氷河

氷河は、その形態、熱特性、および挙動によって分類されます。高山氷河は、山の頂上や斜面に形成されます。谷を埋める氷河は、谷氷河、または高山氷河、あるいは山岳氷河と呼ばれます。^{[ 14 ]}山、山脈、または火山にまたがる大きな氷河の塊は、氷帽または氷原と呼ばれます。^{[ 15 ]}氷帽は、定義により面積が50,000 km ² (19,000平方マイル)未満です。   

50,000 km ² (19,000平方マイル)を超える氷河は、氷床または大陸氷河と呼ばれます。^{[ 16 ]}数キロメートルの深さがあり、下の地形を覆い隠しています。表面から突き出ているのはヌナタクだけです。現存する氷床は、南極大陸とグリーンランドの大部分を覆う 2 つだけです。^{[ 17 ]}これらには膨大な量の淡水が含まれており、両方が溶けると、世界の海面が70 m (230フィート)以上上昇するのに十分な量です。^{[ 18 ]}氷床または氷帽の一部が水中に伸びている部分は棚氷と呼ばれ、傾斜が限られていて流速が遅い薄い傾向があります。^{[ 19 ]}氷床の狭くて速く流れる部分は氷流と呼ばれます。^{[ 20 ] [ 21 ]}南極では、多くの氷流が大きな棚氷に流れ込んでいます。メルツ氷河のように、氷舌を伴って直接海に流れ込む氷河もある。     

潮汐氷河は、海に流れ込む氷河であり、グリーンランド、南極大陸、カナダのバフィン島、デボン島、エルズミア島、アラスカ南東部、北パタゴニア氷原、。氷が海に達すると、氷塊が分離して氷山を形成します。ほとんどの潮汐氷河は海面より上で氷山を分離するため、氷山が水面に衝突すると大きな衝撃が生じることがよくあります。潮汐氷河は、他の氷河に比べて気候変動の影響をはるかに受けにくい、数世紀にわたる前進と後退のサイクルを繰り返します。 ^{[ 22 ]}

熱的に見ると、温帯氷河は表面から底まで一年を通して融解点にあります。極地氷河の氷は表面から底まで常に凍結閾値以下ですが、表面の積雪は季節的に融解することがあります。亜極地氷河は、表面下の深さと氷河の長さに沿った位置に応じて、温帯氷と極地氷の両方を含みます。同様に、氷河の熱体制は、その底面温度によって説明されることがよくあります。低温氷河は氷と地面の境界面で氷点下であり、したがって下層の基質に凍結しています。高温氷河は境界面で氷点以上または氷点下であり、この接触面で滑ることができます。^{[ 23 ]}この対比は、氷が滑ることで下の表面から岩を剥ぎ取るため、氷河が効果的に底面を侵食する能力を大きく左右すると考えられています。 ^{[ 24 ]}低温氷河と高温氷河が混在する氷河は、多温度氷河として知られています。^{[ 23 ]}

氷河は氷河氷でできており、氷河氷は岩石の一種で、主に鉱物である氷 I _hから構成され、マトリックスに凍結したガス、堆積物、その他の破片が少量含まれています。地質学的には、氷河氷は融点に非常に近い単一鉱物変成岩であり、主に流雪などの堆積作用によって蓄積されますが、氷の融解と再凍結などの小規模な火成作用も関与しています。 ^{[ 35 ]}

構造地質学の手法は、氷河の記述と特徴付けに利用できます。これらの手法は、他の地質構造との類推によって氷河プロセスの記述と理解を深めるために、また、氷河との類推によってより大きな地質構造におけるプロセスの記述と理解を深めるために使用されてきました。^{[ 36 ]}例としては、氷棚崩壊の解釈的文脈を与えるための氷河流動ユニットと変形特徴の構造マッピング^{[ 37 ]}、および伸張性アロクトンの類推として氷河の変形様式とゾーンを調べること^{[ 38 ]などが挙げられます。}

氷河の上部50 m (160フィート)は、圧力が低いため剛性があります。この上部は破砕帯として知られ、塑性流動する下部の上をほぼ一体となって移動します。氷河が不規則な地形を通過すると、破砕帯にクレバスと呼ばれる亀裂が発生します。クレバスは、氷河の速度の違いによって形成されます。氷河の 2 つの剛性部分が異なる速度または方向で移動すると、せん断力によってそれらが分離し、クレバスが開きます。クレバスの深さは46 m (150フィート)を超えることはめったにありませんが、場合によっては少なくとも300 m (1,000フィート) の深さになることもあります。この深さより下では、氷の塑性によって亀裂の形成が妨げられます。交差するクレバスによって、氷の中に孤立した山頂、セラックが形成されることがあります。      

クレバスはさまざまな方法で形成されます。横方向のクレバスは流れに対して横方向にあり、傾斜が急な場所で氷河が加速して形成されます。縦方向のクレバスは流れにほぼ平行に形成され、氷河が横方向に拡大する場所で形成されます。縁辺クレバスは氷河の縁付近に形成され、谷壁との摩擦によって速度が低下することが原因です。縁辺クレバスは流れに対してほぼ横方向にあります。移動する氷河の氷は、上にある停滞した氷から分離してベルクシュルントを形成することがあります。ベルクシュルントはクレバスに似ていますが、氷河の縁にのみ存在する特徴です。クレバスは、特に脆弱な雪の橋で隠れている場合、氷河上を移動することを危険にします。

平衡線より下では、氷河の融解水は河川の流路に集中します。融解水は氷河上の氷河湖に溜まったり、ムーランを通って氷河の深部へと流れ込んだりします。氷河内または氷河下の河川は、氷河内または氷河下のトンネルを流れます。これらのトンネルは、氷河の表面に再び現れることがあります。^{[ 44 ]}

氷河の動きを制御する重要なプロセスのほとんどは、氷と氷床の接触部で発生します。ただし、その接触部の厚さはわずか数メートルです。^{[ 46 ]}氷床の温度、粗さ、および柔らかさによって底面せん断応力が決まり、それによって氷河の動きが堆積物の動きによって吸収されるか、滑り動くことができるかが決まります。多孔質で間隙流体圧が低い柔らかい氷床では、氷河は堆積物の滑りによって移動できます。氷河の底面は氷床に凍ったままで、その下の堆積物が歯磨き粉のチューブのように滑ります。硬い氷床はこのように変形することはできません。したがって、硬い底面の氷河が移動する唯一の方法は、氷と氷床自体の間に融解水が形成される底面滑りです。^{[ 47 ]}_{氷床が硬いか柔らかいかは、多孔質と間隙水圧に依存します。多孔質が高いほど堆積物の強度が低下します（したがって、せん断応力τB}が増加します）。^{[ 46 ]}

多孔性は、さまざまな方法によって変化する可能性がある。

• 上層の氷河の動きによって、地層が膨張し、その結果生じる形状変化によってブロックが再編成されます。これにより、密に詰まったブロック（スーツケースにきちんと畳んで詰め込んだ服のようなもの）が、乱雑な塊（無造作に放り込んだ服が二度と元に戻らないのと同じように）に再編成されます。これにより、多孔性が増加します。水が加えられない限り、これは必然的に間隙水圧を低下させます（間隙流体が占める空間が増えるため）。^{[ 46 ]}
• 圧力によって下層の堆積物が圧縮・固結することがある。^{[ 46 ]}水は比較的圧縮されにくいため、間隙が蒸気で満たされているときに圧縮が容易になる。圧縮を可能にするには、水をすべて除去する必要がある。土壌では、これは不可逆的なプロセスである。^{[ 46 ]}
• 摩耗や破砕による堆積物の劣化は粒子のサイズを小さくし、その結果、間隙空間が減少する傾向がある。しかし、粒子の動きは堆積物を乱し、逆の効果をもたらす可能性がある。これらのプロセスは熱も発生させる。^{[ 46 ]}

氷床の軟らかさは空間的にも時間的にも変化する可能性があり、氷河ごとに劇的に変化します。重要な要因は、基盤となる地質です。氷河の速度は、勾配が変化するよりも、基盤岩が変化するときの方が大きく変化する傾向があります。^{[ 47 ]}さらに、氷床の粗さも氷河の動きを遅くする要因となります。氷床の粗さは、上層の氷に突き出ている岩塊や障害物の数を測る指標です。氷は、これらの障害物の風上側の高圧下で溶けることで、これらの障害物の周りを流れます。その結果生じた融解水は、風下側に生じた空洞に押し込まれ、そこで再凍結します。^{[ 46 ]}

_{流体圧力（p w} ）は堆積物の応力に影響を与えるだけでなく、氷河と底面の間の摩擦にも影響を与える可能性があります。高い流体圧力は氷河に上向きの浮力を与え、底面での摩擦を減少させます。流体圧力は、ρgh で与えられる氷のオーバーバーディング圧力 p _iと比較されます。流れの速い氷流の下では、これら 2 つの圧力はほぼ等しくなり、有効圧力（p _i – p _w）は 30  kPa になります。つまり、氷のすべての重量は下層の水によって支えられ、氷河は浮いています。^{[ 46 ]}

基底部の融解と滑り

氷河は、底面滑りによっても移動することがあります。底面滑りでは、氷河の底面が液体の水の存在によって潤滑され、底面せん断応力が軽減され、氷河が乗っている地形上を滑ることができます。融解水は、圧力による融解、摩擦、または地熱によって生成される可能性があります。氷河表面での融解量の変動が大きいほど、氷の流れは速くなります。底面滑りは、温帯または温暖な氷河で支配的です。^{[ 48 ]}

τ _D = ρ gh  sin α 

ここでτD_は駆動応力、αは氷表面の傾斜角（ラジアン）である。^{[ 46 ]}

τ _Bは底面せん断応力であり、底面温度と軟らかさの関数である。^{[ 46 ]}

せん断応力τF_は、 τBと_{τDのうち小さい方}の値であり、塑性流動の速度を制御する。

底面融解水の存在は、底面温度とその他の要因の両方に依存します。たとえば、水の融点は圧力によって低下するため、厚い氷河の下では水はより低い温度で融解します。^{[ 46 ]}これは「二重の打撃」として作用します。厚い氷河は熱伝導率が低いため、底面温度も高くなる可能性が高いからです。^{[ 47 ]} 底面温度は周期的に変化する傾向があります。冷たい底面は強度が高く、氷河の速度を低下させます。これにより、新しく降った雪が運ばれないため、積雪速度が増加します。結果として、氷河は厚くなり、次の3つの結果が生じます。まず、底面の断熱性が向上し、地熱の保持が大きくなります。^{[ 46 ]}

第二に、圧力の増加は融解を促進する可能性があります。最も重要なのは、τ _Dが増加することです。これらの要因が組み合わさって氷河を加速させます。摩擦は速度の二乗に比例して増加するため、動きが速くなると摩擦熱が大幅に増加し、その結果として融解が起こります。これは正のフィードバックを引き起こし、氷の速度をさらに速い流速まで増加させます。西南極の氷河は、年間最大 1 キロメートルの速度に達することが知られています。^{[ 46 ]} 最終的に、氷は十分に速く流れ、蓄積が輸送に追いつかなくなるため、薄くなり始めます。この薄化により伝導熱損失が増加し、氷河の速度が低下し、凍結を引き起こします。この凍結により氷河はさらに減速し、多くの場合、静止するまで減速し、そこからサイクルが再び開始されます。^{[ 47 ]}

氷河表面下の水の流れは、氷河自体の動きに大きな影響を与える可能性がある。氷底湖には大量の水が含まれており、水は急速に移動する。数年かけて湖間で立方キロメートルもの水が移動することもある。^{[ 49 ]}この動きは主に2つのモードで起こると考えられている。パイプ流は、氷底の川のようにパイプ状の導管を通って液体の水が移動するもので、シート流は、薄い層の水が移動するものである。2つの流れの状態の切り替えは、急激な動きと関連している可能性がある。実際、氷底水の供給の喪失は、カンブ氷流の氷の動きの停止と関連付けられている。^{[ 49 ]}氷底の水の動きは、空になった氷底湖に崩れ落ちる氷床の表面地形に表れる。^{[ 49 ]}

氷河の移動速度は、摩擦によって部分的に決定される。摩擦によって、氷河底部の氷は上部の氷よりもゆっくりと移動する。高山氷河では、谷の側壁でも摩擦が生じ、氷河の縁の部分は中心部に比べて移動速度が遅くなる。

氷河の平均速度は大きく変動しますが、通常は1日あたり約1メートル（3フィート）です。 ^{[ 51 ]}停滞した地域では動きがない場合もあります。たとえば、アラスカの一部では、樹木が地表の堆積物の上に根付くことがあります。他のケースでは、グリーンランドのヤコブスハウン氷河のように、氷河が1日あたり20～30メートル（70～100フィート）もの速さで移動することもあります。氷河の速度は、傾斜、氷の厚さ^{[ 52 ]}、降雪量、縦方向の制約、底面温度、融解水の生成^{[ 53 ]} 、および底面の硬さなどの要因によって影響を受けます。    

氷河の中には、サージと呼ばれる非常に急速な前進期を持つものもある。これらの氷河は、突然加速するまでは通常の動きを示し、その後、以前の動きの状態に戻る。^{[ 54 ]}これらのサージは、基盤岩の崩壊、氷河の底部での融解水の溜まり^{[ 55 ]} （おそらく氷河上の湖 から供給されたもの）、または臨界「転換点」を超えた単純な質量の蓄積によって引き起こされる可能性がある。^{[ 56 ]}温度の上昇または上層の圧力によって底氷が溶け、氷河の下に水が溜まったときに、一時的に1日あたり最大90メートル（300フィート）の速度が出たことがある。  

氷河が年間 1 km より速く移動する氷河地帯では、氷河地震が発生します。これらは、地震規模が最大 6.1 にも達する大規模な地震です。^{[ 57 ] [ 58 ]}グリーンランドの氷河地震の数は、毎年 7 月、8 月、9 月にピークを迎え、1990 年代と 2000 年代に急速に増加しました。1993 年 1 月から 2005 年 10 月までのデータを使用した研究では、2002 年以降毎年より多くのイベントが検出され、2005 年に記録されたイベント数は他のどの年よりも 2 倍でした。^{[ 58 ]}

オジーブまたはフォーブスバンド^{[ 59 ]}は、氷河の表面に暗い帯と明るい帯として現れる、波の頂上と谷が交互に現れるものです。これらは氷河の季節的な動きと関連しており、一般的に、暗い帯と明るい帯の幅は、氷河の年間移動量に等しくなります。オジーブは、氷瀑からの氷が激しく砕かれ、夏の間、融解表面積が増加するときに形成されます。これにより、冬に雪が積もる窪地と空間ができ、それが今度は尾根を形成します。 ^{[ 60 ]}オジーブは、波状または色の帯のみで構成される場合もあり、波状オジーブまたは帯状オジーブと呼ばれます。^{[ 61 ]}

氷河は主に2つのプロセス、すなわち剥ぎ取りと摩耗によって地形を侵食する。^{[ 72 ]}

氷河が岩盤の上を流れるとき、岩を柔らかくして氷の中に持ち上げます。このプロセスは、岩盤の亀裂に浸透した氷底水が凍結して膨張することによって引き起こされる「剥ぎ取り」と呼ばれます。^{[ 73 ]}この膨張により、氷がてこの作用をし、岩を持ち上げて緩めます。こうして、あらゆるサイズの堆積物が氷河の積荷の一部となります。後退する氷河が十分な量の堆積物を獲得すると、ユタ州のティンパノゴス氷河のように岩石氷河になることがあります。

氷と岩片が岩盤の上を滑るとき、摩耗が起こります^{[ 73 ]。}氷はサンドペーパーのように機能し、下の岩盤を滑らかにして磨きます。このプロセスで生成される粉砕された岩は岩粉と呼ばれ、0.002～0.00625 mm の大きさの岩石粒子で構成されています 。摩耗は高山地帯の谷壁や山の斜面をより急峻にし、雪崩や落石を引き起こし、氷河にさらに多くの物質が加わります。氷河の摩耗は、一般的に氷河の条痕によって特徴付けられます。氷河は、岩盤に長い傷を刻む大きな岩塊を含むときに、これらの条痕を生成します。条痕の方向をマッピングすることで、研究者は氷河の移動方向を特定できます。条痕に似たものとして、氷河の下の岩にある三日月形の窪みの列であるチャッターマークがあります。これらは、氷河内の巨礫が岩盤に沿って引きずられる際に、繰り返し引っかかったり解放されたりすることによって生じる摩耗によって形成される。

氷河の侵食速度は変動する。侵食速度を左右する要因は6つある。

• 氷河の移動速度
• 氷の厚さ
• 氷河底の氷に含まれる岩片の形状、量、硬度
• 氷河下の地表面の浸食のしやすさ
• 氷河底部の熱環境
• 氷河底部の透水性と水圧

岩盤の表面に亀裂が頻繁にある場合、表面では剥ぎ取りが主な侵食力となるため、氷河の侵食速度は増加する傾向があります。しかし、岩盤に散発的な亀裂の間に広い隙間がある場合、摩耗が主な侵食形態となり、氷河の侵食速度は遅くなる傾向があります。^{[ 74 ]}低緯度の氷河は、高緯度の氷河よりも侵食力がはるかに強い傾向があります。これは、同じ移動速度と氷の量でも、氷河の底に到達する融解水が多く、堆積物の生成と輸送が促進されるためです。^{[ 75 ]}

氷河に取り込まれる物質は、通常、融解域まで運ばれてから堆積する。氷河堆積物には大きく分けて2種類ある。

• 氷河堆積物：氷河から直接堆積した物質。氷河堆積物には、粘土サイズから巨礫まで、様々な大きさの未分化物質が混ざり合っており、これはモレーンの一般的な構成である。
• 河川堆積物および氷河性堆積物：水によって堆積した堆積物。これらの堆積物は粒径によって層状に分布する。

氷堆積物に覆われたり、地表に堆積したりした比較的大きな岩塊は「氷河漂礫岩」と呼ばれます。その大きさは小石から巨礫まで様々ですが、しばしば長距離を移動してきたため、発見された場所の地質とは大きく異なる場合があります。氷河漂礫岩の分布パターンは、過去の氷河の動きを示唆しています。

氷河モレーンは、氷河からの物質の堆積によって形成され、氷河が後退した後に露出します。通常、細かい粉状物質のマトリックス内に岩石、砂利、巨礫が混ざった、選別されていない堆積物であるティルの線状の丘として現れます。末端モレーンは、氷河の麓または末端に形成されます。側方モレーンは、氷河の側面に形成されます。中央モレーンは、氷河が支流氷河と合流し、それぞれの側方モレーンが合体して合流氷河の中央にモレーンを形成するときに形成されます。あまり目立たないのは、氷河ドリフトとも呼ばれる底モレーンで、平衡線より下方の氷河の下の表面を覆っていることが多いです。^{[ 76 ] [ 4 ]}モレーンという用語はフランス語に由来します。この用語は、フランスアルプスの氷河の縁辺付近に見られる沖積土の堤防や縁辺部を表現するために農民によって造られた。現代の地質学では、この用語はより広義に用いられ、すべて氷堆積物で構成される一連の地形に適用される。モレーンは、モレーンダム湖を形成することもある。

ドラムリンは、主に氷河堆積物でできた、非対称なカヌー型の丘です。^{[ 4 ]}高さは15メートルから50 メートルまで変化し、長さは1キロメートルに達することもあります。丘の最も急な面は氷が前進してきた方向（風上側）に面しており、長い斜面は氷の移動方向（風下側）に残されています。ドラムリンは、ドラムリンフィールドまたはドラムリンキャンプと呼ばれるグループで見られます。これらのフィールドの1つはニューヨーク州ロチェスターの東にあり、約1万個のドラムリンがあると推定されています。ドラムリンの形成過程は完全には解明されていませんが、その形状から、古代の氷河の塑性変形ゾーンの産物であることが示唆されます。多くのドラムリンは、氷河が前進して以前の氷河の堆積物を変化させたときに形成されたと考えられています。

氷河作用以前、山の谷は水の浸食によって特徴的な「V」字型をしています。氷河作用の間、これらの谷はしばしば広がり、深くなり、滑らかになり、 U字型の氷河谷または氷河トラフと呼ばれるものが形成されます。^{[ 77 ]}氷河谷を形成する浸食は、以前に谷を横切って伸びていた岩や土の突起を切り落とし、切り落とされた突起と呼ばれる広く三角形の崖を形成します。氷河谷内では、剥ぎ取りと摩耗によってできた窪みに湖が溜まることがあり、これはパテルノスター湖と呼ばれます。氷河谷が大きな水域に流れ込むと、フィヨルドが形成されます。

一般的に、氷河は支流よりも谷を深くします。そのため、氷河が後退すると、支流氷河の谷は主氷河の窪地よりも高い位置に残り、懸谷と呼ばれます。^{[ 4 ]}

典型的な谷氷河の始まりには、3 面が崖壁で囲まれ、谷に下りる側が「リップ」と呼ばれる開いたボウル状の圏谷があります。圏谷は、氷河に氷が蓄積し始める場所です。2 つの氷河圏谷が背中合わせに形成され、後壁が侵食されて、アレートと呼ばれる狭い尾根だけが残ることがあります。この構造は、山道となることがあります。複数の圏谷が 1 つの山を囲むと、尖ったピラミッド型のピークが形成されます。特に急峻な例は、角と呼ばれます。^{[ 4 ]}

氷河が岩盤の上を通過すると、岩が削られて、roche moutonnée ^{[ 78 ]}または「羊の背」のような形をした小高い丘になることがあります。roche moutonnée は、細長く丸みを帯びた非対称な形をしていることがあります。長さは 1 メートル未満から数百メートルまで様々です。^{[ 79 ]} roche moutonnée は、氷河の上流側は緩やかな傾斜で、下流側は急な、または垂直な面になっています。氷河は、流れながら上流側の滑らかな斜面を削り取りますが、岩の破片を引き剥がして、下流側から剥ぎ取ります。

融解域から上昇した水が氷河から離れるにつれて、細かい侵食された堆積物を運びます。水の速度が低下すると、浮遊物を運ぶ能力も低下します。そのため、水は流れながら徐々に堆積物を堆積させ、沖積平野を形成します。この現象が谷で起こる場合、それは谷流と呼ばれます。堆積が河口で起こる場合、堆積物は湾泥と呼ばれます。外洗平野と谷流には、通常「ケトル」と呼ばれる盆地が伴います。これらは、沖積層に閉じ込められた大きな氷塊が溶けて水で満たされた窪地を形成するときにできる小さな湖です。ケトルの直径は5 メートルから13 キロメートル、深さは最大45 メートルです。ケトルを形成した氷塊が溶けるときに丸くなったため、ほとんどが円形です。^{[ 80 ]}

氷河の大きさが臨界点を下回ると、流れが止まり、静止状態になります。一方、氷の内部や下部の融解水は、層状の沖積堆積物を残します。これらの堆積物は、柱状、段丘状、塊状などの形で、氷河が溶けた後も残り、「氷河堆積物」と呼ばれます。丘や盛り土の形をした氷河堆積物は、カメと呼ばれます。カメの中には、融解水が氷の内部の開口部を通して堆積物を運んで形成されるものもあれば、融解水によって形成された扇状地や三角州によって形成されるものもあります。氷河が谷を占めると、谷の両側に段丘やカメが形成されることがあります。長く曲がりくねった氷河堆積物は、エスカーと呼ばれます。エスカーは、氷河の内部または下部の氷のトンネルを流れた融解水の流れによって堆積した砂や砂利で構成されています。氷が溶けた後も残る氷山は、高さが100メートルを超え、長さは100キロメートルにも及ぶ。^{[ 4 ]}  

非常に細かい氷河堆積物や岩粉^{[ 81 ]}は、むき出しの地表を吹き抜ける風によってしばしば巻き上げられ、元の河川堆積場所から遠く離れた場所に堆積することがあります。これらの風成黄土堆積物は、中国や米国中西部の地域のように、数百メートルにも及ぶ非常に深いものになることがあります。カタバ風はこの過程において重要な役割を果たすことがあります。

数十万年前の氷河は、長期間にわたる気候変動を追跡するために利用されます。^{[ 92 ]}研究者は、氷河の氷床コアからサンプルを溶かしたり砕いたりして、その深層部が地球の気候史のより古い時代をそれぞれ表していることを確認します。^{[ 92 ]}研究者は、コアの層に閉じ込められた気泡の内容物にさまざまな機器を適用して、大気の組成の変化を追跡します。^{[ 92 ]}温度は、それぞれのガスの相対濃度の違いから推測され、少なくとも過去100万年間、地球の気温が二酸化炭素濃度と関連していることが確認されています。^{[ 92 ]}

• この記事は、2005年7月24日版のスペイン語版ウィキペディアの該当記事を参考にしている。