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후빙기 반동

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목차

1. 개요

후빙기 반동은 마지막 빙하기 이후 지각이 융기하는 현상을 말하며, 빙하 평형 조절이라고도 불린다. 빙상의 무게로 인해 지각이 침강했다가 빙하가 녹으면서 무게가 줄어들어 지각이 다시 융기하는 과정을 포함한다. 이 과정은 탄성 및 점성 반응을 통해 진행되며, 수직 지각 운동, 전 지구적 해수면 변화, 수평 지각 운동, 중력장 변화, 지구 자전 변화 등 다양한 영향으로 나타난다. 후빙기 반동은 해안선과 지형을 변화시키고, 지진, 화산 활동에도 영향을 미치며, 최근 지구 온난화와도 관련이 있다. 핀란드에서는 지반 융기로 인해 새로 생긴 토지에 대한 법적 문제가 발생하기도 한다. 해수면 방정식은 후빙기 반동과 관련된 해수면 변화를 설명하는 데 사용된다.

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후빙기 반동
지리적 위치
일반 정보
유형지각 변동
다른 이름빙하 균형
빙하 후퇴
후빙기 지각 융기
원인
주요 원인빙하의 융해에 의한 지각의 융기
특징
특징등압선을 따르는 융기 패턴
해안선 변화
지진 활동 증가
호수 및 하천 시스템 변화
지역별 현상
북유럽발트해 연안 융기
스칸디나비아 반도 융기
북아메리카허드슨만 연안 융기
오대호 지역 융기
영향
환경적 영향해안 생태계 변화
담수 자원 변화
사회경제적 영향항구 및 기반 시설 변화
토지 이용 변화
추가 정보
관련 분야지질학
지리학
해양학
참고 자료등지각 평형
빙하 시대
해수면 변화

2. 역사적 배경

18세기 이전 스웨덴에서는 해수면이 점차 낮아지고 있다고 여겼다. 안데르스 셀시우스의 제안에 따라 스웨덴 해안 곳곳의 바위에 해수면 높이를 표시하였다. 시간이 지나 이 표시들을 비교한 결과, 1765년에는 이것이 해수면 하강이 아니라 지역마다 다른 속도로 육지가 융기하는 현상임을 결론지었다.

1865년 토마스 재미슨은 육지 융기가 빙하기(1837년에 처음 그 개념이 제시됨)와 관련이 있다는 이론을 제시했다. 이 이론은 1890년 제라드 드 지어르가 발표한 스칸디나비아 반도의 해안선 연구를 통해 받아들여졌다.[40][41][42]

3. 원리

후빙기 반동은 최후 빙하기 동안 거대한 빙상의 무게로 인해 눌렸던 지구의 지각이 빙하가 녹아 사라지면서 다시 솟아오르는 현상을 말한다. 빙상의 엄청난 무게는 지각을 아래로 누르고, 점탄성을 가진 맨틀 물질을 주변부로 밀어낸다.[3][6] 탈빙하 작용으로 빙하의 무게가 제거되면, 눌렸던 지각은 탄성적으로 즉시 일부 융기하고, 이후 맨틀 물질이 다시 제자리로 천천히 흘러 들어오면서 점성적으로 장기간에 걸쳐 융기가 계속된다. 이 과정은 지구 전체의 평형을 회복하는 복잡한 조정 과정의 일부이며, 그 속도와 규모는 맨틀의 점성과 과거 빙상의 분포 및 두께 변화에 따라 달라진다.[7][32][33][34][38]

3. 1. 빙하 평형 조절 (Glacial Isostatic Adjustment, GIA)

최후 빙하기 동안 북유럽, 아시아, 북아메리카, 그린란드 및 남극 대륙의 상당 부분은 두꺼운 빙상으로 덮여 있었다. 약 20,000년 전 최후 빙기 최대에는 이 빙상의 두께가 최대 3km에 달했다. 이 거대한 얼음의 무게는 지구의 지각 표면을 아래로 누르고 변형시켰으며, 이로 인해 점탄성을 가진 맨틀 물질이 얼음의 하중이 집중된 지역에서 바깥으로 밀려나갔다.

각 빙하기가 끝나고 빙하가 물러나면서(이를 탈빙하 작용이라 한다) 얼음의 무게가 사라지자, 눌렸던 땅이 서서히 솟아오르는 반동 현상이 나타났다. 동시에 바깥으로 밀려났던 맨틀 물질이 다시 탈빙하 지역 아래로 흘러 들어왔다. 이 과정은 맨틀의 매우 높은 점성 때문에 수천 년에 걸쳐 매우 느리게 진행되며, 현재도 계속되고 있다.

지반의 융기는 두 단계로 뚜렷하게 진행되었다. 첫 번째는 탈빙하 작용 후 얼음 하중이 제거되면서 지각의 탄성 반응으로 인해 거의 즉각적으로 일어나는 융기이다. 이 탄성 단계 이후, 융기는 지수적으로 감소하는 속도로 느린 점성 흐름에 의해 진행되었다. 오늘날 일반적인 융기 속도는 연간 1cm 이하이다. 북유럽에서는 GPS 네트워크인 BIFROST GPS 네트워크에서 얻은 GPS 데이터로 명확하게 나타나는데,[3] 예를 들어 핀란드에서는 국가 전체 면적이 매년 약 7km2씩 증가하고 있다.[4][5] 연구에 따르면 반동은 최소 10,000년 동안 계속될 것으로 예상된다. 탈빙하기 말부터의 총 융기는 지역 얼음 하중에 따라 다르며 반동 중심부 근처에서는 수백 미터에 달할 수 있다.

최근에는 '후빙기 반동'이라는 용어 대신 '빙하 평형 조절'(Glacial Isostatic Adjustment, GIA)이라는 용어가 점차 많이 사용되고 있다. 이는 지구가 빙하의 하중 변화에 반응하는 현상이 단순히 위쪽으로 융기하는 것뿐만 아니라, 아래쪽으로의 지반 운동, 수평적 지각 운동[3][6], 전 세계적인 해수면 변화[7], 지구 중력장의 변화[8], 유도 지진[9], 그리고 지구 자전의 변화[10]까지 포함하는 복합적인 과정이라는 인식에서 비롯된 것이다. '빙하 평형'이라는 용어도 사용되지만, 이는 평형 상태가 이미 달성되었다는 오해를 줄 수 있어, 평형 상태를 회복해 가는 '조절' 과정을 강조하는 GIA가 더 선호된다.

후빙기 반동의 속도와 양은 두 가지 요인, 즉 맨틀의 점성 또는 유변학(흐름의 특성)과 지구 표면의 얼음 적재 및 하역 이력에 의해 결정된다.

맨틀의 점성은 맨틀 대류, 판 구조론, 지구의 동적 과정, 그리고 지구의 열적 상태와 열적 진화를 이해하는 데 중요하다. 그러나 자연 변형률에서 맨틀 암석의 크리프 실험은 관찰하는 데 수천 년이 걸리고 주변 온도 및 압력 조건을 충분히 오랫동안 달성하기 어렵기 때문에 점성은 관찰하기 어렵다. 따라서 후빙기 반동의 관찰은 맨틀 유변학을 측정하는 자연 실험을 제공한다. 빙상 평형 모델링은 점성이 반경 방향[7][32][33] 및 측면 방향[34]으로 어떻게 변하는지, 그리고 흐름 법칙이 선형, 비선형[35] 또는 복합 유변학인지[36]에 대한 질문을 다룬다. 맨틀 점성은 지진 토모그래피를 사용하여 추가로 추정할 수 있으며, 여기서 지진 속도는 프록시 관측값으로 사용된다.[37]

얼음 두께 이력은 고기후학, 빙하학 및 고해양학 연구에 유용하다. 얼음 두께 이력은 전통적으로 세 가지 유형의 정보에서 추론된다. 첫째, 빙하 소멸 중심에서 멀리 떨어진 안정적인 지역의 해수면 데이터는 얼마나 많은 물이 바다로 들어갔는지, 또는 동등하게 얼마나 많은 얼음이 최대 빙하기에 갇혔는지에 대한 추정치를 제공한다. 둘째, 말단 퇴적구의 위치와 날짜는 과거 빙상의 면적과 후퇴를 알려준다. 빙하의 물리학은 평형 상태의 빙상의 이론적 프로파일을 제공하며, 평형 빙상의 두께와 수평적 범위는 빙상의 기저 조건과 밀접한 관련이 있다고 말한다. 따라서 갇힌 얼음의 부피는 순간 면적에 비례한다. 마지막으로, 해수면 데이터의 고대 해변 높이와 관찰된 육지 융기율(예: GPS 또는 VLBI)은 지역 얼음 두께를 제약하는 데 사용될 수 있다. 이 방식으로 추론된 인기 있는 얼음 모델은 ICE5G 모델이다.[38] 지구의 얼음 높이 변화에 대한 반응은 느리기 때문에 빙상의 급격한 변동이나 급증을 기록할 수 없으므로, 이 방식으로 추론된 빙상 프로파일은 약 천 년 동안의 "평균 높이"만 제공한다.[39]

빙하 평형 조정은 또한 최근의 지구 온난화와 기후 변화를 이해하는 데 중요한 역할을 한다.

3. 2. 탄성 및 점성 반응

융기는 두 단계로 뚜렷하게 진행되었다. 탈빙하 작용 후의 초기 융기는 얼음 하중이 제거되면서 지각의 탄성 반응으로 인해 거의 즉각적으로 일어났다. 이 탄성 단계 이후, 융기는 지수적으로 감소하는 속도로 느린 점성 흐름에 의해 진행되었다. 오늘날 전형적인 융기 속도는 연간 1cm 이하이다. 북유럽에서는 이는 GPS 네트워크인 BIFROST GPS 네트워크에서 얻은 GPS 데이터로 명확하게 나타난다.[3] 예를 들어 핀란드에서는 국가 전체 면적이 연간 약 7km2씩 증가하고 있다.[4][5] 연구에 따르면 반동은 최소 10,000년 동안 계속될 것으로 예상된다. 탈빙하기 말부터의 총 융기는 지역 얼음 하중에 따라 다르며 반동 중심부 근처에서는 수백 미터에 달할 수 있다.

4. 영향

후빙기 반동은 지각의 수직 및 수평 운동, 전 지구적 해수면 변화, 중력장, 지구 자전, 지각 응력 및 지진 발생에 측정 가능한 영향을 미친다. 이러한 현상에 대한 연구는 지구 내부 맨틀 암석의 유동 법칙에 대한 정보를 제공하며, 이는 판 구조론과 지구의 열적 진화 연구에 중요한 기초 자료가 된다. 또한, 과거의 빙상 역사, 고기후학, 그리고 전 지구적 해수면 변화를 이해하는 데 필수적인 통찰력을 제공한다. 후빙기 반동에 대한 이해는 현재 진행 중인 지구 환경 변화를 감시하고 예측하는 능력에도 중요한 역할을 한다.

4. 1. 수직 지각 운동

최후 빙하기 동안 두꺼운 빙상의 무게는 지각을 아래 맨틀로 눌렀다. 빙상이 녹으면서 지각은 맨틀 위로 다시 떠오르기 시작했다. 맨틀의 높은 점성 때문에 땅이 평형 수준에 도달하는 데는 수천 년이 걸릴 것이다.

융기는 두 단계로 진행되었다. 빙하가 사라진 직후의 초기 융기는 지각의 탄성 반응으로 인해 거의 즉각적으로 일어났다. 이 탄성 단계 이후, 융기는 지수적으로 감소하는 속도로 느린 점성 흐름에 의해 진행되었다. 오늘날 일반적인 융기 속도는 연간 1cm 이하이다. 북유럽에서는 GPS 네트워크인 BIFROST GPS 네트워크의 데이터로 이를 명확히 확인할 수 있다.[3] 예를 들어 핀란드에서는 국가 전체 면적이 연간 약 7km2씩 증가하고 있다.[4][5] 연구에 따르면 반동은 최소 10,000년 동안 계속될 것으로 예상된다. 빙하가 사라진 시점부터의 총 융기량은 지역의 얼음 하중에 따라 다르며, 반동 중심부 근처에서는 수백 미터에 달할 수 있다.

빙하 하중으로 인한 지각 침강(왼쪽)과 빙하 후퇴 후 맨틀과 지각의 반등(오른쪽) 메커니즘


후빙기 반동은 지난 수천 년 동안 해안선과 지형에 수많은 중요한 변화를 가져왔으며, 그 영향은 현재도 계속되고 있다.

스웨덴에서는 멜라렌호가 과거 발트해의 만이었으나, 융기로 인해 육지가 솟아올라 12세기경 담수 호수가 되었다. 이때 스톡홀름이 호수의 출구에 건설되었다. 온타리오호 퇴적물에서 발견된 해양 조개껍질은 선사 시대에도 비슷한 사건이 있었음을 시사한다. 스웨덴 외란드섬의 스토라 알바레트는 지형 기복이 거의 없는 매우 평평한 지형인데, 이 역시 후빙기 반동의 영향을 보여준다. 솟아오르는 땅은 철기 시대 정착지를 발트해에서 멀어지게 만들었다. 예를 들어 알비 마을의 경우, 과거 상당한 연안 어업으로 생계를 유지했던 주민들의 정착지가 현재는 해안에서 예상보다 훨씬 멀리 떨어져 있다.

핀란드의 많은 지역은 이전에는 해저 또는 군도였으나 융기로 인해 육지가 되었다. 후빙기 반동의 결과로, 보트니아만은 약 2,000년 후 크바르켄 해협에서 완전히 닫힐 것으로 예측된다.[11] 크바르켄 지역은 후빙기 반동과 홀로세 빙하 후퇴의 영향을 잘 보여주는 대표적인 지역으로 인정받아 유네스코 세계 자연 유산으로 지정되었다. 토르니오나 포리와 같은 여러 북유럽 항구 도시는 해안선 변화로 인해 항구를 여러 번 이전해야 했다. 해안 지역의 지명에서도 융기의 증거를 찾을 수 있다. 내륙 지역임에도 '섬'(salo), '암초'(kari), '바위'(kivi), '곶'(niemi), '해협'(salmi)과 같은 지명이 남아있는 경우가 많다. 예를 들어, 울룬살로(Oulunsalo, "울루요키의 섬")는 현재 반도이며, 코이부카리(Koivukari, "자작나무 암초"), 산타니에미(Santaniemi, "모래 곶"), 살미오야(Salmioja, "해협의 시내")와 같은 지명도 내륙에서 발견된다.[12]

영국에서는 빙하 작용이 주로 스코틀랜드에 영향을 미쳤다. 이로 인해 스코틀랜드를 포함한 영국 북부는 후빙기 반동으로 융기(최대 세기당 10cm)하는 반면, 빙하의 영향을 받지 않은 남부 잉글랜드는 상대적으로 침강(최대 세기당 5cm)하고 있다. 이러한 불균형한 수직 운동은 잉글랜드 남부와 남서부 아일랜드의 홍수 위험을 증가시키는 요인이 된다.[13]

빙하 정적 평형 과정은 땅이 바다와 상대적으로 움직이게 하므로, 과거 빙하로 덮였던 지역에서는 고대 해안선이 현재 해수면보다 높은 곳에서 발견된다. 반대로, 빙하 주변부에서 융기했던 지역은 이제 침강하기 시작하여 고대 해변이 현재 해수면 아래에서 발견된다. 전 세계 고대 해변의 높이와 연대 측정 자료("상대 해수면 데이터")는 빙하 정적 평형이 빙하가 녹기 시작한 직후에 현재보다 훨씬 빠른 속도로 진행되었음을 보여준다.[7]

현재 북유럽의 융기 운동은 BIFROST라는 GPS 네트워크를 통해 정밀하게 관측되고 있다.[3][14][15] GPS 데이터 분석 결과, 보트니아만 북부에서 연간 약 11mm의 최대 융기 속도가 관측되었으며, 이 속도는 반동 중심에서 멀어질수록 감소하여 과거 빙하 경계 밖에서는 침강(음의 값)으로 나타난다. 북미의 GPS 데이터 역시 이전 빙하 중심부는 융기하고 그 주변부는 침강하는 현상을 확인시켜 준다.[6] 미국 동부 해안에서 고대 해변이 현재 해수면 아래에 잠겨 있는 것이 그 예이며, 플로리다 역시 미래에 침수될 것으로 예상된다.[7]

4. 2. 수평 지각 운동

수직적인 움직임과 더불어 지각의 수평 방향 운동도 함께 일어난다.[3][6] BIFROST GPS 네트워크[15]의 관측 결과에 따르면, 이러한 수평 운동은 후빙기 반동의 중심부에서 바깥쪽으로 멀어지는 방향으로 나타난다.[3] 그러나 가장 빠른 수평 이동 속도는 과거 빙상의 가장자리였던 지역 부근에서 관측된다.

북아메리카에서의 상황은 상대적으로 덜 명확한데, 이는 캐나다 북부와 같이 접근이 어려운 지역에는 GPS 관측소가 드물게 분포하고 있기 때문이다.[6]

4. 3. 기울기 변화

수평 및 수직 운동이 합쳐지면서 지표면의 기울기가 변한다.[17] 즉, 북쪽으로 갈수록 땅이 더 빠르게 융기하는데, 이는 호수에서 뚜렷하게 나타난다. 호수 바닥은 점차 과거 빙하 최대 지점의 반대 방향으로 기울어진다. 이로 인해 빙하 최대 지점 쪽에 있는 호수 기슭(일반적으로 북쪽)은 물러나고, 반대쪽(남쪽) 기슭은 가라앉게 된다.[17] 이러한 현상은 새로운 급류와 강을 만들기도 한다.

예를 들어, 핀란드에 있는 크고(90 x 30km) 과거 빙하 경계선에 수직으로 놓인 피엘리넨 호수는 원래 호수 중간의 눈난라흐티 근처 출구를 통해 회티에이넨 호수로 물이 흘러나갔다. 하지만 땅의 기울기가 변하면서 피엘리넨 호수는 남서쪽 끝에 있는 우이마하르유 에스커를 뚫고 새로운 물길을 만들었다. 이 물길이 바로 피엘리스요키 강이며, 이 강은 피에햐얘르비 호수를 거쳐 사이마 호수를 통해 바다로 흘러간다.[18] 이런 효과는 해안선 변화와 비슷하지만, 해수면 위에서 일어난다는 차이가 있다. 지반의 기울기 변화는 미래의 호수와 강의 물 흐름에도 영향을 미치므로, 수자원 관리 계획에 중요한 요소가 된다.

스웨덴의 솜멘 호수에서도 비슷한 현상이 관찰된다. 호수의 북서쪽 출구는 연간 2.36 mm씩 융기하는 반면, 동쪽 스바나비켄 지역은 연간 2.05 mm씩 융기한다. 이는 호수가 서서히 기울어지면서 남동쪽 기슭이 물에 잠기고 있음을 의미한다.[19]

4. 4. 중력장 변화

얼음, 물, 맨틀 암석은 질량을 가지고 있으며, 이들이 이동함에 따라 다른 질량에 중력적 인력을 가한다. 따라서 지구 표면과 내부에 있는 모든 질량에 민감한 중력장은 지구 표면의 얼음과 녹은 물의 재분포, 그리고 내부 맨틀 암석의 흐름에 의해 영향을 받는다.[20]

마지막 빙하기 종료 이후 6000년 이상이 지난 오늘날에도, 과거 빙하로 덮였던 지역으로 맨틀 물질이 계속해서 흘러 들어가고 있다. 이러한 맨틀 물질의 흐름은 지구의 전체적인 모양을 덜 타원체 형태로 만들며, 지구 표면의 이러한 지형 변화는 중력장의 장파장(long-wavelength) 성분에 영향을 미친다.[21]

이렇게 변화하는 중력장은 절대 중력계를 이용한 반복적인 육상 측정이나, 최근의 GRACE 위성 임무를 통해 감지할 수 있다.[22] 또한, 지구 중력장의 장파장 성분 변화는 위성의 궤도 운동을 교란시키는데, 이는 LAGEOS 위성의 운동 변화를 통해 감지되기도 하였다.[23]

4. 5. 수직 기준면 변화

수직 기준은 고도 측정을 위한 기준면으로, 토지 측량, 건물 및 교량 건설 등 많은 인간 활동에서 중요한 역할을 한다. 후빙기 반동은 지각 표면과 중력장을 지속적으로 변형시키기 때문에 수직 기준은 시간이 지남에 따라 반복적으로 재정의될 필요가 있다.

4. 6. 응력 상태, 판내 지진 및 화산 활동

판 구조론에 따르면 지진은 주로 판의 경계에서 발생하지만, 현재의 판 경계에서 멀리 떨어진 판 내부에서도 큰 지진이 일어날 수 있다. 캐나다 동부에서는 규모 7, 북유럽에서는 규모 5에 달하는 지진이 발생했으며, 1811년 미국 중부 대륙에서 발생한 규모 8의 뉴마드리드 지진은 대표적인 판 내부 지진이다.

최후 빙기 최대 동안 빙하의 거대한 무게는 지각에 상당한 압력을 가했다. 예를 들어 캐나다 북부에는 30MPa 이상, 북유럽에는 20MPa 이상의 수직 응력이 작용했다. 이 응력은 맨틀과 암석권의 변형을 통해 지지되었다. 빙하와 물의 하중이 계속 변하면서 특정 지역의 응력 상태 역시 시간에 따라 끊임없이 변화한다. 이러한 응력 상태의 변화는 캐나다 남동부의 후빙기 단층에 기록되어 있다.[24] 약 9,000년 전, 빙하가 녹으면서 후빙기 단층이 형성될 당시 수평 주응력 방향은 과거 빙하 가장자리에 거의 수직이었다. 그러나 오늘날 이 방향은 대서양 중앙 해령의 해저 확장 방향을 따라 북동-남서 방향으로 바뀌었다. 이는 후빙기 반동으로 인한 응력이 빙하 해빙기에 중요하게 작용했지만, 시간이 지나면서 점차 완화되고 현재는 지각 응력이 더 우세해졌음을 보여준다.

암석 파괴에 대한 모어-쿨롱 이론에 따르면, 거대한 빙하 하중은 일반적으로 지진 발생을 억제하는 경향이 있다. 반대로, 빙하가 빠르게 녹는 과정(탈빙하 작용)은 지진 발생을 촉진할 수 있다. Wu & Hasagawa는 오늘날 지진을 유발할 수 있는 후빙기 반동 응력이 약 1MPa 정도라고 추정했다.[25] 이 정도 응력은 단단한 암석을 새로 파괴하기에는 부족하지만, 이미 존재하며 파괴되기 직전 상태에 있는 단층을 다시 활동하게 만들기에는 충분할 수 있다. 따라서 후빙기 반동과 과거의 지각 활동 모두 오늘날 캐나다 동부와 미국 남동부에서 발생하는 판 내부 지진에 중요한 영향을 미친다고 볼 수 있다. 일반적으로 후빙기 반동 응력은 캐나다 동부의 판 내부 지진을 유발했을 가능성이 있으며, 1811년 뉴마드리드 지진을 포함한 미국 동부 지진 발생에도 일부 기여했을 수 있다.[9] 북유럽의 경우, 현재 진행 중인 지각 활동, 해안 지역의 하중 변화 및 약화 등 여러 요인이 겹쳐 상황이 더 복잡하다.

빙하 작용은 화산 활동에도 영향을 미친다. 빙하기 동안 두꺼운 얼음의 무게로 인한 압력 증가는 아이슬란드나 그린란드 같은 지역 아래에서 마그마 생성을 억제하고 화산 활동을 줄였을 수 있다. 반대로, 빙하가 녹으면서 압력이 감소하면 마그마 생성이 활발해지고 화산 활동이 20~30배까지 증가할 수 있다.[26]

5. 전 지구적 해수면 변화

최후 빙하기의 빙상을 형성하기 위해, 바다의 물이 증발하여 눈으로 응축되고 고위도 지역에 얼음으로 퇴적되었다. 이 때문에 빙하기 동안 전 세계 해수면은 하강했다.

최후 최대 빙하기의 빙상은 매우 거대하여 전 세계 해수면이 약 120m나 하강했다. 이로 인해 대륙붕이 노출되었고 많은 섬들이 육지를 통해 대륙과 연결되었다. 예를 들어 영국 제도와 유럽 사이의 도거랜드, 또는 대만, 인도네시아 섬과 아시아 사이의 순다랜드가 이에 해당한다. 시베리아와 알래스카 사이에는 베링 지협이 존재하여, 마지막 빙하기 동안 사람과 동물의 이동 통로가 되었다.[7]

해수면의 하강은 해류 순환에도 영향을 미쳐, 최대 빙하기 동안 기후에 중요한 영향을 미쳤다.

해빙 과정 동안, 녹은 얼음 물이 바다로 돌아가면서 바다의 해수면이 다시 상승한다. 그러나 해수면 변화에 대한 지질 기록은 녹은 얼음 물의 재분배가 바다 모든 곳에서 동일하게 일어나지 않았음을 보여준다. 즉, 위치에 따라 특정 지역의 해수면 상승 폭이 다른 지역보다 더 클 수 있다. 이는 녹은 물의 질량과 남아있는 빙상, 빙하, 수괴, 맨틀 암석 등 다른 질량 사이의 중력적 인력 변화 및 지구 자전 변화에 따른 원심력 변화 때문이다.[7][16]

6. 최근 지구 온난화와의 관계

최근의 지구 온난화는 산악 빙하와 그린란드 및 남극 대륙의 빙상을 녹게 만들어 전 세계적인 해수면 상승을 일으키고 있다.[27] 따라서 해수면 상승과 빙상 및 빙하의 질량 변화를 꾸준히 관찰하는 것은 지구 온난화의 진행 상황을 이해하는 데 매우 중요하다.

최근의 해수면 상승은 조위 관측소나 TOPEX/Poseidon과 같은 위성 고도계를 통해 감시되고 있다. 해수면 변화는 단순히 빙하와 빙상이 녹아 물이 더해지는 것 외에도, 지구 온난화로 인한 바닷물의 열팽창,[28] 마지막 빙하기 이후 계속되는 탈빙하(후빙기 해수면 변화)로 인한 변화, 육지와 해저 지형의 변형 등 여러 요인의 영향을 받는다. 이러한 복잡한 요인들 속에서 지구 온난화의 영향을 정확히 파악하기 위해서는, 주요 요인 중 하나인 후빙기 반동의 효과를 분리하여 분석하는 것이 필수적이다.

빙상의 질량 변화는 얼음 표면 높이의 변화, 그 아래 지면의 변형, 빙상 위의 중력장 변화 등을 측정하여 파악할 수 있다. 이를 위해 ICESat, GPS, GRACE 위성 등이 활용된다.[29] 하지만 현재 진행 중인 빙하성 평형 조정(후빙기 반동) 역시 지면 변형과 중력장에 영향을 미치므로, 최근의 지구 온난화로 인한 변화를 정확히 감시하려면 이러한 빙하성 평형 조정 과정을 잘 이해해야 한다.

지구 온난화는 후빙기 반동 과정에 영향을 미쳐, 과거 빙하로 덮였던 아이슬란드나 그린란드 같은 지역에서 화산 활동이 더 활발해질 가능성이 있다.[30] 또한, 그린란드와 남극 대륙의 얼음 가장자리 부근에서 판 내부 지진을 유발할 수도 있다. 실제로 남극 대륙의 아문젠 해 만 지역에서는 최근 얼음이 줄어들면서 연간 최대 4.1cm에 달하는 이례적으로 빠른 속도의 빙하성 평형 반동이 관측되었다. 이러한 빠른 융기는 해당 지역의 낮은 맨틀 점성과 맞물려 서남극 빙상의 해양 빙상 불안정성을 다소 완화하는 효과를 줄 수 있지만, 불안정성 자체를 멈출 정도는 아닐 것으로 예측된다.[31]

결론적으로, 빙하 평형 조정 과정은 최근의 지구 온난화와 기후 변화를 이해하는 데 중요한 역할을 한다.

7. 법적 문제

지반 융기가 관찰되는 지역에서는 재산의 정확한 경계를 정의해야 한다. 핀란드에서는 융기로 인해 새로 생긴 토지는 법적으로 수역 소유자의 재산이며, 해안 토지 소유자의 소유가 아니다. 따라서 해안 토지 소유자가 새로 생긴 땅 위에 부두 등을 건설하려면 원래 수역 소유자의 허가를 받아야 한다. 해안 토지 소유자는 시가로 이 신규 토지를 매수할 권리가 있다.[43] 일반적으로 수역 소유자는 해안 토지 소유자들이 공동으로 소유하는 분할 단위, 즉 집단 소유 기업의 형태를 띤다.[44]

8. 해수면 방정식

'''해수면 방정식'''('''SLE''')은 후빙기 반동(PGR)과 관련된 해수면 변화를 설명하는 선형 적분 방정식이다.[45][46][47]

SLE의 기본 아이디어는 1888년 우드워드(Woodward)가 평균 해수면의 형태와 위치에 대한 선구적인 연구를 발표하면서 시작되었다.[45] 이후 플라츠만(Platzman)[46]과 패럴(Farrell)[47]이 해양 조석 연구의 맥락에서 이를 정교하게 다듬었다. Wu와 Peltier의 설명에 따르면,[48] SLE의 해는 특정 빙하 소멸 연대기와 점탄성 지구 모델에 대해 지오이드(해수면의 중력 포텐셜)를 일정하게 유지하는 데 필요한 해양 수심 측정법의 공간 및 시간 의존적 변화를 계산해낸다. SLE 이론은 이후 Mitrovica & Peltier,[49] Mitrovica 등,[50] 그리고 Spada & Stocchi[51]와 같은 다른 연구자들에 의해 더욱 발전되었다.

가장 간단한 형태로 SLE는 다음과 같이 표현할 수 있다.

: S=N-U

여기서 S는 해수면 변화, N은 지구 질량 중심에서 관측된 해수면 변화, U는 수직 변위를 나타낸다.

더 명시적인 형태의 SLE는 다음과 같다.

: 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 }

여기서 각 기호는 다음을 의미한다.


  • \theta: 극여각
  • \lambda: 경도
  • t: 시간
  • \rho_i: 얼음의 밀도
  • \rho_w: 물의 밀도
  • \gamma: 기준 표면 중력
  • G_s=G_s(h,k): 해수면 그린 함수 (점탄성 하중-변형 계수인 h와 k - LDC에 의존)
  • I= I(\theta, \lambda, t): 얼음 두께 변화
  • S^E=S^E(t): 진정 해수면 변화 항 (S의 해양 평균값)
  • \otimes_i 및 \otimes_o: 각각 얼음과 해양으로 덮인 영역에 대한 시공간적 컨볼루션
  • 수식의 가로선: 질량 보존을 보장하는 해수면 평균

참조

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