Recuperación postglacial
Ascenso de masas de tierra después del período glacial
Modelo del cambio de masa actual debido al rebote posglacial y a la recarga de las cuencas oceánicas con agua de mar. Las áreas azules y violetas indican un aumento debido a la eliminación de las capas de hielo. Las áreas amarillas y rojas indican un descenso a medida que el material del manto se aleja de estas áreas para abastecer las áreas en ascenso y debido al colapso de los abultamientos frontales alrededor de las capas de hielo.
Esta playa estratificada en Bathurst Inlet , Nunavut, es un ejemplo de recuperación posglacial después de la última Edad de Hielo. Poca o ninguna marea ayudó a formar su apariencia de tarta estratificada. La recuperación isostática todavía está en curso aquí.

El rebote posglacial (también llamado rebote isostático o rebote cortical ) es el ascenso de masas terrestres después de la eliminación del enorme peso de las capas de hielo durante el último período glacial , que había causado depresión isostática . El rebote posglacial y la depresión isostática son fases de la isostasia glacial ( ajuste isostático glacial , glacioisostasia ), la deformación de la corteza terrestre en respuesta a cambios en la distribución de la masa de hielo. [1] Los efectos directos de elevación del rebote posglacial son fácilmente evidentes en partes del norte de Eurasia , América del Norte , Patagonia y la Antártida . Sin embargo, a través de los procesos de sifón oceánico y apalancamiento continental , los efectos del rebote posglacial sobre el nivel del mar se sienten globalmente lejos de las ubicaciones de las capas de hielo actuales y anteriores. [2]

Descripción general

Cambios en la elevación del Lago Superior debido a la glaciación y al rebote postglacial

Durante el último período glacial , gran parte del norte de Europa , Asia , América del Norte , Groenlandia y la Antártida estaban cubiertas por capas de hielo , que alcanzaron hasta tres kilómetros de espesor durante el máximo glacial hace unos 20.000 años. El enorme peso de este hielo hizo que la superficie de la corteza terrestre se deformara y se deformara hacia abajo, obligando al material viscoelástico del manto a fluir lejos de la región cargada. Al final de cada período glacial , cuando los glaciares retrocedían, la eliminación de este peso provocó una elevación o rebote lento (y todavía en curso) de la tierra y el flujo de retorno del material del manto de regreso debajo del área desglaciada . Debido a la extrema viscosidad del manto, la tierra tardará muchos miles de años en alcanzar un nivel de equilibrio .

El levantamiento se ha producido en dos etapas distintas. El levantamiento inicial después de la desglaciación fue casi inmediato debido a la respuesta elástica de la corteza a medida que se retiraba la carga de hielo. Después de esta fase elástica, el levantamiento procedió por un flujo viscoso lento a una tasa exponencialmente decreciente. [ cita requerida ] Hoy, las tasas de levantamiento típicas son del orden de 1 cm/año o menos. En el norte de Europa, esto se muestra claramente por los datos GPS obtenidos por la red GPS BIFROST; [3] por ejemplo, en Finlandia , el área total del país está creciendo alrededor de siete kilómetros cuadrados por año. [4] [5] Los estudios sugieren que el rebote continuará durante al menos otros 10.000 años. El levantamiento total desde el final de la desglaciación depende de la carga de hielo local y podría ser de varios cientos de metros cerca del centro del rebote.

Recientemente, el término "rebote postglacial" está siendo reemplazado gradualmente por el término "ajuste isostático glacial". Esto se debe a que la respuesta de la Tierra a la carga y descarga glacial no se limita al movimiento de rebote ascendente, sino que también involucra el movimiento descendente de la tierra, el movimiento horizontal de la corteza, [3] [6] cambios en los niveles globales del mar [7] y el campo gravitatorio de la Tierra, [8] terremotos inducidos, [9] y cambios en la rotación de la Tierra. [10] Otro término alternativo es "isostasia glacial", porque la elevación cerca del centro de rebote se debe a la tendencia hacia la restauración del equilibrio isostático (como en el caso de la isostasia de las montañas). Desafortunadamente, ese término da la impresión errónea de que el equilibrio isostático se alcanza de alguna manera, por lo que al agregar "ajuste" al final, se enfatiza el movimiento de restauración.

Efectos

El rebote posglacial produce efectos mensurables en el movimiento vertical de la corteza, los niveles globales del mar, el movimiento horizontal de la corteza, el campo gravitacional, la rotación de la Tierra, la tensión de la corteza y los terremotos. Los estudios del rebote posglacial nos brindan información sobre la ley de flujo de las rocas del manto, que es importante para el estudio de la convección del manto, la tectónica de placas y la evolución térmica de la Tierra. También nos brinda información sobre la historia de las capas de hielo del pasado, que es importante para la glaciología , el paleoclima y los cambios en el nivel global del mar. Comprender el rebote posglacial también es importante para nuestra capacidad de monitorear el cambio global reciente.

Movimiento de la corteza vertical

El comportamiento elástico de la litosfera y el manto, que ilustra el hundimiento de la corteza con respecto a las propiedades del paisaje como resultado de la fuerza descendente de un glaciar ("Antes"), y los efectos que el derretimiento y el retroceso glacial tienen sobre el rebote del manto y la litosfera en ("Después").
Gran parte de la Finlandia moderna era un antiguo lecho marino o un archipiélago: se ilustran los niveles del mar inmediatamente después de la última edad de hielo.

Entre los rasgos característicos de la Edad de Hielo se encuentran rocas irregulares , valles en forma de U , drumlins , eskers , lagos de caldera y estrías en el lecho rocoso . Además, el rebote posglacial ha provocado numerosos cambios significativos en las costas y los paisajes durante los últimos miles de años, y los efectos siguen siendo significativos.

En Suecia , el lago Mälaren era antiguamente un brazo del mar Báltico , pero la elevación acabó por separarlo y convirtió el lago en un lago de agua dulce en torno al siglo XII, cuando se fundó Estocolmo en su desembocadura . Las conchas marinas encontradas en los sedimentos del lago Ontario sugieren que se produjo un acontecimiento similar en tiempos prehistóricos. Otros efectos pronunciados se pueden observar en la isla de Öland , Suecia, que tiene poco relieve topográfico debido a la presencia del muy plano Stora Alvaret . La elevación del terreno ha provocado que la zona de asentamiento de la Edad de Hierro se aleje del mar Báltico , lo que ha hecho que los pueblos actuales de la costa oeste se alejen inesperadamente de la orilla. Estos efectos son bastante dramáticos en el pueblo de Alby , por ejemplo, donde se sabe que los habitantes de la Edad de Hierro subsistían gracias a una importante pesca costera.

Como resultado del rebote postglacial, se predice que el Golfo de Botnia eventualmente se cerrará en Kvarken en más de 2000 años. [11] Kvarken es un Sitio de Patrimonio Natural Mundial de la UNESCO , seleccionado como un "área tipo" que ilustra los efectos del rebote postglacial y el retroceso glaciar del Holoceno .

En otros puertos nórdicos , como Tornio y Pori (antes en Ulvila ), el puerto tuvo que ser reubicado varias veces. Los nombres de lugares en las regiones costeras también ilustran el ascenso del terreno: hay lugares del interior llamados 'isla', 'islote', 'roca', 'punta' y 'estrecho'. Por ejemplo, Oulunsalo "isla de Oulujoki " [12] es una península, con nombres del interior como Koivukari "roca de abedul", Santaniemi "cabo arenoso" y Salmioja "el arroyo del estrecho". (Compare [1] y [2]).

Mapa de los efectos del rebote postglacial sobre el nivel del suelo de Irlanda y las Islas Británicas .

En Gran Bretaña , la glaciación afectó a Escocia , pero no al sur de Inglaterra , y el repunte posglacial del norte de Gran Bretaña (hasta 10 cm por siglo) está provocando un movimiento descendente correspondiente de la mitad sur de la isla (hasta 5 cm por siglo). Esto conducirá eventualmente a un mayor riesgo de inundaciones en el sur de Inglaterra y el suroeste de Irlanda. [13]

Como el proceso de ajuste isostático glacial hace que la tierra se mueva con respecto al mar, se ha descubierto que las antiguas costas se encuentran por encima del nivel del mar actual en zonas que alguna vez estuvieron glaciadas. Por otro lado, los lugares en el área periférica del abultamiento que se elevaron durante la glaciación ahora comienzan a hundirse. Por lo tanto, se encuentran playas antiguas por debajo del nivel del mar actual en el área del abultamiento. Los "datos relativos al nivel del mar", que consisten en mediciones de altura y edad de las playas antiguas de todo el mundo, nos indican que el ajuste isostático glacial se produjo a un ritmo mayor cerca del final de la desglaciación que en la actualidad.

El movimiento de elevación actual en el norte de Europa también es monitoreado por una red GPS llamada BIFROST. [3] [14] [15] Los resultados de los datos GPS muestran una tasa máxima de aproximadamente 11 mm/año en la parte norte del Golfo de Botnia , pero esta tasa de elevación disminuye y se vuelve negativa fuera del antiguo margen de hielo.

En el campo cercano, fuera del antiguo margen de hielo, la tierra se hunde en relación con el mar. Este es el caso a lo largo de la costa este de los Estados Unidos, donde se encuentran antiguas playas sumergidas por debajo del nivel del mar actual y se espera que Florida esté sumergida en el futuro. [7] Los datos de GPS en América del Norte también confirman que el levantamiento de la tierra se convierte en hundimiento fuera del antiguo margen de hielo. [6]

Niveles globales del mar

Para formar las capas de hielo de la última Edad de Hielo, el agua de los océanos se evaporó, se condensó como nieve y se depositó como hielo en latitudes altas. De esta manera, el nivel global del mar descendió durante la glaciación.

Las capas de hielo en el último máximo glacial eran tan grandes que el nivel global del mar descendió unos 120 metros. Así, las plataformas continentales quedaron expuestas y muchas islas quedaron conectadas con los continentes a través de tierra firme. Este fue el caso entre las Islas Británicas y Europa ( Doggerland ), o entre Taiwán, las islas indonesias y Asia ( Sundaland ). También existía un puente terrestre entre Siberia y Alaska que permitió la migración de personas y animales durante el último máximo glacial. [7]

La caída del nivel del mar también afecta la circulación de las corrientes oceánicas y por tanto tiene un impacto importante en el clima durante el máximo glacial.

Durante la desglaciación, el agua del hielo derretido regresa a los océanos, por lo que el nivel del mar en el océano aumenta nuevamente. Sin embargo, los registros geológicos de los cambios del nivel del mar muestran que la redistribución del agua del hielo derretido no es la misma en todas partes de los océanos. En otras palabras, dependiendo de la ubicación, el aumento del nivel del mar en un sitio determinado puede ser mayor que en otro. Esto se debe a la atracción gravitatoria entre la masa del agua derretida y las otras masas, como las capas de hielo restantes, los glaciares, las masas de agua y las rocas del manto [7] y los cambios en el potencial centrífugo debido a la rotación variable de la Tierra. [16]

Movimiento horizontal de la corteza

El movimiento vertical acompaña al movimiento horizontal de la corteza. La red GPS BIFROST [15] muestra que el movimiento diverge del centro de rebote. [3] Sin embargo, la mayor velocidad horizontal se encuentra cerca del antiguo margen de hielo.

La situación en América del Norte es menos cierta; esto se debe a la escasa distribución de estaciones GPS en el norte de Canadá, que es bastante inaccesible. [6]

Inclinación

La combinación de movimiento horizontal y vertical cambia la inclinación de la superficie. Es decir, los lugares más al norte se elevan más rápido, un efecto que se hace evidente en los lagos. Los fondos de los lagos se inclinan gradualmente en dirección opuesta al máximo de hielo anterior, de modo que las orillas del lago en el lado del máximo (normalmente el norte) retroceden y las orillas opuestas (sur) se hunden. [17] Esto provoca la formación de nuevos rápidos y ríos. Por ejemplo, el lago Pielinen en Finlandia, que es grande (90 x 30 km) y está orientado perpendicularmente al antiguo margen de hielo, originalmente drenaba a través de una salida en el medio del lago cerca de Nunnanlahti al lago Höytiäinen . El cambio de inclinación hizo que Pielinen estallara a través del esker Uimaharju en el extremo suroeste del lago, creando un nuevo río ( Pielisjoki ) que corre hacia el mar a través del lago Pyhäselkä hasta el lago Saimaa . [18] Los efectos son similares a los relacionados con las costas, pero ocurren por encima del nivel del mar. La inclinación del terreno también afectará el flujo de agua en lagos y ríos en el futuro, y por lo tanto es importante para la planificación de la gestión de los recursos hídricos.

En Suecia, la salida del lago Sommen , en el noroeste, tiene un rebote de 2,36 mm/a, mientras que en el Svanaviken oriental es de 2,05 mm/a. Esto significa que el lago se está inclinando lentamente y las orillas del sudeste están inundadas. [19]

Campo de gravedad

El hielo, el agua y las rocas del manto tienen masa y, a medida que se mueven, ejercen una atracción gravitatoria sobre otras masas hacia ellas. Por lo tanto, el campo gravitatorio , que es sensible a toda la masa en la superficie y dentro de la Tierra, se ve afectado por la redistribución del hielo/agua derretida en la superficie de la Tierra y el flujo de rocas del manto en su interior. [20]

Hoy, más de 6000 años después de que terminara la última desglaciación, el flujo de material del manto de regreso a la zona glaciada hace que la forma general de la Tierra se vuelva menos achatada . Este cambio en la topografía de la superficie de la Tierra afecta los componentes de longitud de onda larga del campo gravitatorio. [21]

El cambio del campo gravitatorio se puede detectar mediante repetidas mediciones terrestres con gravímetros absolutos y, recientemente, mediante la misión satelital GRACE . [22] El cambio en los componentes de longitud de onda larga del campo gravitatorio de la Tierra también perturba el movimiento orbital de los satélites y ha sido detectado por el movimiento de satélites LAGEOS . [23]

Dato vertical

El datum vertical es una superficie de referencia para la medición de la altitud y desempeña un papel fundamental en muchas actividades humanas, como la topografía y la construcción de edificios y puentes. Dado que el rebote posglacial deforma continuamente la superficie de la corteza y el campo gravitacional, el datum vertical debe redefinirse repetidamente a lo largo del tiempo.

Estado de tensiones, terremotos intraplaca y vulcanismo

Según la teoría de la tectónica de placas , la interacción placa-placa produce terremotos cerca de los límites entre placas. Sin embargo, se producen grandes terremotos en entornos intraplaca como el este de Canadá (hasta M7) y el norte de Europa (hasta M5), que están muy lejos de los límites actuales entre placas. Un terremoto intraplaca importante fue el terremoto de magnitud 8 de New Madrid que ocurrió en el centro del continente estadounidense en el año 1811.

Las cargas glaciares proporcionaron más de 30 MPa de tensión vertical en el norte de Canadá y más de 20 MPa en el norte de Europa durante el máximo glaciar. Esta tensión vertical es soportada por el manto y la flexión de la litosfera . Dado que el manto y la litosfera responden continuamente a las cargas cambiantes de hielo y agua, el estado de tensión en cualquier ubicación cambia continuamente en el tiempo. Los cambios en la orientación del estado de tensión se registran en las fallas postglaciales en el sureste de Canadá. [24] Cuando las fallas postglaciales se formaron al final de la desglaciación hace 9000 años, la orientación de la tensión principal horizontal era casi perpendicular al antiguo margen de hielo, pero hoy la orientación es en el noreste-suroeste, a lo largo de la dirección de expansión del fondo marino en la dorsal mesoatlántica . Esto muestra que la tensión debida al rebote postglacial había jugado un papel importante en el momento de la desglaciación, pero se ha relajado gradualmente, de modo que la tensión tectónica se ha vuelto más dominante en la actualidad.

Según la teoría de Mohr-Coulomb de falla de rocas, las grandes cargas glaciares generalmente suprimen los terremotos, pero la desglaciación rápida los promueve. Según Wu y Hasagawa, la tensión de rebote disponible para desencadenar terremotos hoy es del orden de 1 MPa. [25] Este nivel de tensión no es lo suficientemente grande como para romper rocas intactas, pero es lo suficientemente grande como para reactivar fallas preexistentes que están cerca de fallar. Por lo tanto, tanto el rebote postglacial como la tectónica pasada juegan un papel importante en los terremotos intraplaca actuales en el este de Canadá y el sureste de EE. UU. En general, la tensión de rebote postglacial podría haber desencadenado los terremotos intraplaca en el este de Canadá y puede haber jugado algún papel en el desencadenamiento de terremotos en el este de EE. UU., incluidos los terremotos de New Madrid de 1811. [9] La situación en el norte de Europa hoy es complicada por las actividades tectónicas actuales cercanas y por la carga y el debilitamiento costero.

El aumento de la presión debido al peso del hielo durante la glaciación puede haber suprimido la generación de hielo derretido y las actividades volcánicas debajo de Islandia y Groenlandia. Por otro lado, la disminución de la presión debido a la desglaciación puede aumentar la producción de hielo derretido y las actividades volcánicas entre 20 y 30 veces. [26]

Calentamiento global reciente

El reciente calentamiento global ha provocado que los glaciares de montaña y las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida se derritan y que el nivel del mar aumente. [27] Por lo tanto, monitorear el aumento del nivel del mar y el balance de masa de las capas de hielo y los glaciares permite a las personas comprender más sobre el calentamiento global.

El aumento reciente del nivel del mar se ha monitoreado mediante mareógrafos y altimetría satelital (por ejemplo, TOPEX/Poseidon ). Además de la adición de agua de hielo derretida de los glaciares y las capas de hielo, los cambios recientes del nivel del mar se ven afectados por la expansión térmica del agua del mar debido al calentamiento global, [28] el cambio del nivel del mar debido a la desglaciación del último máximo glacial (cambio del nivel del mar postglacial), la deformación de la tierra y el fondo del océano y otros factores. Por lo tanto, para comprender el calentamiento global a partir del cambio del nivel del mar, uno debe ser capaz de separar todos estos factores, especialmente el rebote postglacial, ya que es uno de los factores principales.

Los cambios de masa de las capas de hielo se pueden monitorear midiendo los cambios en la altura de la superficie del hielo, la deformación del suelo debajo y los cambios en el campo gravitacional sobre la capa de hielo. Por lo tanto , las misiones satelitales ICESat , GPS y GRACE son útiles para tal propósito. [29] Sin embargo, el ajuste isostático glacial de las capas de hielo afecta la deformación del suelo y el campo gravitacional en la actualidad. Por lo tanto, comprender el ajuste isostático glacial es importante para monitorear el calentamiento global reciente.

Uno de los posibles impactos del rebote provocado por el calentamiento global puede ser una mayor actividad volcánica en áreas que anteriormente estaban cubiertas de hielo, como Islandia y Groenlandia. [30] También puede desencadenar terremotos intraplaca cerca de los márgenes de hielo de Groenlandia y la Antártida. Se predice que el rebote isostático glacial inusualmente rápido (hasta 4,1 cm/año) actual debido a las recientes pérdidas de masa de hielo en la región de la bahía del mar de Amundsen en la Antártida, junto con la baja viscosidad del manto regional, proporcionará una modesta influencia estabilizadora en la inestabilidad de la capa de hielo marino en la Antártida occidental, pero probablemente no en un grado suficiente para detenerla. [31]

Aplicaciones

La velocidad y la cantidad del rebote postglacial están determinadas por dos factores: la viscosidad o reología (es decir, el flujo) del manto y los historiales de carga y descarga de hielo en la superficie de la Tierra.

La viscosidad del manto es importante para comprender la convección del manto , la tectónica de placas , los procesos dinámicos de la Tierra y el estado térmico y la evolución térmica de la Tierra. Sin embargo, la viscosidad es difícil de observar porque los experimentos de fluencia de las rocas del manto a tasas de deformación naturales tardarían miles de años en observarse y las condiciones de temperatura y presión ambientales no son fáciles de alcanzar durante un tiempo suficientemente largo. Por lo tanto, las observaciones del rebote postglacial proporcionan un experimento natural para medir la reología del manto. El modelado del ajuste isostático glacial aborda la cuestión de cómo cambia la viscosidad en las direcciones radial [7] [32] [33] y lateral [34] y si la ley de flujo es lineal, no lineal [35] o reología compuesta. [36] La viscosidad del manto también se puede estimar utilizando tomografía sísmica , donde la velocidad sísmica se utiliza como un observable proxy. [37]

Los historiales de espesor de hielo son útiles en el estudio de la paleoclimatología , la glaciología y la paleooceanografía. Los historiales de espesor de hielo se deducen tradicionalmente de los tres tipos de información: primero, los datos del nivel del mar en sitios estables alejados de los centros de desglaciación dan una estimación de cuánta agua entró en los océanos o, equivalentemente, cuánto hielo estaba atrapado en el máximo glacial. En segundo lugar, la ubicación y las fechas de las morrenas terminales nos indican la extensión superficial y el retroceso de las capas de hielo pasadas. La física de los glaciares nos da el perfil teórico de las capas de hielo en equilibrio, también dice que el espesor y la extensión horizontal de las capas de hielo en equilibrio están estrechamente relacionadas con la condición basal de las capas de hielo. Por lo tanto, el volumen de hielo atrapado es proporcional a su área instantánea. Finalmente, las alturas de las playas antiguas en los datos del nivel del mar y las tasas de elevación de la tierra observadas (por ejemplo, de GPS o VLBI ) se pueden utilizar para limitar el espesor del hielo local. Un modelo de hielo popular deducido de esta manera es el modelo ICE5G. [38] Debido a que la respuesta de la Tierra a los cambios en la altura del hielo es lenta, no puede registrar fluctuaciones o aumentos rápidos de las capas de hielo, por lo que los perfiles de las capas de hielo deducidos de esta manera solo dan la "altura promedio" a lo largo de mil años aproximadamente. [39]

El ajuste isostático glacial también juega un papel importante en la comprensión del reciente calentamiento global y el cambio climático.

Descubrimiento

Antes del siglo XVIII, en Suecia se creía que el nivel del mar estaba bajando. Por iniciativa de Anders Celsius, se hicieron una serie de marcas en la roca en diferentes lugares a lo largo de la costa sueca. En 1765 fue posible concluir que no se trataba de un descenso del nivel del mar, sino de un ascenso desigual del terreno. En 1865, Thomas Jamieson propuso una teoría según la cual el ascenso del terreno estaba relacionado con la edad de hielo que se había descubierto por primera vez en 1837. La teoría fue aceptada después de las investigaciones de Gerard De Geer sobre las antiguas costas de Escandinavia publicadas en 1890. [40] [41] [42]

En las zonas donde se observa un levantamiento del terreno, es necesario definir los límites exactos de la propiedad. En Finlandia, el "nuevo terreno" es legalmente propiedad del propietario de la zona de agua, no de los propietarios de terrenos en la orilla. Por lo tanto, si el propietario del terreno desea construir un muelle sobre el "nuevo terreno", necesita el permiso del propietario de la (antigua) zona de agua. El propietario del terreno de la orilla puede rescatar el nuevo terreno a precio de mercado. [43] Por lo general, el propietario del área de agua es la unidad de partición de los propietarios de tierras de las orillas, una sociedad de cartera colectiva. [44]

Formulación: ecuación del nivel del mar

La ecuación del nivel del mar ( SLE ) es una ecuación integral lineal que describe las variaciones del nivel del mar asociadas con la PGR. La idea básica de la SLE se remonta a 1888, cuando Woodward publicó su trabajo pionero sobre la forma y posición del nivel medio del mar , [45] y solo más tarde fue refinada por Platzman [46] y Farrell [47] en el contexto del estudio de las mareas oceánicas. En palabras de Wu y Peltier, [48] la solución de la SLE produce el cambio dependiente del espacio y del tiempo de la batimetría oceánica que se requiere para mantener constante el potencial gravitacional de la superficie del mar para una cronología de desglaciación específica y un modelo de tierra viscoelástica . La teoría de la SLE fue desarrollada luego por otros autores como Mitrovica y Peltier, [49] Mitrovica et al. [50] y Spada y Stocchi. [51] En su forma más simple, la SLE se lee

S = norte − tú , {\displaystyle S=NU,}

donde es el cambio del nivel del mar, es la variación de la superficie del mar vista desde el centro de masas de la Tierra y es el desplazamiento vertical. S {\estilo de visualización S} norte {\estilo de visualización N} tú {\estilo de visualización U}

De una forma más explícita el SLE se puede escribir de la siguiente manera:

S ( θ , la , a ) = ρ i gamma GRAMO s ⊗ i I + ρ el gamma GRAMO s ⊗ o S + S mi − ρ i gamma GRAMO s ⊗ i I ¯ − ρ el gamma GRAMO o ⊗ o S ¯ , {\displaystyle S(\theta ,\lambda ,t)={\frac {\rho _{i}}{\gamma }}G_{s}\otimes _{i}I+{\frac {\rho _{w}}{\gamma }}G_{s}\otimes _{o}S+S^{E}-{\frac {\rho _{i}}{\gamma }}{\overline {G_{s}\otimes _{i}I}}-{\frac {\rho _{w}}{\gamma }}{\overline {G_{o}\otimes _{o}S}},}

donde es la colatitud y es la longitud , es el tiempo y son las densidades del hielo y el agua, respectivamente, es la gravedad superficial de referencia, es la función de Green del nivel del mar (que depende de los coeficientes de carga-deformación viscoelástica - LDC), es la variación del espesor del hielo, representa el término eustático (es decir, el valor promedio del océano de ), y denota convoluciones espacio-temporales sobre las regiones cubiertas de hielo y océano, y la barra superior indica un promedio sobre la superficie de los océanos que asegura la conservación de la masa. θ {\estilo de visualización \theta} la {\estilo de visualización \lambda} a {\estilo de visualización t} ρ i {\displaystyle \rho_{i}} ρ el {\displaystyle \rho_{w}} gamma {\estilo de visualización \gamma} GRAMO s = GRAMO s ( yo , a ) {\displaystyle G_{s}=G_{s}(h,k)} yo {\estilo de visualización h} a {\estilo de visualización k} I = I ( θ , la , a ) {\displaystyle I=I(\theta,\lambda,t)} S mi = S mi ( a ) {\displaystyle S^{E}=S^{E}(t)} S {\estilo de visualización S} ⊗ i {\displaystyle \otimes _{i}} ⊗ o {\displaystyle \otimes _{o}}

Véase también

Referencias

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Lectura adicional

  • A medida que los glaciares de Alaska se derriten, es la tierra la que se eleva 17 de mayo de 2009 The New York Times
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