氷河の質量収支

氷河が質量を増すさまざまな過程は、総称して蓄積と呼ばれます。降雪は最も明白な蓄積の形態です。雪崩、特に急峻な山岳環境では、氷河に質量を加えることもあります。その他の方法としては、風で運ばれた雪の堆積、雨水や融雪水などの液体の水の凍結、さまざまな形態の霜の堆積、そして氷が凍結して浮遊する氷の領域が拡大することなどが挙げられます。降雪は全体的に見て蓄積の主要な形態ですが、特定の状況では他の過程の方が重要になる場合があります。たとえば、小さな圏谷では雪崩が降雪よりもはるかに重要になることがあります。^{[ 8 ]}

氷河の積雪量は、氷河上の1点または氷河の任意の領域で測定できます。積雪量の単位はメートルです。1メートルの積雪量とは、その領域の氷の質量が増加し、それが水に変わると、氷河の深さが1メートル増加することを意味します。^{[ 9 ] [注1 ]}

アブレーションは蓄積の逆で、氷河が質量を失うすべてのプロセスを含みます。完全に陸地にあるほとんどの氷河の主なアブレーションプロセスは融解です。融解を引き起こす熱は、日光、周囲の空気、氷河に降る雨、または氷河床下の地熱から得られます。氷が水蒸気に昇華することは、乾燥環境、高地、および非常に寒い環境の氷河にとって重要なアブレーションメカニズムであり、南極横断山脈のテイラー氷河のように、場合によっては表面氷の損失のすべてを説明できます。昇華は融解に比べて多くのエネルギーを消費するため、昇華のレベルが高いと、全体的なアブレーションが減少します。^{[ 11 ]}

氷河から雪が風によって侵食されることもあり、雪崩によって雪や氷が除去されることもあります。これらは一部の氷河では重要な役割を果たすことがあります。氷河の末端から氷が分離して氷山を形成する氷山崩落は、多くの氷河にとって重要な融解形態です。^{[ 11 ]}

蓄積と同様に、融解も氷河上の単一地点または氷河の任意の領域でメートル単位で測定できます。^{[ 9 ]}

氷河は通常、1年のうちの一部で質量を蓄積し、残りの期間で質量を失います。これらはそれぞれ「蓄積期」と「融解期」と呼ばれます。この定義は、蓄積期には蓄積率が融解率よりも大きく、融解期にはその逆であることを意味します。^{[ 12 ]} 「バランス年」は、氷河の質量が連続して最小となる2つの期間、つまり1つの蓄積期の開始から次の蓄積期の開始までの期間として定義されます。これらの最小値における雪面は、各蓄積期の開始時に再び雪が蓄積し始める場所であり、雪の層序で識別できるため、バランス年を使用して氷河の質量バランスを測定する方法は層序法として知られています。別の方法として固定された暦日を使用する方法がありますが、これには毎年その日に氷河への現地調査が必要となるため、固定年法の正確な日付に厳密に従うことが常に可能とは限りません。^{[ 13 ]}

氷河の質量収支とは、収支年または固定年における氷河の質量の正味の変化のことです。ある年に蓄積量が融解量を上回る場合、質量収支は正になります。逆に、蓄積量が融解量を上回る場合は、質量収支は負になります。これらの用語は、氷河上の特定の地点に適用してその地点の「比質量収支」を表すことも、氷河全体またはより小さな領域に適用することもできます。^{[ 12 ]}

多くの氷河では、積雪は冬に集中し​​、融解は夏に集中します。これらは「冬季積雪型」氷河と呼ばれます。一部の氷河では、局地的な気候により、積雪と融解の両方が同じ季節に発生します。これらは「夏季積雪型」氷河として知られており、ヒマラヤ山脈やチベットに例が見られます。冬季積雪型氷河を層序学的方法で容易に監視できる層は利用できないため、固定日監視が望ましいです。^{[ 12 ]}

冬季に積雪する氷河の場合、氷河の上部では比質量収支は通常正になります。つまり、氷河の積雪域は氷河表面の上部です。積雪域と融解域（氷河の下部）を分ける線は平衡線と呼ばれ、比正味収支がゼロになる線です。平衡線の高度はELAと略され、氷河の健全性を示す重要な指標です。ELAは通常、氷河全体の質量収支よりも測定が容易であるため、質量収支の代用としてよく用いられます。^{[ 12 ]}

質量収支研究で最も頻繁に使用される標準変数は次のとおりです。^{[ 14 ]}

• a – アブレーション
• c – 蓄積
• b – 質量収支 (c + a)
• ρ – 密度
• h – 氷河の厚さ
• S – エリア
• V – 体積
• AAR – 蓄積面積比
• ELA – 平衡線高度

デフォルトでは、小文字の項は氷河表面の特定の地点の値を指し、大文字の項は氷河全体の値を指します。^{[ 14 ]}

積雪域の質量収支を決定するために、積雪深は探査、雪洞、またはクレバス層序学を使用して測定されます。クレバス層序学は、クレバスの壁に現れる年層を利用します。^{[ 15 ]}木の年輪に似て、これらの層は夏の塵の堆積やその他の季節的影響によるものです。クレバス層序学の利点は、積雪層の点測定ではなく、2 次元測定を提供することです。また、探査や雪洞が実行不可能な深さでも使用できます。温帯氷河では、探査針の先端が前年に形成された氷に達すると、探査針の挿入抵抗が急激に増加します。探査針の深さは、その層の上の正味の積雪量を示します。過去の冬の残雪層を掘った雪洞は、積雪深と密度を決定するために使用されます。積雪の質量収支は、密度と深さの積です。深さの測定方法に関係なく、観測された深さは積雪密度で乗算され、水当量での積雪量が決定されます。積雪密度は変動するため、春季に密度を測定する必要があります。温帯高山氷河では、融解期末に積雪密度を測定すると、特定の地域で一貫した値が得られるため、毎年測定する必要はありません。融解域では、前回の融解期末または今期初めに氷河に垂直に杭を打ち込んで融解量を測定します。融解（融解）期末には、氷が溶けて露出した杭の長さを測定します。ほとんどの杭は毎年、あるいは夏の半ばに交換する必要があります。

正味収支とは、連続する質量収支の最小値間の質量収支のことです。これは、地層面を表す最小値に焦点を当てた地層学的手法です。北半球中緯度地域では、氷河の1年は水文年に従い、10月上旬頃に始まり、10月上旬頃に終わります。質量収支の最小値は、融解期の終わりです。正味収支は、通常4月または5月に測定される観測された冬季収支（bw）と、9月または10月上旬に測定される夏季収支（bs）の合計です。

年間収支とは、特定の日付間で測定される質量収支のことである。質量収支は毎年決まった日に測定され、北半球中緯度地域では10月上旬頃となる。^{[ 16 ]}

測地学的方法は、氷河の質量収支を決定する間接的な方法です。異なる 2 つの時点で作成された氷河の地図を比較し、観測された氷河の厚さの差を使用して、数年にわたる質量収支を決定します。これは、今日では差分全地球測位システムを使用して最もよく実行できます。氷河表面プロファイルの最も初期のデータは、地形図やデジタル標高モデルを作成するために使用される画像から得られる場合があります。航空測量または写真測量は、南極やグリーンランドにあるような大きな氷河や氷帽をカバーするために現在使用されています。ただし、山岳地帯で正確な地上基準点を確立すること、雪中の特徴を相関させること、および陰影が一般的な場所の問題のため、標高の誤差は通常 10  m (32 フィート) 未満ではありません。^{[ 17 ]}レーザー高度計は、氷河の中心線などの特定の経路に沿った氷河の標高の測定を提供します。このような2つの測定値の差は厚さの変化であり、これにより測定間の時間間隔における質量バランスが示される。

衛星重力測定は、衛星によって測定された地球の重力場を利用する技術です。氷河の質量が変化すると、その結果として地球上の質量分布も変化し、地球の重力場が変化する可能性があります。^{[ 18 ]} GRACEやGRACE-FOなどの衛星は、地球の重力場のこれらの変化を測定し、氷河の質量の減少または増加を推定することができます。^{[ 19 ]}このような測定を行うために、2つの衛星が同じ軌道に沿って一緒に移動します。^{[ 20 ]}例えば、先行する衛星が質量が大きい領域に遭遇すると、その領域からの強い重力によって加速され、最終的に2つの衛星間の距離が増加します。これらの変化は、質量バランスの変化を決定するために使用されます。^{[ 20 ]}衛星重力測定は、より大規模な地球規模での氷河の質量変化を測定するのに役立ちますが、その制限は、空間分解能が大きいため、小さな個々の氷河を解像できないことです。^{[ 21 ] [ 22 ]}

近年、特にデータが容易に測定または入手できない地域において、氷河の質量収支を推定するためのさまざまな機械学習アプローチが開発されている。一部の氷河では、質量収支データがまばらであるため、従来の方法論を使用して質量収支を正確に予測することは難しい場合がある。 ^{[ 23 ]}既存のデータと機械学習を活用する代替測定技術には、Mass Balance Machine (MBM) と miniML-MB があり、どちらもeXtreme Gradient Boosting を使用して予測を行う。^{[ 23 ] [ 24 ]}特に miniML-MB は、温度と降水量を使用して年間ポイント表面質量収支を予測し、平均絶対誤差はわずか 0.417m である。^{[ 24 ]}

アラスカ州ジュノー近郊のタク氷河は、 1946年以来ジュノー氷原研究プログラムによって研究されており、北米の氷河の中で最も長く継続して質量収支が研究されている氷河です。タク氷河は、既知の温帯高山氷河の中で世界で最も厚い氷河であり、1946年から1988年の間に正の質量収支を経験し、その結果、氷河は大きく前進しました。その後、氷河は負の質量収支傾向を示しています。^{[ 28 ]}ジュノー氷原研究プログラムは、1953年以来レモンクリーク氷河の質量収支も研究しています。この氷河は、1953年から2006年まで平均で年間-0.44mの質量収支を示し、平均で27m以上の氷厚の減少をもたらしました。この減少はレーザー高度計によって確認されています。^{[ 29 ]}

オーストリアのヒンターアイスフェルナー氷河とケッセルヴァントフェルナー氷河の質量収支は、それぞれ1952年と1965年から継続的に監視されています。55年間継続的に測定されているヒンターアイスフェルナー氷河は、測定データと一貫した評価方法に基づき、世界中のどの氷河よりも長期間にわたって継続的に研究されている氷河の1つです。現在、この測定ネットワークは、氷河全体に分布する約10の雪ピットと約50の融解杭で構成されています。累積比収支の観点から見ると、ヒンターアイスフェルナー氷河は1952年から1964年の間に純質量の減少を経験し、その後1968年まで回復期に入りました。ヒンターアイスフェルナー氷河は1976年に断続的に最小値に達し、1977年と1978年に一時的に回復し、それ以降30年間継続的に質量を失っています。 1952年以来の総質量損失は26mである^{[ 30 ]。}ゾンブリックキース氷河は1957年から測定されており、氷河は12mの質量を失っており、年間平均損失は-0.23m/年である^{[ 31 ] 。}

ニュージーランドでは1957年から氷河の質量収支の研究が続けられています。タスマン氷河はそれ以来、ニュージーランド地質調査所、後に公共事業省によって研究され、氷の層序と全体的な動きが測定されています。しかし、それよりさらに古い変動パターンは1950年にフランツ・ヨーゼフ氷河とフォックス氷河で記録されています。南島で研究されている他の氷河には、1968年から研究されているアイボリー氷河があり、北島では、1955年からルアペフ山の氷河で氷河の後退と質量収支の研究が行われています。ルアペフ山には、常設の写真撮影ステーションがあり、繰り返し撮影することで、時間の経過に伴う山の氷河の変化を写真で証明することができます。^{[ 32 ]}

1977年以降、南島の50の氷河について航空写真調査がほぼ毎年実施されている。このデータは、1976年から2005年の間に氷河の体積が10%減少したことを示すために使用された。^{[ 33 ]}

ノースカスケード氷河気候プロジェクトは、北米の他のどのプログラムよりも多い10の氷河の年間収支を測定し、氷河に覆われた山脈全体を監視しており、1983年に米国科学アカデミーの優先度の高いプロジェクトとして挙げられました。これらの記録は1984年から2008年まで続き、氷河に覆われた山脈全体の質量収支の変化を記録した唯一の記録セットです。ノースカスケード氷河の年間収支は、1984年から2008年まで平均で-0.48 m/aであり、 1984年以降、質量収支がマイナスになったため、累積厚さは13 m以上、総体積の20～40%減少しています。質量収支の傾向はよりマイナスになりつつあり、これが氷河の後退と薄化をさらに加速させています。^{[ 34 ]}

ノルウェーは世界で最も広範な質量収支プログラムを維持しており、その資金の大部分は水力発電産業から提供されている。現在（2012年）、ノルウェーでは15の氷河で質量収支測定が行われている。ノルウェー南部では、6つの氷河が1963年以前から継続的に測定されており、西海岸近くの海洋性氷河であるオールフォートブリーン氷河から、ヨートゥンヘイメン東部の内陸性氷河であるグラースブリーン氷河まで、東西に伸びるプロファイルを形成している。ヨートゥンヘイメンのストールブリーン氷河は、1949年からノルウェーの他のどの氷河よりも長い期間測定されており、スヴァルティセンのエンガブリーン氷河は、ノルウェー北部で最も長いシリーズ（1970年開始）を持っている。ノルウェーのプログラムは、質量収支測定の伝統的な方法の大部分が由来している。^{[ 35 ]}

スウェーデン北部ケブネカイセ地方のタルファラ研究ステーションはストックホルム大学によって運営されている。第二次世界大戦直後に最初の質量収支プログラムが開始され、現在まで続いているのはこの場所である。この調査はストルグラシエレン氷河の質量収支記録の開始であり、この種の研究としては世界で最も長く継続されている。ストルグラシエレンは1946年から2006年までの累積質量収支が-17mのマイナスとなっている。このプログラムは1982年にラボー氷河、1985年にリウコジエトナ、1988年にマルマグラシエレンのモニタリングを開始した。これら3つの氷河はすべて開始以来、強いマイナスの質量収支を示している。^{[ 36 ]}

アイスランドのいくつかの氷帽にある多数の杭で、国立エネルギー庁が年に 1 回または 2 回、氷河の質量収支を測定しています。ホフスヨークトルの北側では 1988 年以来、また同様に Þrándarjökull では 1991 年以来、定期的なピットおよび杭による質量収支測定が行われています。ホフスヨークトルの東側と南西側には、1989 年以来、質量収支のプロファイル (ピットおよび杭) が設定されています。同様のプロファイルは、ヴァトナヨークトルの Tungnaárjökull、Dyngjujökull、Köldukvíslarjökull、Brúarjökull の各流出氷河で 1992 年以来、また Eyjabakkajökull の流出氷河で 1991 年以来評価されています。^{[ 37 ]}

質量収支の空間分布の時間的変化は、主に表面に沿った蓄積と融解の変化によって生じる。結果として、氷河の質量の変化は、気候と地球表面のエネルギーの流れの変化を反映している。中央アルプスのグリース氷河と東アルプスのシルブレッタ氷河は、長年にわたって測定されている。季節的な蓄積率と融解率の分布は、現地で測定されている。従来のフィールド調査法とリモートセンシング技術を組み合わせて、2つの氷河の質量、形状、流れの挙動の変化を追跡している。これらの調査は、スイス氷河モニタリングネットワークと世界氷河モニタリングサービス（WGMS）の国際ネットワークに貢献している。^{[ 38 ]}

USGSは、気候変動、氷河の質量収支、氷河の動き、河川流出を調査するために、長期の「ベンチマーク」氷河モニタリングプログラムを運営しています。このプログラムは1965年から継続されており、特に3つの氷河を調査しています。アラスカ山脈のガルカナ氷河とアラスカ沿岸山脈のウルヴァリン氷河はどちらも1965年から監視されており、ワシントン州のサウスカスケード氷河は1957年の国際地球観測年から継続的に監視されています。このプログラムは、これらの山脈のそれぞれで1つの氷河を監視し、氷河の水文学と氷河の気候相互作用を理解するために詳細なデータを収集しています。^{[ 39 ]}

GSCは、気候変動地球科学プログラムの一環として、カナダの氷河気候観測システムを運営しています。大学パートナーと協力し、コルディレラ山脈とカナダ北極諸島に位置する基準観測サイトのネットワークを使用して、氷河気候変動、水資源、海面変動のモニタリングと研究を行っています。このネットワークは、地域の氷河変動に関するリモートセンシング評価によって補完されています。コルディレラ山脈のサイトには、ヘルム氷河、プレイス氷河、アンドレイ氷河、カスカクウルシュ氷河、ヘイグ氷河、ペイト氷河、ラムリバー氷河、キャッスルクリーク氷河、クワダチャ氷河、ボローニャクリーク氷河が含まれます。北極諸島のサイトには、ホワイト氷河、ベビー氷河、グリース氷河、デボン氷帽、メイゲン氷帽、メルビル氷帽、アガシス氷帽が含まれます。GSCの基準サイトは、標準的な杭を用いた氷河学的手法（層序学的）と、航空機搭載ライダーを用いた定期的な測地学的評価によってモニタリングされています。詳細情報、連絡先情報、データベースは、こちらで入手できます。^{[ 40 ]}ヘルム氷河（-33 m）とプレイス氷河（-27 m）は、1980 年以降、全体の体積の 20% 以上を失っており、ペイト氷河（-20 m）もこの量に近い。カナダ北極圏のホワイト氷河は、1980 年以降、それほどマイナスにはなっていない（-6 m）。

ボリビアの氷河モニタリングネットワークは、1991年以来IRDとパートナーによって熱帯アンデス山脈全体に設置された氷河水文学観測システムの支線であり、ゾンゴ氷河（標高6000m）、チャカルタヤ氷河（標高5400m）、チャルキニ氷河（標高5380m）の質量収支をモニタリングしている。杭を用いたシステムが使用され、毎月のように頻繁に現地観測が行われている。これらの測定は、エネルギー収支と連携して行われ、これらの熱帯氷河の急速な後退と質量収支の損失の原因を特定している。^{[ 41 ]}

現在、ロシアとカザフスタンには氷河観測所が存在する。ロシアには2つの観測所があり、1つはコーカサス山脈のエルブルス山近くにあるジャンクアト氷河、もう1つはアルタイ山脈のアクトゥル氷河にある。カザフスタンには、天山山脈のトゥユク・スー氷河に氷河観測所があり、アルマトイ市の近くに位置する。

モンテカルロ原理に基づく最近開発された氷河収支モデルは、手動による現地測定と衛星画像を使用した質量収支測定の測地学的方法の両方を補完する有望な手段である。PTAA （降水量-気温-面積-高度）モデルは、通常低高度の気象観測所で収集された降水量と気温の毎日の観測値と、氷河の面積-高度分布のみを必要とする。^{[ 42 ] [ 43 ]} 出力は、各高度区間の毎日の積雪量（Bc）と融解量（Ba）であり、これは Bn = Bc – Ba によって質量収支に変換される。積雪量（Bc）は、氷河と同じ地域にある 1 つ以上の低高度気象観測所で観測された降水量と、降水量を積雪量に変換する 3 つの係数に基づいて、各面積-高度区間について計算される。年間平均やその他の統計を決定できるように、長期間の連続した記録を持つ確立された気象観測所を使用する必要がある。融解量（Ba）は、氷河近くの気象観測所で観測された気温から決定される。日中の最高気温と最低気温は、12個の係数を用いて氷河の融解量に変換される。

観測された気温と降水量を融解量と積雪量に変換するために使用される15個の独立した係数は、シンプレックス最適化手順を適用します。シンプレックスは、ランダムサンプリングに基づいて数値結果を得るモンテカルロ原理を用いて、各係数の値を自動的かつ同時に計算します。同様に、PTAAモデルは質量収支を繰り返し計算し、各反復ごとに収支を微調整します。

PTAA モデルは、アラスカ、ワシントン、オーストリア、ネパールの 8 つの氷河でテストされています。計算された年間収支は、5 つの氷河それぞれについて、約 60 年間の測定された収支と比較されます。アラスカのウルヴァリン氷河とグルカナ氷河、オーストリアのヒンターアイスフェルナー氷河、ケッセルヴァントフェルナー氷河、ヴェルナクトフェルナー氷河です。また、ネパールのラングタン氷河にも適用されています。これらのテストの結果は、GMB (氷河質量収支) の Web サイトptaagmb.com で表示されています。モデルと手動による収支測定値の線形回帰は、分割サンプルアプローチに基づいており、計算された質量収支は、質量収支の計算に使用される温度と降水量に依存しません。

モデルと実測された年間収支の回帰分析では、R ²値は 0.50 ～ 0.60 であった。アラスカのベーリング氷河へのモデルの適用では、測地学的手法で測定された 1972 ～ 2003 年の期間の氷量減少とよく一致することが示された。ネパールの部分的に堆積物で覆われたランタン氷河の質量収支と流出量を決定することは、このモデルをヒマラヤ山脈の氷河に適用した例を示している。^{[ 44 ]}

アラスカのラングラー山脈の氷河の融解と北半球の7000の気象観測所で観測された地球全体の気温との相関関係は、氷河が個々の気温観測所よりも地球規模の気候に対して敏感であることを示しており、個々の気温観測所は同様の相関関係を示していない。^{[ 45 ]}

北西アメリカの氷河が将来の気候変動にどのように反応するかを示すモデルの検証は、階層的モデリングアプローチで示されています。^{[ 46 ]} PTAA モデルを使用して氷河の質量を推定するための気候ダウンスケーリングは、ベーリング氷河とハバード氷河のバランスを決定するために適用され、USGS ベンチマーク氷河であるグルカナについても検証されています。^{[ 47 ]}