Rebote postglacial

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

Durante el último periodo glacial , gran parte del norte de Europa , Asia , Norteamérica , Groenlandia y la Antártida estuvieron cubiertas por capas de hielo que alcanzaron hasta tres kilómetros de espesor durante el Último Máximo Glacial, hace unos 20 000 años. El enorme peso de este hielo provocó la deformación y el hundimiento de la superficie de la corteza terrestre , forzando al material viscoelástico del manto a desplazarse fuera de la región afectada. Al final de cada periodo glacial , cuando los glaciares retrocedían, la eliminación de este peso conllevaba un lento (y aún continuo) levantamiento o rebote del terreno y el retorno del material del manto bajo la zona desglaciada . Debido a la extrema viscosidad del manto, el terreno tardará miles de años en alcanzar un nivel de equilibrio .

El levantamiento se ha producido en dos etapas distintas. El levantamiento inicial tras la desglaciación fue casi inmediato debido a la respuesta elástica de la corteza al eliminarse la carga de hielo. Tras esta fase elástica, el levantamiento procedió mediante un flujo viscoso lento a una tasa exponencialmente decreciente. Hoy en día, las tasas típicas de levantamiento son del orden de 1 cm/año o menos. En el norte de Europa, esto se muestra claramente en los datos GPS obtenidos por la red GPS BIFROST; ^{[ 3 ]} por ejemplo, en Finlandia , la superficie total del país crece en unos siete kilómetros cuadrados al 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 al reconocimiento de que la respuesta de la Tierra a la carga y descarga glacial no se limita al movimiento de rebote ascendente, sino que también implica 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 el levantamiento cerca del centro del 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.

El rebote postglacial produce efectos medibles en el movimiento vertical de la corteza, el nivel global del mar, el movimiento horizontal de la corteza, el campo gravitatorio, la rotación de la Tierra, la tensión cortical y los terremotos. Los estudios del rebote glacial nos brindan información sobre la ley de flujo de las rocas del manto, lo cual es importante para el estudio de la convección del manto, la tectónica de placas y la evolución térmica de la Tierra. También nos permite comprender la historia pasada de las capas de hielo, lo cual es importante para la glaciología , el paleoclima y los cambios en el nivel global del mar. Comprender el rebote postglacial también es fundamental para nuestra capacidad de monitorear los cambios globales recientes.

movimiento vertical de la corteza

Los cantos rodados erráticos , los valles en forma de U , los drumlins , los eskers , los lagos de origen glaciar y las estrías en el lecho rocoso son algunas de las características comunes de la Edad de Hielo . Además, el rebote postglacial ha provocado numerosos cambios significativos en las costas y los paisajes durante los últimos miles de años, y sus efectos siguen siendo considerables.

En Suecia , el lago Mälaren era antiguamente un brazo del mar Báltico , pero el levantamiento tectónico acabó separándolo y convirtiéndolo en un lago de agua dulce alrededor del siglo XII, época en la que se fundó Estocolmo en su desembocadura . Las conchas marinas encontradas en los sedimentos del lago Ontario sugieren un suceso similar en tiempos prehistóricos. Otros efectos notables se observan en la isla de Öland , Suecia, que presenta un relieve muy bajo debido a la presencia de la llanura de Stora Alvaret . El levantamiento del terreno provocó que la zona de asentamiento de la Edad del Hierro retrocediera del mar Báltico , lo que hizo que los pueblos actuales de la costa oeste se encontraran inesperadamente alejados de la orilla. Estos efectos son especialmente llamativos en el pueblo de Alby , por ejemplo, donde se sabe que sus habitantes de la Edad del Hierro subsistían gracias a la pesca costera.

Como resultado del rebote posglacial, se prevé que el Golfo de Botnia se cierre finalmente en Kvarken en más de 2000 años. ^{[ 11 ]} Kvarken es Patrimonio Natural de la Humanidad de la UNESCO , seleccionado como un "área tipo" que ilustra los efectos del rebote posglacial y el retroceso glacial del Holoceno .

En otros puertos nórdicos , como Tornio y Pori (antes en Ulvila ), el puerto ha tenido que ser reubicado varias veces. Los topónimos de las regiones costeras también ilustran la elevación 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 en el interior como Koivukari , «Roca de Abedul», Santaniemi , «Cabo Arenoso», y Salmioja, «el arroyo del estrecho». (Compárese con y.)

En Gran Bretaña , la glaciación afectó a Escocia pero no al sur de Inglaterra , y el rebote 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 eventualmente conducirá a un mayor riesgo de inundaciones en el sur de Inglaterra y el suroeste de Irlanda. ^{[ 13 ]}

Dado que el proceso de ajuste isostático glacial provoca el desplazamiento de la tierra con respecto al mar, se observa que las antiguas líneas costeras se encuentran por encima del nivel del mar actual en áreas que alguna vez estuvieron glaciadas. Por otro lado, las zonas periféricas del abultamiento, que se elevaron durante la glaciación, ahora comienzan a hundirse. Por lo tanto, se encuentran antiguas playas por debajo del nivel del mar actual en el abultamiento. Los datos sobre el nivel relativo del mar, que consisten en mediciones de altura y edad de las antiguas playas 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 a medida que se aleja y se vuelve negativa fuera del antiguo margen de hielo.

En el campo cercano fuera del antiguo margen de hielo, la tierra se hunde con respecto al 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 quede sumergida en el futuro. ^{[ 7 ]} Los datos GPS en América del Norte también confirman que el levantamiento de la tierra se convierte en subsidencia fuera del antiguo margen de hielo. ^{[ 6 ]}

El reciente calentamiento global ha provocado el derretimiento de los glaciares de montaña y las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida, así como el aumento del nivel del mar a nivel mundial. ^{[ 27 ]} Por lo tanto, el monitoreo del aumento del nivel del mar y del balance de masa de las capas de hielo y los glaciares permite comprender mejor el calentamiento global.

El reciente aumento del nivel del mar se ha monitorizado mediante mareógrafos y altimetría satelital (por ejemplo, TOPEX/Poseidon ). Además de la adición de agua de deshielo procedente de glaciares y capas de hielo, los recientes cambios en el nivel del mar se ven afectados por la expansión térmica del agua de mar debido al calentamiento global, ^{[ 28 ]} el cambio en el nivel del mar debido a la desglaciación del último máximo glacial (cambio en el nivel del mar posglacial), la deformación del fondo terrestre y oceánico y otros factores. Por lo tanto, para comprender el calentamiento global a partir del cambio en el nivel del mar, es necesario poder separar todos estos factores, especialmente el rebote posglacial, ya que es uno de los factores principales.

Los cambios de masa de las capas de hielo pueden monitorearse midiendo los cambios en la altura de la superficie del hielo, la deformación del terreno subyacente y los cambios en el campo gravitatorio sobre la capa de hielo. Por lo tanto, las misiones satelitales ICESat , GPS y GRACE son útiles para este propósito. ^{[ 29 ]} Sin embargo, el ajuste isostático glacial de las capas de hielo afecta la deformación del terreno y el campo gravitatorio en la actualidad. Por consiguiente, 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 podría ser una mayor actividad volcánica en áreas previamente cubiertas de hielo, como Islandia y Groenlandia. ^{[ 30 ]} También podría desencadenar terremotos intraplaca cerca de los márgenes de hielo de Groenlandia y la Antártida.  Se predice que el rebote isostático glacial actual, inusualmente rápido (hasta 4,1 cm/año) 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 regional del manto, proporcionará una modesta influencia estabilizadora sobre la inestabilidad de la capa de hielo marina en la Antártida Occidental, pero probablemente no en un grado suficiente para detenerla. ^{[ 31 ]}

La velocidad y la magnitud 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 en 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 rocas del manto a tasas de deformación naturales tardarían miles de años en observarse y las condiciones de temperatura y presión ambiente 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 observador indirecto ^{[ 37 ] .}

Las historias de espesor del hielo son útiles en el estudio de la paleoclimatología , la glaciología y la paleoceanografía. Tradicionalmente, estas historias se deducen a partir de tres tipos de información: Primero, los datos del nivel del mar en sitios estables alejados de los centros de desglaciación permiten estimar la cantidad de agua que ingresó a los océanos o, equivalentemente, la cantidad de hielo que quedó atrapado durante el máximo glacial. Segundo, la ubicación y las fechas de las morrenas terminales nos indican la extensión areal y el retroceso de las antiguas capas de hielo. La física de los glaciares nos proporciona el perfil teórico de las capas de hielo en equilibrio, y también indica que el espesor y la extensión horizontal de las capas de hielo en equilibrio están estrechamente relacionados con la condición basal de las mismas. Por lo tanto, el volumen de hielo atrapado es proporcional a su área instantánea. Finalmente, las alturas de las antiguas playas en los datos del nivel del mar y las tasas de elevación del terreno observadas (por ejemplo, a partir de GPS o VLBI ) pueden utilizarse para limitar el espesor local del hielo. 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 rápidas o aumentos repentinos de las capas de hielo, por lo que los perfiles de las capas de hielo deducidos de esta manera solo dan la "altura promedio" durante unos mil años. ^{[ 39 ]}

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

Antes del siglo XVIII, en Suecia se creía que el nivel del mar estaba descendiendo. Por iniciativa de Anders Celsius, se realizaron varias marcas en la roca en diferentes puntos de la costa sueca. En 1765 se pudo concluir que no se trataba de un descenso del nivel del mar, sino de una elevación irregular del terreno.

En el diario de a bordo del HMS Racehorse, publicado en 1775, durante su viaje hacia el norte en 1773, Constantine Phipps sugirió que la pequeña y baja isla de Moffen, en el archipiélago de Svalbard, podría no haber existido previamente, ya que ningún marinero anterior la había reportado en sus cartas náuticas, a pesar de la meticulosidad de sus registros. Si bien ya había sido identificada en un mapa de Hendrick Doncker en 1655, I. Newbold Smith ^{[ 40 ]} la mencionó como un comentario notable, dado que Phipps era un oficial naval, «no un geólogo ni un místico... podría haber sabido que Spitsbergen estaba emergiendo. De lo contrario, el rey y la patria lo habrían tachado de chiflado» por haber publicado una observación tan extraordinaria.

Con la escarpada Svalbard, las costas en terrazas habrían sido un indicio. En el norte del Báltico, de similar elevación, los cambios y la expansión de las costas deberían haber sido una característica conocida a largo plazo, notificada a los principales cartógrafos navales del siglo XVIII, y las tendencias locales podrían explicar la afirmación como un ejemplo de una ubicación marítima donde muchos puertos comunes ya no podían ser utilizados por buques de gran calado, pero sin la sedimentación normal en lugares cerca de ríos o bancos de arena móviles, sino en cambio a menudo roca dura y desnuda importante y comúnmente listada en los mapas, ya que los peligros de encallamiento y las dificultades para fondear en estos fondos marinos son bien conocidos. La situación más evidente es de conocimiento común para los capitanes de barcos militares y, en cierta medida, para los campos de la navegación mercante similares en esas áreas.

En 1865, Thomas Jamieson formuló una teoría según la cual el levantamiento del terreno estaba relacionado con la era glacial descubierta por primera vez en 1837. La teoría fue aceptada tras las investigaciones de Gerard De Geer sobre antiguas líneas costeras en Escandinavia, publicadas en 1890. ^{[ 41 ] [ 42 ] [ 43 ]}

En las zonas donde se observa elevación del terreno, es necesario definir los límites exactos de la propiedad. En Finlandia, el «nuevo terreno» es legalmente propiedad del dueño de la zona marítima, no de los propietarios de terrenos ribereños. Por lo tanto, si el propietario del terreno desea construir un muelle sobre el «nuevo terreno», necesita el permiso del dueño de la zona marítima (anterior). El propietario de la ribera puede adquirir el nuevo terreno al precio de mercado. ^{[ 44 ]} Por lo general, el dueño de la zona marítima es la unidad de partición de los propietarios de terrenos ribereños, una sociedad de tenencia colectiva. ^{[ 45 ]}

La ecuación del nivel del mar ( SLE ) es una ecuación integral lineal que describe las variaciones del nivel del mar asociadas con el 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 , ^{[ 46 ]} y solo más tarde fue refinada por Platzman ^{[ 47 ]} y Farrell ^{[ 48 ]} en el contexto del estudio de las mareas oceánicas. En palabras de Wu y Peltier, ^{[ 49 ]} la solución de la SLE produce el cambio de batimetría oceánica dependiente del espacio y del tiempo que se requiere para mantener constante el potencial gravitatorio de la superficie del mar para una cronología de desglaciación específica y un modelo terrestre viscoelástico . La teoría de la SLE fue luego desarrollada por otros autores como Mitrovica y Peltier, ^{[ 50 ]} Mitrovica et al. ^{[ 51 ]} y Spada y Stocchi. ^{[ 52 ]} En su forma más simple, la SLE se lee:

${\displaystyle S=NU,}$

dónde${\displaystyle S}$ es el cambio del nivel del mar,${\displaystyle N}$es la variación de la superficie del mar vista desde el centro de masa de la Tierra, y${\displaystyle U}$es desplazamiento vertical.

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

${\displaystyle S(\theta ,\lambda ,t)={\frac {\rho _{i}}{\gamma }}G_{s}\otimes _{i}I+{\frac {\rho _{w}}{\gamma }}G_{s}\otimes _{o}S+S^{E}-{\frac {\rho _{i}}{\gamma }}{\overline {G_{s}\otimes _{i}I}}-{\frac {\rho _{w}}{\gamma }}{\overline {G_{o}\otimes _{o}S}},}$

dónde${\displaystyle \theta }$es colatitud y${\displaystyle \lambda }$es longitud ,${\displaystyle t}$es el tiempo,${\displaystyle \rho _{i}}$y${\displaystyle \rho _{w}}$son las densidades del hielo y del agua, respectivamente,${\displaystyle \gamma }$es la gravedad superficial de referencia,${\displaystyle G_{s}=G_{s}(h,k)}$es la función de Green del nivel del mar (dependiente de la ${\displaystyle h}$y ${\displaystyle k}$coeficientes de carga-deformación viscoelásticos (LDC),${\displaystyle I=I(\theta ,\lambda ,t)}$es la variación del espesor del hielo,${\displaystyle S^{E}=S^{E}(t)}$representa el término eustático (es decir, el valor promedio del océano de${\displaystyle S}$), ${\displaystyle \otimes _{i}}$y${\displaystyle \otimes _{o}}$denotan convoluciones espaciotemporales sobre las regiones cubiertas de hielo y océano, y la barra superior indica un promedio sobre la superficie de los océanos que garantiza la conservación de la masa.

• Retroceso glaciar del Holoceno : período de desglaciación global. 
• Playa elevada , también conocida como terraza marina : relieve costero emergente. 
• Impactos físicos del cambio climático
• Esfuerzo (mecánica) – Magnitud física que expresa fuerzas internas en un material continuo. 
• Depresión isostática : lo opuesto al rebote isostático.

• Mientras los glaciares de Alaska se derriten, la tierra se eleva. 17 de mayo de 2009, New York Times.

• Rebote glacial Archivado el 24/09/2015 en Wayback Machine NASA
• Misión de gravedad GRACE de GPZ archivada el 8 de mayo de 2008 en Wayback Machine , Potsdam.
• Resultados del GPS BIFROST de la Universidad de Harvard