출처:

Lambeck, Kurt, et al. “Sea level and global ice volumes from the Last Glacial Maximum to the Holocene.” Proceedings of the National Academy of Sciences 111.43 (2014): 15296-15303.

 

Sea level and global ice volumes from the Last Glacial Maximum to the Holocene.

빙하기가 가장 심했을 때부터 현재까지, 해수면 높이와 지구의 얼음 양은 어떻게 변해왔을까? 최종빙기절정기(Last Glacial Maximum)부터 홀로세(Holocene)까지의 해수면과 지구 빙하량.

Kurt Lambecka,b,1, Hélène Roubya,b, Anthony Purcella, Yiying Sunc, and Malcolm Sambridgea.
커트 람벡(Kurt Lambeck)a,b,1, 헬렌 루비(Hélène Rouby)a,b, 앤서니 퍼셀(Anthony Purcell)a, 손이형(孫怡瑩)c, 말콤 샘브리지(Malcolm Sambridge)a.

  • a Research School of Earth Sciences, The Australian National University, Canberra, ACT 0200, Australia
    호주(Australia) 캔버라(Canberra) 소재 호주국립대학교(The Australian National University) 지구과학부
  • b Laboratoire de Géologie de l’École Normale Supérieure, UMR 8538 du CNRS, 75231 Paris, France
    프랑스(France) 파리(Paris) 소재 국립과학연구센터(CNRS) 에콜 노르말 쉬페리외르(École Normale Supérieure) 지질학연구소
  • c Department of Earth Sciences, University of Hong Kong, Hong Kong, China.
    중국(中國) 홍콩(Hong Kong) 소재 홍콩대학교(University of Hong Kong) 지구과학과.

 

논문 요약

전문 용어 풀이

본격적인 요약에 앞서, 논문을 이해하는 데 필요한 몇 가지 핵심 용어를 먼저 설명한다.

  • 최종빙기절정기(Last Glacial Maximum, LGM): 약 29,000년 전부터 21,000년 전 사이, 지구의 빙하가 가장 거대하게 확장되었던 시기를 말한다. 이때는 지금보다 훨씬 춥고 해수면은 매우 낮았다.
  • 홀로세(Holocene): 약 11,700년 전 마지막 빙하기가 끝나고 시작된 현재의 지질시대를 가리킨다. 인류 문명이 발전한 시기이다.
  • 빙하 지각 평형 조정(Glacial Isostatic Adjustment, GIA): 거대한 빙하의 무게 때문에 지각이 눌렸다가, 빙하가 녹으면 다시 서서히 솟아오르는 현상이다. 마치 푹신한 매트리스를 무거운 책으로 눌렀다가 치우면 원래 모습으로 천천히 돌아오는 것과 같다. 이 현상 때문에 지역마다 해수면 변화가 다르게 나타난다.
  • 원격지(Far-field): 과거에 거대한 빙하가 존재했던 곳에서 아주 멀리 떨어진 지역을 의미한다. 이런 곳의 해수면 기록은 빙하 직하부의 급격한 지각 융기 현상의 영향이 적어, 전 지구적인 해수량 변화를 연구하기에 더 적합하다.
  • 해수면 상당량(Equivalent Sea Level, esl): 특정 부피의 빙하가 녹았을 때 전 지구의 해수면을 평균적으로 얼마나 상승시키는지를 나타내는 값이다. 빙하의 부피를 해수면의 높이로 환산한 개념이다.
  • 융빙수 분출(Meltwater Pulse, MWP): 빙하가 갑작스럽게 붕괴하거나 녹으면서 엄청난 양의 물이 바다로 흘러 들어가, 해수면이 매우 짧은 기간에 급격히 상승하는 사건을 말한다.

 

1. 개요: 무엇을, 왜 연구했나?

빙하기 동안 해수면이 오르내리는 가장 큰 원인은 빙하와 바다 사이에 물이 오갔기 때문이다. 즉, 빙하가 늘어나면 바닷물이 줄어 해수면이 낮아지고, 빙하가 녹으면 바닷물이 늘어 해수면이 높아진다. 이 연구는 지난 35,000년 동안 지구의 빙하 부피와 해수면이 구체적으로 어떻게 변해왔는지를 밝히는 것을 목표로 한다.

이러한 과거의 변화를 이해하는 것은 여러 이유로 매우 중요하다.

  • 미래 예측: 과거 데이터는 미래 기후 변화와 해수면 상승을 예측하는 컴퓨터 모델의 정확성을 검증하는 기준이 된다.
  • 지구 과학: 빙하의 무게에 따른 지각의 움직임(GIA)과 맨틀의 점성(끈끈한 정도) 등 지구 내부의 특성을 파악할 수 있다.
  • 인류 역사: 과거 해수면 변화를 통해 드러났던 육지(예: 베링해협 육교)를 복원하여 인류와 동물의 이동 경로를 추적할 수 있다.

하지만 과거 해수면을 정확히 측정하는 것은 매우 어렵다. 해안가에 남은 지질학적 증거는 시간이 지나며 사라지거나 지각 변동의 영향을 받기 때문이다. 이 연구는 이러한 한계를 극복하기 위해 전 지구적으로 흩어져 있는 수많은 데이터를 종합하고 정교한 모델링 기법을 사용했다.

 

2. 연구 방법: 어떻게 알아냈나?

연구진은 과거 거대 빙하로부터 멀리 떨어진 ‘원격지’에서 수집된 약 1,000개의 과거 해수면 관측 자료를 사용했다. 이 자료들은 주로 특정 깊이에서만 자라는 산호 화석이나 해안가에서 쌓인 퇴적물에서 나왔다.

핵심 연구 방법은 ‘역산 모델링(Inverse Modeling)’이다.

  1. 데이터 수집: 먼저 전 세계에서 수집된 약 1,000개의 과거 해수면 높이와 연대 데이터를 데이터베이스로 구축했다(아래 그림 1 참고).
  2. GIA 효과 계산: 각 데이터 지점마다 ‘빙하 지각 평형 조정(GIA)’ 효과, 즉 빙하의 증감에 따른 지각의 상하 움직임을 컴퓨터 모델로 계산했다.
  3. 역산 분석: 관측된 해수면 높이에서 GIA로 인한 지각 움직임 값을 빼서, 순수하게 바다에 더해진 물의 양, 즉 ‘해수면 상당량(esl)’을 역으로 추정했다. 이 과정을 통해 지구 맨틀의 점성과 같은 물리적 특성도 함께 계산했다(아래 그림 2 참고).
  4. 반복과 최적화: 이 계산을 여러 번 반복하며 모델이 실제 관측 데이터와 가장 잘 들어맞을 때까지 빙하 부피와 맨틀 특성 값을 미세 조정했다.

그림 1. 지난 35,000년간의 원격지 해수면 자료 분포
(A) 모든 자료의 깊이-연대 관계와 2σ 오차 추정치.
(B) 자료의 시간적 분포.
(C) 모든 원격지 산호(붉은 점) 및 퇴적물(검은 삼각형) 자료의 지리적 분포.

이 그림은 연구에 사용된 기초 자료를 보여준다. (A)는 수집된 데이터 포인트(나이와 깊이)를 보여주는 그래프, (B)는 시대별로 얼마나 많은 데이터가 있는지를 보여주는 막대그래프, (C)는 데이터가 지구상 어디에서 수집되었는지를 보여주는 지도이다. 이 그림을 통해 연구가 얼마나 방대하고 전 지구적인 자료에 기반했는지 알 수 있다.

그림 2. 지구 모델의 물리적 특성 추정
[5]번 식으로 정의되고 ηlm/ηum ≤ 500 조건을 갖는 E 공간 전반에 걸쳐 (A) 암석권 두께 H, (B) 상부 맨틀 점성 ηum, (C) 하부 맨틀 점성 ηlm의 함수로 나타낸 최소 분산 함수 Ψk² [4]. H와 ηum에 대해서는 유일한 해가 발견되었지만, ηlm에 대해서는 두 개의 최솟값이 확인됨: 낮은 하부 맨틀 점성 해(붉은 점, ~2 × 10²¹ Pa·s)와 높은 하부 맨틀 점성 해(파란 점, ~10²³ Pa·s). 이에 해당하는 95% 신뢰 구간 Φk² [6]은 붉은색과 파란색 띠(음영)로 표시된다.

이 그래프는 컴퓨터 모델이 여러 가능성을 테스트하며 지구의 물리적 특성(암석권 두께, 맨틀의 끈끈한 정도) 중 어떤 값이 실제 관측 데이터와 가장 잘 맞는지를 찾아내는 과정을 보여준다. 그래프에서 가장 움푹 파인 지점이 모델이 찾은 최적의 값이다. 연구 결과, 하부 맨틀의 점성이 높다는 결론이 다른 증거들과 더 잘 부합한다고 판단했다.

그림 3. 해수면 상당량(esl)에 대한 보정값 계산
두 가지 하부 맨틀 점성 해(낮은 점성 해는 붉은색과 노란색 오차 막대, 높은 점성 해는 파란색과 옅은 파란색 오차 막대)에 대한 보정 항 δζ_esl(t)의 저해상도 해(1,000년 시간 간격).

이 그림은 모델이 계산을 반복하며 초기 추정치를 얼마나 수정했는지를 보여준다. 가로축은 시간, 세로축은 해수면 보정량(미터)이다. 그래프가 0 위에 있으면 모델이 ‘초기 빙하량 추정이 부족했으니 빙하를 더 추가해야겠다’고 판단한 것이고, 0 아래에 있으면 ‘빙하가 너무 많았으니 줄여야겠다’고 판단한 것이다. 즉, 모델이 스스로 오차를 수정하며 최적의 해답을 찾아가는 과정을 시각적으로 나타낸다. 붉은색과 파란색은 각각 맨틀이 덜 끈끈할 때(낮은 점성)와 더 끈끈할 때(높은 점성)의 두 가지 시나리오를 보여준다.

 

3. 연구 결과 및 결론: 지난 35,000년의 해수면 역사

이 연구는 과거 해수면 변화의 상세한 역사를 복원했다. 가장 중요한 결과는 아래 그림 4에 요약되어 있다.

그림 4. 빙하 부피 상당 해수면(esl) 함수와 빙하 부피 변화에 대한 해법
(A) 개별 esl 추정치(파란색)와 노이즈를 제거한 시계열의 객관적 추정치(붉은 선). 삽입된 그림은 마지막 9,000년을 확대한 것이다.
(B) 동일한 esl 추정치와 95% 확률 한계값. 구간 내 주요 기후 사건[최종빙기절정기(LGM), 하인리히 이벤트 H1-H3, 뵐링-알레뢰드 온난기(B-A), 영거 드라이아스 한랭기(Y-D)]과 MWP-1A, 1B 및 8,200년 전 한랭화 사건의 시기도 표시됨.
(C) esl 추정치에 대한 95% 확률 추정치.
(D) 해수면 변화율 추정치.

이 그림이 이 논문의 핵심 결과이다. (A)와 (B) 그래프는 시간에 따른 해수면 높이 변화를 보여준다. 그래프가 아래로 갈수록 해수면이 낮았음을 의미한다. (D)는 해수면이 얼마나 ‘빨리’ 변했는지를 보여주는 변화율 그래프이다. 이 그림을 통해 언제 해수면이 급격히 오르거나 안정되었는지 한눈에 파악할 수 있다.

해수면 변화의 주요 단계

1. 빙하기 절정으로 (35,000 ~ 21,000년 전): 31,000년 전부터 2,000년이 채 안 되는 짧은 기간에 해수면이 약 40미터나 급격히 하강하며 본격적인 빙하기 최성기가 시작되었다. 이후 21,000년 전까지 빙하가 서서히 늘어나, 해수면은 현재보다 약 134미터 낮은 지점에서 최저점을 찍었다. 이는 흔히 알려진 -125미터보다 더 낮은 수치이다.

2. 거대한 해빙의 시대 (16,500 ~ 8,200년 전): 빙하기가 끝나가면서 거대한 빙하가 녹기 시작했다.

  • 융빙수 분출 1A (Meltwater Pulse 1A): 약 14,500년 전, 역사상 가장 극적인 해수면 상승 사건이 발생했다. 약 500년 동안 해수면이 무려 20미터나 상승했는데, 이는 100년당 4미터 이상이라는 엄청난 속도였다.
  • 영거 드라이아스 한랭기: 약 12,500년 전, 북반구가 잠시 다시 추워지면서 해수면 상승이 잠시 멈추거나 크게 둔화되었다.
  • MWP-1B는 없었다: 일부에서 주장하던 11,300년 전의 두 번째 융빙수 분출(MWP-1B) 사건은 이번 연구의 종합 데이터에서는 뚜렷한 증거를 찾을 수 없었다.

3. 안정된 홀로세 (지난 6,700년): 북미 대륙의 거대 빙하가 거의 다 녹은 약 7,000년 전부터 해수면 상승률은 급격히 감소했다. 특히 4,200년 전부터 산업화로 인한 최근의 해수면 상승이 시작되기 직전(약 150년 전)까지, 전 지구 해수면은 수천 년간 매우 안정적인 상태를 유지했다. 이 기간 동안 중세 온난기나 소빙하기 같은 기후 변화가 있었지만, 전 지구 해수면을 크게 변동시키지는 않았다.

4. 시사점: 이 연구가 우리에게 알려주는 것

  • 과거는 미래의 거울: 이 연구는 과거 지구 시스템이 특정 조건에서 얼마나 빠르고 극적으로 변할 수 있는지 보여준다. 특히 ‘융빙수 분출 1A’ 사건은 현재 진행 중인 서남극이나 그린란드 빙하의 불안정성이 미래에 어떤 결과를 초래할 수 있는지에 대한 강력한 경고 메시지를 던진다.
  • 인류세의 특별함: 수천 년간 안정적이었던 해수면이 지난 100~150년 사이에 다시 상승세로 돌아선 것은 현재의 변화가 자연적인 현상이 아님을 명확히 보여준다. 이 연구의 정밀한 과거 기록은 현재의 변화가 얼마나 이례적인지를 비교하는 중요한 과학적 기준선(baseline)을 제공한다.
  • 정교한 예측의 기반: 이 연구를 통해 검증된 지구 모델과 맨틀 특성값은 미래 해수면 변화를 더욱 정교하게 예측하고, 지역별로 다르게 나타날 해수면 상승에 대비하는 데 중요한 과학적 기반이 된다.

 

초록 (Abstract)

The major cause of sea-level change during ice ages is the exchange of water between ice and ocean and the planet’s dynamic response to the changing surface load. Inversion of ~1,000 observations for the past 35,000 y from localities far from former ice margins has provided new constraints on the fluctuation of ice volume in this interval. Key results are: (i) a rapid final fall in global sea level of ~40 m in <2,000 y at the onset of the glacial maximum ~30,000 y before present (30 ka BP);  (ii) a slow fall to -134 m from 29 to 21 ka BP with a maximum grounded ice volume of∼52×106km3greater than today;  (iii) after an initial short duration rapid rise and a short interval of near-constant sea level, the main phase of deglaciation occurred from ~16.5 ka BP to ~8.2 ka BP at an average rate of rise of12 m⋅ka−1punctuated by periods of greater, particularly at 14.5-14.0 ka BP at ≥40 mm⋅y−1(MWP-1A), and lesser, from 12.5 to 11.5 ka BP (Younger Dryas), rates;  (iv) no evidence for a global MWP-1B event at ~11.3 ka BP; and (v) a progressive decrease in the rate of rise from 8.2 ka to ~2.5 ka BP, after which ocean volumes remained nearly constant until the renewed sea-level rise at 100-150 y ago, with no evidence of oscillations exceeding ~15-20 cm in time intervals≥200y from 6 to 0.15 ka BP.

빙하기 동안 해수면이 변하는 주된 원인은 빙하와 해양 사이의 물 교환, 그리고 지표면의 하중 변화에 대한 지구의 역학적 반응 때문이다. 과거 35,000년 동안 빙하 가장자리에서 멀리 떨어진 지역들에서 수집한 약 1,000개의 관측 자료를 역산하여 이 기간의 빙하량 변동에 대한 새로운 제약 조건을 제시했다.  주요 결과는 다음과 같다.

(i) 약 30,000년 전 빙하기 최성기가 시작될 때, 2,000년이 안 되는 기간 동안 전 지구 해수면이 약 40미터 급격히 하강했다.

(ii) 29,000년 전부터 21,000년 전까지 해수면은 -134미터까지 서서히 하강했으며, 이때 육지에 쌓인 빙하의 부피는 현재보다 약 52×106km3 더 컸다.

(iii) 짧은 기간의 급격한 상승과 해수면이 거의 일정했던 짧은 구간 이후, 주요 해빙기는 약 16,500년 전부터 8,200년 전까지 발생했다. 이 기간 평균 상승률은 1,000년당 12미터였다. 특히 14,500년에서 14,000년 전 사이(MWP-1A)에는 연간 40mm 이상으로 상승률이 더 높았고, 12,500년에서 11,500년 전 사이(영거 드라이아스기)에는 더 낮아지는 등 변화가 있었다.

(iv) 약 11,300년 전에 전 지구적인 ‘융빙수 분출 1B(MWP-1B)’ 사건이 있었다는 증거는 발견되지 않았다.

(v) 8,200년 전부터 약 2,500년 전까지 해수면 상승률은 점차 감소했다. 그 이후 해양의 부피는 100~150년 전 새로운 해수면 상승이 시작될 때까지 거의 일정하게 유지되었다. 6,000년 전부터 150년 전까지 200년 이상의 기간 단위에서 15~20cm를 초과하는 변동은 없었다.

Keywords: sea level, ice volumes, Last Glacial Maximum, Holocene.
키워드: 해수면, 빙하량, 최종빙기절정기, 홀로세.

 

결론 (Conclusions)

i) 빙하기의 시작 (35,000 ~ 29,000년 전)

A period of a relatively slow fall in sea level from 35 to 31 ka BP followed by a rapid fall during 31-29 ka. This is based on data from Barbados, Bonaparte Gulf, Huon Peninsula (Papua New Guinea), and a few isolated observations from the Malay Peninsula and the Bengal Fan. It points to a period of rapid ice growth of ~25 m esl within ~1,000 y to mark the onset of the peak glaciation, consistent with the transition out of the Scandinavian Ålesund Interstadial into the glacial maximum (75), although this ice sheet alone is inadequate to contribute 25 m to esl. Chronologically, the timing of the rapid fall corresponds to the nominal age for the Heinrich H3 event (76, 77).

35,000년 전부터 31,000년 전까지는 해수면이 비교적 서서히 하강했고, 그 뒤를 이어 31,000년에서 29,000년 전 사이에는 급격하게 하강했다. 이 결론은 바베이도스(Barbados), 보나파르트만(Bonaparte Gulf), 파푸아뉴기니(Papua New Guinea)의 후온반도(Huon Peninsula), 그리고 말레이반도(Malay Peninsula)와 벵골만 선상지(Bengal Fan)에서 얻은 일부 자료에 근거한다. 이 시기는 빙하기가 절정으로 치닫는 시작점이었으며, 약 1,000년이라는 짧은 기간 동안 해수면을 약 25미터 낮출 정도의 빙하가 빠르게 성장했음을 보여준다. 이는 스칸디나비아(Scandinavian)의 알레순 간빙기(Ålesund Interstadial)가 끝나고 빙하기 최성기로 넘어가는 과정과 일치하는 결과이다(75). 다만, 스칸디나비아 빙하 하나만으로는 25미터의 해수면 하강을 모두 설명하기 어렵다. 연대기적으로 이 급격한 해수면 하강은 ‘하인리히 이벤트(Heinrich event) H3’가 발생했던 시기와 일치한다(76, 77).

ii) 최종빙기절정기 (29,000 ~ 21,000년 전)

Approximately constant or slowly increasing ice volumes from ~29-21 ka BP. The data for this interval are sparse but are from geographically well-distributed sites (Barbados, Bonaparte, Bengal Fan, East China Sea, and Maldives). The slow increase in ice volume is consistent with eastward and southward expansion of the Scandinavian ice sheet during the LGM (78) as well as with the southward advance of the Laurentide ice sheet (79). The esl reaches its lowest value of ~134 m at the end of this interval, corresponding to ~52 x 10⁶ km³ more grounded ice-including on shelves at the LGM than today. This is greater than the frequently cited -125 m (e.g., 24, 80) that is usually based on observations uncorrected for isostatic effects. Heinrich event H2 at ~19.5-22 ¹⁴C ka (~25 ka BP) (77, 81, 82) is not associated with a recognizable sea-level signal.

약 29,000년 전부터 21,000년 전까지 빙하량은 거의 일정하거나 서서히 증가했다. 이 기간의 자료는 드물지만, 바베이도스, 보나파르트만, 벵골만 선상지, 동중국해(東中國海), 몰디브(Maldives) 등 지리적으로 넓게 분포된 지역에서 얻은 것이다. 이 시기의 느린 빙하량 증가는 최종빙기절정기(LGM) 동안 스칸디나비아 빙하가 동쪽과 남쪽으로 확장하고(78), 로렌타이드(Laurentide) 빙하가 남쪽으로 전진한(79) 사실과 일치한다. 이 기간이 끝날 무렵 해수면은 약 -134미터로 최저점을 기록했다. 이는 당시 대륙붕 위를 포함한 육지 빙하가 오늘날보다 약 5200만 더 많았다는 것을 의미한다. 이 수치는 지각 평형(isostatic effects)을 보정하지 않은 관측에 기반하여 자주 인용되는 -125미터(24, 80)보다 더 낮은 값이다. 약 25,000년 전의 ‘하인리히 이벤트 H2’는(77, 81, 82) 해수면 기록에서 뚜렷한 변화 신호로 나타나지 않았다.

iii) 해빙의 시작 (21,000 ~ 18,000년 전)

Onset of deglaciation at ~21-20 ka BP with a short-lived global sea-level rise of ~10-15 m before 18 ka. The evidence comes from the Bonaparte Gulf (37, 38), has been identified elsewhere (83, 84), and is supported by isolated observations from five other locations (Bengal Bay, Cape St Francis (South Africa), offshore Sydney, Barbados, Maldives) which, although less precise than the principal data set, spread the rise over a longer time interval than originally suggested. Chronologically, this rise occurs substantially later than the H2 event.

21,000년에서 20,000년 전 사이에 해빙(deglaciation)이 시작되었고, 18,000년 전까지 짧은 기간 동안 전 지구 해수면이 약 10~15미터 상승했다. 이 증거는 보나파르트만에서 나왔으며(37, 38), 다른 연구에서도 확인되었다(83, 84). 또한 벵골만(Bengal Bay), 남아프리카(South Africa)의 세인트 프랜시스곶(Cape St Francis), 시드니(Sydney) 연안, 바베이도스, 몰디브의 5개 지역에서 얻은 개별 관측 자료도 이를 뒷받침한다. 이 자료들은 핵심 자료보다 정밀도는 떨어지지만, 해수면 상승이 기존에 생각했던 것보다 더 긴 시간에 걸쳐 일어났음을 보여준다. 연대기적으로 이 해수면 상승은 ‘하인리히 이벤트 H2’보다 훨씬 뒤에 발생했다.

iv) 해수면 정체기 (18,000 ~ 16,500년 전)

A short period of near-constant sea level from ~18-16.5 ka BP. Support for this comes from observations from Barbados, the Sunda Shelf, Bonaparte Gulf, Mayotte, and Cape St Francis.

약 18,000년 전부터 16,500년 전까지 해수면이 거의 변하지 않는 짧은 시기가 있었다. 이는 바베이도스, 순다대륙붕(Sunda Shelf), 보나파르트만, 마요트(Mayotte), 세인트 프랜시스곶의 관측 자료를 통해 확인된다.

v) 주요 해빙기 (16,500 ~ 7,000년 전)

A major phase of deglaciation from ~16.5-7 ka BP. The total esl change in this interval is ~120 m, at an average rate of ~12 m·ka⁻¹, corresponding to a reduction of grounded ice volume of ~45 × 10⁶ km³). Within this interval, significant departures from the average occur.

약 16,500년 전부터 7,000년 전까지 대규모 해빙이 진행되었다. 이 기간 동안 총 해수면은 약 120미터 상승했고, 평균 상승률은 1,000년당 약 12미터였다. 이는 육지 빙하량이 약 4500만 감소한 것과 같다. 이 기간 내내 해수면 상승률은 평균치에서 벗어나는 큰 변화를 여러 번 보였다.

vi) 1차 상승기 (16,500 ~ 15,000년 전)

A rise of ~25 m from ~16.5-15 ka BP at the long-term average rate of ~12 m·ka⁻¹. The data are from Sunda, Tahiti, the East China Sea, Mayotte, and Australia. Chronologically, the onset of this rise occurs at the time of the H1 event dated at 16.8 ka (85) or 16 ka (86). This period of rising sea level is followed by a short period (~500-600 y) of near-constant sea level.

약 16,500년 전부터 15,000년 전까지 장기 평균 상승률과 비슷한 속도(1,000년당 12미터)로 해수면이 약 25미터 상승했다. 이 자료는 순다, 타히티(Tahiti), 동중국해, 마요트, 호주(Australia)에서 나왔다. 연대기적으로 이 상승의 시작은 16,800년 전(85) 또는 16,000년 전(86)으로 측정된 ‘하인리히 이벤트 H1’ 시기와 일치한다. 이 해수면 상승기 이후 약 500~600년 동안 해수면이 거의 일정한 짧은 기간이 뒤따랐다.

vii) 융빙수 분출 1A (Meltwater Pulse 1A, 약 14,500년 전)

A high rate of sea-level rise starting at ~14.5 ka BP of ~500 y duration. The onset occurs at the start of the Bølling-Allerød warm period. Its duration could be <500 y because of uncertainties in chronology, and the globally averaged rise in sea level of ~20 m occurs at a rate of or ~40 mm·y⁻¹ or greater. This pulse, MWP-1A, has been identified separately in the records of Barbados (24), Sunda (33), and Tahiti (28, 87). Spatial variation in its amplitude can be expected because of the planet’s elastic and gravitational response to rapid unloading of ice in either or both of the two hemispheres (88) with, based on the ice-earth models used here, model-predicted values ranging from ~14 m for Barbados to ~20 m for Tahiti (SI Appendix, Fig. S4). This compares with observational values of ~15-20 m (24, 28) for Barbados and 12-22 m for Tahiti (28). Observational uncertainties remain large, including differences in the timing of this event as recorded at the different localities, and it is not possible from this evidence to ascertain the relative importance of the contribution of the two hemispheres to MWP-1A.

약 14,500년 전부터 약 500년간 매우 빠른 속도로 해수면이 상승했다. 이 사건은 뵐링-알레뢰드(Bølling-Allerød) 온난기가 시작될 때 발생했다. 연대 측정의 불확실성 때문에 실제 기간은 500년보다 짧을 수 있으며, 전 지구 평균 해수면이 약 20미터 상승하는 동안 상승률은 연간 40mm 이상에 달했다. 이 사건은 ‘융빙수 분출 1A(MWP-1A)’로 불리며, 바베이도스(24), 순다(33), 타히티(28, 87)의 기록에서 각각 확인되었다. 북반구나 남반구, 혹은 양쪽 모두에서 빙하가 빠르게 녹을 때 발생하는 지구의 탄성 및 중력 반응 때문에 지역별 해수면 상승폭은 다를 수 있다(88). 이 연구에서 사용된 모델에 따르면 상승폭은 바베이도스에서 약 14미터, 타히티에서 약 20미터로 예측된다. 이는 실제 관측치인 바베이도스의 15~20미터(24, 28)와 타히티의 12~22미터(28)와 비교된다. 관측 불확실성은 여전히 크며, 지역마다 사건의 발생 시점도 다르게 기록되어, 이 증거만으로는 MWP-1A에 북반구와 남반구가 각각 얼마나 기여했는지 확실히 알 수 없다.

viii) 2차 상승기 (14,000 ~ 12,500년 전)

A period of sea-level rise from ~14 to ~12.5 ka BP of ~20 m in 1,500 y. The rate of rise is near the long-term average. Data are relatively dense in this interval and come from well-distributed sites (Barbados, Tahiti, Sunda, Huon Peninsula, Australia and New Zealand, Indian Ocean, and the Yellow and East China seas).

약 14,000년 전부터 12,500년 전까지 1,500년 동안 해수면이 약 20미터 상승했다. 상승률은 장기 평균치와 비슷했다. 이 기간의 자료는 비교적 풍부하며, 바베이도스, 타히티, 순다, 후온반도, 호주와 뉴질랜드(New Zealand), 인도양(Indian Ocean), 그리고 황해(黃海) 및 동중국해 등 넓게 분포된 지역에서 수집되었다.

ix) 영거 드라이아스기 (12,500 ~ 11,500년 전)

A period of a much reduced rate of rise from ~12.5-11.5 ka BP. This short duration pause in the sea-level rise has been tenuously noted before in both composite (89) and individual (27) records. The chronology corresponds to the timing of the Younger Dryas stadial of the Northern Hemisphere when retreat of the Northern Hemisphere ice sheets ceased momentarily.

약 12,500년 전부터 11,500년 전까지 해수면 상승률이 크게 감소하는 시기가 있었다. 이 짧은 정체기는 이전에도 여러 기록을 종합한 연구(89)나 개별 지역 연구(27)에서 희미하게나마 언급된 적이 있다. 이 시기는 북반구가 다시 추워졌던 영거 드라이아스기(Younger Dryas)와 일치하며, 이때 북반구 빙하의 후퇴가 일시적으로 멈췄다.

x) 해빙 후기 (11,400 ~ 8,200년 전)

A period from ~11.4-8.2 ka BP of near-uniform global rise. The average rate of rise during this 3.3 ka interval was ~15 m·ka⁻¹ with little convincing evidence of variations in this rate. A rapid rise, MWP-1B, has been reported at ~11.3 ka but remains elusive (27) and is not seen in the composite record other than as a slightly higher rate of increase to ~16.5 mm·y⁻¹ for a 500-y period immediately after the Younger Dryas period.

약 11,400년 전부터 8,200년 전까지 전 지구적으로 거의 일정한 속도로 해수면이 상승했다. 이 3,300년 동안 평균 상승률은 1,000년당 약 15미터였으며, 상승률에 큰 변화가 있었다는 설득력 있는 증거는 거의 없다. 약 11,300년 전에 ‘융빙수 분출 1B(MWP-1B)’라는 급격한 상승이 보고된 바 있으나, 아직 명확히 확인되지 않았다(27). 모든 자료를 종합한 기록에서도 이 사건은 뚜렷하게 나타나지 않고, 다만 영거 드라이아스기가 끝난 직후 500년 동안 상승률이 연간 16.5mm로 약간 높아지는 형태로만 보인다.

xi) 북미 빙하의 마지막 해빙 (8,200 ~ 6,700년 전)

A reduced rate of sea-level rise for 8.2-6.7 ka BP. This is consistent with the final phase of North American deglaciation at ~7 ka BP. A marked cooling event has been recorded at 8.2 ka BP in Greenland and North Atlantic cores (90), but there is no suggestion in the sea-level record of a corresponding fall or slowdown in global sea-level rise. The detailed local record from Singapore from 8.5 to 6 ka BP (40, 41) is consistent with the global rates within this interval except that a period of near-zero rise from 7.8 to 7.4 ka is not seen globally, possibly lost in the noise of other observations at around this time, possibly because it reflects local phenomena (Fig. 4).

8,200년 전부터 6,700년 전까지 해수면 상승률이 감소했다. 이는 약 7,000년 전 북미(North American) 대륙 빙하가 마지막으로 녹던 시기와 일치한다. 8,200년 전 그린란드(Greenland)와 북대서양(North Atlantic)의 퇴적물 코어에서 뚜렷한 한랭화 사건이 기록되었지만(90), 해수면 기록에서는 이와 연관된 해수면 하강이나 상승 둔화가 나타나지 않았다. 싱가포르(Singapore)에서 얻은 8,500년 전부터 6,000년 전까지의 상세한 지역 기록은(40, 41) 이 기간의 전 지구적 상승률과 대체로 일치한다. 다만, 싱가포르 기록에 나타나는 7,800년 전부터 7,400년 전까지의 거의 제로에 가까운 상승률은 전 지구 기록에서는 보이지 않는다. 이는 당시 다른 관측 기록들의 오차 범위에 묻혔거나, 지역적인 현상이었을 가능성이 있다.

xii) 홀로세 중기 이후 (6,700년 전 ~ 현재)

A progressive decrease in rate of rise from 6.7 ka to recent time. This interval comprises nearly 60% of the database (Fig. 1). The total global rise for the past 6.7 ka was ~4 m (~1.2×10⁶ km³ of grounded ice), of which ~3 m occurred in the interval 6.7-4.2 ka BP with a further rise of ≤1 m up to the time of onset of recent sea-level rise ~100-150 y ago (91, 92). In this interval of 4.2 ka to ~0.15 ka, there is no evidence for oscillations in global-mean sea level of amplitudes exceeding 15-20 cm on time scales of ~200 y (about equal to the accuracy of radiocarbon ages for this period, taking into consideration reservoir uncertainties; also, bins of 200 y contain an average of ~15 observations/bin). This absence of oscillations in sea level for this period is consistent with the most complete record of microatoll data from Kiritimati (23). The record for the past 1,000 y is sparse compared with that from 1 to 6.7 ka BP, but there is no evidence in this data set to indicate that regional climate fluctuations, such as the Medieval warm period followed by the Little Ice Age, are associated with significant global sea-level oscillations.

6,700년 전부터 최근까지 해수면 상승률은 점진적으로 감소했다. 이 기간의 자료는 이 연구 전체 데이터베이스의 약 60%를 차지한다. 지난 6,700년간 총 해수면 상승 폭은 약 4미터(빙하량으로는 약 120만 )였다. 이 중 약 3미터는 6,700년에서 4,200년 전 사이에 상승했고, 그 후 100~150년 전 최근의 해수면 상승이 시작되기 전까지 추가로 1미터 이하만 상승했다(91, 92). 특히 4,200년 전부터 약 150년 전 사이의 기간을 200년 단위로 분석했을 때, 15~20cm를 넘는 진폭의 전 지구 평균 해수면 변동은 없었다는 증거가 있다(200년은 당시 방사성탄소 연대측정의 정확도와 비슷한 기간이다). 이렇게 안정적인 해수면은 키리티마티(Kiritimati) 섬의 산호초(microatoll) 기록과도 일치한다(23). 지난 1,000년간의 기록은 그 이전 시기보다 드물지만, 현재 자료상으로는 ‘중세 온난기’나 그 뒤의 ‘소빙하기’ 같은 지역적 기후 변화가 의미 있는 전 지구적 해수면 변동을 일으켰다는 증거는 없다.

 

참고문헌 (References)

  1. Lambeck K, Chappell J (2001) Sea level change through the last glacial cycle. Science 292(5517):679-686.
  2. Chappell J, Shackleton NJ (1986) Oxygen isotopes and sea level. Nature 324:137-140.
  3. Waelbroeck C, et al. (2002) Sea-level and deep water temperature changes derived from benthic foraminifera isotopic records. Quat Sci Rev 21:295-305.
  4. Ferranti L, et al. (2006) Markers of the last interglacial sea-level high stand along the coast of Italy: Tectonic implications. Quat Int 145-146:30-54.
  5. Davies PJ, Marshall JF, Hopley D (1985) Relationships between reef growth and sea level in the Great Barrier Reef. Proceedings of the Fifth International Coral Reef Congress (Ecole Pratique des Hautes Etudes, Paris), Vol 5, pp 95-103.
  6. Lambeck K, et al. (2011) Sea level and shoreline reconstructions for the Red Sea: Isostatic and tectonic considerations and implications for hominin migration out of Africa. Quat Sci Rev 30:3542-3574.
  7. Shackleton NJ (1987) Oxygen isotopes, ice volume and sea level. Quat Sci Rev 6: 183-190.
  8. Lisiecki LE, Raymo ME (2005) A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic 8180 records. Paleoceanography 20(1):PA1003.
  9. Shackleton NJ, Imbrie J, Hall MA (1983) Oxygen and carbon isotope record of East Pacific core V19-30: Implications for the formation of deep water in the late Pleistocene North Atlantic. Earth Planet Sci Lett 65:233-244.
  10. Rohling EJ, et al. (2009) Antarctic temperature and global sea level closely coupled over the past five glacial cycles. Nat Geosci 2:500-504.
  11. Moucha R, et al. (2008) Dynamic topography and long-term sea-level variations: There is no such thing as a stable continental platform. Earth Planet Sci Lett 271:101-108.
  12. McKay NP, Overpeck JT, Otto-Bliesner BL (2011) The role of ocean thermal expansion in Last Interglacial sea level rise. Geophys Res Lett 38(14):L14605.
  13. Cathles LM (1975) The Viscosity of the Earth’s Mantle (Princeton Univ Press, Princeton, NJ).
  14. Peltier WR, Andrews JT (1976) Glacial-isostatic adjustment- . The forward problem. Geophys JR Astron Soc 46:605-646.
  15. Nakada M, Lambeck K (1987) Glacial rebound and relative sea-level variations: A new appraisal. Geophys JR Astron Soc 90:171-224.
  16. Mitrovica JX, Milne GA (2002) On the origin of late Holocene sea-level highstands. within equatorial ocean basins, Quat Sci Rev 21:2179-2190.
  17. Mitrovica JX, Wahr J (2011) Ice Age Earth rotation. Annu Rev Earth Planet Sci 39: 577-616.
  18. Farrell WE, Clark JA (1976) On postglacial sea level. Geophys JR Astron Soc 46: 647-667.
  19. Reimer PJ, et al. (2009) IntCal09 and Marine09 radiocarbon age calibration curves, 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon 51:1111-1150.
  20. Montaggioni LF (2009) Quaternary Coral Reef Systems: History, Development Processes and Controlling Factors, ed Braithwaite CJR (Elsevier, Amsterdam).
  21. Woodroffe C, McLean R (1990) Microatolls and recent sea level change on coral atolls. Nature 344:531-534.
  22. Chappell J (1983) Evidence for smoothly falling sea level relative to north Queensland, Australia, during the past 6,000 yr. Nature 302:406-408.
  23. Woodroffe CD, McGregor HV, Lambeck K, Smithers SG, Fink D (2012) Mid-Pacific microatolls record sea-level stability over the past 5000 yr. Geology 40:951-954.
  24. Fairbanks RG (1989) A 17,000-year glacio-eustatic sea level record: Influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep-ocean circulation. Nature 342: 637-642.
  25. Bard E, Hamelin B, Fairbanks RG (1990) U-Th ages obtained by mass spectrometry in corals from Barbados: Sea level during the past 130,000 years. Nature 346:456-458.
  26. Peltier WR, Fairbanks RG (2006) Global glacial ice volume and Last Glacial Maximum duration from an extended Barbados sea level record. Quat Sci Rev 25:3322-3337.
  27. Bard E, Hamelin B, Delanghe-Sabatier D (2010) Deglacial meltwater pulse 18 and Younger Dryas sea levels revisited with boreholes at Tahiti. Science 327(5970): 1235-1237.
  28. Deschamps P, et al. (2012) Ice-sheet collapse and sea-level rise at the Bolling warming 14,600 years ago. Nature 483(7391):559-564.
  29. Chappell J, Polach H (1991) Post-glacial sea-level rise from a coral record at Huon Peninsula, Papua New Guinea. Nature 349:147-149.
  30. Yokoyama Y, Esat TM, Lambeck K (2001) Coupled climate and sea-level changes deduced from Huon Peninsula coral terraces of the last ice age. Earth Planet Sci Lett 193:579-587.
  31. Camoin GF, Montaggioni LF, Braithwaite CJR (2004) Late glacial to post glacial sea levels in the Western Indian Ocean. Mar Geol 206:119-146.
  32. Van de Plassche O, ed. (1986) Sea-Level Research: A Manual for the Collection and Evaluation of Data (Geo Books, Norwich, UK).
  33. Hanebuth T, Stattegger K, Grootes PM (2000) Rapid flooding of the Sunda Shelf: A late-glacial sea-level record. Science 288(5468):1033-1035.
  34. Hanebuth TJJ, Stattegger K, Bojanowski A (2009) Termination of the Last Glacial Maximum sea-level lowstand: The Sunda-Shelf data revisited, Global Planet Change 66:76-84.
  35. Zinke J, et al. (2003) Postglacial flooding history of Mayotte Lagoon (Comoro Archipelago, southwest Indian Ocean). Mar Geol 194:181-196.
  36. Wiedicke M, Kudrass H-R, Hübscher C (1999) Oolitic beach barriers of the last Glacial sea-level lowstand at the outer Bengal shelf. Mar Geol 157:7-18.
  37. Yokoyama Y, Lambeck K, Johnston P, Fifield LK, Fifield L, De Deckker P (2000) Timing of the Last Glacial Maximum from observed sea-level minima. Nature 406(6797): 713-716.
  38. De Deckker P, Yokoyama Y (2009) Micropalaeontological evidence for Late Quaternary sea-level changes in Bonaparte Gulf, Australia. Global Planet Change 66:85-92.
  39. Gibb JG (1986) A New Zealand regional Holocene eustatic sea level curve and its application for determination of vertical tectonic movements. Bull R Soc N Z 24: 377-395.
  40. Bird MI, et al. (2007) An inflection in the rate of early mid-Holocene eustatic sea-level rise: A new sea-level curve from Singapore. Estuarine Coastal Shelf Sci 71:523-536.
  41. Bird MI, et al. (2010) Punctuated eustatic sea-level rise in the early mid-Holocene. Geology 38:803-806.
  42. Geyh MA, Kudrass H-R, Streif H (1979) Sea-level changes during the Late Pleistocene and Holocene in the Straits of Malacca. Nature 278:441-443.
  43. Dutton A, Lambeck K (2012) Ice volume and sea level during the last interglacial. Science 337(6091):216-219.
  44. Kopp RE, Simons FJ, Mitrovica JX, Maloof AC, Oppenheimer M (2013) A probabilistic assessment of sea level variations within the last interglacial stage. Geophys J Int 193: 711-716.
  45. Xie X, Müller RD, Li S, Gong Z, Steinberger B (2006) Origin of anomalous subsidence along the northern South China Sea margin and its relationship to dynamic topography. Mar Pet Geol 23:745-765.
  46. Lambeck K, Smither C, Johnston P (1998) Sea-level change, glacial rebound and mantle viscosity for northern Europe. Geophys J Int 134:102-144.
  47. Paulson A, Zhong S, Wahr J (2007) Limitations on the inversion for mantle viscosity from postglacial rebound. Geophys J Int 168:1195-1209.
  48. Peltier WR (1974) The impulse response of a Maxwell Earth. Rev Geophys Space Phys 12:649-669.
  49. Mitrovica JX, Peltier WR (1992) A comparison of methods for the inversion of viscoelastic relaxation spectra. Geophys J Int 108:410-414.
  50. Austermann J, Mitrovica JX, Latychev K, Milne A (2013) Barbados-based estimate of ice volume at Last Glacial Maximum affected by subducted plate. Nat Geosci 6:553-557.
  51. Gallagher K, et al. (2011) Inference of abrupt changes in noisy geochemical records using transdimensional changepoint models. Earth Planet Sci Lett 311:182-194.
  52. Milne GA, Mitrovica J (2008) Searching for eustasy in deglacial sea-level histories. Quat Sci Rev 27:2292-2302.
  53. Nakada M, Lambeck K (1988) Late Pleistocene and Holocene sea-level: Implications for mantle rheology and the melting history of the Antarctic ice sheet. J Seis Soc Jap 41:443-455.
  54. Nakada M, et al. (2000) Late Pleistocene and Holocene melting history of the Antarctic ice sheet derived from sea-level variations. Mar Geol 167:85-103.
  55. Philippon G, et al. (2006) Evolution of the Antarctic ice sheet throughout the last deglaciation: A study with a new coupled climate-north and south hemisphere ice sheet model. Earth Planet Sci Lett 248:750-758.
  56. Pollard D, DeConto RM (2009) Modelling West Antarctic ice sheet growth and collapse through the past five million years. Nature 458(7236):329-332.
  57. Whitehouse PL, Bentley MJ, Le Brocq AM (2012) A deglacial model for Antarctica: Geological constraints and glaciological modelling as a basis for a new model of Antarctic glacial isostatic adjustment. Quat Sci Rev 32:1-24.
  58. Anderson JB, Shipp SS, Lowe AL, Wellner JS, Mosola AB (2002) The Antarctic ice sheet during the Last Glacial Maximum and its subsequent retreat history: A review. Quat Sci Rev 21:49-70.
  59. Cuffey K, Paterson WSB (2010) The Physics of Glaciers (Elsevier, Amsterdam).
  60. Weidick A, Oerter H, Reeh N, Thomsen HH, Thorning L (1990) The recession of the inland ice margin during the Holocene climatic optimum in the Jakobshavn Isfjord area of West Greenland. Global Planet Change 2:389-399.
  61. Briner JP, Håkansson L, Bennike O (2013) The deglaciation and neoglaciation of Upernavik Isstrøm, Greenland. Quat Res 80:459-467.
  62. Stone JO, et al. (2003) Holocene deglaciation of Marie Byrd Land, West Antarctica. Science 299(5603):99-102.
  63. Denton GH (1981) The Last Great Ice Sheets, ed Hughes TJ (Wiley, New York).
  64. Lambeck K, Purcell A, Zhao J, Svensson N-O (2010) The Scandinavian Ice Sheet: From MIS 4 to the end of the Last Glacial Maximum. Boreas 39:410-435.
  65. O’Connell RJ (1971) Pleistocene glaciation and the viscosity of the lower mantle. Geophys J Int 23:299-327.
  66. Johnston P, Lambeck K (1999) Postglacial rebound and sea level contributions to changes in the geoid and the Earth’s rotation axis. Geophys J Int 136:537-558.
  67. Kaufmann G, Lambeck K (2002) Glacial isostatic adjustment and the radial viscosity profile from inverse modeling. J Geophys Res 107(811):2280.
  68. Hager BH, Richards MA (1989) Long-wavelength variations in Earth’s geoid: Physical models and dynamical implications. Philos Trans R Soc A Math Phys. Eng Sci 328: 309-327.
  69. Ricard Y, Wuming B (1991) Inferring the viscosity and the 3-D density structure of the mantle from geoid, topography and plate velocities. Geophys / Int 105:561-571.
  70. King SD, Masters G (1992) An inversion for radial viscosity structure using seismic tomography. Geophys Res Lett 19:1551-1554.
  71. Čadek O, Fleitout L (1999) A global geoid model with imposed plate velocities and partial layering. J Geophys Res 104(812):29055-29075.
  72. Mitrovica JX, Forte AM (2004) A new inference of mantle viscosity based upon joint inversion of convection and glacial isostatic adjustment data, Earth Planet Sci Lett 225:177-189.
  73. Steinberger B, Calderwood AR (2006) Models of large-scale viscous flow in the Earth’s mantle with constraints from mineral physics and surface observations. Geophys J Int 167:1461-1481.
  74. Čížková H, van den Berg AP, Spakman W, Matyska C (2012) The viscosity of Earth’s lower mantle inferred from sinking speed of subducted lithosphere. Phys Earth Planet Inter 200-201:56-62.
  75. Mangerud J, Gyllencreutz R, Lohne O, Svendsen JI (2011) Glacial history of Norway. Quaternary Glaciations Extent and Chronology. A Closer Look, eds Ehlers J, Gibbard PL, Hughes PD (Elsevier, Amsterdam), pp 279-298.
  76. Bond GC, Lotti R (1995) Iceberg discharges into the North Atlantic on millennial time scales during the last glaciation. Science 267(5200):1005-1010.
  77. Marcott SA, et al. (2011) Ice-shelf collapse from subsurface warming as a trigger for Heinrich events. Proc Natl Acad Sci USA 108(33):13415-13419.
  78. Boulton GS, Dongelmans P, Punkari M, Broadgate M (2001) Palaeoglaciology of an ice sheet through a glacial cycle: The European ice sheet through the Weichselian. Quat Sci Rev 20:591-625.
  79. Dyke AS, et al. (2002) The Laurentide and Innuitian ice sheets during the Last Glacial Maximum. Quat Sci Rev 21:9-31.
  80. Siddall M, et al. (2003) Sea-level fluctuations during the last glacial cycle. Nature 423(6942):853-858.
  81. Vidal L, et al. (1999) Link between the North and South Atlantic during the Heinrich events of the last glacial period. Clim Dyn 15:909-919.
  82. Grousset F, Pujol C, Labeyrie L, Auffret G, Boelaert A (2000) Were the North Atlantic Heinrich events triggered by the behavior of the European ice sheets? Geology 28: 123-126.
  83. Clark PU, McCabe AM, Mix AC, Weaver AJ (2004) Rapid rise of sea level 19,000 years ago and its global implications. Science 304(5674):1141-1144.
  84. Carlson AE, Clark PU (2012) Ice sheet sources of sea level rise and freshwater discharge during the last deglaciation. Rev Geophys 50(4), RG4007.
  85. Clark PU, et al. (2001) Freshwater forcing of abrupt climate change during the last glaciation. Science 293(5528):283-287.
  86. Hemming SR (2004) Heinrich events: Massive late Pleistocene detritus layers of the North Atlantic and their global climate imprint. Rev Geophys 42(1):RG1005.
  87. Bard E, et al. (1996) Deglacial sea-level record from Tahiti corals and the timing of global meltwater discharge. Nature 382:241-244.
  88. Clark P, Mitrovica J, Milne G, Tamisiea M (2002) Sea-level fingerprinting as a direct test for the source of global meltwater pulse IA. Science 295:2438-2441.
  89. Lambeck K, Yokoyama Y, Purcell A (2002) Into and out of the Last Glacial Maximum sea level change during oxygen isotope stages 3-2. Quat Sci Rev 21:343-360.
  90. Alley RB, et al. (1997) Holocene climatic instability: A prominent, widespread event 8200 yr ago. Geology 25:483-486.
  91. Lambeck K, Anzidei M, Antonioli F, Benini A, Esposito A (2004) Sea level in Roman time in the Central Mediterranean and implications for recent change. Earth Planet Sci Lett 224:563-575.
  92. Kemp AC, et al. (2009) Timing and magnitude of recent accelerated sea-level rise (North Carolina, United States). Geology 37:1035-1038.