過去の海面

地球全体の海面、つまりユースタティック海面は、地球の歴史を通じて大きく変動してきました。海面に影響を与える主な要因は、利用可能な水の量と体積、および海洋盆地の形状と体積です。水量に最も影響を与えるのは、密度に影響を与える海水の温度と、河川、帯水層、湖、氷河、極地の氷冠、海氷などの他の貯水池に保持される水の量です。地質学的時間スケールでは、海洋盆地の形状の変化と陸地/海の分布の変化が海面に影響を与えます。ユースタティック変化に加えて、海面の局所的な変化は、地殻の隆起と沈下によって引き起こされます。

地質時代を通じて、海面は 300 メートル以上、おそらくは 400 メートル以上変動してきました。過去 1,500 万年間の海面変動の主な原因は、南極の氷床と温暖期の 南極後氷河期の回復です。

現在の海面は、歴史上最低値より約130メートル高い。歴史上最低レベルに達したのは、約2万年前の最終氷期極大期（LGM）のときである。海面が今日よりも高かった最後の時期は、約13万年前のエミアン期であった。 ^[2]

より短い時間スケールでは、LGM 中に到達した低レベルが、約 14,000 年から 6,500 年前の前期完新世に反発し、110 メートルの海面上昇につながりました。海面は過去 6,500 年間で比較的安定しており、過去 1,500 年間で 0.50 メートルの海面上昇に終わりました。たとえば、約 10,200 年前、ヨーロッパ大陸とイギリスを結ぶ最後の陸橋が水没し、塩性湿地が残りました。8000 年前までにこの湿地は海に沈み、以前の乾燥した陸地のつながりの痕跡は残っていません。^[3]氷河と氷冠からの質量損失 に関する観測研究とモデリング研究は、20 世紀にわたる 2 ～ 4 cm の海面上昇に寄与したことを示しています。

毎年、海洋全体の表面から約 8 mm (0.3 インチ) の水が、降雪として南極とグリーンランドの氷床に降り注ぎます。それよりわずかに多い水が、氷山、氷の端で溶けた氷、氷床から海に流れ込む融解水の流れとなって海に戻ります。陸上の氷の総質量の変化は質量バランスと呼ばれ、世界の海面レベルの変化を引き起こすため重要です。低騒音飛行の衛星による高精度重力測定により、2006 年にグリーンランドと南極の氷床は合計 475 ± 158 Gt/年の質量損失を経験したことが判明しました。これは 1.3 ± 0.4 mm/年の海面上昇に相当します。注目すべきは、1988年から2006年にかけての氷床損失の加速は、グリーンランドでは22 ± 1 Gt/yr²、南極では14.5 ± 2 Gt/yr²で、合計36 ± 2 Gt/yr²であった。2010年までに、加速は50 Gt/yr²以上に増加した。この加速は、山岳氷河と氷冠（12 ± 6 Gt/yr²）の3倍である。^[4]

棚氷は海面に浮かんでおり、溶けても海面はまず変化しない。同様に、北極の 氷冠は流氷でできており、溶けても海面上昇に大きく影響することはない。しかし、流氷は海水よりも塩分濃度が低いため、溶けても海面上昇はごくわずかで、通常は無視されるほど小さい。^[要出典]

• 科学者たちはこれまで、陸上の水貯蔵の変化について十分な知識を持っていなかった。土壌吸収と人工貯水池（「貯水池」）による水保持の調査によると、1930年以来、合計約10,800立方キロメートル（2,591立方マイル）の水（ヒューロン湖の面積よりわずかに小さい）が陸上に貯水されている。この貯水池は、その期間の約30 mm（1.2インチ）の海面上昇を隠していた。^[5]
• 逆に、1900年から2008年にかけて世界全体で過剰に汲み上げられた地下水の総量は約4,500 km3と推定されており、これは海面上昇12.6 mm（0.50インチ）（全体の6%超）に相当します。さらに、地下水枯渇率は1950年頃から著しく増加しており、最も最近の期間（2000年から2008年）には最大率となり、平均で年間約145 km3（年間0.40 mmの海面上昇に相当、またはこの最近の期間に報告されている年間3.1 mmの上昇率の13%に相当）でした。^[6]
• グリーンランドと南極半島の縁にある小さな氷河と極地の氷冠が溶けると、海面は約0.5メートル（1フィート7.7インチ）上昇すると予測されています。グリーンランドの氷床が溶けると、海面は7.2メートル（23.6フィート）上昇し、南極の氷床が溶けると、海面は61.1メートル（200.5フィート）上昇します。^[7]西南極氷床の接地した内部貯留層が崩壊すると、海面は5メートル（16.4フィート）～6メートル（19.7フィート）上昇します。^[8]
• 雪線高度とは、年間積雪量が 50% を超える最低標高区間の高度です。これは、地域の気温改善効果に応じて、赤道の海抜約 5,500 メートル (18,045 フィート) から南北緯約70度の海抜までの範囲です。永久凍土は海抜に現れ、極に向かって海抜よりさらに深くまで広がります。
• グリーンランドと南極の氷床のほとんどは雪線や永久凍土帯の底より上にあるため、氷棚よりもゆっくりと溶ける。気温が上昇し続けても数千年かけて溶けるという推定もある。 ^{[要出典]しかし、気温の上昇により永久凍土帯が移動し、氷床は流れの強化や}氷山の崩壊を通じて海面上昇にも寄与する。^[9]
• 2010年代までに、グリーンランドは年間約0.8 mmの海面上昇に寄与し、南極は年間約0.4 mmの寄与となり、どちらも年間10％の加速（倍増時間は7年）となった。^[要出典]気候モデルは、2100年までに、主に今世紀後半に、海面上昇に1m～2m寄与すると予測している^{[10] [11]}

2000年代初頭の時点で、潮位計から観測された現在の海面上昇は約3.4mm/年^[12]であり、上記の要因の組み合わせからの推定範囲内ですが^[13]、この分野では活発な研究が続けられています。

地球の長い歴史の中で、プレートテクトニクスにより大陸と海底の構成が変化したことがあります。これは、さまざまな海盆の深さを変え、また氷河の分布を変えて氷河期-間氷期サイクルの変化をもたらし、世界の海面に影響を与えます。氷河期-間氷期サイクルの変化は、地球全体の氷河分布の変化によって少なくとも部分的に影響を受けます。

海盆の深さは、海洋リソスフェア(世界の海底の下にある地殻プレート) の年齢によって決まります。古いプレートは年を取るにつれて密度が増して沈み、新しいプレートが上昇してその位置を占めるようになります。したがって、海洋リソスフェアを急速にリサイクルする多数の小さな海洋プレートの構成では、海盆は浅くなり、(他の条件が同じであれば) 海面が高くなります。一方、プレートの数が少なく、海洋リソスフェアが冷たく密度が高い構成では、海盆は深くなり、海面は低くなります。

極地近くに大陸地殻が多かった時代、氷河期には海面が異常に低かったことが岩石記録から分かります。これは、雪や氷が積もる極地の陸地が多かったためです。陸地が赤道周辺に集中していた時代は、氷河期が海面に与える影響ははるかに少なかったのです。

地質時代の大半において、長期平均海面は現在よりも高くなっていました（上のグラフを参照）。長期平均海面が現在よりも低かったのは、約2億5000万年前のペルム紀と三畳紀の境界のみでした。平均海面の長期的な変化は海洋地殻の変化の結果であり、長期的には下降傾向が続くと予想されています。^[14]

過去数百万年にわたる氷河期と間氷期のサイクルの間に、平均海面は100メートル以上変動しました。これは主に、海から蒸発した水による氷床（主に北半球）の成長と崩壊によるものです。

地中海盆地はジュラ紀にネオテチス盆地として徐々に成長し始めましたが、それが突然海面に影響を与えたわけではありません。地中海が過去 1 億年の間に形成されていた間、平均海面は現在よりも一般的に 200メートル高かったのです。しかし、海洋洪水の最も大きな例は、約 520 万年前のメッシニアン塩分危機の終わりに大西洋がジブラルタル海峡を突破した時です。このため、海峡周辺の 地質学的力により盆地が干上がった時期の突然の終わりに地中海の水位が回復しました。

海面は地質学的時間の経過とともに変化してきました。グラフが示すように、今日の海面はこれまでに到達した最低レベルに非常に近いです（最低レベルは約 2 億 5000 万年前のペルム紀と三畳紀の境界で発生しました）。

最近の氷河期（最大時で約2万年前）には、大量の海水が蒸発して雪や氷として堆積し、そのほとんどはローレンタイド氷床に堆積したため、世界の海面は現在よりも約130メートル低かった。そのほとんどは約1万年前までに溶けていた。

地球の歴史を通じて、同様の氷河サイクルが何百回も発生しています。沿岸堆積物の位置を時系列で研究する地質学者は、その後の回復と関連して、海岸線が盆地に向かって何十回も同じような移動をしていることに気づいています。この結果、堆積サイクルが生まれ、場合によっては世界中で高い信頼性で相関関係が見出されます。海面上昇と堆積物を結び付けるこの比較的新しい地質科学の分野は、シーケンス層序学と呼ばれています。

顕生代における海面変動の最新の年表では、次のような長期的傾向が示されています。^[16]

• カンブリア紀を通じて徐々に海面が上昇
• オルドビス紀の海面は比較的安定していたが、オルドビス紀末期の氷河期に伴って海面は大きく低下した。
• シルル紀における下層レベルの相対的安定性
• デボン紀を通して緩やかな下降が続き、ミシシッピ紀を経てミシシッピ紀とペンシルベニア紀の境界で長期低気圧となった。
• ペルム紀の初めまで緩やかに上昇し、その後中生代まで緩やかに減少しました。

19～20世紀頃の氷河期の8  ka、イギリス海・アイルランド海、フェノスカンジナビア海、ローレンタイド氷床、バレンツ・カラ氷床、パタゴニア氷床、イヌイット氷床、および南極氷床の一部が急速に溶けた結果、海面が極めて高い割合で上昇した。約19,000年前に氷河期 が始まったとき、最大でも 500 年続いた短期間の氷河性ユースタティック イベントにより、平均速度約 20 mm/年で海面が 10 m も上昇した可能性がある。初期の完新世の残りの期間、海面上昇率は、最低で約 6.0～9.9 mm/年から、短期間の海面上昇が加速した時期には最高 30～60 mm/年まで変動した。^{[17] [18]}

最終氷期の融解水脈と呼ばれる加速的な海面上昇の3つの主要な期間についてのみ、サンゴ礁の深部コアの分析に基づいた確かな地質学的証拠が存在します。それらは、約14,600年から14,300年前の融解水脈1A 、約11,400年から11,100年前の融解水脈1B、および8,200年から7,600年前の融解水脈1Cです。融解水脈1Aは、14,200年前を中心に約290年間で13.5メートル上昇し、融解水脈1Bは、11,000年前を中心に約160年間で7.5メートル上昇しました。これとは対照的に、ヤンガードリアス期を含む14,300年前から11,100年前の期間は、海面上昇が年間約6.0～9.9 mmに低下した期間でした。融解水パルス1Cは8,000年前を中心とし、140年足らずで6.5 mの上昇をもたらしました。そのため、5000年前の海面は現在よりも約3 m低かったことになります。これは、多くの場所で化石海岸によって証明されています。^{[18] [19] [20]}融解水イベント中のこのような急速な海面上昇率は、明らかに氷床の崩壊に関連する大規模な氷の損失イベントを示唆しています。主な発生源は南極の氷床からの融解水であった可能性があります。他の研究では、ローレンタイド氷床の融解水の発生源は北半球にあると示唆されています。^[20]

最近、後期完新世（3,000 暦年前から現在まで）の海面は、1850 年から 1900 年の間にさまざまな年代で上昇率が加速する前はほぼ安定していたことが広く認められるようになりました。後期完新世の海面上昇率は、考古学的遺跡や後期完新世の潮汐湿地堆積物からの証拠、潮位計、衛星記録、地球物理学的モデリングを組み合わせて推定されています。たとえば、この研究には、カイサリアのローマ時代の井戸やイタリアのローマ時代の水車に関する研究が含まれています。これらの方法を組み合わせると、過去 2000 年間の平均ユースタシー成分は 0.07 mm/年であることが示唆されます。^[17]

1880年以降、海面は急速に上昇し始め、2009年までに合計210mm（8.3インチ）上昇し、世界中で広範囲にわたる浸食を引き起こし、数十億ドルの損害をもたらしました。^{[21] [22]}

海面は19世紀に6cm上昇し、20世紀には19cm上昇した。^[23]この証拠には、地質学的観測、最長の機器記録、20世紀の海面上昇の観測率などがある。例えば、地質学的観測によると、過去2,000年間の海面変化は小さく、平均率はわずか年間0.0～0.2mmだった。これは、20世紀の平均率が年間1.7±0.5mmであったことと比較される。^[24] Baartら（2012）は、海面上昇の加速を結論付ける前に、 18.6年の月の交点周期の影響を考慮することが重要であることを示している。 ^[25]潮位計データに基づくと、20世紀の世界の平均海面上昇率は0.8～3.3mm/年の範囲にあり、平均率は1.8mm/年である。^[26]

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