海氷

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）の体積比率によって、熱伝導率、比熱容量、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が決まります。^{[ 4 ]}塩水の体積比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の年齢と厚さに依存します。氷の成長期間中、そのバルク塩水体積は通常5%未満です。^{[ 5 ]}氷の成長期間中の空気の体積比率は通常1～2  %程度ですが、氷が温暖化すると大幅に増加する可能性があります。^{[ 6 ]} 海氷の空気の体積は、夏には最大15 % ^{[ 7 ]}、秋には4  %にも達することがあります。^{[ 8 ]}塩水と空気の体積の両方が海氷の密度値に影響を与え、一年氷の場合、通常840～910 kg/ ^{m3程度です。 [ 9 ]}一年氷の密度は季節変動が大きく、冬には910～920 kg/m ³付近で高く、夏には860～880 kg/m ^{3付近で低くなります。 [ 10 ]}二年氷や多年氷の密度は、一般的に一年氷よりも季節変動が弱く、密度も低くなります。海氷の密度は、レーダーやレーザー衛星高度計を用いた海氷厚の推定において大きな誤差の原因となり、0.3～0.4 m の不確実性が生じます。^{[ 11 ]}

海氷は、海岸線（または浅瀬の間、または座礁した氷山）に付着（または凍結）しているかどうかによって分類できます。付着している場合は、定着氷、またはより一般的には、固定氷（固着した）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範囲に存在し、海流や風によって自由に移動する氷を含みます。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、さらにせん断帯、縁氷帯（MIZ）、および中央パックに分割できます。^{[ 12 ]} MIZは、外洋とより固結したパック氷の間の遷移領域です。一般的に、広範囲にわたる個々のフローで構成される断片化した海氷によって特徴付けられます。フローサイズの統計的分布は、フローサイズ分布（FSD）と呼ばれ、波と氷の相互作用、横方向の融解、海洋と大気間の運動量と熱の交換などのプロセスに影響を与える氷被覆の重要な特性です。^{[ 13 ] [ 14 ]}流氷は、幅 20 メートル (66フィート)以上の個々の海氷の塊であるフローエで構成されています。フローエのサイズにはさまざまな名前があります。小型– 20 ～ 100 m (66 ～ 328フィート)、中型– 100 ～ 500 m (330 ～ 1,640フィート)、大型– 500 ～ 2,000 m (1,600 ～ 6,600フィート)、巨大– 2 ～ 10 キロメートル (1.2 ～ 6.2マイル)、巨大– 10 km (6.2マイル)以上。^{[ 15 ] [ 16 ]}パックアイスという用語は、流氷の同義語として使用されるか、^{[ 15 ]}フローエが密集している流氷域を示すために使用されます。^{[ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]}潜水艦の航行の観点から、海氷の全体的な被覆は氷冠と呼ばれます。 ^{[ 16 ] [ 17 ]}          

科学者が海氷を説明するために使用するもう 1 つの分類は、年齢、つまり発達段階に基づいています。これらの段階は、新氷、ニラス、若い氷、 1 年氷、古い氷です。^{[ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]}

新氷、ニラス氷、若い氷

新氷とは、まだ固い氷になっていない、最近凍結し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や針状片）、スラッシュ（水で飽和した雪）、またはシュガ（数センチメートルほどのスポンジ状の白い氷の塊）で構成される場合があります。グリース氷やパンケーキ氷などの他の用語は、風や波の作用によって氷の結晶が集積した状態を指します。穏やかなうねりのある海岸で海氷が形成され始めると、サッカーボールほどの大きさの氷の卵が作られることがあります。 ^{[ 18 ]}

ニラスとは、厚さが最大10センチメートル（3.9インチ）の海氷の地殻を指します。波やうねりの周りを折れることなく曲がります。ニラスはさらに、厚さが最大5センチメートル（2.0インチ）のダークニラスと、厚さが5センチメートル（2.0インチ）以上で色が薄い非常にダークニラスとライトニラスに細分化されます。     

若い氷は、ニラスと一年氷の間の移行段階で、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)の灰色の氷と、厚さ15 cm (5.9インチ)から30 cm (12インチ)の灰白色の氷に細分化できます。若い氷はニラスほど柔軟ではありませんが、波の作用で割れる傾向があります。圧縮されると、灰色の氷の段階では筏状になり、灰白色の氷の段階では尾根状になります。            

一年目の海氷

一年氷は、若い氷よりも厚いが、成長が1年以内の氷です。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する）ですが、春と夏の月には残らず（溶けてなくなります）。この氷の厚さは通常、0.3 m (0.98 ft)から2 m (6.6 ft)の範囲です。^{[ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]}一年氷はさらに、薄い( 30 cm (0.98 ft)から70 cm (2.3 ft) )、中程度( 70 cm (2.3 ft)から120 cm (3.9 ft) )、厚い(> 120 cm (3.9 ft) ) に分類できます。^{[ 16 ] [ 17 ]}              

リードとポリニアは、気温が氷点下であっても海氷域内に発生する開水域です。これらは海洋と大気の直接的な相互作用を提供し、野生生物にとって重要です。リードは狭く直線状で、幅は数メートルから数キロメートルまで変化します。冬の間、リード内の水はすぐに凍結します。リードは航行目的にも使用されます。再凍結しても、リード内の氷は薄いため、砕氷船はより容易な航路を通ることができ、潜水艦はより容易に浮上できます。ポリニアはリードよりもサイズが均一で、また大きいです。2つのタイプが認識されています。1)暖かい水の湧昇によって発生する顕熱ポリニア、2)海岸線からの持続的な風によって発生する潜熱ポリニア。 ^{[ 15 ]}

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  ラブラドール沖（カナダ東部）に広がる流氷の空撮写真。様々な大きさの氷塊がゆるやかに集まり、複数の水路網には開水域が見られる。（縮尺不明）
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  グリーンランド南東部に広がる流氷域を上空から撮影した写真。様々な大きさの氷塊がゆるやかに集まっており、中央部には氷河の先端部が形成されつつある。（縮尺は不明。）
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  主に水で構成された広大な流氷域を上空から撮影した写真。（縮尺は不明。）
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  流氷帯内部のクローズアップ写真：小さな丸い氷塊がいくつか、シャーベット状の氷や油氷によって隔てられている。（右下の鳥は大きさを比較するためのもの。）
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  起伏のある氷の例：氷塊が積み重なったもので、ここでは厚さが約20～30cm （7.9～11.8インチ）（薄い雪に覆われている）。  
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  圧力隆起の実例。この写真には帆（氷面より上の部分）のみが写っており、竜骨部分は撮影がより困難である。
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  チュコトカ半島とアラスカの間にあるチュクチ海の空撮写真。氷河の網目状の地形が写っている。これらの網目状の地形の内側にある開水域の大部分は、すでに新しい氷で覆われている（やや薄い青色で示されている）（縮尺は不明）。

水の最上層だけが凝固点まで冷える必要がある。^{[ 21 ]}表層の対流は、密度が増加する密度躍層までの、上部100～150m （330～490フィート）に関係する。  

穏やかな水面では、最初に表面に形成される海氷は、最初は直径が0.3 cm (0.12インチ)未満の小さな円盤状の結晶が表面に平らに浮かんでいる薄い層です。各円盤は c 軸が垂直で、横方向に成長します。ある時点で、このような円盤状の形は不安定になり、成長している孤立した結晶は、表面に長くもろい腕が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もろく、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不規則な形の小さな結晶に砕け、表面水中で密度が増していく懸濁液を形成します。これは、フラジル氷またはグリース氷と呼ばれる氷の種類です。穏やかな状態では、フラジル結晶はすぐに凍り合って連続した薄い若い氷のシートを形成します。初期段階ではまだ透明な氷は、ニラス氷と呼ばれます。氷床が形成されると、全く異なる成長過程が始まります。それは、既存の氷床の底面に水が凍り付く過程であり、凝固成長と呼ばれます。この成長過程によって一年氷が生成されます。  

荒れた海では、熱が大気中に放出されることで海が冷え、新しい海氷が形成されます。海面の最上層は、氷点よりわずかに低い温度まで過冷却され、その時点で微細な氷の板（フラジル氷）が形成されます。時間が経つにつれて、この過程により、グリース氷と呼ばれる柔らかい表面層が形成されます。フラジル氷の形成は、過冷却ではなく降雪によっても始まることがあります。波と風は、これらの氷の粒子を圧縮して、直径数メートルの大きな板状の氷（パンケーキ氷）にします。これらは海面に浮かび、互いに衝突して、上向きの縁を形成します。時間が経つにつれて、パンケーキ氷の板同士が重なり合ったり、凍り合ってより固い氷の層（固結パンケーキ氷）になることがあります。このような氷は、上面と下面が非常に粗い外観をしています。

海氷上に十分な量の雪が降って乾舷が海面下まで下がると、海水が流れ込み、雪と海水が混ざった氷の層が形成される。これは特に南極周辺でよく見られる現象である。

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（またはパック氷）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。風は海流とともに主な原動力である。^{[ 1 ] [ 15 ]}コリオリ力と海氷表面の傾斜も考慮されている。^{[ 15 ]}これらの原動力は流氷域内に応力状態を引き起こす。別の氷塊に向かって収束し、押し合う氷塊は、両者の境界で圧縮状態を生み出す。氷床は張力状態になることもあり、その結果、発散と亀裂の開口が生じる。2つの氷塊が接触したまま横方向にすれ違うと、せん断状態が生じる。

海氷の変形は、氷塊同士が衝突する際の相互作用によって生じます。その結果、3種類の地形が形成される可能性があります。^{[ 16 ] [ 17 ]} 1)筏氷：一方の氷塊がもう一方の氷塊の上に乗り上げている状態。2)圧力隆起：下向き（キールを形成するため）と上向き（帆を形成するため）に押し上げられた砕氷の列。3)丘：不均一な表面を形成する砕氷の小丘。せん断隆起は、せん断によって形成された圧力隆起であり、圧縮のみによって誘発された隆起よりも直線的になる傾向があります。^{[ 16 ] [ 17 ]}新しい隆起は最近形成された地形であり、鋭い頂を持ち、側面が40度を超える角度で傾斜しています。対照的に、風化した隆起は、丸みを帯びた頂を持ち、側面が40度未満の角度で傾斜しています。^{[ 16 ] [ 17 ]}スタムキは別のタイプの氷塊ですが、これらは地面に接地しているため、比較的静止しています。これらは定着氷と漂流する流氷の相互作用によって発生します。

平氷とは、変形の影響を受けていない海氷であり、そのため比較的平坦である。^{[ 16 ] [ 17 ]}

測定に基づいた数値モデリングによって推定された北極海の海氷量の季節変動と年間減少^{[ 22 ]}

北極海の海氷融解の10年ごとの推移を見ると、1980年以降も海氷の減少が続いており、最も減少率が高いのは晩夏から初秋にかけてである。^{[ 23 ]}

南極海の海氷面積は2023年に過去最低を記録した。^{[ 24 ]}図は、南極の夏に海氷がどれだけ少ないかを示しており、2023年2月のある時点では、1981年から2010年の平均の約60%に過ぎなかった。

北極海の海氷面積は2012年9月に最小値に達したが、近年は他の月でも2012年よりも面積が小さくなっている。^{[ 25 ]}夏の終わりには最も大きな減少率が見られる。

年間の凍結と融解のサイクルは、太陽放射量の年間サイクル、海洋および大気温度の年間サイクル、そしてこの年間サイクルの変動によって決定される。

北極では、海氷に覆われた海域は冬の間、9月に最小となり、3月または時には2月に最大となり、夏に溶ける。季節が逆の南極では、年間最小は通常2月、年間最大は9月または10月である。棚氷の崩落前線に接する海氷の存在は、氷河の流れ、ひいては南極氷床の安定性に影響を与えることが示されている。^{[ 26 ] [ 27 ]}

成長と融解速度は、氷自体の状態にも影響されます。成長中、凍結による氷の厚みの増加（力学的変化とは対照的に）自体が厚みに依存するため、氷が厚くなるにつれて氷の成長は遅くなります。^{[ 15 ]}同様に、融解中、薄い海氷はより速く融解します。これにより、多年氷と一年氷では異なる挙動を示します。さらに、融解期に氷表面にできる融解池はアルベドを低下させ、より多くの太陽放射が吸収されるため、融解が加速されるフィードバックが生じます。融解池の存在は、海氷の透過性（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）に影響されます。一年氷は、力学的隆起がないため多年氷よりも平坦であるため、池の面積は大きくなる傾向があります。また、氷が薄いためアルベドが低く、下の暗い海に到達する太陽​​放射の遮断が少なくなります。^{[ 28 ]}

海氷は、その高いアルベドによって入射する太陽放射を反射することで、極地を涼しく保つのに役立ちます。この反射面により、太陽エネルギーの大部分が下の暗い海に吸収されるのを防ぎます。海氷が溶けると、露出した海がより多くの熱を吸収し、氷アルベドフィードバックとして知られる正のフィードバックループで温暖化をさらに加速させます。^{[ 43 ]}

海氷は地球規模の海洋循環にも影響を与えます。海水が凍ると、塩分の大部分が氷の結晶から排除され、氷の下に密度が高く塩分濃度の高い水ができます。この密度の高い水は沈み、地球全体に熱を再分配する海洋循環の地球規模の「コンベヤーベルト」である熱塩循環を促進するのに役立ちます。^{[ 44 ]}

極地は気候変動に対して最も敏感な地域の一つであり、生態系、気象パターン、世界の海面水位に影響を及ぼしている。^{[ 45 ]}人為的な温室効果ガス排出による地球温暖化は、大気と海洋の温暖化につながり、海氷の融解を加速させている。^{[ 45 ]}

浮遊する海氷の融解は、世界の平均海面水位への影響は小さいものの（海氷は、それが押し出す海水よりも塩分濃度が低く密度も低いため）、地球規模の気候システムに大きな間接的影響を及ぼします。^{[ 46 ] [ 47 ]}海氷の減少は極地のアルベドを低下させ、温暖化を増幅させ、グリーンランドと南極の氷床の融解を加速させ、海面上昇に大きく寄与します。^{[ 48 ]}海氷の減少は海洋循環と波浪活動を変化させ、沿岸の氷棚や氷河の侵食を強める可能性があります。^{[ 49 ]}

海氷の融解は、大量の淡水を海洋表面に流入させる。これにより塩分濃度が低下し、水の密度が変化し、大西洋子午面循環を含む地球規模の海洋循環に影響を与える可能性がある。^{[ 50 ]}これらの変化は熱と栄養素の輸送を変化させ、海洋生態系だけでなく、地域的および地球規模の気候パターンにも影響を及ぼす。^{[ 45 ]}

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  2013年4月から8月にかけての北極海の海氷面積の変化
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  海氷はカムチャツカ半島の海岸線を模倣している。
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  南極半島、ラーセン棚氷、そして周辺地域の海氷に覆われた海域がはっきりと見える。
• 地球上に年間最小海氷面積を示すグラフが重ねて表示され、そのグラフには年間最小海氷面積が百万平方キロメートル単位で示されている。

• ウラジミール・ヴィゼ- ロシアの北極海氷科学者

• 「雪氷圏用語集」。コロラド大学ボルダー校国立雪氷データセンター。
• 「氷に関する用語集」。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年版。2023年5月2日にオリジナルからアーカイブ済み。 2022年8月29日取得。