海氷

海氷は海水が凍ることで生じる。氷は水よりも密度が低いため、（淡水の氷と同様に）海面に浮く。海氷は地球の表面の約 7% と世界の海洋の約 12% を覆っている。 ^{[1] [2] [3]世界の海氷の多くは、地球の}極地にある極地氷床、すなわち北極海の北極氷床と南極海の南極氷床に囲まれている。極地氷床は、表面面積が毎年大きく変動する自然のプロセスを経ており、この自然のプロセスによって、海洋の生態系を含む北極の生態系が左右される。風、海流、気温変動の影響により、海氷は非常に動的であり、多種多様な氷の種類と特徴を呈する。海氷は、海に崩れ落ちた棚氷や氷河の塊である氷山と対比されることがある。場所によっては、海氷域に氷山が含まれることもある。

海氷は単純に成長したり溶けたりするわけではありません。その寿命の間、非常に動的です。風、海流、水温、気温の変動の複合的な作用により、海氷の広がりは、通常、かなりの変形を受けます。海氷は、漂流できるかどうか、および年齢によって分類されます。

海氷は、海岸線（または浅瀬の間や座礁した氷山）に付着（または凍結）しているかどうかで分類できます。付着している場合は定着氷、またはより一般的には定着氷（固定された）と呼ばれます。一方、定着氷とは異なり、流氷は沖合の非常に広い領域に発生し、海流や風によって自由に移動する氷を囲みます。定着氷と流氷の物理的な境界は定着氷境界です。流氷帯はさらに、剪断帯、縁氷帯、中央氷塊に分けられます。^[4]流氷は、幅20メートル（66フィート）以上の個々の海氷である流氷で構成されています。流氷のサイズには、小– 20〜100メートル（66〜328フィート）、中– 100〜500メートル（330〜1,640フィート）など、さまざまな名前があります。大きい– 500～2,000メートル（1,600～6,600フィート）広大– 2～10キロメートル（1.2～6.2マイル）巨大– 10キロメートル（6.2マイル）以上。^{[5] [6]}流氷という用語は、流氷の同義語として使用されるか、^[5]流氷が密集している流氷帯を指すために使用されます。^{[5] [6] [7]}潜水艦航行の観点から、海氷全体の覆いは氷冠^{と呼ばれます。 [6] [7]}

科学者が海氷を説明するために使用する別の分類は、年齢、つまり海氷の発達段階に基づいています。これらの段階は、新氷、ニラ、若い氷、1年目、古い氷です。^{[5] [6] [7]}

新氷とは、まだ固体の氷を形成していない、最近凍った海水を指す一般的な用語です。新氷は、フラジル氷（水中に浮遊する氷の板または針状体）、スラッシュ（水で飽和した雪）、またはシュガ（直径数センチのスポンジ状の白い氷の塊）で構成されます。グリース氷やパンケーキ氷などの他の用語は、風や波の作用による氷結晶の蓄積に使用されます。^[要出典]うねりの少ない海岸で海氷が形成され始めると、フットボール大の氷の卵が形成されることがあります。 ^[8]

ニラは、厚さが最大 ​​10 センチメートル (3.9 インチ) の海氷の殻を指します。波やうねりの周りで壊れることなく曲がります。ニラはさらに、厚さが最大 ​​5 センチメートル (2.0 インチ) の暗色ニラと、厚さが 5 センチメートル (2.0 インチ) を超え、色がより明るい非常に暗いニラと淡色ニラに細分されます。

若い氷はニラと 1 年目の氷の間の過渡期にあり、厚さは 10 cm (3.9 インチ) から 30 cm (12 インチ) の範囲です。若い氷はさらに、厚さ 10 cm (3.9 インチ) から 15 cm (5.9 インチ) の灰色氷と、厚さ 15 cm (5.9 インチ) から 30 cm (12 インチ) の灰白氷に分けられます。若い氷はニラほど柔軟ではありませんが、波の作用で壊れやすい傾向があります。圧縮されると、ラフト状 (灰色氷の段階) またはリッジ状 (灰白氷の段階) になります。

1年目の海氷は、若い氷よりも厚いが、成長は1年以内である氷である。言い換えれば、秋と冬に成長する氷（新氷、ニラス、若い氷の段階を経てさらに成長した後）であるが、春と夏の間は存続しない（溶けてしまう）氷である。この氷の厚さは通常、0.3メートル（0.98フィート）から2メートル（6.6フィート）の範囲である。^{[5] [6] [7]} 1年目の氷はさらに薄い（30センチメートル（0.98フィート）から70センチメートル（2.3フィート））、中程度（70センチメートル（2.3フィート）から120センチメートル（3.9フィート））、厚い（> 120センチメートル（3.9フィート））に分けられる。^{[6] [7]}

古い海氷とは、少なくとも1回の融解期（つまり1回の夏）を生き延びた海氷のことである。このため、この氷は一般に1年目の海氷よりも厚くなる。古い海氷の厚さは通常2～4メートルの範囲である。 ^[9] 古い氷は一般的に2種類に分けられる。1つの融解期を生き延びた2年目の氷と、 1回以上生き延びた多年氷である。（一部の情報源では、 ^[5] 古い氷は2年以上経過している。）多年氷は、南極よりも北極ではるかに一般的である。^{[5] [10]}その理由は、南の海氷がより暖かい海域に漂い、そこで溶けるためである。北極では、海氷の大部分は陸地で囲まれている。

定着氷は（海岸線や海底に付着しているため）比較的安定しているが、流氷は比較的複雑な変形過程を経て、最終的に海氷の典型的な多様な地形を生み出す。風が主な原動力であり、海流もその一つである。^{[1] [5]}コリオリの力と海氷面の傾きも考慮されている。^[5]これらの原動力は流氷帯内に応力状態を引き起こす。ある氷盤が別の氷盤に向かって収束し、押し付けると、両者の境界に圧縮状態が生じる。氷の覆いは張力状態になることもあり、その結果、分岐や亀裂が生じる。2つの氷盤が接触したまま横に流され合うと、剪断状態が生じる。

海氷の変形は、流氷同士が互いに押し付けられる相互作用によって生じる。その結果、3種類の地形が生まれる可能性がある。^{[6] [7]} 1)筏氷: 1つの氷片が別の氷片の上に重なる。2)圧力尾根: 砕けた氷が下向き（竜骨を作るため）および上向き（帆を作るため）に押し上げられた線。3)ハンモック: 砕けた氷の小丘で、表面が不均一である。剪断尾尾根は剪断力を受けて形成された圧力尾根で、圧縮のみによって生じた尾根よりも直線的になる傾向がある。^{[6] [7]}新尾根は最近できた地形で、先端が鋭く、側面が40度を超える角度で傾斜している。対照的に、風化した尾根は先端が丸く、側面の傾斜が40度未満である。^{[6] [7]} スタムキも別の種類の堆積物だが、これらは着地しているため、比較的静止している。これらは定着氷と流氷 の相互作用によって生じます。

平氷とは変形の影響を受けず、比較的平坦な海氷のことである。^{[6] [7]}

リードとポリニヤは、気温が氷点下であっても海氷域内に生じる開水域である。これらは海洋と大気の直接的な相互作用をもたらし、野生生物にとって重要である。リードは細く直線的で、幅は数メートルから数キロメートルまで様々である。冬季にはリード内の水は急速に凍結する。また、リードは航行目的にも使用される。リード内の氷は再凍結しても薄いため、砕氷船はより容易に航行でき、潜水艦はより簡単に浮上できる。ポリニヤはリードよりも大きさが均一で、また大きい。1)より暖かい水の湧昇によって生じる顕熱ポリニヤと、2)海岸線からの持続的な風によって生じる潜熱ポリニヤの 2 種類が知られている。 ^[5]

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  ラブラドール（カナダ東部）沖合の流氷の広がりを示す航空写真。さまざまな大きさの流氷が緩く詰まっており、いくつかの流氷網に開いた水面が見られます。（縮尺は不明です。）
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  グリーンランド南東部の流氷の広がりを示す航空写真。緩く詰まった様々な大きさの流氷で構成され、中央に先端が形成されています。(縮尺は不明)
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  流氷の大部分が水で構成されている広大な地域を示す航空写真。（縮尺は不明）
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  流氷帯の内部のクローズアップ画像: 小さな丸い流氷がいくつか、スラッシュ氷またはグリース氷によって互いに分離されています。(スケールとして右下に鳥がいます。)
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  ハンモック氷の例: 氷の塊が堆積したもので、厚さは約 20 ～ 30 cm (7.9 ～ 11.8 インチ) (薄い積雪あり)。
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  圧力リッジの現場例。この写真には帆（氷面より上のリッジ部分）のみが写っています。キールについては記録するのがより困難です。
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  チュクチ半島とアラスカの間にあるチュクチ海の航空写真。氷河のパターンが見られます。氷河の内側の開水域の多くはすでに新しい氷で覆われています(やや明るい青色で示されています) (縮尺は不明)。

氷点まで冷却する必要があるのは、水の最上層だけです。^[11]表層の対流は、上部100～150メートル（330～490フィート）から密度が上昇したピクノクラインまでを巻き込みます。

静かな水面では、表面に形成される最初の海氷は、最初は小さな円盤状で、表面に平らに浮かんでおり、直径は 0.3 cm (0.12 インチ) 未満の個別の結晶の薄片です。各円盤は c 軸が垂直で、外側に向かって横方向に成長します。ある時点で、このような円盤形状は不安定になり、成長中の孤立した結晶は、長く脆い腕が表面に伸びた六角形の星形になります。これらの結晶も c 軸が垂直です。樹枝状の腕は非常に壊れやすく、すぐに折れて、円盤と腕の破片の混合物が残ります。水中に何らかの乱流があると、これらの破片はさらにランダムな形の小さな結晶に分解され、表面の水で密度が増す懸濁液を形成します。これは、フラジルまたはグリース氷と呼ばれる氷の種類です。静かな状況では、フラジル結晶はすぐに一緒に凍結して、連続した薄い若い氷のシートを形成します。初期段階でまだ透明な場合、それがニラスと呼ばれる氷です。ニラが形成されると、全く異なる成長プロセスが起こり、既存の氷床の底に水が凍りつきます。このプロセスは凝固成長と呼ばれます。この成長プロセスによって 1 年目の氷が生まれます。

荒れた海では、海洋の熱が大気中に失われて冷却され、新鮮な海氷が形成されます。海洋の最上層は過冷却されて氷点よりわずかに低く、小さな氷の小板（フラジル氷）が形成されます。時間が経つにつれて、このプロセスによってグリース氷として知られるどろどろした表層になります。フラジル氷の形成は、過冷却ではなく、降雪によって始まることもあります。その後、波と風の作用でこれらの氷の粒子が圧縮され、直径数メートルのパンケーキ氷と呼ばれる大きな板になります。これらは海面に浮かんで互いに衝突し、上向きの縁を形成します。やがて、パンケーキ氷の板自体が互いに絡み合ったり、一緒に凍結してより硬い氷の層になったりし、固められたパンケーキ氷と呼ばれます。このような氷は、上面と底面が非常にざらざらした外観をしています。

海氷の上に十分な量の雪が降ってフリーボードが海面より下に下がると、海水が流れ込み、雪と海水が混ざった氷の層が形成されます。これは特に南極の周辺でよく見られます。

ロシアの科学者ウラジミール・ヴィゼ（1886年 - 1954年）は、北極の氷床の研究に生涯を捧げ、氷の状態の科学的予測理論を開発し、学界で広く称賛されました。彼はこの理論をカラ海の現場で応用し、ヴィゼ島の発見につながりました。

年間の凍結と融解のサイクルは、太陽放射と海洋と大気の温度の年間サイクル、およびこの年間サイクルの変動によって決まります。

北極では、海氷に覆われた海洋の面積は、9月の最小値から3月または2月の最大値まで冬の間増加し、夏に溶けます。季節が逆の南極では、年間最小値は通常2月、最大値は9月または10月です。棚氷の分離前線に接する海氷の存在は、氷河の流れと、南極氷床の安定性に影響を与える可能性があることが示されています。^{[13] [14]}

成長と融解速度は、氷自体の状態によっても左右される。成長中、凍結による氷の厚み（動力学によるものではなく）自体が厚さに依存しているため、氷が厚くなると氷の成長は遅くなる。^[5]同様に、融解中は、薄い海氷の方が早く融解する。これにより、多年氷と1年氷では挙動が異なる。さらに、融解期に氷表面の融解池によりアルベドが低下するため、より多くの太陽放射が吸収され、融解が加速されるフィードバックが生じる。融解池の存在は、海氷の浸透性（つまり、融解水が排水できるかどうか）と海氷表面の地形（つまり、融解池が形成される自然の盆地の存在）によって影響を受ける。1年氷は、動的な隆起がないため多年氷よりも平らで、池の面積が大きくなる傾向がある。また、1年氷は薄い氷の上にあるためアルベドが低く、下にある暗い海に届く太陽放射を遮る量が少なくなる。^[15]

海氷は、純粋な氷、液体の塩水、空気、塩からなる複合材料です。これらの成分（氷、塩水、空気）の体積分率が、熱伝導率、熱容量、潜熱、密度、弾性率、機械的強度など、海氷の主要な物理的特性を決定します。^[16]塩水の体積分率は海氷の塩分濃度と温度に依存し、海氷の塩分濃度は主に氷河期と厚さに依存します。氷の成長期には、そのバルク塩水量は通常5％未満です。^[17]氷の成長期の空気の体積分率は通常約1〜2％ですが、氷が温まると大幅に増加する可能性があります。^{[18]海氷の空気量は、夏には15％ [19]} 、秋には4％にも達することがあります。^[20]塩水量と空気量はどちらも海氷の密度値に影響を与え、 1年目の氷では通常約840〜910 kg/m ³です。海氷密度は、レーダーやレーザー衛星高度測定法を用いた海氷厚測定において大きな誤差要因となり、0.3～0.4mの不確実性をもたらす。^[21]

海氷の状況の変化は、時間の経過に伴う融解速度によって最もよく示されます。北極の氷の複合記録は、氷山の後退が1900年頃に始まり、過去50年以内にさらに急速な融解が始まったことを示しています。^[22]衛星による海氷の研究は1979年に始まり、海氷の長期的な変化を測定するためのはるかに信頼性の高い方法になりました。拡張された記録と比較すると、2007年9月までの極地の海氷の面積は、1950年から1970年の間に存在していたと推定された記録量の半分に過ぎませんでした。^[23]

北極海の海氷面積は2012年9月に史上最低を記録し、氷が北極海を覆う面積はわずか24%と判定され、2007年の29%というこれまでの最低記録を塗り替えた。北極で最初の「氷のない」夏がいつ訪れるかについては、さまざまな予測がある。

南極の海氷面積は、1979年に始まった衛星観測期間中に徐々に増加しましたが、2016年の南半球の春に急激に減少しました。

海氷は、様々な極地の生物、特にホッキョクグマの生態系を支えていますが、地球温暖化により地球の気温が上がるにつれて氷がさらに溶け、その生息環境が脅かされています。さらに、海氷自体は、寒冷な環境を維持できるだけの量が存在するため、極地の気候を涼しく保つ役割を果たしています。この点で、海氷と地球温暖化の関係は循環的です。氷は涼しい気候を維持するのに役立ちますが、地球の気温が上昇すると、氷が溶けて、気候を寒冷に保つ効果が低下します。また、氷の明るく光沢のある表面 (アルベド) は、当たった太陽光の多くを宇宙に反射することで、極地の気温を低く保つ役割も果たしています。海氷が溶けると、その表面積が縮小して反射面のサイズが小さくなり、地球が太陽の熱をより多く吸収するようになります。氷が溶けるとアルベドが低下するため、地球が吸収する熱が増え、さらに溶ける氷の量が増えます。^[24]氷床の大きさは季節によって左右されるが、地球の気温が少しでも変化すれば海氷の量に大きな影響が出る。また、海を冷たく保つ反射面が縮小することで、氷の縮小と気温上昇のサイクルが引き起こされる。その結果、極地は地球上で最も気候変動の影響を受けやすい場所となっている。^[5]

さらに、海氷は海水の動きにも影響を与えます。海氷が凍結する過程で、海水中の塩分の多くは凍結した結晶構造から絞り出されますが、一部は氷の中に凍結したまま残ります。この塩分は海氷の下に閉じ込められ、氷床下の水中の塩分濃度が高くなります。この塩分濃度によって塩水の密度が高まり、冷たく密度の高い水が海底に沈みます。この冷たい水は海底に沿って赤道に向かって移動し、海面の暖かい水は極の方向に移動します。これは「ベルトコンベア運動」と呼ばれ、定期的に発生するプロセスです。^[5]

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  2013年4月から8月までの北極海の氷の面積の変化
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  バフィン島沖の海氷
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  海氷はカムチャッカ半島の海岸線に沿って広がっています。
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  南極半島、ラーセン棚氷、そしてその周辺の海氷に覆われた海域の鮮明な眺め
• 年間最小海氷面積を示す地球と、年間最小海氷面積を百万平方キロメートル単位で示すグラフオーバーレイ

変動性についてより深く理解するために、数値海氷モデルを使用して感度調査を実施します。2 つの主な要素は、氷のダイナミクスと熱力学的特性です (海氷放射率モデリング、海氷成長プロセス、海氷の厚さを参照)。これを行うために使用できる海氷モデルのコンピューター コードは多数あり、CICE 数値スイートもその 1 つです。

多くの全球気候モデル(GCM) では、氷とアルベドのフィードバックを正確に捉えるために、数値シミュレーション スキームに海氷が組み込まれています。例:

• ルーヴァン・ラ・ヌーヴ海氷モデルは、ルーヴァン・カトリック大学で開発された、気候研究と実用海洋学のために設計された海氷の数値モデルです。海洋大循環モデル OPA (Ocean Parallélisé) と連動しており、Nucleus for European Modeling of the Ocean の一部として無料で利用できます。
• MIT一般循環モデルは、マサチューセッツ工科大学で開発された地球循環モデルで、海氷用のパッケージが含まれています。コードは無料で入手できます。
• 大気研究大学法人がコミュニティ海氷モデルを開発しています。
• CICE はロスアラモス国立研究所によって運営されています。このプロジェクトはオープンソースであり、スタンドアロン モードも提供していますが、GCM のコンポーネントとして設計されています。
• アルフレッド・ウェゲナー研究所で開発された有限要素海氷海洋モデルは、非構造化グリッドを使用します。
• 次世代海氷モデル (neXtSIM) は、適応型で構造化されていない三角形メッシュを使用するラグランジュ モデルであり、氷のダイナミクスを処理するための Maxwell-Elasto-Brittle と呼ばれる新しい独自のレオロジー モデル クラスが含まれています。このモデルは、ノルウェーのベルゲンにある Nansen Center で開発されました。

結合モデル相互比較プロジェクトは、大気海洋結合大循環モデルの出力を研究するための標準プロトコルを提供します。結合は、海氷が発生する可能性のある大気海洋境界面で行われます。

地球規模のモデリングに加えて、さまざまな地域モデルが海氷を扱っています。地域モデルは季節予測実験やプロセス研究に利用されています。

海氷は地球の生物圏の一部である。海水が凍ると、氷には塩水で満たされた水路がいくつもでき、細菌、藻類、カイアシ類、環形動物などの共生生物が生息する。これらの共生生物はオキアミやハゲクジラなどの特殊な魚類の餌となり、さらにそれを皇帝ペンギンやミンククジラなどの大型動物が食べる。^[25]

季節的な海氷の減少は、ワモンアザラシやホッキョクグマなどの北極の種の生存を危険にさらします。^{[26] [27] [28]}

他の元素や化合物は、地球外惑星に海や海として存在すると推測されている。科学者は特に、氷の巨星である海王星と天王星に固体ダイヤモンドの「氷山」とそれに対応する液体炭素の海が存在すると疑っている。これは、中心核の極度の圧力と熱により、炭素が超臨界流体に変わるためである。^{[29] [30]}

• 「氷圏用語集」。コロラド大学ボルダー校、国立雪氷データセンター。
• 「氷用語集」カナダ環境省、2010 年 9 月 27 日。
• 「WMO 海氷命名法」。世界気象機関。WMO/OMM/ВМО – No. 259 • 1970～2004 版。

ウィキメディア・コモンズには、海氷に関連するメディアがあります。

• ブレーメン大学による海氷密接度の日別マップ
• 国立雪氷データセンターの海氷地図