RAZGLEDI
SPREMINJANJE VIŠINE MORSKE GLADINE V KVARTARJU
AVTORICA Petra Slavec
Harpha Sea, d. o. o. Koper, Čevljarska ulica 8, SI - 6000 Koper, Slovenija petra@harphasea.si
UDK: 551.461.2:551.79(262.3) COBISS: 1.02
IZVLEČEK
Spreminjanje višine morske gladine v kvartarju
V članku so predstavljeni vzroki in posledice spreminjanja višine morske gladine v kvartarju. Opisani so glavni označevalci tega dogajanja, ugotovljeni tako z izotopskimi študijami, kot tudi z opazovanjem geo-morfoloških posebnosti na območju Jadranskega morja. Predstavljeni so tudi nekateri rezultati sonarskih snemanj v slovenskem morju, s pomočjo katerih je bilo mogoče na in pod morskim dnom prepoznati reliefne oblike, nastale pred zadnjo morsko transgresijo.
KLJUČNE BESEDE
kvartar, spreminjanje višine morske gladine, zadnji glacialni višek, sonarske meritve, Jadransko morje ABSTRACT
Quaternary sea-level changes
Article discusses causes and consequences of Quaternary sea-level changes. It describes all major markers of the process, which have been ascertained with isotopic studies and observations of geomorphologic particularities, with special interest in Adriatic region. Article also presents some results of sonar surveys in the Slovenian sea, which proved to be valuable in research of underwater relief features, formed before the last sea trangression.
KEYWORDS
quaternary, sea-level change, last glacial maximum, sonar survey, Adriatic Sea
Uredništvo je prispevek prejelo 22. decembra 2010.
1 Uvod
Obdobje kvartarja so zaznamovale številne poledenitve. Izotopske študije globokomorskih sedi-mentov, ki so pomembne za rekonstrukcijo podnebnih sprememb v preteklosti, so pokazale, da so se v zadnjih 2,6 milijona let izmenjala kar 103 toplejša in hladnejša obdobja (Cohen in Gibbard 2010). V kombinaciji z nekaterimi tektonskimi premiki, ki so vplivali na potek morskih tokov in razporeditev padavin, so takšna podnebna nihanja med drugim povzročila napredovanje oziroma umikanje ledenikov ter posledično tudi kolebanje morske gladine. Slednje je zelo kompleksen pojav, saj do sprememb višine morske gladine prihaja v različnih prostorskih in časovnih razsežnostih, pri čemer ni vedno jasno, kdaj gre za vzrok in kdaj za posledico sprememb v okolju. Relativna višina morske gladine, torej višina, merjena glede na določeno točko na Zemlji, se tako lahko spremeni zaradi različno spodbujenih navpičnih premikov morja, kopnega ali obojega, njen obseg pa je odvisen tudi od krajevnih reliefnih razmer. Z gledišča geologije se je celoten razvoj človeške civilizacije zgodil med enim samim visokim stadijem morske gladine, ta pa v zgodovini glacio-evstatičnih kolebanj morske gladine pomeni izjemno kratko obdobje (Matthews 1990).
2 Podnebje v kvartarju
Kvartar je v nasprotju z večino geoloških obdobij, ki so določena na podlagi evolucije, definiran klimatokronološko, saj je že od leta 1948 veljal splošni dogovor, da mora biti meja postavljena ob prvem znaku večje podnebne ohladitve. Leta 2009 je bil začetek pleistocena (prve epohe oziroma serije kvartarja) tudi formalno potrjen pri 2,58 milijonih let pred sedanjostjo, določen pa je bil tudi njegov GSSP (ang. Global Stratotype Section and Point) pri Monte San Nicola v južni Italiji, ki je zamenjal do tedaj veljavno GSSP pleistocensko bazo pri Vrici, prav tako v južni Italiji (Cohen in Gibbard 2010). Začetek kvartarja je tako postavljen na mejo med geomagnetnima kronoma Gauss in Matuyama, kar ustreza oceanski kisikovi izotopski stopnji (ang. Marine Isotope Stage- MIS) 103, sovpada pa tudi z mejo gela-sij/piacenzij v sredozemski stratigrafiji (od tod tudi omenjeni GSSP) (Bavec 2007; Cohen in Gibbard 2010).
Glavno vodilo klimatskih sprememb, ki so sprožile zaporedje kvartarnih glacialov in interglacia-lov, so spremembe v Zemljini orbitalni geometriji. O tako imenovani astronomski teoriji je že leta 1842 ugibal francoski matematik Adhemar, za njim jo je razvijal James Croll, kasneje pa ji je fizikalne parametre dodal srbski astronom Milutin Milankovic. Ugotovil je, da na spreminjanje intenzivnosti osončenja Zemlje vplivajo tri astronomske komponente - nagib Zemljine osi, ki se spreminja od 21,5° do 24,5° v približno 41.000 let dolgih ciklih, ekscentričnost Zemljine orbite od krožnici podobne do elipsaste v 100.000 let trajajočih ciklih in precesija Zemljine osi s cikli med 19.000 in 23.000 leti (Lowe s sodelavci 1997; Bavec 2002). Milankoviceva teorija je še danes predmet razprav, saj se pod tem imenom pojavljajo številne različice, med katerimi Roe (2006) izpostavlja fizikalno utemeljeno domnevo, da poletna oson-čenost igra osrednjo vlogo pri obsegu in prostornini kontinentalnih ledenih pokrovov (kriosfere) na severni Zemljini polobli.
Informacije o temperaturi in času, potrebne za potrditev hipoteze o vplivu orbitalnih sprememb na temperaturo Zemlje, so raziskovalci pridobili s pomočjo izotopskih študij. Gre predvsem za radioaktivne ogljikove izotope (14C), s čimer lahko določimo starost hišic foraminifer v morskih sedimentih za zadnjih 40.000 let, in (še pogosteje) za razmerje med stabilnima izotopoma kisika (18O in 16O), s katerim je mogoče določiti temperaturo vode še za bistveno dlje nazaj (Broeckner 2010). Emiliani (1955), ki je med prvimi skušal potrditi Milankovicevo teorijo, je z analizo morskih sedimentov ugotovil, da je na izotopsko sestavo kisika v foraminiferah ne vpliva le temperatura morja, temveč tudi količina ledu, ki v določenem obdobju pokriva Zemljo. Z ohlajanjem podnebja in širjenjem kriosfere se količina »težjega« 18O v primerjavi z 16O v morju veča. Izotopske krivulje kisika, nastale na podlagi analiz sedimentov v globokomorskih vrtinah, so se ujemale z orbitalnimi krivuljami. Tako so bile spremembe v Zemljini
orbitalni geometriji potrjene kot sprožilec vrste kvartarnih ohladitev, pri čemer se je kot dominanten v zadnjih 500.000 letih izkazal 100.000-letni cikel (Emiliani 1955; Hays 1976; Shackleton 2000; EPICA 2004). Broeckner (2010) kot temperaturno razliko med glacialnimi in interglacialnimi stadiji navaja podatek 2,5 °C za površinske vode tropskih morij.
Pomemben vir informacij o kvartarnem podnebju so tudi izvrtana jedra ledu z Antarktike in Grenlandije. Izotopske krivulje atmosferskega 18O, ujetega v zračne mehurčke, so v primerjavi s krivuljami morskega 18O obrnjene na glavo in tako sledijo podnebnim ciklom (Bavec 2002). Iz ledenih jeder lahko za nazaj razberemo tudi vsebnost CO2 v atmosferi. Podatki kažejo, da je bila količina CO2 v zraku med viški glacialov kar za 30 % nižja kot med viški interglacialov (Broeckner 2010). Med kontinentalnimi klimatostratigrafskimi zapisi je treba omeniti še nanose puhlice na Kitajskem, iz katerih se da razbrati ponavljajoče epizode intenzivnejšega preperevanja, ki se ujemajo z interglaciali, ter sekvenco iz vrtine Bajkalskega jezera, kjer se obdobja povišane bioproduktivnosti (na primer obilnejše cvetenje diatomej-skih alg) prav tako ujemajo z interglaciali (Cohen in Gibbard 2010).
V zapisih morskih in ledenih vrtina obstajajo tudi dokazi za kratkotrajnejša hladnejša obdobja z vmesnimi 7000 do 10.000-letnimi intervali, ki se s periodičnostjo Milankovicevih ciklov ne ujemajo (Bond s sodelavci 1992). Heinrich je leta 1988 poročal o pojavljanju posameznih plasti v sedimentih severnega Atlantika, bogatih z apnenčevimi in dolomitnimi delci, a neobičajno revnih s planktonskimi foraminiferami. Sklenil je, da te plasti, ki so se odlagale v zadnjem glacialnem obdobju med 14.000 in 70.000 leti pred sedanjostjo, skupaj s pojavom polarne vrste foraminifer Neogloboquadrina pachyder-ma in za zelo hladne vode značilne vrednosti ô18O, odražajo posamezne, nekaj stoletij trajajoče epizode ohlajanja oceana (Bond s sodelavci 1992; Williams s sodelavci 2003). V tem obdobju naj bi se predvsem z območja današnje vzhodne Kanade odtrgalo večje število ledenih gor, ki so v Atlantski ocean poleg sladke vode prinašale tudi omenjene kamnite delce (ang. ice rifted debris - IRD). Zaradi nizkih temperatur morja je taljenje potekalo počasi in ledene gore so kamnito gradivo odložile na širokem območju med 45° in 60° severne geografske širine (Williams s sodelavci 2003).
Se pogosteje kot zgoraj opisani Heinrichovi dogodki (v Atlantiku so jih zasledili šest, kot sedmega pa Bond in sodelavci (1993) omenjajo tudi mlajši drias), so se med zadnjim glacialom z vmesnimi intervali od 2000 do 3000 let odvijali Dansgaard-Oeschgerjevi dogodki (Dansgaard s sodelavci 1993; Bond in Lotti 1995). Gre za zelo hitra, nekaj desetletij trajajoča interglacialna obdobja, ki se začnejo z nenadno otoplitvijo za ~7 °C, nato pa sledi bolj postopno ponovno ohlajanje ozračja (Williams s sodelavci 2003). Dansgaard-Oescherjeve dogodke so najprej razbrali v vrtini grenlandskega ledu, leta 1993 pa so Bond in sodelavci odkrili njihov zapis tudi v morskih sedimentih severnega Atlantika. Ugotovili so, da lahko vsa takšna nihanja temperatur povežejo v 1000 do 1500 let trajajoče cikle in jih imenovali Bondovi cikli. Vsak cikel kulminira z glacialom, med katerim pride do Heinrichovega dogodka, nato pa se do naslednjega viška odvije nekaj hladnejših interglacialov - Dansgaard-Oescherjevih dogodkov (Bond s sodelavci 1993).
Ker so si tovrstne ohladitve in otoplitve sledile v hitrejšem ritmu, kot bi ga lahko narekovali tudi najkrajši Milankovicevi cikli, je bilo treba vzroke zanje iskati drugje. Tudi dejstvo, da so temperaturna nihanja sledila istemu vzorcu na obeh zemeljskih poloblah, se z Milankovicevimi izračuni ni ujemalo (Bavec 2002). Konec osemdesetih let je Broeckner s sodelavci opozoril na vpliv oceana in njegove ter-mohalinske cirkulacije (THC). Spremembe gostote površinskih voda v visokih geografskih širinah, ki jih povzroči dotok sladke vode iz ledenih pokrovov, lahko vodijo v nenadne reorganizacije globoko-vodnih oceanskih tokov, kar nadalje vpliva na vsebnost toplogrednih plinov in stopnjo albeda v atmosferi (Broeckner in Denton 1989). Tako je bil na primer po večjih vnosih sladke vode zaradi številnih odlom-ljenih ledenih gor po Heinrichovih dogodkih THC za nekaj časa ustavljen (Rahmstorf 2006). Na potek morskih tokov vplivajo tudi spremembe v razporeditvi kontinentov, saj začetek poledenitev na severni polobli povezujejo z dokončnim zaprtjem Panamske ožine, kar naj bi okrepilo kroženje tokov v severnem Atlantiku ter hkrati transport toplejše in bolj slane vode proti Zemljinim polom. Posledica je bila povečana količina padavin in z njo rečnega odtoka z območja severozahodne Evrope, kar je povzročilo
znižanje slanosti in širjenje ledenega pokrova v Arktičnem oceanu, s tem pa povišanje albeda (Sart-hein s sodelavci 2009).
Zapletene povezave vseh omenjenih in tudi nekaterih drugih dejavnikov (na primer rastlinskega pokrova, ognjeniških izbruhov), ki so imeli vpliv na kvartarno podnebje, še vedno ostajajo velik izziv raziskovalcem. Pri rekonstruiranju preteklih in napovedovanju prihodnjih dogodkov si pomagajo tudi z računalniškimi modeli, ki upoštevajo vse do sedaj znane vplive, vendar mehanizmi nenadnih podnebnih sprememb še vedno ostajajo predmet številnih polemik (Rahmstorf 2005).
3 Vzroki za spreminjanje višine morske gladine
Podnebje in spreminjanje višine morske gladine sta neposredno povezana, saj se z večanjem ledenih pokrovov ob glacialih manjša količina vode v oceanih in obratno. Pravimo, da prihaja do morskih transgresij in regresij. Kadar pa gre za globalno spreminjanje višine morske gladine zaradi spreminjanja količine vode v oceanskih kotanjah ali zaradi tektonskega krčenja oziroma širjenja morskega dna, spremembam pravimo evstatične. Termin evstatičen (ang. eustatic) je leta 1906 za poimenovanje globalnih sprememb višine morske gladine uvedel geolog Eduard Suess v delu The face of the Earth, kjer je pojasnil, da lahko na evstatične spremembe sklepamo z opazovanjem razširjenosti morskih sedimen-tov na kontinentih ali s primerjanjem globin, na katerih so bili posamezni sedimenti najdeni v vrtinah (Hallam 1984). Izračunamo jih tako, da razliko v prostornini oceanskih voda delimo s površino oceanov. Glavne elemente kvartarnega spreminjanja gladine morske vode lahko ob zanemarjenju nekaterih težko določljivih spremenljivk (običajno krajevnega značaja) strnemo v enačbo AÇ (9, t) = AÇe(t) + AÇl(9, t) + AZv (9, t), ki izraža višino gladine morja na določenih geografskih koordinatah (9, \), ob določenem času (t); AÇe je evstatična sprememba gladine, AÇL sprememba količine ledu in AÇv sprememba količine morske vode (Williams s sodelavci 2003).
Pri zgoraj opisanih glacio-evstatičnih nihanjih, ki je imela prevladujočo vlogo pri kvartarnem spre-minajnju višine morske gladine, gre izključno za izmenjavo mase med kriosfero in hidrosfero, brez vsakršnih deformacij in gravitacijskih posledic, kar pa ne velja za glacio-izostazijo, torej razporeditev mase med oceanskimi kotanjami in kontinenti glede na prisotnost oziroma odsotnost ledenega pokrova. V tem primeru se območje, ki je bilo zaradi ledenega pokrova pogreznjeno, prične dvigati, da bi doseglo prvotno stanje izostazijskega ravnotežja. To povzroči regionalno znižanje gladine morja. Ker pa pri pogrezanju okrog tonečega območja zaradi izpodrinjene mase (po zgledu Arhimedovega zakona) nastane izboklina, se ta med dviganjem zopet pogrezne in pospeši post-glacialno dviganje morske gladine (Williams s sodelavci 2003; Stocchi 2007). Spremembe višine morske gladine zaradi glacio-ev-stazijskih nihanj lahko z upoštevanjem vseh naštetih dejavnikov povežemo v dokaj enakomerna območja, imenovana tudi Clarkove cone (Stocchi in Spada 2007).
Transgresija, do katere pride po evstatičnem dvigu morske gladine, lahko povzroči precejšnjo obte-žitev kontinentalnega šelfa z morsko vodo. Kontinentalna skorja, na kateri leži šelf, se tako na zunanjem delu bolj, na obalnem pa manj upogiba pod novo obremenitvijo in povzroča manjše hidro-izostatič-ne spremembe višine morske gladine (Williams s sodelavci 2003).
Prerazporejanje mase med hidrosfero in kriosfero vpliva tudi na ekvipotencialno ploskev Zemljinega gravitacijskega polja, ki sovpada s srednjo gladino oceanov. Med taljenjem ledenih pokrovov se s taljenjem ledu manjša tudi njegova gravitacijska privlačnost, kar vpliva na spremembo višine gladine morja - ob ledenih pokrovih se gladina nekoliko zniža, na krajih, ki so od ledenih plošč oddaljeni, pa zviša. Riva in sodelavci (2010) so izračunali, da evstatična višina morske gladine zaradi zmanjšane gravitacijske privlačnosti ob taljenju ledu narašča za 1,0 ± 0,4 mm na leto. Ne gre torej za izostazijsko spremembo, ampak za spremembno v višini oceanske gladine zaradi gravitacijske privlačnosti ledenih gmot. Do znižanja relativne višine morske gladine ob deglaciaciji tako ne pride le zaradi izostazijskega dviga, ampak tudi zaradi motenj v gravitacijskem polju, sploh v bližini
območij, prekritih z ledom (Mörner 1976: po Williams s sodelavci 2003, 112; Williams s sodelavci 2003; Stocchi 2007).
Najpostopnejše, a hkrati tudi največje (po nekaterih ocenah do ± 500 m (Williams s sodelavci 2003)) spremembe višine morske gladine nastanejo zaradi delovanja tektonike, ki z razmikanjem ali krčenjem morskega dna vpliva na prostornino oceanskih kotanj. Ker je zanje potrebnih nekaj deset milijonov let, jih, vsaj največjih, ne moremo šteti med neposredne povzročitelje kvartarnih kolebanj gladine morja, so pa zato opazne krajevne spremembe, ob aktivnih stikih tektonskih plošč. Prav tako imata z globalnega vidika manjšo vlogo pri kvartarnem kolebanju morske gladine oblika obale in obalna sedimentacija, ki pa lahko prispevata k nekaterim krajevnim višinam morske gladine (na primer na območju izliva reke Pad (Italija) zaradi odlaganja rečnih sedimentov prihaja do ugrezanja) (Carbognin s sodelavci 2002; Williams s sodelavci 2003).
4 Spreminjanje višine morske gladine v kvartarju
V zadnjih 900.000 letih pleistocena so se na kontinentih severne poloble v približno 100.000-let-nih ciklih izmenjevali glaciali in interglaciali. Tekom vsakega glaciala se je gladina morja postopoma znižala za ~120m, saj se je voda iz oceanov shranjevala na območjih višjih geografskih širin v obliki snega in ledu. Med približno 90.000 let trajajočo fazo glaciacije se je sneg pod lastno težo spremenil v led in do začetka faze deglaciacije ponekod dosegel debelino tudi do 4km (Peltier 1999).
Najzanesljivejši podatki o kvartarnih višinah morske gladine obstajajo le za del zgornjega kvartar-ja do približno 400.000 let pred sedanjostjo (Williams s sodelavci 2003). Gre predvsem za tektonsko stabilne (Bermudi, Bahami, zahodna Avstralija) in počasi dvigajoče se obale s stopnjo dviganja okrog 2 m/100.000 let (na primer Havaji in nekateri deli Sredozemlja), pa tudi za nekatera manj stabilna območja, kot je na primer Barbados s stopnjo dviganja 20 m/100.000 let (Hearty s sodelavci 2007), kjer lahko sledove glacio-evstatičnih sprememb višine morske gladine opazujemo in situ. Starejši podatki, na podlagi katerih lahko sklepamo na spreminjanje višine morske gladine, so vezani na stratigrafske in izotopske raziskave, katerih korelacija kaže na nekatere globalno sinhrone podnebne dogodke (Hallam 1984; Williams s sodelavci 2003). Najgloblje izvrtana vrtina na Antarktiki (Dome C) razpolaga s podatki o koncentraciji atmosferskega CO2 za zadnjih 800.000 let (Lüthi s sodelavci 2008), dobrih 1,8 milijona let nazaj segajo podatki o biogenem kremenu iz sekvence Bajkalskega jezera, za obdobje celotnega kvar-tarja pa so na voljo še podatki o MIS in sekvencah puhlice na Kitajskem (Cohen in Gibbard 2010). Za ugotavljanje nekdanjih višin morja se največkrat uporablja ô18O, pri čemer je treba upoštevati, da do temperaturnih sprememb pride od ~3000 do 5000 let pred spremembo ô18O (Lea s sodelavci 2002). Tudi arheološki, mareografski in geodetski podatki so pomemben prispevek k rekonstrukciji nekdanjih višin morske gladine, vendar se, sploh zadnji, nanašajo na zelo recentno obdobje (Suric 2009).
Medsebojno dobro ujemajoči se podatki o ô18O iz vrtin v Norveškem morju, Vostoku in na oceanskem grebenu Kokos v Pacifiku kažejo, da so bile visoke morske gladine (primerljive z današnjim) prisotne med MIS 5,5 (5e) (pred ~125.000 leti), MIS 7,1 (pred ~190.000 do 200.000 leti) in MIS 7,5 (pred ~230.000 leti), nizke morske gladine (—120 m) med zadnjim glacialnim viškom (ZGV) (pred ~20.000 leti), MIS 6,2 (pred ~130.000 leti), MIS 8,2 (pred ~250.000 leti) in MIS 10,2 (pred ~340.000 leti), srednje (-30±20m) pa med glacialnim obdobjem MIS 6,5 (pred ~170.000 leti) (Lea s sodelavci 2002). S fosilnih koralnih grebenov konstantno dvigajočega se (0,5-3 mm na leto) polotoka Huon na Papui Novi Gvineji se da nad današnjo morsko gladino razbrati sledove zadnjih dveh postglacialnih transgresij. Med zadnjim interglacialom naj bi bila tako gladina morja za 6 m višja od današnje, kar se ujema tako s podatki s tektonsko stabilnih Bermudov, kot tudi z obdobjem visoke poletne osončenosti, predvidene z Milankovicevo hipotezo. Po koncu zadnjega interglaciala se je trend spreminjanja višine morja z izjemo nekaj kratkih interstadialov obrnil navzdol, kar je pomenilo nastop obdobja zadnje večje kvartarne poledenitve (Würm v Alpah oziroma Wisconsin v ZDA) (Williams s sodelavci 2003).
Podatki o nekdanjih višinah gladine morja z območij kot sta Papua Nova Gvineja ali Bermudi so pomembni predvsem z vidika evstatične komponente spreminjanja višine morske gladine. Kot območji, odmaknjeni od ledenih pokrovov, sta namreč (ko pri prvi odštejemo še vpliv enakomernega tektonskega dvigovanja) bistveno manj podvrženi glacio-izostazijskim popravkom kot območja pod ali v bližini nekdanjih ledenih pokrovov in zato primerni za rekonstrukcijo spreminjanja globalne višine morske gladine (Fleming s sodelavci 1998; Clark in Mix 2002; Williams s sodelavci 2003).
Spreminjanje višine morske gladine v Jadranskem morju je mogoče oceniti iz višine označevalcev MIS 5e (zadnji interglacial, ~12.500let pred sedanjostjo), ki se v Sredozemskem morju zaradi prepletanja regionalnih in krajevnih tektonskih procesov nahajajo v precejšnjem višinskem razponu (med 175 in -125 m nad/pod gladino) (Ferranti s sodelavci 2006). Suric in sodelavci (2009) so tako z mineraloško in 230Th/234U analizo dveh stalagmitov, najdenih na globinah -14,5 in -18,8 m ob obali otoka Krka, ugotovili povezavo med prekinjeno rastjo stalagmitov in transgresijo pred ~8400 in pred ~7700. Na podlagi izločenega kalcita in analizo 230Th/234U so sklenili, da je bila višina morske gladine nižja od -18,8 m med > 9300 in ~9000, ~8200 in ~7700 in od ~6400 in 5400 pred sedanjostjo. K današnji višini najdenih stalagmitov je najverjetneje prispevalo dolgoročno tektonsko dvigovanje s hitrostjo 0,15-0,25 mm na leto (Suric s sodelavci 2009). Na zahodni jadranski obali, še posebej v osrednjih in severnih delih, je v enakem obdobju prišlo do izrazitega ugrezanja, saj so bili označevalci MIS 5a najdeni le v vrtinah na globinah od 100 do 120m pod današnjo gladino (Amorosi s sodelavci 1999: po Lambeck s sodelavci 2004).
5 Dinamika morske vode po zadnjem glacialnem višku
Z vidika raziskovanja Zemljine geodinamike in (paleo)klimatskih sprememb je ugodno, da je od ZGV, ki je pomenil zaključek zadnjega kvartarnega 100.000-letnega orbitalnega cikla, minilo geološko malo časa (Peltier 2004). V večini literature je ZGV postavljen med 20.000 in 21.000 let pred sedanjostjo, Peltier in Fairbanks (2006) pa sta pri študiju izotopskih podatkov globokomorske vrtine z Barbadosa ugotovila, da bi do tega utegnilo priti že 5000 let prej. V vsakem primeru je celotno obdobje znotraj dosega radiokarbonskega (14C) datiranja, s katerim se da zelo natančno določiti kronologijo posledic deglaciacije, podatke pa nato vključiti v izračune matematičnih modelov globalnega izostazijskega prilagajanja (ang. Global Isostatic Adjustment - GIA) (Peltier 2004). Čeprav se je proces deglaciacije v glavnem zaključil med 6000 in 7000 leti pred sedanjostjo, se namreč spreminjanje višine gladine morske vode še ni povsem umirilo (Fleming s sodelavci 1998; Peltier 1999). Vzrok za to je Zemljin zapoznel viskoz-no-elastični odziv na deglaciacijsko prerazporeditev mase na njenem površju, kar v nekdaj poledenelih območjih kot sta Kanada in severozahodna Evropa še vedno povzroča nižanje relativne višine morske vode tudi za več kot 1 cm na leto (Peltier 1999). Fleming s sodelavci (1998) dodaja, da je v omenjenih zadnjih 6000-7000 letih količina vode v oceanih kljub zaključeni deglaciaciji narasla 3-5 m.
Po koncu ZGV so se v oceane začele stekati velike količine vode iz talečih se ledenih pokrovov in postopoma dvignile višino gladine morja. Fairbanks (1989) je s pomočjo navpične sekvence indika-torske vrste Acropora palmata na koralnem grebenu Barbadosa ugotovil, da je ta dvig znašal ~121 ±5m. Samo zmanjšanje prostornine ledu na Antarktiki naj bi k transgresiji prispevalo 25 m (Clark in Lin-gle 1979: po Williams s sodelavci 2003, 120). V poteku spreminjanja evstatične krivulje višine morske gladine po ZGV lahko izpostavimo tri bistvene intervale: (1) obdobje ZGV, ko je višina gladine dosegla najnižjo točko (~121±5m) in zatem naraščala v povprečju za 6m/1000let, (2) obdobje med ~15.000 in 7000 leti pred sedanjostjo (pozni glacial), ko je višina gladine naraščala za okrog 10 m/1000 let in (3) postglacialno obdobje od ~7000 let do sedanjosti, ko se je evstatična krivulja v primerjavi z ostalima obdobjema umirila in se je gladina morja (večinoma zaradi taljenja ledu) dvignila za že omenjenih 3-5 m (Fleming s sodelavci 1998).
Pomembno odstopanje od teh povprečij sta dva sunka povečanega dotoka ledeniške vode (ang. melt-water pulse - MWP) pred in po obdobju mlajšega driasa, ko je bila stopnja naraščanja gladine morja
najnižja (Fairbanks 1989). Po nekaterih izračunih naj bi 40 % količine vode prvega sunka (MWP 1a) med 13.000 in 11.000 leti pred sedanjostjo prispevalo zmanjšanje severnoameriškega ledenega pokrova s približno 14,9 milijonov km2 na 11,5 milijonov km2, kar 60 % količine vode drugega (MWP 1b) pa zmanjšanje istega pokrova s približno 10,5 milijonov km2 na 4,2 milijonov km2 med 10.500 in 8500 leti pred sedanjostjo (Dyke 2009). Med MWP 1a naj bi v manj kot 1000 letih višina morske gladine narasla za ~24m, med MWP 1b pa za ~28m (Fairbanks 1989).
6	Globalno segrevanje in kolebanje morske gladine
Dandanes, ko 10 % svetovnega prebivalstva živi manj kot 10 m nad morsko gladino (McGranahan s sodelavci 2007), vlada za spreminjanje višine morske gladine še posebej veliko zanimanje. Povezano je s podnebnimi spremembami, zaradi katerih je med letoma 1961 in 2003 globalna temperatura oceanov do globine 700 m narasla za 0,1 °C (Bindoff s sodelavci 2007).
Obstajata dve tehniki za spremljanje recentnega kolebanja višine morske gladine - meritve na mareo-grafskih postajah in satelitska altimetrija. Prvi kažejo spremembe višine gladine morje na mestu, kjer so mareografi nameščeni, pri čemer pa moramo odšteti vse vertikalne premike tal zaradi GIA ali tektonskega delovanja. Med januarjem 1870 in decembrom 2004 (135 let) je globalna srednja višina morske gladine po podatkih mareografov narasla za 195 mm, torej v povprečju za 1,44 mm na leto; pospeševanje dviganja gladine za enako obdobje pa je 0,013 ± 0,006 mm na leto (Church in White 2006). Altimetrični podatki pa so merjeni glede na Zemljino masno težišče in vertikalni premiki tal nanje ne vplivajo, razen če gre za deformacije oceanskih bazenov zaradi GIA v velikem obsegu (Bindoff s sodelavci 2007; Church in White 2006). Po podatkih satelitov TOPEX/Poseidon in Jason-1, katerih meritve pokrivajo Zemljo med 66° severne geografske širine in 66° južne geografske širine, je v obdobju med 1993 in 2003 srednja višina morske gladine naraščala za 2,8 ±0,4 mm na leto (Cazenave in Nerem 2004). Zaradi uporabe različnih metod in GIA modelov za različna časovna obdobja, je na voljo mnogo izračunov. Upoštevajoč te rezultate so Bindoff in sodelavci (2007) ocenili, da je bil dvig morske gladine v 20. stoletju 1,7 ± 0,5 mm na leto, med letoma 1961 in 2003 pa 1,8 ± 0,5 mm na leto. Spreminjanje višine morske gladine je tudi med posameznimi desetletji precejšnje, saj prej omenjeni podatek s satelitov občutno odstopa od stoletne vrednosti. Vzroki za to so med drugimi pojav južne oscilacije in izbruhi vulkanov (Church s sodelavci 2005; Bindoff s sodelavci 2007).
Po ocenah mednarodne skupine Združenih narodov za ugotavljanje podnebnih sprememb IPCC (ang. Intergovernmental Panel in Climate Change) bo dvigovanje višine morske gladine v 21. stoletju potekalo hitreje kot med letoma 1961 in 2003 kar za 4 mm na leto. Kot je veljalo v preteklosti, bo tudi v prihodnje gladina morja kolebala različno glede na geografski položaj obal (na primer oddaljenost od ledenih pokrovov) in ta odstopanja naj bi se gibala okrog ± 0,15mm na leto (Bindoff s sodelavci 2007). Na konferenci o podnebnih spremembah v Kopenhagnu leta 2009 so znanstveniki opozorili na najnovejše satelitske podatke, ki kažejo, da gladina morja od leta 1993 narašča kar za 3 mm (morda celo več) na leto, to pa bi ob že potrjenem pospešenem taljenju antarktičnega in grenlandskega ledu, nadalj-nem segrevanju in širjenju oceanov ter taljenju gorskih ledenikov, lahko prispevalo k dvigu gladine za več kot meter do leta 2100 (University of Copenhagen 2009).
7	Spreminjanje višine morske gladine v Jadranskem morju v zadnjih 20.000 letih
Zaradi majhne amplitude plimovanja ter prisotnosti nekaterih geoloških in arheoloških označevalcev so obale Sredozemlja zelo primerne za rekonstrukcijo nekdanjih višin morske gladine (Stocchi in Spada 2007). Med ZGV je Sredozemsko morje ostalo povezano z Atlantskim oceanom, zato lahko tudi pri rekonstrukciji gladine Jadranskega morja uporabimo evstatično krivuljo, dopolnjeno s podatki
o izostaziji in krajevnem ugrezanju, sedimentaciji in kompakciji (Storms s sodelavci 2008). Pirazzoli (2005) sicer piše, da lahko za zadnjih 6000 radiokarbonskih let (zaradi odsotnosti ledenih plošč na severni polobli) v celotnem Sredozemlju vpliv evstatičnih sprememb zanemarimo. Znotraj jadranskega bazena sta pomembna elementa spreminjanja poznokvartarne višine morske gladine še kratkoročne spremembe v dotoku vode ter spremembe v stopnji povezanosti bazena s preostalim delom Sredozemskega morja (Trincardi s sodelavci 1996).
Med ZGV je bila pod vodo le sedmina današnjega jadranskega bazena. S Sredozemskim morjem je bil povezan prek plitvega pragu z manj kot 50 m globine, ki najverjetneje ni dovoljeval popolne izmenjave vodnih mas, ustje reke Pad pa je bilo severno od Srednjejadranske kotanje, severozahodno od polotoka Gargano. Vse večje progradacijske enote na zahodni jadranski obali so se napajale predvsem iz sedimentov porečja reke Pad in nekaj manjših porečij z Apeninov ter med procesi dvigovanja in padanja gladine morja oblikovale obali vzporedne klinoforme (Trincardi s sodelavci 1996; Ridente s sodelavci 2008). Storms in sodelavci (2008) so v študiji obalne dinamike ob hitrem dvigu morske gladine na severu jadranskega bazena odkrili tudi dva pregradna lagunska sistema, nastala pred 14.300 (današnja globina ~90m) oziroma 10.500 leti (današnja globina 42 m). Stratigrafske raziskave (Trin-cardi s sodelavci 1996; Ridente s sodelavci 2008; Trincardi s sodelavci 2004; Storms s sodelavci 2008) kažejo, da se obstoj paleodelte reke Pad na ~120 m pod današnjo gladino morja dobro ujema s podatkom o evstatični višini morske gladine ~121 ±5m med ZGV. Na podlagi prisotnosti foraminifer in vulkanskega pepela so Trincardi in sodelavci (1996) iz sekvenc vrtin identificirali in datirali še nekatere posamezne dogodke (na primer nastop mlajšega driasa), ki se prav tako ujemajo z evstatično krivuljo. Suric (2009) z območja Jadranskega morja navaja še ugotovitve Segote (1968), ki je glede na ostanke lehnjaka v paleostrugi dalmatinske Krke ocenil 14 m nižjo gladino morja od današnje pred 6900 leti.
Plimne zareze (ang. tidal notches), ki nastanejo na kamnitih obalah zaradi bioerozijske dejavnosti, veljajo kot ene najboljših indikatorjev krajevnih sprememb višine morske gladine (Pirazzoli 1986: po Benac s sodelavci 2004, 22). Najdemo jih na vzhodni jadranski obali med Zadrom in Trstom med 0 in 2,8 m nadmorske višine, kar naj bi razkrivalo kompleksnost tamkajšnjih tektonskih premikov (Furla-ni s sodelavci 2010b). Dobro ohranjena oblika zareze naj bi označevala relativno dolgo mirovanje višine morske gladine, do nenadne potopitve pa naj bi prišlo med tektonskim pogrezanjem v obdobju med 4. in 6. stoletjem našega štetja (Suric 2009; Benac s sodelavci 2004). Podobne plimne zareze najdemo tudi med Sesljanom in Devinom na globinah med 2,8 in 1 m (Furlani s sodelavci 2010). Za območje severnega Jadrana so Antonioli in sodelavci (2007) iz podatkov o globinah potopljenih arheoloških najdišč iz rimskih časov in plimnih zarez ugotovili, da so k dvigu relativne višine morske gladine v Jadranskem morju v zadnjih 2000 letih največ prispevali tektonski premiki - jadranske obale Hrvaške in Italije so se od rimskih časov na tem območju pogreznile za ~ 1,5-1,6 m s povprečno stopnjo 0,75 mm na leto.
8 Raziskovanje sprememb višine morske gladine v Koprskem zalivu
Z namenom rekonstrukcije paleookolja v Koprskem zalivu so Ogorelec in sodelavci (1997) raziskali več vrtin v notranjosti Koprskega zaliva. Vrtini V-3 in V-1/95, izvrtani na območju Luke Koper blizu današnjega izliva reke Rižane, sta flišno podlago dosegli približno 40 oziroma 50 m globoko. Pri obeh sta bili identificirani dve sedimentacijski okolji - rečno (spodnjih 20 oziroma 24 m), sestavljeno iz nanosov Rižane z izmenjajočimi se plastmi peska, proda in mulja, ter morsko (zgornjih 19 oziroma 25 m), sestavljeno iz temno sivega mulja enotne zrnatosti in mineralne sestave s številnimi foramini-ferami, školjkami, mehkužci ter delci morskih ježkov. V vrtini V-1/95 sta bila na globini 29 in 31 m pod današnjim morskim dnom identificirana dva tanjša horizonta temnega glinastega mulja z visoko vsebnostjo organskih delcev (listja, delov stebel in korenin), ki najverjetneje predstavljata močvirnato okolje (šotišče) na nekdanjem ustju reke Rižane. Najstarejši holocenski sediment je bil najden v vrtini MK-6 pred obalo Žusterne, ki jo je dvigajoče se morje pred ~10.000-11.000 leti najprej doseglo, medtem ko
Slika 1: Prostorsko umeščen izsek rezultatov snemanja z večsnopnim sonarjem, na katerih je vidna paleostruga reke Rižane.
se je na območju ostalih dveh vrtin (nekoliko proti severozahodu) še vedno odlagal sediment Rižane. Dokončna prevlada morskih sedimentov nad brakičnimi se v vseh vrtinah nahaja 26 m pod današnjo morsko gladino. To naj bi se zgodilo 9180 ± 120 let pred sedanjostjo (Ogorelec s sodelavci 1997; Ogo-relec s sodelavci 1981).
V slovenskem morju že nekaj let potekajo snemanja z različnimi sonarskimi napravami. Rezultat snemanja z večsnopnim sonarjem je natančen digitalni batimetrični model morskega dna, katerega podrobnejša interpretacija še poteka. Na podlagi posnetkov se zlahka prepozna nekatere reliefne oblike, na primer sledi rečnih meandrov (slika 1) ali ostanke nekdanjega površinskega toka reke Rižane. Suric (2009, 184) piše o podobnih paleostrugah ob hrvaški obali, na primer sledovi nekdanjega toka reke Krke med otokom Zlarin in kopnim, Neretve po dnu Neretvanskega in Korčulskega preliva ali Ceti-ne vzdolž Braškega preliva. Prerezi, pridobljeni s podpovršinskim ali geo-sonarjem, omogočajo tudi vpogled v plasti sedimentov in nekatere z njimi zasute reliefne oblike. Ce prereze ustrezno prostorsko umestimo, lahko tudi na mestih, kjer struga na batimetričnem modelu ni sledljiva (zasuta s kvartarnimi sedimenti) opazimo nekatere anomalije (slika 2), ki bi lahko kazale na prisotnost paleostruge reke Rižane. Za potrditev tega bo treba še zgostiti količino podatkov (zdajšnji prerezi so bili merjeni po 500-me-trski mreži) ter skušati povezati izliv Rižane s paleostrugo na batimetričnem modelu preko že obstoječih in morebitnih na novo odkritih anomalij.
Sonarske meritve so v tujini sicer zelo razširjene tudi za raziskovanje kvartarnega površja (na primer Demirbag s sodelavci 1999; Duncan s sodelavci 2000; Cattaneo s sodelavci 2004; McMullen s sodelavci 2008), sploh, če jih uspemo korelirati s podatki iz vrtin in jim s tem dodati še časovno dimenzijo.

mmm vMmmm
. . ■	•• " -¿i .rJ
" : • • : ■ , . ■ :. __ .
t.-:- tx-- :
■ ■ %-i- i: L
Slika 2: Anomalija (desna stran slike) na prerezu iz Koprskega zaliva v smeri jugozahod-severovzhod.
V našem primeru so vrtine in prerezi podpovršinskega sonarja med seboj sicer nekoliko oddaljeni, vendar je na globini med 24 in 28m pod današnjim dnom jasno zaznati ločnico med sicer precej homogenima plastema (slika 2), za katera predvidevamo, da bi lahko označevala katerega od dlje trajajočih stadijev višine morske gladine. To bi veljalo ob predpostavki, da se debelina sedimentov proti notranjosti zaliva zmanjšuje, lahko pa bi šlo tudi za prej omenjeno mejo med morskimi in brakičnimi sedimenti. Obe dve hipotezi bo mogoče potrditi ob večji zgostitvi podatkov.
9 Sklep
Kolebanje gladine morja je ena glavnih značilnosti obdobja kvartarja. Danes lahko s pomočjo izo-topskih študij zelo natančno rekonstruiramo evstatično krivuljo, ki se je v postglacialnem obdobju od ~7000 let do sedanjosti umirila. Na ravni tisočletij ali manj so kot glavni vzroki za spreminjanje višin morske gladine v ospredju tektonski premiki in globalno segrevanje ozračja s svojimi posledicami. Z identificiranjem nekdanjih višin gladine morske vode s pomočjo različnih metod je mogoče rekonstruirati nekatera paleookolja in prispevati k poznavanju lokalne podvodne geomorfologije in sedimentacije.
Zahvala
Izvedbo meritev delno financira Evropska unija, in sicer iz Evropskega socialnega sklada.
10 Viri in literatura
Antonioli, F., Anzidei, M., Lambeck, K., Auriemma, R., Gaddi, D., Furlani, S., Orru, P., Solinas, E., Gaspari, A., Karinja, S., Kovači}, V., Surace, L. 2007: Sea-level change during the Holocene in Sardinia and in the northeastern Adriatic (central Mediterranean Sea) from archaeological and geomorp-hological data. Quaternary Science Reviews 26. Oxford. DOI: 10.1016/j.quascirev.2007.06.022
Bavec, M. 2002: Podnebne spremembe v kvartarju. Ujma 16. Ljubljana.
Bavec, M. 2007: Po kvartarju ...kvartar. Geologija 50-2. Ljubljana. DOI: 10.5474/geologija.2007.024
Benac, C., Juracic, M., Bakran-Petricioli, T. 2004: Submerged tidal notches in the Rijeka Bay, NE Adriatic Sea: indicators of relative sea-level change and of recent tectonic movements. Marine Geology 212. Amsterdam. DOI: 10.1016/j.margeo.2004.09.002 Benac, C., Juracic, M., Blaskovic, I. 2008: Tidal notches in Vinodol Channel and Bakar Bay, NE Adriatic Sea: indicators and recent tectonics. Marine Geology 248. Amsterdam. DOI: 10.1016/j.mar-geo.2007.10.010
Bindoff, N. L., Willebrand, J., Artale, V., Cazenave, A., Gregory, J., Gulev, S., Hanawa, K., Le Quere, C., Levi-tus, S., Nojiri, Y., Shum, C. K., Talley, L. D., Unnikrishnan, A. 2007: Observations: oceanic climate change and sea level. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). Cambridge. Bond, G., Broecker, W., Johnsen, S., McManus, J., Labeyrie, L., Jouzel, J., Bonani, G. 1993: Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice. Letters to Nature 365. London. DOI: 10.1038/365143a0 Bond, G., Heinrich, H., Broecker, W., Labeyrie, L., McManus, J., Andrews, J., Huon, S., Jantscik, R., Cla-sen, S., Simet, C., Tedesco, K., Klas, M., Bonani, G., Ivy, S. 1992: Evidence for massive discharges of icebergs into the North Atlantic ocean during the last glacial period. Nature 360. DOI: 10.1038/360245a0
Bond, G., Lotti, R. 1995: Iceberg discharges into the North Atlantic on millennial time scales during
the last glaciation. Science 267. New York. DOI: 10.1126/science.267.5200.1005 Broecker, W. 2010: The Great Ocean Conveyor: Discovering the Trigger for Abrupt Climate Change. Princeton.
Broeckner, W., Denton, G. 1989: The role of ocean-atmosphere reorganizations in glacial cycles. Geoc-
himica et Cosmochimica Acta 53. New York. DOI: 10.1016/0016-7037(89)90123-3 Carbognin, L., Tosi, L. 2002: Interaction between climate changes, eustacy and land subsidence in the North Adriatic region, Italy. Marine Ecology 23. Berlin. DOI: 10.1111/j.1439-0485.2002.tb00006.x Cattaneo, A., Correggiari, A., Marsset, T., Thomas, Y., Marsset, B., Trincardi, F. 2004: Seafloor undulation pattern on the Adriatic shelf and comparison to deep-water sediment waves. Marine Geology 213. Amsterdam. DOI: 10.1016/j.margeo.2004.10.004 Cazenave, A., Nerem, R., S. 2004: Present-day sea level change: observations and causes. Reviews of
Geophysics 42. Washington. DOI: 10.1029/2003RG000139 Church, J.A., White, N.J. 2006: A 20th century acceleration in global sea-level rise. Geophysical
Research Letters 33. Washinghton. DOI: 10.1029/2005GL024826 Church, J. A., White, N., J., Arblaster, J. M. 2005: Significant decadal-scale impact of volcanic eruptions
on sea level and ocean heat content. Nature 438. London. DOI: 10.1038/nature04237 Clark, P. U., Mix, A. C. 2002: Ice sheets and sea level of the Last Glacial Maximum. Quaternary Science Reviews 21. Oxford. DOI: 10.1016/S0277-3791(01)00118-4 Cohen, K. M., Gibbard, P. 2010: Global chronostratigraphical correlation table for the last 2.7 million years, v. 2010. Medmrezje: http://www.quaternary.stratigraphy.org.uk/charts/chartversions/ POSTERSTRAT_v2010(2).jpg (10.11.2010). Dansgaard, W., Johnsen, S. J., Clausen, H. B., Dahl-Jensen, D., Gundestrup, N. S., Hammer, C. U., Hvid-berg, C. S., Steffensen, J. P., Sveinbjornsdottir, A. E., Jouzel, J., Bond, G. 1993: Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record. Letters to Nature 364. London. DOI: 10.1038/364218a0
Demirbag, E., Gooka^an, E., Oktay, F. Y., Simsek, M., Yuce, H. 1999: The last sea level changes in the Black Sea: evidence from the seismic data. Marine Geology 157. Amsterdam. DOI: 10.1016/ S0025-3227(98)00158-3
Duncan, C. S., Goff, J. A., Austin Jr., J. A., Fulthorpe, C. S. 2000: Tracking the last sea-level cycle: seafloor morphology and shallow stratigraphy of the latest Quaternary New Jersey middle continental shelf. Marine Geology 170. Amsterdam.
Dyke, A. S. 2009: Laurentide ice sheet. Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments.
Dordrecht. DOI: 10.1007/978-1-4020-4411-3 Emiliani, C. 1955: Pleistocene temperatures. Journal of Geology 63. Chicago. DOI: 10.1086/626295 EPICA community members, 2004: Eight glacial cycles from an Antarctic ice core. Nature 429. London. Fairbanks, R. G. 1989: A 17.000-year glacio-eustatic sea level record: influence of glacial meting rates
on the Younger Dryas event and deep-ocean circulation. Nature 342. London. Ferranti, L., Antonioli, F., Mauz, B., Amorosi, A., Dai Pra, G., Mastronuzzi, G., Monaco, C., Orru, P., Pappalardo, M., Radtke, U., Renda, P., Romano, P., Sanoso, P., Verrubbi, V. 2006: Markers of the last interglacial sea-level high stand along the coast of Italy: Tectonic implications. Quaternary International 145-146. Oxford. DOI: 10.1016/j.quaint.2005.07.009 Fleming, K., Johnston, P., Zwartz, D., Yokoyama, Y., Lambeck, K., Chappell, J. 1998: Refining the eusta-tic sea-level curve since the Last Glacial Maximum using far- and intermediate-field sites. Earth and Planetary Science Letters 163. Amsterdam. DOI: 10.1016/S0012-821X(98)00198-8 Furlani, S., Biolchi, S., Cucchi, F., Antonioli, F., Busetti, M., Melis, R. 2010a: Tectonic effects on Late Holo-cene sea level changes in the Gulf of Trieste (NE Adriatic Sea Italy). Quaternary International 232. Oxford. DOI: 10.1016/j.quaint.2010.06.012 Furlani, S., Cucchi, F., Biolchi, S., Odorico, R. 2010b: Notches in the Northern Adriatic Sea: Genesis
and development. Quaternary International 232. Oxford. DOI: 10.1016/j.quaint.2010.06.010 Geodetski inštitut Slovenije, 2005: Tržaški zaliv 1: 100.000. Ljubljana.
Hallam, A. 1984: Pre-Quaternary sea-level changes. Annual Review of Earth and Planetary Sciences
12. Palo Alto. DOI: 10.1146/annurev.earth.12.1.205 Hays, J. D., Imbrie, J., Shackleton, N. J. 1976: Variations in the Earth's Orbit: Pacemaker of the Ice Ages. Science 194. New York.
Hearty, P. J., Hollin, J. T., Neumann, A. C., O'Leary, M. J., McCulloch, M. 2007: Global sea-level fluctuations during the Last Interglaciation (MIS 5e). Quaternary Science Reviews 26. Oxford. DOI: 10.1016/j.quascirev.2007.06.019 Lambeck, K., Antonioli, F., Purcell, A., Silenzi, S. 2004: Sea-level change along the Italian coast for the
past 10,000 yr. Quaternary Science Reviews 23. Oxford. DOI: 10.1016/j.quascirev.2004.02.009 Lea, D. W., Martin, P. A., Pak, P. A., Spero, H. J. 2002: Reconstructing a 350 ky history of sea level using planktonic Mg/Ca and oxygen isotope records from a Cocos Ridge core. Quaternary Science Reviews 21. Oxford, New York. Lowe, J. J., Walker, M. J. C. 1997: Reconstructing Quaternary Environments. Harlow. Luthi, D., Le Floch, M., Bereiter, B., Blunier, T., Barnola, J.-M., Siegenthaler, U., Raynaud, D., Jouzel, J., Fischer, H., Kawamura, K., Stocker, T. F. 2008: High resolution carbon dioxide concentration record 650,000-800,000 years before present. Nature 453. London. DOI: 10.1038/nature06949 Matthews, R. K. 1990: Quaternary sea-level change. Studies in Geophysics: Sea-Level Change. Washington McGranahan, G., Balk, D., Anderson, B. 2007: The rising tide: assessing the risks of climate change and human settlements in low elevation coastal zones. Environment and Urbanization 19. London. DOI: 10.1177/0956247807076960 McMullen, K. Y., Poppe, L. J., Twomey, E. R., Danforth, W. W., Haupt, T. A., Crocker, J. M. 2008: Sides-can Sonar Imagery, Multibeam Bathymetry, and Surficial Geologic Interpretations of the Sea Floor in Rhode Island Sound, off Sakonnet Point, Rhode Island. U. S. Geological Survey Open-File Report. Reston.
Ogorelec, B., Mišic, M., Sercelj, A., Cimermen, F., Faganeli, J., Stegnar, P. 1981: Sediment sečoveljske soline.
Geologija 24-2. Ljubljana. Ogorelec, B., Faganeli, J., Mišic, M., Cermelj, B. 1997: Reconstruction of palaeoenvironment in the bay
of Koper (Gulf of Trieste, Northern Adriatic). Annales 11. Koper. Peltier, W. R. 1999: Global sea level rise and glacial isostatic adjustment. Global and Planetary Change 20. Amsterdam. DOI: 10.1016/S0921-8181(98)00066-6
Peltier, W. R., Fairbanks, R. G. 2006: Global glacial ice volume and Last Glacial Maximum duration from an extended Barbados sea level record. Quaternary Science Reviews 25. Oxford. DOI: 10.1016/j.quas-cirev.2006.04.010
Peltier, W. R. 2004: Global glacial isostasy and the surface of the ice-age Earth: The ICE-5G (VM2) model and GRACE. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 32. Palo Alto. DOI: 10.1146/annu-rev.earth.32.082503.144359 Pirazzoli, P. A. 2005: A review of possible eustatic, isostatic and tectonic contributions in eight late-Ho-locene relative sea-level histories from the Mediterranean area. Quaternary Science Reviews 24. Oxford. DOI: 10.1016/j.quascirev.2004.06.026 Podatki sonarskih snemanj na območju slovenskega morja, 2006-2010. Harpha Sea, d. o. o. Koper. Rahmstorf, S. 2005: Abrupt Climate Change. Weather catastrophes and climate change. München. Rahmstorf, S. 2006: Thermohaline ocean circulation. Encyclopedia of Quaternary Sciences. Amsterdam. Ridente, D., Trincardi, F., Piva, A., Asioli, A., Cattaneo, A. 2008: Sedimentary response to climate and sea level changes during the past ~400 ka from borehole PRAD1-2 (Adriatic margin). Geochemistry, Geophysics, Geosystems 9. Washington. DOI: 10.1029/2007GC001783 Riva, R. E. M., Bamber, J. L., Lavallee, D.A., Wouters, B. 2010: Sea-level fingerprint of continental water and ice mass change from GRACE. Geophysical Research Letters 37. Washington. DOI: 10.1029/2010GL044770 Roe, G. 2006: In defense of Milankovitch. Geophysical Research Letters 33. Washington. DOI: 10.1029/2006GL027817
Sarnthein, M., Bartoli, G., Prange, M., Schmittner, A., Schneider, B., Weinelt, M., Andersen, N., Garbe-Schönberg, D. 2009: Mid-Pliocene shifts in ocean overturning circulation and onset of Quaternary-style climates. Climate of the Past 5. Katlenburg-Lindau. DOI: 10.5194/cp-5-269-2009 Shackleton, N. J. 2000: The 100.000-year ice-age cycle identified and found to lag temperature, carbon
dioxide, and orbital eccentricity. Science 289. New York. DOI: 10.1126/science.289.5486.1897 Stocchi, P. 2007: Glacial isostasy and sea level change in the Mediterranean: near and far-field effects on a millennium to century time-scale. Doktorsko delo, Univerza v Bologni. Medmrežje: http://ams-dottorato.cib.unibo.it/361/1/Tesi_Paolo_Stocchi.pdf (10.11.2010). Stocchi, P., Spada, G. 2007: Glacio and hydro-isostasy in the Mediterranean Sea: Clark's zones and role
of remote ice sheets. Annals of Geophysics 50. Bologna. Storms, J. E. A., Weltje, G. J., Terra, G. J., Cattaneo, A., Trincardi, F. 2008: Coastal dynamics under conditions of rapid sea-level rise: Late Pleistocene to Early Holocene evolution of barrier-lagoon systems on the northern Adriatic shelf (Italy). Quaternary Science Reviews 27. Oxford. DOI: 10.1016/j.quas-cirev.2008.02.009
Suric, M. 2009: Reconstructing sea-level changes on the eastern Adriatic sea (Croatia) - an overview. Geoadria 14. Zadar.
Suric, M., Richards, D. A., Hoffmann, D., Tibljaš, D., Juračic, M. 2009: Sea-level change during MIS 5a based on submerged speleothems from eastern Adriatic Sea (Croatia). Marine Geology 262. Amsterdam. Trincardi, F., Cattaneo, A., Asioli, A., Correggiari, A., Langone, L. 1996: Stratigraphy of the late-Quaternary deposits in the central Adriatic basin and the record of short-term climatic events. Palaeoenvironmental Analysis of Italian Crater Lake and Adriatic Sediments (PALICLAS). Memo-rie dell'Istituto Italiano di Idrobiologia 55. Verbania. Trincardi, F., Cattaneo, A., Correggiari, A., Ridente, D. 2004: Evidence of soft sediment deformation, fluid escape, sediment failure and regional weak layers within the late Quaternary mud deposits of the Adriatic Sea. Marine Geology 213. Amsterdam. DOI: 10.1016/j.margeo.2004.10.003 University of Copenhagen, 2009: Rising sea levels set to have major impacts around the world. Medmrežje: http://climatecongress.ku.dk/newsroom/rising_sealevels/ (15.11.2010). Williams, M., Dunkerley, D., de Deckker, P., Kershaw, P., Chappell, J. 2003: Quaternary Environments. London.
11 Summary: Quaternary sea-level changes
(translated by Ana Tominc)
Sea-level changes are one of the main characteristics of the Quaternary period but the entaglement of causes and consequences makes them difficult ot explain. Moreover, their spatial and temporal extensions adds to the complexity of the studies. Relative sea-level is affected by vertical movements of sea-bottom, sea-surface or both, while local geomorphology add its share. The key factor of Quaternary sea-level changes was glacio-eustacy with the exclusive exchange of mass between kriosphere and hydrosphere. The main cause of climate change, which triggered succession of glacials and interglacials, was orbital geometry. Research into climate change in Earth's history is based on analysis of oxygen and radiactive carbon isotopes in the sequences of deep buried ocean sediments and of ice in both hemispheres. During the last glacial maximum, the eustatic curve was ~121 ±5m below the current sea-level.Nowadays, however, and in relation to a lenght of a human life, the causes of sea-level changes are mostly tectonic or consequences of global warming.