumentowałem tutaj, że wkład z powodu ciągłego późnego holocenu topnienia lodu polarnego z Antarktydy lub Grenlandii jest ograniczony powyżej przez 0,1 mm/rok. Ponieważ najnowsze szacunki dotyczące naziemnego okresu przechowywania (Rozdział 5) sugerują, że jest to -0,9 ± 0.5 mm/rok (należy zauważyć, że jest to skorygowane z poprzedniego oszacowania -0,3 ± 0,15 mm/rok uzyskane przez Gornitz et al. 1997) jest wyraźnie szczątkowy, który wymaga wyjaśnienia w kategoriach znacznego wkładu zarówno z Grenlandii i / lub Antarktydy i / lub z rozszerzalności cieplnej oceanów. Ponieważ ograniczenia geofizyczne poprzez obserwacje obrotu Ziemi Peltier, 1998a, Peltier, 1999 wydaje się wymagać, aby te pierwsze były mniejsze niż 0.5 mm/rok, implikacja tych argumentów wydaje się, że obecna stopa globalnego wzrostu poziomu mórz z powodu rozszerzalności cieplnej oceanów może być znacznie większa niż szybkość zwykle zakłada się najlepiej reprezentować ten wkład (0,6 ± 0,2 mm/rok). W związku z tym ostatnim wkładem nie jest jednak zupełnie jasne, że obecna generacja sprzężonych modeli atmosfera-ocean, których wyniki stanowią podstawową podstawę dla tego oszacowania, są w stanie dokładnie ocenić znaczenie tego efektu sterycznego. Oczywiście, znacznie dalsze wysiłki, zwłaszcza w celu wzmocnienia ograniczenia obserwacyjnego na sygnał steryczny i w bardziej precyzyjnym oszacowaniu wkładu należnego do naziemnego przechowywania będą wymagane, zanim będziemy w stanie być pewni, który z tych konwencjonalnie rozważanych wpływów jest ważniejszy. Gdyby składowanie naziemne było całkowicie nieistotne, obserwowany obecnie wskaźnik wzrostu rsl mieściłby się w górnej granicy określonej przez wpływ netto innych wkładów. Jeżeli jednak (negatywny) wpływ magazynowania naziemnego jest tak duży, jak najnowsze szacunki (zob. rozdział 5), wówczas wpływ rozszerzalności cieplnej (lub jednego z innych wkładów) musiałby być znacznie większy niż podane powyżej szacunki, aby można było skutecznie wyjaśnić wnioskowany globalny wzrost rsl.
