氷圏

氷圏は、地球の表面のうち水が固体である部分の総称です。これには、海氷、湖や川の氷、雪、氷河、氷冠、氷床、凍土（永久凍土を含む）が含まれます。したがって、水圏と重複しています。氷圏は、地球の気候システムの不可欠な部分です。また、気候システムに対する重要なフィードバックも持っています。これらのフィードバックは、表面エネルギーと水分のフラックス、雲、水循環、大気と海洋の循環に対する氷圏の影響から生じます。

これらのフィードバックプロセスを通じて、氷圏は地球の気候と地球規模の変化に対する気候モデルの応答において重要な役割を果たしています。地球の表面の約10％は氷で覆われていますが、これは急速に減少しています。^[2]氷圏の現在の減少（気候変動による）は、氷床の融解、氷河の減少、海氷の減少、永久凍土の融解、積雪の減少 で測定できます。

氷圏とは、水が固体の形で存在する地球表面の部分を指します。凍った水は、主に積雪、湖や川の淡水氷、海氷、氷河、氷床、凍土、永久凍土（永久に凍った地面） として地球表面に存在します。

氷圏は気候システムの5つの構成要素のうちの1つである。他の構成要素は、大気圏、水圏、岩石圏、生物圏である。^{[3] : 1451}

氷圏という用語は、寒さ、霜、氷を意味するギリシャ語のkryosと、地球や球を意味するギリシャ語のsphairaに由来しています。^[4]

氷圏科学は、氷圏の研究を包括する用語です。学際的な地球科学として、多くの分野が関与していますが、最も顕著なのは地質学、水文学、気象学、気候学です。この意味では、氷河学に匹敵します。

氷河後退という用語は、氷圏の特徴の後退を表します。

雪と氷には、表面と大気の間のエネルギー交換を調整するいくつかの基本的な物理的特性があります。最も重要な特性は、表面反射率（アルベド）、熱を伝達する能力（熱拡散率）、および状態を変える能力（潜熱）です。これらの物理的特性は、表面粗さ、放射率、および誘電特性とともに、宇宙から雪と氷を観測する上で重要な意味を持ちます。たとえば、表面粗さは、レーダー 後方散乱の強度を決定する主要な要因であることがよくあります。^[5]結晶構造、密度、長さ、液体の水分含有量などの物理的特性は、熱と水の伝達やマイクロ波 エネルギーの散乱に影響を与える重要な要因です。

氷圏の各サブシステムにおける水の滞留時間は大きく異なります。積雪と淡水氷は基本的に季節性があり、中央北極の氷を除いて、ほとんどの海氷は季節性がなければ数年しか持続しません。ただし、氷河、氷床、または地表氷内の特定の水粒子は、10〜10万年以上凍結したままになる可能性があり、東南極の一部の深氷の年齢は100万年に近い場合があります。^{[引用が必要]}

世界の氷の大部分は南極大陸にあり、主に東南極氷床に存在しています。しかし面積で見ると、北半球の冬の積雪と氷の面積が最大で、1 月には平均して半球表面積の 23% に達します。雪と氷の面積の広さと気候に対する重要な役割は、それらの独特な物理的特性と関係しています。これはまた、積雪と氷の面積、厚さ、物理的特性(放射特性と熱特性)を観測してモデル化する能力が気候研究にとって特に重要であることを示しています。^{[引用が必要]}

入射する太陽放射の表面反射率は、表面エネルギーバランス (SEB) にとって重要です。これは、反射された太陽放射と入射する太陽放射の比率であり、一般にアルベドと呼ばれます。気候学者は、主に電磁スペクトルの短波長部分(約 300 ～ 3500 nm) にわたって積分されたアルベドに興味を持っています。これは、主な太陽エネルギー入力と一致します。通常、森林の場合を除いて、溶けない雪に覆われた表面のアルベド値は高くなります (約 80 ～ 90%)。^{[引用が必要]}

雪と氷のアルベドが高くなると、高緯度地域では秋と春に表面反射率が急激に変化するが、この増加の全体的な気候的意味は雲量によって空間的および時間的に調整される。（惑星のアルベドは主に雲量と、冬季に高緯度地域で受ける総太陽放射量が少ないことによって決まる。）夏と秋は北極海上の雲量が平均して多い時期なので、海氷面積の季節的な大きな変化に関連するアルベドフィードバックは大幅に減少する。積雪が地球の放射バランスに最も大きな影響を及ぼすのは、積雪地域への太陽放射が最も多くなる春（4月から5月）の時期であることがわかった。 ^[6]

氷圏要素の熱特性も、気候に重要な影響を及ぼします。[要^{出典]雪と氷の熱拡散率は、}空気よりもはるかに低いです。熱拡散率は、温度波が物質を浸透できる速度の尺度です。雪と氷は、空気よりも熱を拡散する効率が何桁も低いです。積雪は地表を断熱し、海氷はその下の海洋を断熱して、熱と水分のフラックスの両方に関して地表と大気の界面を切り離します。水面からの水分のフラックスは、薄い氷の表皮でも除去されますが、薄い氷を通過する熱のフラックスは、厚さが 30 ～ 40 cm を超えるまでかなり大きくなります。ただし、氷の上に少量の雪が積もっただけでも、熱フラックスが大幅に減少し、氷の成長速度が遅くなります。雪の断熱効果は、水循環にも大きな影響を及ぼします。永久凍土のない地域では、雪の断熱効果により、地表近くの地面のみが凍結し、深層水の排水は妨げられません。^[7]

雪と氷は、冬には地表の大きなエネルギー損失を防ぐ働きをするが、氷を溶かすのに大量のエネルギー（融解潜熱、0℃で3.34 x 10 ⁵ J/kg）が必要なため、春と夏には温暖化を遅らせる働きもある。しかし、広範囲に雪や氷のある地域の大気は静的に安定しているため、即時の冷却効果は比較的浅い層に限定される傾向があり、そのため関連する大気異常は通常、短命で、局所的から地域的な規模となる。^{[8]しかし、}ユーラシアなどの世界の一部の地域では、厚い積雪と湿った春の土壌に関連する冷却が、夏のモンスーンの循環を調整する役割を果たしていることが知られている。^[9]

地球の気候システムには、数多くの氷圏気候フィードバックがあります。これらは、気温の季節的な局所的な冷却から、数千年にわたる半球規模の氷床の変動まで、幅広い空間的および時間的スケールで作用します。関与するフィードバック メカニズムは複雑で、完全には理解されていないことがよくあります。たとえば、Curryら(1995) は、いわゆる「単純な」海氷アルベド フィードバックには、鉛分率、融解池、氷の厚さ、積雪、海氷の範囲との複雑な相互作用が関与していることを示しました。^{[引用が必要]}

モンスーンの調節における積雪の役割は、地表と大気を含む短期的な氷圏気候フィードバックの一例にすぎません。^{[9] [要出典]}

氷床と氷河は、固い陸地にある流動する氷の塊です。それらは、積雪、表面と基底の融解、周囲の海や湖への氷の崩落、および内部の力学によって制御されています。後者は、氷体内の重力によるクリープ流（「氷河流」）と、その下の陸地での滑りによって生じ、薄化と水平方向の広がりにつながります。 ^[11]流れによる質量の増加、減少、輸送の間のこの動的平衡の不均衡は、氷体の拡大または縮小につながります。

地球の気候と氷の面積の変化との関係は複雑です。陸上の氷河と氷床の質量バランスは、主に冬季の積雪と、暖気移流による氷と雪の融解に伴う正味放射と乱流熱流束による温暖期の融解によって決まります^{[12] [13]。}氷塊が海洋で終わる場合、氷山の分離が質量損失の主な原因です。この状況では、ロス海のように氷の縁が深海まで広がり、浮遊棚氷となることがあります。

海氷は極地の海洋の大部分を覆っており、海水が凍って形成される。 1970年代初頭以降の衛星データから、両半球の海氷面積には季節的、地域的、年々大きな変動があることが明らかになっている。季節的に、南半球の海氷面積は2月の最小300万～400万km ²から9月の最大の1700万～2000万km ²まで、5倍の変動がある。^{[25] [26]北半球では季節変動がはるかに少なく、}北極海の閉鎖的な性質と高緯度により、年間を通じてはるかに大きな氷が覆われ、周囲の陸地によって赤道方向の冬季氷の範囲が制限される。したがって、北半球の氷面積の季節変動は、9月の最小700万～900万km ²から3月の最大の1400万～1600万km ²まで、わずか2倍の変動にとどまる。 ^{[26] [27]}

氷の覆いは、半球全体よりも地域規模の年次変動がはるかに大きい。例えば、オホーツク海と日本海域では、最大氷面積は1983年の130万km ²から1984年には85万km ²に減少し、35%減少したが、翌年には120万km ²に回復した。^{[26]両半球の地域変動は、}衛星記録のどの数年間でも、一部の地域では氷の覆いが減少する一方で、他の地域では氷の覆いが増加するというものである。^[28]

永久凍土（ perma-  「永久」と霜から）は、2年以上継続的に0°C（32°F）未満に保たれる土壌または海底堆積物です。最も古い永久凍土は約70万年にわたって継続的に凍結していました。 ^[29]最も浅い永久凍土の垂直範囲は1メートル（3フィート）未満ですが、最も深いものは1,500メートル（4,900フィート）を超えます。^[30]同様に、個々の永久凍土帯の面積は、狭い山頂に限定される場合もあれば、広大な北極地域に広がる場合もあります。[ 31 ]^氷河や氷床の下の地面は通常永久凍土とは定義されないため、陸上では、永久凍土は季節に応じて凍結したり解凍したりするいわゆる活性土壌層の下にあるのが一般的です。^[32]

北半球の約15％、地球の表面積の11％は永久凍土に覆われており、^[33]総面積は約1800万km2（690万平方マイル）に上ります^。 [ ^34]これには、アラスカ、カナダ、グリーンランド、シベリアの広い地域が含まれます。また、チベット高原が顕著な例であるように、高山地帯にも永久凍土は存在します。南半球には永久凍土のごく一部しか存在せず、パタゴニアのアンデス山脈、ニュージーランドの南アルプス、南極の最高峰などの山の斜面に限られています。^{[31] [29]}

永久凍土には、数千年にわたって完全に分解して炭素を放出する機会を与えられずに蓄積された 大量の死んだバイオマスが含まれており、ツンドラの土壌は炭素の吸収源となっています。^[31]地球温暖化が生態系を温めると、凍った土壌が解けて分解が新たに始まるのに十分暖かくなり、永久凍土の炭素循環が加速します。解け時の状況に応じて、分解により二酸化炭素またはメタンが放出され、これらの温室効果ガスの排出は気候変動のフィードバックとして機能します。^{[35] [36] [37]永久凍土の融解による排出は、気候に十分な影響を与え、世界の}炭素予算に影響を及ぼします。さまざまな融解プロセスがまだ不確実であるため、永久凍土が放出する温室効果ガスの量を正確に予測することは困難です。排出量は人為的な排出量よりも少なく、暴走する温暖化を引き起こすほど大きくないというのが広範な合意です。^[38]むしろ、永久凍土からの年間排出量は、森林破壊による世界の排出量、あるいはロシア、米国、中国などの大国の年間排出量に匹敵する可能性が高い。^[39]

地球上の積雪地域のほとんどは北半球に位置しており、1月の4650万km ²から8月の380万km ²まで季節によって変化します。^[40]

積雪は、特に世界の山岳地帯の季節的な積雪は、水収支における極めて重要な貯蔵要素です。範囲は限られていますが、地球の山脈の季節的な積雪は、中緯度の広い地域で河川の流れと地下水補給のための流出の主な源となっています。たとえば、コロラド川流域からの年間流出の 85% 以上は、雪解け水です。地球の山々からの雪解け水は、川を満たし、10 億人以上が水源として頼っている帯水層を補給します。^{[引用が必要]}

さらに、世界の保護地域の 40% 以上が山岳地帯にあり、保護を必要とするユニークな生態系として、また人間のレクリエーションエリアとしての価値を証明しています。 ^{[引用が必要]}

川や湖では、季節的な寒冷化に反応して氷が形成される。氷塊の大きさは小さすぎるため、局所的な気候効果以外の影響を及ぼすことはない。しかし、凍結/解氷のプロセスは大規模および局所的な気象要因に反応し、氷の出現日と消失日には年々大きな変動がある。湖氷の長期にわたる観測は代理気候記録として役立ち、凍結と解氷の傾向を監視することで、気候変動の便利な総合的かつ季節特有の指標が得られる可能性がある。川氷の状態に関する情報は、氷の形成が川の流れの状態に大きく依存しており、川の流れは降水量、雪解け水、流域流出水によって影響を受けるだけでなく、水路の流れを直接変更したり、土地利用慣行を通じて流出水に間接的に影響したりする人為的干渉の影響を受けるため、気候代理としてはあまり役に立たない。^{[引用が必要]}

湖の凍結は湖の蓄熱量、つまり湖の深さ、流入量と温度、水と空気のエネルギー フラックスによって左右されます。湖の深さに関する情報は入手できないことが多いですが、北極の浅い湖の深さは晩冬の航空レーダー画像(Sellman他1975) や夏の宇宙光学画像 (Duguay と Lafleur 1997)からある程度の目安を得ることができます。解氷のタイミングは氷の積雪量、氷の厚さ、淡水流入量によって変わります。^{[引用が必要]}

海氷は入射する太陽放射の50%から70%を宇宙に反射します。入射する太陽エネルギーのわずか6%が海に反射されます。^[67]気候が温暖化すると、雪や海氷に覆われた面積が減少します。海氷が溶けると、より多くのエネルギーが海に吸収されるため、海は温まります。この氷アルベドフィードバックは、気候変動の自己強化フィードバックです。^[68]海氷の大規模な測定は、衛星が使用されるようになってから初めて可能になりました。^[69]

北極の海氷は、気候変動により、ここ数十年で面積と体積の両面で減少している。冬に再凍結するよりも、夏に溶ける量の方が多くなっている。北極の海氷の減少は、21世紀初頭に加速している。減少率は10年あたり4.7%である。最初の衛星記録以来、50%以上減少している。^{[70] [71] [72]} 1.5℃（2.7℉）の温暖化では、氷のない夏はまれになると予想されている。2℃（3.6℉）の温暖化では、少なくとも10年に1回は氷のない夏が発生すると見込まれている。^{[73] : 8}北極は、2050年までにいくつかの夏の終わりには氷のない状態になる可能性が高い。^{[74] : 9}

南極の海氷面積は年によって大きく変動する。このため傾向を判断するのは難しく、2013年から2023年の間には過去最高と過去最低が観測されている。衛星測定が始まった1979年以降の全体的な傾向はほぼ横ばいとなっている。2015年から2023年の間には海氷が減少しているが、変動が大きいため、これは大きな傾向には一致しない。^[75]

2021年の研究では、北半球の積雪量は1978年以降、積雪深とともに減少していることが判明しました。^[77] 古気候の観測によると、このような変化は北米西部では過去千年間で前例のないものです。^{[78] [79] [77]}

20世紀には北米の冬の積雪量が増加したが、 ^{[80] [81]}これは主に降水量の増加によるものである。^[82]

積雪は半球の気温と密接な関係があるため、気候変動の重要な指標です。^[要出典]

地球温暖化は、積雪と降雨の分配、および雪解けのタイミングに大きな変化をもたらすと予想されており、水の利用と管理に重要な影響を与えるだろう。^[要出典]これらの変化は、土壌水分と海洋への流出量の時間的および空間的変化を通じて、気候システムへの潜在的に重要な十年規模およびより長い時間スケールのフィードバックを伴う。(Walsh 1995) 積雪から海洋環境への淡水フラックスは重要である可能性がある。なぜなら、その総フラックスは、海氷の淡水化した尾根と瓦礫の領域と同じ大きさである可能性が高いからである。^[83]さらに、北極の冬の間、降雪中に蓄積され、海氷の消失時に海洋に放出される沈殿した汚染物質の脈動が伴う。^[要出典]

• 低温生物学
• 国際氷圏科学協会(IACS)
• 地球の極地
• 気候変動における海洋と氷圏に関する特別報告書
• 水循環

ウィキメディア・コモンズには、 Cryosphereに関連するメディアがあります。

• カナダ氷圏情報ネットワーク
• 世界の氷の密度と積雪範囲のほぼリアルタイムの概要
• 国立雪氷データセンター