Zmienność poziomu morza

Zmienność poziomu morza to zmiany poziomu morza w geologicznej skali.

Obecny poziom morza, przyjmowany jako stały punkt odniesienia, jest czasowo bardzo niestały. W ciągu ostatnich 100 lat poziom oceanów podniósł się o 20 cm. Rozróżniamy izostatyczną i eustatyczną zmienność poziomu mórz. W tym artykule opisywana jest zmienność eustatyczna.

Średni poziom morza może zmienić się poprzez wiązanie wielkiej ilości wody światowego oceanu na powierzchni kontynentów w czaszach lądolodów podczas zlodowaceń i uwalnianie jej podczas ociepleń (interglacjałów).

Podczas ostatniego zlodowacenia (115 do 11,5 tys. lat temu) najniższy poziom oceanu miał miejsce ok. 25-20 tys. lat temu. Dane te są mierzone bezpośrednio i estymowane na podstawie potencjalnej objętości lądolodów, przy czym lądolód skandynawski, ze względu na objętość, odgrywał tu o wiele mniejszą rolę niż lądolód północnoamerykański i lodowce antarktyczne.

W skali geologicznej obecny poziom morza jest niski, niższy o 150-400 m od maksymalnych. Gdyby stopiły się wszystkie lądolody, podniósłby się o 67,5 m ponad obecny poziom morza. Wyższe geologicznie poziomy morza zawiązane były z rozmieszczeniem, a głównie rozpłaszczeniem kontynentów. Im bardziej lądy są wypiętrzone, tym niższy jest poziom oceanu. Erozja powoduje zasypywanie morza i podnoszenie jego poziomu, wypiętrzanie gór, odwrotnie, jego obniżanie. Kontynenty co najmniej dwa razy zebrały się razem i podzieliły .

Najniższy poziom oceanów był wtedy, gdy cała ziemia zamarzła ostatnio około 600 mln lat temu.

Metody

O poziomie mórz wnioskujemy bezpośrednio poprzez badanie geologicznych śladów linii brzegowej, formowanie się delt rzek i dolin wyżłobionych w dnie morskim, rozwój raf koralowców czy erozję wynurzonych raf, pozostałości organizmów przybrzeżnych, nawarstwienia skał osadowych i nadmorskich piasków. Dane te muszą być przeliczone z uwzględnianiem potencjalnych izostzji. Cennych pośrednich informacji dostarczają dane klimatologiczne. Warstwy lodu zaległego od 200 tys. lat, kwaterowanego w lodzie powietrza, a w nim metanu i CO₂. Dodatkowo aktywność wulkanów, których potężne eksplozje zakłócają cykle lodowcowe, przyspieszając zlodowacenie. Badania astrofizyczne innych gwiazd i Słońca pozwalają modelować i lepiej zrozumieć aktywność słoneczną i jej wpływ na cykle zmian poziomu mórz. Oscylacje osi ziemi i będąca ich wynikiem precesja gwiazd odgrywa istotną, jeśli nie główną rolę w cyklach zlodowaceń, a więc i w oscylacjach poziomu mórz.

Zbadano setki cykli związanych z wypiętrzaniem i topnieniem lodowców. Jest to proces cykliczny, odwieczny, niewiele zależny od człowieka.

Obecnie mamy wysoki poziom oceanów. Stan taki trwał w ostatnim milionie lat stosunkowo krótko (15%). Zwiększona koncentracja CO₂ może zachować tę ciepłą "koniunkturę".

Historia zmian

Im dawniejszy okres, tym dane mniej precyzyjne. Okresy i fakty potwierdzające zebrane dane:

XX wiek do teraz (2006)

Średni wzrost poziomu mórz to 1,8 mm/rok. Roczne przypływy od 0,8 do 3,3 mm/rok

Od 7 tys. lat temu do XIX wieku

Generalnie stabilny poziom. Powolne podnoszenie o 5 m. Średnio 0.6 mm/rok.

• ostatnie 3000 lat - 0,15 mm na rok.
• 4000-3000 lat temu - niewielkie obniżenie związane z aktywnością wulkaniczną i powulkanicznym ochłodzeniem klimatu.

7-15 tys. lat temu

• Szybki wzrost poziomu mórz. Rozpoczęty pulsem topnienia faza A1 (meltwater pulse 1A). Średnia szybkość 1,2 cm/rok.
• Młodszy dryas od ok. 11 ¹⁴C tys. BP do 10.200 ¹⁴C tys. BP (około 11.500 lat kalendarzowych)
• 12-11 tys. BP spowolnianie lub wg niektórych pomiarów nieznaczne obniżenie. Pyłki z jezior Europy wskazują na niespodziewane zwiększenie wilgotności klimatu .
• 11.4 tys. do 10.2 ¹⁴C tys. BP, Huelmo/Mascardi oziębienie znane jako HMCR (Huelmo/Mascardi Cold Reversal) lub oziębienie w południowoamerykańskie. Poprzedza o 550 lat młodszy dryas.
• 14.6-14.3 wzrost o 16 m. Średnio 1 metr na 18 lat, 5.3 cm/rok
• 14.6 ± 0.3 10Be tys. lat zwolnienie cofanie się (SIS)lądolodu Skandynawii .
• 15.75-14.2 tys. zwiększa się bardzo topnienie. Puls topnienia szybkość 1 m na 25 lat utrzymuje się przez 500 lat. Okres zwany mpw-1A średnio 4 cm/rok. Możliwe maksymalne roczne przyrosty do kilkudziesięciu cm/rok. Związany z pęknięciem lodów szelfowych Antarktyki i ich dryfowaniem .

20-15 tys. lat temu

• 19.0 ± 1.6 10Be tys. lat. Inicjalne topienie SIS
• W okresie tym przyrost o 10 – 15 m
• Spadek zahamowany, powoli wody przybywa 3 mm/rok. Rozpoczyna się topnienie lodowców.

24-20 tys. lat temu

Poziom -120 do -150 m według różnych ocen obciążonych izostatycznymi błędami.

• 22 tys. Szelf Sunda odkryty, porośnięty namorzynową roślinnością, przenikanie gatunków. Najniższy (dotychczas) zmierzony poziom, w rejonie gdzie lodowcowe ruchy izostatyczne nie występują, wskazuje -148 m. Połączenie niektórych wysp malijskich po kontynentalnej stronie linii Wallace: Borneo, Jawy, Sumatry.

24-130 tys. lat temu

Poziom mórz był zbliżony do obecnego, potem oscylująco malał.

130-140 tys.

Poziom wyższy o 6 m od obecnego. Rafy na wyspie Kaikos są 3 m ponad poziomem morza. Na Bahama klify nadmorskie mają falami wyżłobione nisze 6 m n.p.m.

140 tys. – 1 milion lat temu

Cykliczne oscylacje. W granicach 150 m.

1 – 600 milionów lat temu

• 65 Spadek związany z asteroidem jukatańskim.
• 120 Istotna anomalia w cyklach.
• 350-250 utrzymuje się dłużej niski poziom. Kontynenty zgrupowane blisko południowego bieguna.
• 450 Najwyższy prognozowany poziom.

Linki zewnętrzne

• http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/fig11-4.htm
• mapa szelfu Sunda
• http://www.sciencemag.org/cgi/content/abstract/288/5468/1033

Zobacz też

• Ruchy eustatyczne
• Glacieustazja