河川氷河地形

河川氷河地形または氷河河川地形^[a]は、氷河の融解水によって引き起こされる関連する侵食と堆積物の堆積によって生じる地形です。氷河には浮遊堆積物が含まれており、その多くはもともと下にある陸地から集められたものです。地形は、氷河の採石、摩耗、融解水などのプロセスを通じて氷河侵食によって形成されます。氷河の融解水は、機械的プロセスと化学的プロセスの両方を通じて岩盤の侵食に寄与します。 ^[3] 河川氷河プロセスは、表面と氷河内で発生する可能性があります。氷河内で発生する堆積物は、氷河全体が融解するか部分的に後退した後に現れます。河川氷河地形と侵食面には、流出平野、ケーム、ケームテラス、ケトルホール、エスカー、年縞、氷河前湖などがあります。^[4]

融解水の流れは、特に暖かい季節に氷河によって形成されます。氷河表面より上の流れを氷河上流れ、氷河表面より下の流れを氷河下流れといいます。^[5]氷河とその下の陸地表面の境界では、氷河の莫大な重さによって氷が溶け、氷河下融解水の流れが生じます。莫大な圧力と高速度のかかるこれらの流れは、氷河自体の上にある重さと相まって、地形を削り取り、地面から堆積物を剥ぎ取ることができます。^[6]この堆積物は、氷河が前進するにつれて運ばれます。暖かい季節には、氷河は縮小し、後退します。このプロセスにより、落下した堆積物が堆積地形の形で残ります。^[7]前進と後退の2つのプロセスは、地形を一変させ、過去の氷河の存在と行動に関する大きな洞察を与える一連の地形を残す力を持っています。これらのプロセスによって生じた地形には、モレーン、ケイム、ケトル、エスカー、ドラムリン、平原、氷河前縁湖などがあります。

氷河河川堆積物または氷河河川堆積物は、氷床または氷河からの玉石、砂利、砂、シルト、粘土で構成されています。これらは水の流れによって運ばれ、選別され、堆積します。堆積物は氷の横、下、または下流で形成されます。これらには、氷と接触して形成されたケーム、ケームテラス、エスカー、および氷縁の下の アウトウォッシュ扇状地とアウトウォッシュ平野が含まれます。通常、アウトウォッシュ堆積物は速くて乱流の河川氷河融解水の流れによって運ばれますが、時折、壊滅的な突発洪水によって運ばれることもあります。玉石や砂利などの大きな要素は氷縁の近くに堆積しますが、より細かい要素はより遠くに運ばれ、時には湖や海に運ばれます。堆積物は河川プロセスによって選別されます。これらは、氷河の氷によって移動および堆積され、選別されていない 氷河堆積物とは異なります。

氷河下の大洪水により氷の底に空洞が作られることがある。洪水が収まると、これらの空洞に堆積物が堆積し、流れに沿った空洞には空洞を埋めるドラムリン、流れを横切る空洞にはリブ状の地形、その他の場所では丘陵地形が形成される。 ^[8 ] 堆積物が氷河内またはその底のクレバスを埋める場所には、高さ10メートル（33フィート）にもなる低くまっすぐな尾根が形成されることがある。^[8]

ケームは、氷が溶けて堆積した砂や砂利でできた急斜面を持つ短い丘または尾根である。ケームは孤立して形成されることもあれば、集団で形成されることもある。氷河の底で、氷の表面から流れ落ちる融解水によって形成されるものや、氷河内の水域から流れ落ちる融解水によって形成されるものもある。氷の縁で小さなデルタとして形成されるものもある。^[9] ケーム段丘は、谷の側面と氷河の氷縁の間を流れる網状河川によって堆積した砂と砂利の段丘である。谷氷河の反対側にあるケーム段丘は、標高が異なる場合がある。^[10]

氷河の中や下を通るトンネルに、層状の漂流物が堆積することがある。氷が溶けると、漂流物はエスカーと呼ばれる長く直線的な砂利の尾根として露出する。更新世の氷床で形成されたエスカーの中には、数百キロメートルの長さのものがある。一般的に、その長さは数百メートルから数キロメートルの範囲である。^[11]

ケイム、ケイム台地、エスカーなどの氷接触堆積物は、主に砂と砂利で構成されていますが、ダイアミクトン、シルト、粘土の層が含まれることもあります。ケイムとケイム台地は通常、層状の泥の基部を持ち、上に行くほど粗い砂の層があり、その上に砂利があります。^[12]

氷河堆積物は、氷河の内部または下部のトンネルを流れる流出水によって形成されます。^[11] 水は主に氷河の融解によって発生しますが、降雨や氷河のそばの氷のない斜面からの流出によって発生することもあります。^[12] 水流の流量は気温によって大きく変化し、気温は季節、時間帯、雲量によっても異なります。流量が多いときは、水流に圧力がかかります。^[11] 氷河の下の水流は、圧力によって上流に流れることがあります。^[13]

乱流で流れの速い融解水の流れは、水力作用、キャビテーション、摩耗を通じて機械的侵食を引き起こします。^[14] また、氷河の下の摩耗した岩盤や岩屑から可溶性化学物質を溶解して除去することもあります。^[13] 流れは氷河の下から岩屑を拾い上げ、氷河の横の高地から流れ込んだ岩屑も拾います。通常、流れは氷河を離れるときに運べる限りの岩屑を保持します。^[11]

流量の日々の大きな変動は堆積物の動きに影響を及ぼします。堆積物は流量が増加すると巻き上げられて運ばれ、流量が減少すると堆積します。通常、堆積物の多くは川底近くで転がったり滑ったりします。流量が最も多い時期には大きな岩が動き出すこともあります。また、流量が最も多い初夏には浮遊堆積物の濃度が高くなることもあります。^{[15]氷河の下、内部、上、または横にある湖や貯水池では、}ヨークルスラウプス と呼ばれる大規模な決壊洪水が発生することがあります。^[16]

氷のトンネルから出てきた融解水の流れは広がって流れが遅くなり、堆積物を堆積させます。水路が詰まると、水路は新しいルートを探さなければならなくなり、砂利や砂の塊で分断された網状河川になることがあります。^[11] 網状河川の水路は、堆積物の負荷が高く、流量が変動し、岸を固定する植物がないため、非常に不安定です。^[17] 堆積する物質の量は、通常、氷河の端の近くで最大になるため、その地点から堆積物は傾斜して薄くなる傾向があります。^[11]

アウトウォッシュ扇状地は、融解水の入口から扇状に広がる堆積物の堆積物で、入口から遠くなるほど堆積物は細かくなります。扇状地は陸上または水中に堆積します。^[10] 氷床からの隣接するアウトウォッシュ扇状地の線は、尾根または氷河モレーンを形成することがあります。^[18] 多くのアウトウォッシュストリームが氷の前面から低地に流れ込むと、広いサンダー、つまりアウトウォッシュ平野を形成します。^[17] サンダーには数十メートルの厚さの堆積物が含まれる場合があります。^[19] 山岳地帯では、アウトウォッシュストリームは谷の側面に囲まれ、谷の列と呼ばれる線状のアウトウォッシュ平野に厚い層の堆積物を堆積します。^[17] ストリームがより低いレベルに勾配し、より高くより古いアウトウォッシュ平野を放棄すると、台地が形成されます。^[12]

堆積物は、数センチ幅の砂の波紋から数百メートルの長さの砂利州まで、さまざまな規模のベッドフォームに堆積します。^[20]層理、斜交層理、岩屑の重なり などの堆積構造は、他の種類の川によって形成されるものと似ています。^[19] 氷河の近くでは、流出平野は、粒径が非常に変化する粗い砂利の長い州で構成されており、州の間にはいくつかの大きな溝があります。さらに離れたところには、横方向の州と多くの編み込まれた溝の網があります。堆積物には現在、砂利と砂が含まれており、粒子は選別と摩耗により丸みを帯びています。さらに離れたところでは、非氷河川が流出川に合流するため、流れは浅い編み込まれた溝または蛇行した川を形成し、砂を堆積します。^[17] 毎年の氷の融解イベントが主な氷河河川は、非氷河の流入がより重要な通常の河川環境に合流する場合があります。^[16]

突発的な洪水で沈降した水からの堆積物は、粒度が幅広く、明確な河床形態を持たず、分級が不十分な場合がある。^[20] その他の氷河河川堆積物は、非氷河河川プロセスの堆積物に似ている。それらは主に、中程度に丸みを帯びた粒子のシルト、砂、砂利からなる。^[19] 氷河に近い堆積物は、通常、非氷河堆積物よりも粗く、玉石から砂までの範囲であるが、シルトや粘土はほとんど含まれていない。これは、水の流れが通常速すぎて、氷河からかなり離れるまでこれらの細かい粒子が沈殿しないからである。^[20] 一般に、流出堆積物は氷の縁から離れるほど細かくなる。^[12] 堆積物は、水流の季節的および断続的な変化により、しばしば明確な層を持つ。^[8]

流出水はしばしば氷河湖に流れ込み、そこで氷河湖成堆積物を残す。これらは主にシルトと粘土で構成され、ミリメートル規模の層状構造を持つ。時には氷河氷床の年縞を含むこともあり、夏季の融解水量が多い時期には粗い堆積物、冬季には細かい堆積物が交互に現れる。流出水が海に流れ込むと、氷河海成堆積物を残す。^[19]流出水は湖や海に流れ込む場所でデルタを 形成することがある。 ^[17]

氷河流堆積物は大きな氷塊を取り囲み、覆うことがあります。この堆積物は数百年にわたって氷を断熱することもあります。最終的に氷塊は溶けて、ケトルと呼ばれる窪みが残ります。水が溜まるとケトル湖になります。^[11] ケトルは氷接触堆積物と関連していることが多いです。シート状堆積物の中に形成されることもありますが、通常は氷接触ケトルよりも小さいです。^[12]

モレーンは、氷河によって堆積した堆積物と、その後の氷河の融解水（氷河堆積物とも呼ばれる）で構成されています。モレーンは、氷河の末端近く、2つの氷河体の境界、または氷河体の下によく見られます。モレーンは、氷河地域の範囲や、氷河期の前進と後退の連続的なパターンを示すために使用されることがあります。^[3]モレーンの名前と特定の特徴は、氷河体に対する位置と、関連する氷河堆積物を堆積させたプロセスによって異なります。^{[7]モレーンには、}側方モレーン、中間モレーン、地上モレーン、末端モレーンの4つの包括的なタイプがあります。

モレーンを形成する堆積物の大きさは、粘土から岩石サイズまでさまざまです。モレーンは、さらなる氷河作用や融解水によって他の河川氷河地形に作り変えられることがあります。^[21]元々のモレーンと作り変えられたモレーンはどちらも、氷河の存在の結果として地形上で起こっている一連のプロセスを記録しています。

側方モレーンは、氷河の長軸と平行に走る氷河沿いに堆積した堆積物の尾根である。これらの堆積物は通常、氷河の縁にある氷（氷河上堆積物）の上に堆積するため、他の取り込まれた堆積物ほどの氷河侵食を受けない。^{[22] 、[23]}側方モレーンを形成する堆積物は、氷河が地域を通過する際に谷壁が霜によって風化した結果生じる場合もあれば、氷河谷に流れ込む小川によって堆積した堆積物の結果生じる場合もある。 ^[22]これらの堆積物は、氷河が後退するにつれて尾根に沈降する。

中間モレーンは、2つの氷河が合流した結果生じると考えられています。2つの氷河の間にある堆積物は、2つの氷河が合流する際に、合流した大きな氷河の上に押し上げられます。中間モレーンは、氷河下および氷河内の物質が氷流によって上方に運ばれ、氷河体の表面と内部に集まることでも形成されることがあります。^[24]この氷河堆積物はその後、氷河の前進方向に沿って運ばれます。氷河が溶けると、堆積物は氷河谷の中央に尾根として堆積します。

地上モレーンは、比較的平坦な地域やなだらかな丘陵を形成する氷河堆積物の領域です。一般に地上モレーンは堆積堆積物で構成されています。氷河の底の氷に浮遊する堆積物のクラストは、氷よりも地面との摩擦が大きいです。これにより、堆積物は氷に比べて不釣り合いに減速し、最終的には氷の下の地面から落ちたり、地面に挟まったりします。^{[25]氷河が溶けて後退すると、氷河堆積物も堆積するかもしれません。地上モレーンは、}氷河堆積物平原と呼ばれることもあります。地上モレーンと緩い氷河堆積物は、上にある氷河が前進または後退すると、ドラムリンの形になることがあります。^[26]

末端モレーンは、氷河の最前進を示す。^[26]氷河が前進するにつれ、堆積物は氷河の底に運ばれ、堆積する。氷河が溶けると、この固まっていない堆積物が尾根を形成する。末端の形状は、氷河の先端または末端の形状を表す。^[26]末端モレーンとは、氷河の最前進地点に発生するモレーンを指す。後退モレーンとは、氷河が長時間静止しているときに発生する堆積物の尾根である。^[27]これは、氷河が平衡状態にあるか、後退中に停止しているときに発生する。末端モレーンの発生は、氷河の前進、後退、平衡のパターンを判断するのに役立つ可能性がある。^[7]

ケームは、後退する氷河の堆積物によって形成された不規則な形の丘または塚です。^[26]堆積物は氷河の窪みに保持され、その後氷河が溶けるにつれて堆積します。^[25]氷河の融解水がさらなる浸食を引き起こし、これらの地形をドラムリンと区別する特徴的な珍しい形状にします。ケームにある堆積物の粒子は、細粒から粗粒まで、玉石サイズから巨石サイズまでさまざまです。^[28]他の人は、サイズの範囲を砂から砂利までと説明しています。^[29]ケームは、「ケームとケトルの地形」と呼ばれる地域でケトルと関連付けられることがよくあります。^[25]これらの丘の大きさはさまざまで、高さ50メートル、幅400メートルに達することがあります。^[29]

亀の段丘は、氷河の縁が谷壁に接したときに形成される。谷壁は、氷河の先端から融解水が外向きに流れるのを防ぐ。代わりに、氷河の融解水は氷の縁に沿って横方向に逸らされ、氷河と谷壁の間に堆積物を堆積させる。^[25]氷河が後退するにつれて、このプロセスが繰り返され、亀の段丘と呼ばれる階段状の斜面または段丘が形成される。単数形では、この地形は亀のモレーンとも呼ばれる。^[30]亀の段丘の正確な形態は、形成時の融解水の流れと、氷の縁と谷壁の間の角度に依存する。^[25]亀の段丘は、過去の氷の縁を示すのに便利なツールである。^[30]

ケーム台地は、谷の表面と氷河の間に堆積した堆積物の比較的平坦な表面です。ケーム面と他の河川氷河地形が 1 つの景観に組み合わされている場合、それはケーム複合体または氷河カルスト地形と呼ばれます。

亀のデルタは、氷河河川堆積物でできた平らな地形で、よく分級された砂と砂利が水域や河川系に流れ込んでできたものである。そのため、亀のデルタは、水が景観に存在しなくなった後でも、氷河湖などの水域への流入地点を示すために使用されることがある。 ^[25]氷河体から流れ出る堆積物の多い氷河河川は、水域と接触すると速度が遅くなる。この速度低下により、河川は堆積物を運ぶことができなくなり、堆積物は水柱から落ちてしまう。水流速度が低下すると、より重い堆積物が最初に水柱から落ちてしまう。そのため、亀のデルタでは堆積物の大きさの層状の地層が予想される。 ^[31]

ケトル、またはケトルホールは、後退する氷河の残氷によって氷河流出平野に残された跡です。^{[32]氷河が後退すると、氷の塊が崩れ落ちることがあります。これは}氷の分離または氷河の分離と呼ばれるプロセスです。堆積物の多い氷河の融解水が静止した氷のブロックを流れると、氷と堆積物の間の摩擦が増加し、氷のブロックの周りに堆積物が蓄積します。堆積物は非常に広範囲に及ぶため、氷片を完全に埋めてしまうことがあります。その後、氷は溶けて地面に跡を残します。^{[33] [34]}

残った穴はケトルと呼ばれます。ケトル全体の正確な大きさと特徴は、氷の埋没の程度によって決まります。^[33]これらの穴は、多くの場合、融解水の流れによって水で満たされ、ケトル湖と呼ばれます。ケトル湖は、氷河の融解水によって運ばれた堆積物の量が多いため、浅いことがよくあります。^[32]

ケトルホールは氷河の流出平野でよく見られます。^[4]ケトルホールの幅は5メートルから30キロメートルまであります。

エスカーは、かつて氷河に覆われていた地域で見られる、長く湾曲した堆積物の尾根です。^[35]長さは数メートルから数百キロメートル、高さは3メートルから200メートルです。^[4]エスカーの高さと幅は、形成時の水と氷の圧力と堆積物の負荷によって決まります。^{[36]エスカーは、}図1に示すように、氷河内または氷のトンネルで形成され、これらのトンネルを占める川からの堆積物堆積物で構成されています。^[37]エスカーは、氷河のクレバスに食い込んだ氷河上の川から形成されることもあります。氷が溶けた後、川の堆積物は長く盛り上がったエスカーとして残ります。氷河下の川のシステムにより、枝分かれしたエスカーが形成されることがあります。ただし、これらは連続した枝分かれではないことがよくあります。^[36]  

エスカーは氷河の流れに沿っていることが多いが、高圧の場合、融解水は最も低い地点に押しやられ、非常に浅く広い氷河下の流れが形成されることがあり、その結果、短くて幅の広いエスカーが形成される。圧力が低い場合、多くの場合氷河の末端近くで氷の動きが遅いため、急勾配の壁を持つエスカーが形成されることがある。^[37]エスカーで見つかる岩屑は、氷の中の堆積物とトンネル内の融解水の流れへの供給量に依存している。この堆積物は通常、砂から玉石サイズで、時折大きな岩が混じる。不規則な場合もあるが、エスカーには地層があることが予想される。^[36]

ドラムリンは、半分埋まった卵のような形をした細長い丘で、丘の浅い端は幅も狭くなっています。1 つのエリアに集まったドラムリンはフィールドまたはスウォームと呼ばれ、「卵のバスケット地形」と呼ばれることもあります。^[7]ドラムリンの形状はさまざまですが、ほとんどの場合、長軸が氷の流れの方向と平行な楕円形です。傾斜が急な方が通常は氷上、傾斜が緩やかな方が氷下です。^[38]ドラムリンの幅と長さの比率を使用して、氷河の移動速度を判断できると提案されています。ドラムリンが長いほど氷河の速度が遅く、ドラムリンが短いほど氷河の速度がはるかに速いことを示しています。これは、摩擦と表面積の関係によるものと推測されます。^[38]

ドラムリンは、上にある氷が固められていないティルまたは地上モレーンを横切って移動するときに形成されます。ドラムリンの形成については主に2つの理論があります。ただし、これらの地形の正確な起源は状況によって異なる可能性があり、議論の的となっています。^[38] 1つ目は、しばしば構築的と呼ばれるもので、氷河ティルが融解水の流れによって堆積し、上にある氷河の継続的な圧力によって蓄積されたことを示唆しています。このプロセスにより、ドラムリン内の個々のティル粒子は、氷の流れの方向に整列します。^[39]科学者は、堆積物粒子の方向とドラムリンの全体的な方向を研究することで、この理論を検証できます。 ^[39] 2番目の理論は、上にある重い氷河によって引き起こされる浸食により、固められていない堆積床から物質が削り取られ、それが再配置されてドラムリンに堆積するというものです。ドラムリンは、前述の理論と同様に、氷の流れによって形成されます。^[40]違いは、氷河堆積物が形作られる前にどこから来たかである。いずれにしても、氷河下領域は氷河が後退するまで見えず、ドラムリンの出現には大きなばらつきがあるため、これらの地形を形成するプロセスについては不確実性が残っている。  

ドラムリンは、砂から巨礫までの大きさの層状または非層状のティルから構成されます。ドラムリンの組成の不均一性は、堆積物の起源が多様であることを示しています。[ 38 ^]ティルがドラムリン層に連続した層状に蓄積するため、ドラムリンに縞状または層状のティルが発生することがあります。^[38]

流出平野は、氷河の末端にある比較的平坦な地域で、融解水の流出によって氷河堆積物が堆積する。堆積物は末端方向に分級され、大きな堆積物は氷河の縁に近いところに堆積し、細粒の堆積物は融解水の流れによってさらに遠くまで運ばれる。^{[41]流出平野には、融解水の流れ、}ケーム、ケトル湖などの他の氷河河川地形が含まれることがある。流出平野の河川システムは、水中の堆積物含有量が高いため、通常、網状河川を形成する。 ^{[42] [4]}これらの水流は蛇行するため、侵食は垂直方向（上下）ではなく、横方向（左から右）に起こる。^[4]これらの平野は通常、氷河によって堆積した末端モレーンの向こう側にある。 ^[4]

ティル平原は、氷河が融解して堆積したティルでできた、平坦から緩やかな傾斜の地形の地域です。ティル平原は、地上モレーンの地域とも呼ばれます。^[26]流出平原とは異なり、ティル平原は、主氷河から氷の一部が分離して形成されます。この氷に含まれる堆積物は、氷が融解したと​​きにティル平原として堆積します。^[7]ティルは、結果として生じる融解水によってさらに分散され、成形されます。ティル平原の構成は大きく異なり、氷河がたどった経路と、氷河地域の下にある岩盤に依存します。^[26]ティル平原は、砂から大きな岩石までの大きさの、分類の悪い堆積物で構成されています。ティル平原に含まれる地形には、氷河ティルで構成されたドラムリンとモレーンがあります。^[43]

年縞は河川氷河運動の堆積物です。年ごとに繰り返される堆積物です。堆積物の大きさは川の水量によって変わりますが、通常は泥の堆積物（シルトと粘土）と関連しています。^[44]堆積する堆積物の色と量も季節によって異なります。夏の堆積物は通常、堆積量が多く、軽いのが特徴ですが、冬の堆積物は通常その逆です。^[44]冬の堆積物は水が再び凍るため、かなりまれです。^[44]

氷河前湖は、氷河、氷河堆積ダム、または末端モレーンなどの氷河地形の背後によって流れが妨げられた水の貯水池です。^[4]氷河前湖は通常、氷河の融解水の副産物です。氷河前湖に含まれる堆積物は、氷河地域の変化のパターンを記録する便利な地質年代学的ツールです。 ^[45]氷河前湖は、モレーン、氷河氷によって堰き止められる場合もあれば、氷河による地殻の等圧陥没によって氷河の先端に閉じ込められる場合もあります。 ^{[46] , [47]}ターンは、圏谷の過度に深くなった盆地に形成される氷河前湖の特定の用語です。^[25]

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