氷河

氷河（アメリカ： / ˈ ɡ l eɪ ʃ ər /、イギリス：/ ˈ ɡ l æ s i ər、ˈ ɡ l eɪ s i ər / ）は、自身の重さにより絶えず下り坂を移動している、密度の高い氷の永続的な塊である。氷河は、積雪が融解量を上回った場所に、長年、しばしば数世紀にわたって形成される。氷河は、その重さによる応力を受けてゆっくりと流れて変形するため、クレバスやセラックなどの際立った特徴を獲得する。移動すると、氷河は基質から岩や瓦礫を削り取り、圏谷、モレーン、フィヨルドなどの地形を形成する。氷河は水域に流れ込むこともあるが、陸上でのみ形成され、水域の表面に形成される はるかに薄い海氷や湖氷とは異なる。

地球上では、氷河の99%は極地の広大な氷床（「大陸氷河」とも呼ばれる）に含まれていますが、オーストラリア本土を除くすべての大陸の山脈には氷河があり、ニュージーランドなどのオセアニアの高緯度海洋島嶼国も含まれます。北緯35度から南緯35度の間では、ヒマラヤ山脈、アンデス山脈、東アフリカ、メキシコ、ニューギニア、イランのザードクーのいくつかの高い山にのみ氷河があります。^[2] 7,000を超える氷河が知られているパキスタンは、極地以外のどの国よりも多くの氷河氷を持っています。^{[3] [1]}氷河は地球の陸地表面の約10%を覆っています。大陸氷河は、南極大陸の面積1320万km2（510万平方マイル）の約98％にあたる約1300万km2（500万平方マイル）を覆っており^、氷^の平均厚さは2100メートル（7000フィート）である。グリーンランドとパタゴニアにも広大な大陸氷河がある。^{[4]南極大陸とグリーンランドの氷床を除いた氷河の体積は、17万km3}と推定されている。^[5]

氷河の氷は地球上で最大の淡水貯蔵庫であり、氷床とともに世界の淡水の約69％を蓄えています。^{[6] [7]}温帯、高山、季節的極地気候の多くの氷河は、寒い季節に水を氷の形で蓄え、夏の暖かい気温で氷河が溶けると、それを融解水の形で放出します。これにより、他の水源が乏しい場合に、植物、動物、人間の使用にとって特に重要な水源が生まれます。ただし、高地や南極の環境では、季節による温度差が融解水を放出するのに十分でないことがよくあります。

氷河の質量は、降水量、平均気温、雲量などの長期的な気候変動の影響を受けるため、氷河の質量の変化は気候変動の最も敏感な指標の1つと考えられており、海面変動の主な原因となっています。

圧縮された大きな氷、つまり氷河は、大量の水が青く見えるのと同じように青く見えます。これは、水分子が青よりも他の色をより効率的に吸収するためです。氷河が青いもう 1 つの理由は、気泡が少ないことです。氷に白い色を与える気泡は、圧力によって押し出され、生成された氷の密度が高まります。

氷河という言葉はフランス語からの借用語で、フランコ・プロヴァンス語を経て俗ラテン語の glaciāriumに遡り、後期ラテン語の glaciaから派生し、最終的にはラテン語の glaciēs（「氷」を意味する）となった。^[8]氷河によって引き起こされる、または氷河に関連するプロセスと特徴は、氷河と呼ばれる。氷河の形成、成長、および流動のプロセスは、氷河作用と呼ばれる。対応する研究分野は氷河学と呼ばれる。氷河は、地球の氷圏の重要な構成要素である。

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。谷を埋め尽くす氷河は、谷氷河、あるいは高山氷河、山岳氷河と呼ばれます。^[9]山、山脈、または火山にまたがる大規模な氷河氷の塊は、氷帽または氷原と呼ばれます。^{[10]定義上、氷帽の面積は50,000 km 2} (19,000 平方マイル) 未満です。

^{面積が50,000 km 2} (19,000 平方マイル)を超える氷河体は、氷床または大陸氷河と呼ばれます。 [ ^11]氷床は数キロメートルの深さがあり、その下の地形を覆い隠します。ヌナタックだけが表面から突き出ています。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。^[12]これらには大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メートル(230フィート)以上上昇します。^[13]氷床または氷帽が水中に伸びている部分は、氷棚と呼ばれます。これらは薄く、傾斜が限られており、速度が低下している傾向があります。^[14]氷床の狭く動きの速い部分は、氷流と呼ばれます。^{[15] [16]}南極大陸では、多くの氷流が大きな氷棚に流れ込みます。いくつかは、メルツ氷河のように、多くの場合氷舌を伴って、海に直接流れ込みます。

潮汐氷河は海で終わる氷河で、グリーンランド、南極、カナダのバフィン島、デボン島、エルズミーア島、アラスカ南東部、北パタゴニア氷原と南パタゴニア氷原から流れ出る氷河のほとんどが含まれます。氷が海に達すると、破片が砕けたり崩壊したりして氷山が形成されます。ほとんどの潮汐氷河は海面より上で崩壊するため、氷山が海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。潮汐氷河は数世紀に渡って前進と後退を繰り返すため、他の氷河よりも気候変動の影響ははるかに少ないです。 ^[17]

温度的には、温帯氷河は表面から底部まで年間を通じて融点にある。極地氷河の氷は表面から底部まで常に凍結閾値以下であるが、表面の積雪は季節によって融解することがある。亜極地氷河には、表面下の深さと氷河の長さに沿った位置に応じて、温帯氷河と極地氷河の両方が含まれる。同様に、氷河の熱的レジームは、その基底温度によって説明されることが多い。冷帯氷河は、氷と地面の境界面で氷点下にあり、したがって下層の基質に凍結している。温帯氷河は、境界面で氷点以上または氷点下にあり、この接触部で滑ることができる。^[18]このコントラストは、滑る氷が下の表面から岩石を剥ぎ取るのを促進するため、氷河が効果的にその底を侵食する能力を主に左右すると考えられている。 ^[19]部分的に冷帯氷河で部分的に温帯氷河は、多温帯氷河として知られている。^[18]

氷河は、雪と氷の蓄積が融解を上回ったところに形成されます。氷河は通常、圏谷地形 (別名コリーまたはクームとも呼ばれる) から発生します。圏谷地形とは、典型的にはアームチェア型の地質学的特徴 (稜線に囲まれた山々の間の窪地など) で、そこに落ちてくる雪を重力によって集めて圧縮します。この雪が蓄積し、上から落ちてくる雪の重さで圧縮されて、ネヴェ(粒状の雪) を形成します。個々の雪片がさらに押しつぶされ、雪から空気が絞り出されることで、雪は「氷河氷」になります。この氷河氷は、2 つの山の間の隙間など、地質学的弱点または空隙から「溢れ出る」まで圏谷を満たします。雪と氷の塊が十分な厚さに達すると、表面の傾斜、重力、圧力の組み合わせによって移動し始めます。より急な斜面では、わずか 15 m (49 フィート) の雪氷でもこれが発生することがあります。

温帯氷河では、雪が凍結と融解を繰り返し、フィルンと呼ばれる粒状の氷に変化します。この粒状の氷は、上にある氷と雪の層の圧力を受けて、より密度の高いフィルンに融合します。何年もかけて、フィルンの層はさらに圧縮され、氷河氷になります。^[20]氷河氷は、閉じ込められた気泡が少ないため、凍った水から形成された氷よりもわずかに密度が高くなります。

氷河の氷は、水分子の赤外線OH伸縮モードの倍音により赤色光を吸収するため、独特の青みがかっています。（液体の水が同じ理由で青く見えます。氷河の氷の青色は、氷の中の気泡のレイリー散乱によるものと誤解されることがあります。） ^[21]

氷河は、氷河頭部と呼ばれる場所から始まり、氷河の麓、氷河の先端、または末端で終わります。

氷河は、表面の積雪と融解状況に基づいてゾーンに分けられます。^[22]融解ゾーンは、氷河の質量が正味で減少している領域です。氷河の上部は、積雪が融解を上回っており、堆積ゾーンと呼ばれます。平衡線は融解ゾーンと堆積ゾーンを分離します。平衡線は、堆積によって得られた新しい雪の量が融解によって失われた氷の量に等しい等高線です。一般に、堆積ゾーンは氷河の表面積の60～70％を占め、氷河が氷山を生む場合はさらに大きくなります。堆積ゾーンの氷は、下にある岩を浸食する下向きの力を及ぼすのに十分な深さです。氷河が融解した後、多くの場合、ボウル型または円形劇場型の窪みが残ります。その大きさは、五大湖のような大きな盆地から、圏谷と呼ばれる小さな山岳地帯の窪みまで様々です。

堆積帯は、その溶融条件に基づいて細分化できます。

1. 乾雪地帯とは、夏でも雪が解けず、積雪が乾燥した状態を保つ地域です。
2. 浸透帯は、表面が溶けて融解水が積雪に浸透する領域です。この領域は、再凍結した氷レンズ、氷腺、および氷層によって特徴付けられることがよくあります。積雪が融点に達することもありません。
3. いくつかの氷河では、平衡線の近くに重なり合った氷帯が形成されます。この帯では、溶けた水が氷河内の冷たい層として再凍結し、連続した氷の塊を形成します。
4. 湿雪地帯とは、前年の夏の終わり以降に積もった雪がすべて 0 °C まで上昇した地域です。

氷河の健全性は、通常、氷河の質量バランスを判定するか、末端の挙動を観察することによって評価されます。健全な氷河には大きな堆積帯があり、融解期の終わりには氷河面積の 60% 以上が雪に覆われ、末端からの流れが活発です。

1850年頃の小氷期の終焉以降、地球上の氷河は大幅に後退した。1950年から1985年の間にはわずかな寒冷化により多くのアルプスの氷河が前進したが、1985年以降は氷河の後退と質量損失がより大きく、より広範囲に及ぶようになった。^{[23] [24] [25]}

氷河は重力と氷の内部変形によって下流へ移動します。^{[26]分子レベルでは、氷は分子の層が積み重なってできており、層間の結合は比較的弱いです。ひずみ（変形）の量}が加えられる応力に比例する場合、氷は弾性固体として機能します。氷が流れ始めるには少なくとも 30 m（98 フィート）の厚さが必要ですが、厚さが約 50 m（160 フィート）を超えると、上の層にかかる応力が層間の結合強度を超え、下の層よりも速く動きます。^[27]これは、少量の応力が大量のひずみをもたらし、変形が弾性ではなく塑性流動になる可能性があることを意味します。その後、氷河は自重で変形し始め、地形に沿って流れます。グレン・ナイ流動法則によると、応力とひずみの関係、つまり内部流動の速度は、次のようにモデル化できます。^{[28] [26]}

${\displaystyle \Sigma =k\tau ^{n},\,}$

どこ：

${\displaystyle \Sigma \,}$= せん断ひずみ（流動）速度

${\displaystyle \tau \,}$= ストレス

${\displaystyle n\,}$= 2～4 の間の定数（ほとんどの氷河では通常 3）

${\displaystyle k\,}$= 温度に依存する定数

最も低い流速は氷河の底と谷の側面で、そこでは摩擦が流れに作用し、最も大きな変形を引き起こします。速度は中心線に向かって内側に、そして上方に向かって増加し、変形の量が減少します。最も高い流速は表面で見られ、これはその下のすべての層の速度の合計を表しています。^{[28] [26]}

氷は厚いほど速く流れるため、氷河による浸食の速度は上にある氷の厚さに正比例する。その結果、氷河期前の低い窪地は深くなり、既存の地形は氷河の作用によって拡大するが、氷床の上に突き出ているヌナタックはほとんど浸食されない。浸食は120万年あたり5メートルと推定されている。^[29]これは、例えば、地形によって氷が流れ込むためフィヨルドの深さが1キロメートルに達することがあることを説明している。フィヨルドが内陸に伸びると、氷床を排水する主な通路となるため、氷床の薄化の速度が速まる。また、氷床は気候や海洋の変化に対してより敏感になる。^[29]

19世紀初頭には氷河の流れを支持する証拠は知られていたが、氷河内で再凍結した融解水が氷河を膨張させ、長さを伸ばすという考えなど、氷河の動きに関する他の理論も提唱された。氷河がある程度、氷が粘性流体であるかのように振舞うことが明らかになると、「再氷結」、つまり氷河内の氷にかかる圧力によって低下した温度で氷が融解し再凍結することで、氷が変形して流れるのだという主張がなされた。ジェームズ・フォーブスは1840年代に基本的に正しい説明を思いついたが、それが完全に受け入れられるまでには数十年かかった。^[30]

氷河の上部 50 メートル (160 フィート) は圧力が低いため固くなっています。この上部は破砕帯と呼ばれ、塑性流動する下部の上をほとんど一体となって移動します。氷河が不整地を移動すると、破砕帯にクレバスと呼ばれるひび割れが発生します。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 つの硬い部分が異なる速度または方向で移動すると、せん断力によって分離し、クレバスが開きます。クレバスの深さは 46 メートル (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 300 メートル (1,000 フィート) 以上の深さになることがあります。この地点より下では、氷の塑性によりひび割れの形成が防止されます。交差するクレバスは、セラックと呼ばれる氷の孤立した山を形成することがあります。

クレバスは、いくつかの異なる方法で形成されます。横断クレバスは流れに対して横断しており、急勾配によって氷河が加速する場所に形成されます。縦方向クレバスは、流れに対して半平行に形成され、氷河が横方向に拡大します。縁辺クレバスは、谷壁の摩擦による速度低下によって、氷河の縁近くに形成されます。縁辺クレバスは、主に流れに対して横断しています。移動する氷河の氷は、上部の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、氷河の縁にある特異な地形です。クレバスがあると、特に脆い雪の橋に隠れている場合は、氷河の上を移動するのが危険になります。

平衡線より下では、氷河の融解水は河川に集中している。融解水は氷河の上にある氷河前縁湖に溜まったり、氷河のムーランを通って氷河の奥深くに流れ落ちたりする。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る。これらのトンネルは氷河の表面に再び現れることがある。^[31]

氷河の動きを制御する重要なプロセスのほとんどは、氷床の接触時に発生します。氷床の厚さはわずか数メートルですが。^[33]床の温度、粗さ、柔らかさによって基底せん断応力が決まり、それが氷河の動きが堆積物の動きによって調整されるか、または氷河が滑ることができるかを決定します。高い多孔性と低い間隙水圧を持つ柔らかい床では、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氷河の下に滑り込むこともあります。硬い床はこのように変形できません。したがって、硬い氷河が移動する唯一の方法は、氷と床の間に融解水が形成される基底滑りです。^[34]床が硬いか柔らかいかは、多孔性と間隙水圧によって決まります。多孔性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 τ _{B が}増加します）。^[33]

多孔性はさまざまな方法によって変化する可能性があります。

• 上にある氷河の動きによって、氷床は膨張性変形を起こす可能性があり、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る。これにより、密集したブロック（スーツケースの中にきちんと折りたたまれてきつく詰め込まれた衣類のようなもの）が乱雑なごちゃ混ぜに再編成される（衣類を無秩序に放り込むと元に戻らないのと同じ）。これにより多孔性が増加する。水を加えない限り、必然的に間隙水圧は低下する（間隙流体が占めるスペースが増えるため）。^[33]
• 圧力は下層の堆積物の圧縮や固化を引き起こす可能性がある。^[33]水は比較的圧縮されにくいため、間隙空間が蒸気で満たされていると圧縮が容易になる。圧縮を可能にするには、水を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。^[33]
• 摩耗や破砕による堆積物の劣化により粒子のサイズが小さくなり、空隙空間が減少する傾向があります。しかし、粒子の動きによって堆積物が乱れ、逆の効果が生じる可能性があります。これらのプロセスは熱も発生します。^[33]

氷床の柔らかさは場所や時間によって異なり、氷河ごとに大きく異なります。重要な要因は基礎となる地質です。氷河の速度は、勾配が変わるときよりも、基盤岩が変わるときに大きく変わる傾向があります。^{[34]さらに、氷床の粗さも氷河の動きを遅くする働きをします。氷床の粗さは、上にある氷に突き出ている岩や障害物の数の尺度です。氷は、}ストス側の高圧によって溶けて障害物の周りを流れ、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。^[33]

_{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、氷河と氷床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、氷河底の摩擦を減らします。流体圧力は、ρghで与えられる氷の表土圧力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、有効圧力（p _i – p _w）は30 kPaになります。つまり、氷の重量はすべて下にある水によって支えられ、氷河は浮いています。^[33]

氷河は基底すべりによって移動することもある。基底すべりでは、氷河の底が液体の水によって潤滑され、基底せん断応力が軽減され、氷河が地形上を滑る。融解水は圧力誘導融解、摩擦、地熱によって生成される。氷河表面の融解量の変動が大きいほど、氷の流れが速くなる。基底すべりは温帯または温暖地の氷河で支配的である。^[35]

τ _D = ρgh sin α

ここでτD_は駆動応力、αは氷表面の傾斜（ラジアン）である。^[33]

τB_は底部せん断応力であり、ベッド温度と柔らかさの関数である。^[33]

せん断応力τ _{F は、 τ B}と τ _Dのうち低い方です。これが塑性流動の速度を制御します。

基底融解水の存在は、氷床温度とその他の要因の両方に依存します。たとえば、水の融点は圧力下で低下するため、厚い氷河の下では水はより低い温度で溶けます。^[33]これは「ダブルパンチ」として作用します。厚い氷河は熱伝導率が低いため、基底温度も高くなる可能性が高いからです。^[34] 氷床温度は周期的に変化する傾向があります。冷たい氷床は強度が高く、氷河の速度が低下します。これにより、新しく降った雪が運び去られないため、積雪率が上がります。その結果、氷河は厚くなり、3つの結果をもたらします。まず、氷床の断熱性が向上し、地熱をより多く保持できるようになります。^[33]

第二に、圧力の上昇は融解を促進する可能性がある。最も重要なのは、τ _Dが増加することである。これらの要因が組み合わさって氷河の速度が加速する。摩擦は速度の2乗で増加するため、動きが速いと摩擦熱が大幅に増加し、それに続いて融解が起こり、これが正のフィードバックを引き起こし、氷の速度がさらに速くなり、流速がさらに速くなる。西南極の氷河は、最大で年間1キロメートルの速度に達することが知られている。^[33] 最終的には、氷が十分に速く押し寄せ、蓄積が輸送に追いつかなくなるため、氷は薄くなり始める。この薄くなると伝導熱損失が増加し、氷河の速度が遅くなり、凍結を引き起こす。この凍結により氷河の速度はさらに遅くなり、多くの場合は静止状態になり、そこからサイクルが再び始まる。^[34]

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。氷河下湖には大量の水が含まれており、その移動速度は速い。数年かけて数立方キロメートルの水が湖間で輸送されることもある。^[36]この動きは、主に2つのモードで発生すると考えられている。パイプフローは、氷河下の川のように、液体の水がパイプ状の導管を通って移動する。シートフローは、薄い層内の水の動きである。2つの流れの状態の切り替えは、急上昇行動に関連している可能性がある。実際、氷河下の水供給の喪失は、カンブ氷河流の氷の動きの停止と関連している。^[36]氷河下の水の動きは、空になった氷河下湖に沈み込む氷床の表面地形に表れる。^[36]

氷河の移動速度は、部分的には摩擦によって決まります。摩擦により、氷河の底の氷は上部の氷よりもゆっくりと動きます。高山の氷河では、谷の側壁でも摩擦が発生し、中央に比べて端の動きが遅くなります。

氷河の平均速度は大きく異なりますが、通常は1日あたり約1メートル（3フィート）です。^[38]停滞した地域では動きがない場合があります。たとえば、アラスカの一部では、表面の堆積物の上に木が生えています。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、氷河は1日あたり20〜30メートル（70〜100フィート）の速さで移動することがあります。氷河の速度は、傾斜、氷の厚さ、降雪量、縦方向の閉じ込め、基底温度、融解水の生成、および床の硬度などの要因によって影響を受けます。

いくつかの氷河は、サージと呼ばれる非常に急速な前進期を迎えます。これらの氷河は通常の動きを見せますが、突然加速し、その後、以前の動きに戻ります。^[39]これらのサージは、基盤岩の崩壊、氷河の底での融解水の溜まり^{[40] (おそらく}氷河上の湖 から運ばれたもの)  、または単に臨界「転換点」を超えた質量の蓄積によって引き起こされる可能性があります。^[41]気温の上昇や上層の圧力によって氷底が溶け、氷河の下に水が溜まると、一時的に 1 日あたり最大 90 m (300 フィート) の速度で前進することもあります。

氷河が年間1km以上移動する氷河地域では、氷河地震が発生します。これは、地震のマグニチュードが6.1に達する大規模な地震です。^{[42] [43]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年代に急増しました。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年には他のどの年よりも2倍のイベントが記録されました。^[43]

オジーブまたはフォーブス帯^[44]は、氷河の表面に暗い氷と明るい氷の帯として現れる、波の山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に関連しており、暗い帯と明るい帯の幅は、通常、氷河の年間移動量に相当します。オジーブは、氷河崩壊の氷が激しく砕け、夏の間に融解表面積が増加すると形成されます。これにより、冬には雪が積もる窪地と空間が形成され、尾根が形成されます。^[45]オジーブは、起伏や色の帯のみで構成され、波オジーブまたは帯オジーブと呼ばれることもあります。^[46]

氷河は、遠く離れた亜南極の島の領土にのみ氷河がある国（オーストラリア、南アフリカ）を除いて、すべての大陸の約50カ国に存在します。広大な氷河は、南極、アルゼンチン、チリ、カナダ、パキスタン、 ^[47]アラスカ、グリーンランド、アイスランドに見られます。山岳氷河は、特にアンデス山脈、ヒマラヤ山脈、ロッキー山脈、コーカサス山脈、スカンジナビア山脈、アルプス山脈に広く分布しています。ブルガリアのピリン山にあるスネジニカ氷河は、北緯41°46′09″で、ヨーロッパ最南端の氷河塊です。^{[48]オーストラリア本土には現在氷河はありませんが、}最終氷河期にはコジオスコ山の小さな氷河がありました。^[49]ニューギニアでは、プンチャック・ジャヤに小さく急速に減少している氷河があります。^[50]アフリカには、タンザニアのキリマンジャロ山、ケニア山、ルウェンゾリ山脈に氷河があります。氷河のある海洋島には、アイスランド、ノルウェー沖のいくつかの島（はるか北のスヴァールバル諸島とヤンマイエン島を含む）、ニュージーランド、亜南極のマリオン島、ハード島、グランドテール島（ケルゲレン島）、ブーベ島などがあります。第四紀の氷河期には、台湾、ハワイのマウナケア^[51]、テネリフェ島にも大きな高山氷河があり、フェロー諸島とクロゼット諸島^[52]は完全に氷河に覆われていました。

氷河の形成に必要な永久積雪は、土地の傾斜度、降雪量、風などの要因によって左右されます。氷河は、赤道の北緯 20 度から南緯 27 度を除くすべての緯度で見られます。赤道の北緯と南緯 27 度ではハドレー循環の下降部が存在するため降水量が大幅に減少し、日射量が多いと雪線 が6,500 メートル (21,330 フィート) を超える高さに達します。ただし、北緯 19 度から南緯 19 度の間では降水量が多く、標高 5,000 メートル (16,400 フィート) を超える山々には通常、永久雪があります。

高緯度でも、氷河の形成は避けられないわけではない。バンクス島や南極のマクマード乾燥谷などの北極圏の地域は、厳しい寒さにもかかわらず降雪量が少ないため、氷河が形成されない極地砂漠と考えられている。冷たい空気は暖かい空気とは異なり、多くの水蒸気を運ぶことができない。第四紀の氷河期でも、満州、シベリア低地^[53]、アラスカ中央部と北部^[54]は非常に寒かったが、降雪量が非常に少なかったため、氷河は形成されなかった。^{[55] [56]}

乾燥した氷河のない極地に加えて、ボリビア、チリ、アルゼンチンのいくつかの山や火山は標高が高く（4,500～6,900メートルまたは14,800～22,600フィート）、寒いですが、降水量が比較的少ないため、氷河に雪が積もりません。これは、これらの山頂が極度に乾燥した アタカマ砂漠の近くまたはその中に位置するためです。

氷河は、剥離と摩耗という2つの主要なプロセスを通じて地形を侵食します。^[57]

氷河が岩盤の上を流れると、岩石が柔らかくなり、氷の中に押し上げられる。このプロセスはプラッキングと呼ばれ、岩盤の亀裂に浸透した氷底水がその後凍結して膨張することで起こる。^[58]この膨張により、氷は岩を持ち上げて緩めるてこの働きをする。このように、あらゆる大きさの堆積物が氷河の荷重の一部となる。後退する氷河が十分な量の岩屑を獲得すると、ユタ州の ティンパノゴス氷河のように岩氷河になることがある。

氷と岩石の破片が岩盤の上を滑り落ちるときに摩耗が起こり^[58]、サンドペーパーのように機能して、その下の岩盤を滑らかにし、磨きます。この過程で生成される粉砕された岩石はロックフラワーと呼ばれ、0.002〜0.00625 mmの大きさの岩石粒子で構成されています。摩耗により、高山地帯では谷壁と山の斜面が急勾配になり、雪崩や岩盤崩落を引き起こす可能性があり、これにより氷河にさらに多くの物質が追加されます。氷河摩耗は、通常、氷河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玉石を含む場合にこれを生成します。条痕の方向を地図に描くことで、研究者は氷河の移動方向を決定できます。条痕に似たものにチャターマークがあります。これは、氷河の下の岩にできる三日月形のくぼみの線です。これらは、氷河内の岩が岩盤に沿って引きずられながら繰り返し捕らえられ、放たれることによって摩擦によって形成されます。

氷河の浸食速度は変化します。浸食速度を制御する要因は次の 6 つです。

• 氷河の動きの速度
• 氷の厚さ
• 氷河底の氷に含まれる岩石片の形状、量、硬度
• 氷河下の表面の侵食が比較的容易であること
• 氷河底の熱条件
• 氷河底の透水性と水圧

基盤岩の表面に亀裂が頻繁にある場合、表面での主な侵食力は剥ぎ取りであるため、氷河侵食率は増加する傾向があります。一方、基盤岩の散発的な亀裂間の隙間が広い場合は、摩耗が主な侵食形態となり、氷河侵食率は低下する傾向があります。^[59]低緯度の氷河は高緯度の氷河よりもはるかに侵食されやすい傾向があります。これは、低緯度の氷河の方が氷河底に到達する融解水が多く、同じ移動速度と量の氷の下で堆積物の生成と輸送が促進されるためです。^[60]

氷河に取り込まれた物質は、通常、堆積する前に融解帯まで運ばれます。氷河堆積物には、次の 2 つの異なる種類があります。

• 氷河堆積物: 氷河氷から直接堆積した物質。堆積物には、粘土サイズから巨石まで、モレーンの通常の構成である未分化物質の混合物が含まれます。
• 河川堆積物および流出堆積物: 水によって堆積した堆積物。これらの堆積物はサイズによって層別化されています。

氷河漂礫岩は、氷河堆積物に覆われたり、表面に堆積したりする大きな岩石の破片です。大きさは小石から巨石までさまざまですが、遠くまで移動することが多いため、発見された岩石の材質とは大きく異なることがあります。氷河漂礫岩のパターンは、過去の氷河の動きを暗示しています。

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。これらは通常、微粉末状の物質の基質内にある岩、砂利、玉石の未分類の混合物であるティルの線状の丘として現れます。末端モレーンまたは端部モレーンは、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。中間モレーンは、2 つの異なる氷河が合流し、それぞれの側方モレーンが癒着して、結合した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、氷河漂流物とも呼ばれる地上モレーンで、平衡線から下り坂の氷河の下の表面を覆うことがよくあります。モレーンという用語はフランス語に由来します。これは、フランスアルプスの氷河の縁近くにある沖積の盛土や縁を説明するために農民が作った造語です。現代の地質学では、この用語はより広い意味で使用され、一連の地層に適用されます。これらの地層はすべてティルから構成されています。モレーンは、モレーン堰き止められた湖を形成することもあります。

ドラムリンは、主にティルでできた非対称のカヌー型の丘です。高さは 15 メートルから 50 メートルまで様々で、長さは 1 キロメートルに達することもあります。丘の最も急な側は氷が前進してきた方向 (ストス) を向いており、より長い斜面は氷の移動方向 (風下) に残っています。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つかります。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 10,000 個のドラムリンがあると推定されています。ドラムリンの形成プロセス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帯の産物であることが示唆されています。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えたときに形成されたと考えられています。

氷河期以前の山の谷は、水の浸食によってできた特徴的な「V」字型をしています。氷河期の間、これらの谷は広くなり、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こともあります。^[61]氷河谷を形成する浸食により、以前は谷を横切って伸びていた岩や土の突起が切り取られ、切り取られた突起と呼ばれる幅広い三角形の崖が形成されます。氷河谷内では、剥ぎ取りと摩耗によってできた窪みが、パターノスター湖と呼ばれる湖で満たされることがあります。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。

通常、氷河は、その小さな支流よりも谷を深くします。そのため、氷河が後退すると、支流の氷河の谷は主氷河の窪みより上に残り、吊り谷と呼ばれます。

典型的な谷氷河の始まりには、ボウル型の圏谷があり、3 つの側面は断崖壁になっているが、谷に下りる側は開いている。圏谷は、氷河の中で氷が蓄積し始める場所である。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。この構造により、山道が形成されることがある。複数の圏谷が 1 つの山を取り囲むと、尖ったピラミッド型の山頂が形成され、特に急峻なものは角と呼ばれる。

氷河氷が岩盤の上を通過すると、岩がロッシュ・ムトネ[62]または「シープバック」ロックと呼ばれる丘に削られることがあります。^ロッシュ・ムトネは細長く、丸みを帯び、非対称な形をしています。長さは1メートル未満から数百メートルまであります。^[63]ロッシュ・ムトネは、氷河の上流側が緩やかな傾斜で、氷河の下流側が急峻から垂直の面になっています。氷河は流れながら上流側の滑らかな斜面を削りますが、岩の破片を引き裂き、それを引き剥がして下流側から運び去ります。

融解帯から湧き出る水が氷河から遠ざかるにつれ、浸食された細かい堆積物も一緒に運ばれる。水流の速度が遅くなるにつれ、懸濁物を運ぶ能力も低下する。水は流れながら徐々に堆積物を堆積させ、沖積平野を形成する。この現象が谷で起こる場合、それは谷筋と呼ばれる。堆積が河口で起こる場合、堆積物は湾泥と呼ばれる。流出平野と谷筋には、通常、「ケトル」と呼ばれる盆地が伴う。これらは、沖積土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みができたときに形成される小さな湖である。ケトルの直径は5メートルから13キロメートルで、深さは最大45メートルである。ほとんどが円形であるのは、それらを形成していた氷塊が溶けて丸くなったためである。^[64]

氷河の大きさが臨界点以下に縮小すると、流れが止まり、静止状態になります。一方、氷の内部および氷の下には、融解水が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、塊状で、氷河が溶けた後も残り、「氷河堆積物」として知られています。丘やマウンド状の氷河堆積物は、ケームと呼ばれます。一部のケームは、融解水が氷の内部の開口部から堆積物を堆積させて形成されます。他のケームは、融解水によって作られた扇状地やデルタによって生成されます。氷河氷が谷を占めると、谷の側面に沿って段丘状またはケームを形成することがあります。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にある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と砂利で構成されています。氷が溶けた後も残り、高さは100メートルを超え、長さは100キロメートルにもなります。

非常に細かい氷河堆積物や岩粉^[65]は、風によって地表を吹き抜けて運ばれ、元々の河川堆積地から遠く離れた場所に堆積することが多い。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、数百メートルという非常に深い場所に堆積することもある。このプロセスでは、カタバ風が重要な役割を果たすことがある。

氷河は数十万年も昔から存在し、長期にわたる気候変動を追跡するために利用されている。^{[67]研究者は氷河の}氷床コアのサンプルを溶かしたり砕いたりする。氷床コアの層が深くなるにつれて、地球の気候史におけるそれぞれの初期の時代が表される。 [67]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する。^[67]気温は、それぞれのガスの相対濃度の違いから推定され、少なくとも過去100万年間、地球の気温は二酸化炭素濃度と関連していたことが確認されている。^[67]

産業革命以降の人間の活動により、大気中の二酸化炭素やその他の温室効果ガスの濃度が増加し、現在の地球温暖化を引き起こしています。^[68]人間の影響は、氷河を含む氷圏の変化の主な要因です。 ^[68]

地球温暖化は氷河との正のフィードバックループを生み出します。^[69]たとえば、氷とアルベドのフィードバックでは、気温の上昇により氷河が溶け、地球の陸地と海面（氷河の氷よりも暗い）がより多く露出し、太陽光が宇宙に反射されるのではなく、表面を温めることができるようになります。^[69]世界氷河監視サービスによって追跡されている基準氷河は、1988年以来毎年氷を失っています。^[70] 1995年から2022年までの期間を調査した研究では、アルプスの氷河の流速は、距離が離れているにもかかわらず、同時に同程度に加速と減速を繰り返すことが示されました。これは、速度が気候変動によって制御されていることを明確に示しています。^[71]

氷河の融解による水の流出は世界の海面上昇を引き起こし、 IPCCはこの現象を「緩やかに始まる」現象と呼んでいる。^[72]海面上昇に少なくとも部分的に起因している影響としては、例えば沿岸部の集落やインフラへの侵入、小島嶼や低地の海岸への存在の脅威、沿岸生態系や生態系サービスの喪失、地下水の塩性化、熱帯低気圧、洪水、高潮、地盤沈下による複合的な被害などが挙げられる。^[72]

氷床や氷河などの大きな塊は、地球の地殻をマントルに押し下げることがあります。^[73]押し下げられる厚さは通常、氷床や氷河の厚さの3分の1になります。氷床や氷河が溶けると、マントルは元の位置に戻り始め、地殻を押し上げます。氷床や氷河が溶けた後、非常にゆっくりと進行するこの後氷河期の反発は、現在、スカンジナビアと北アメリカの五大湖地域で測定可能な量で発生しています。

同じプロセスによって小規模に形成された地形学的特徴は、膨張断層として知られています。これは、以前に圧縮された岩石が、断層がない場合よりも速く元の形状に戻る場合に発生します。これにより、岩石を大きなハンマーで叩いたときに見られるのと似た効果が生じます。膨張断層は、アイスランドとカンブリアの最近氷河が解けた地域で観察できます。

火星の極地の氷冠には、氷河堆積物の地質学的証拠が見られる。南極の氷冠は、特に地球の氷河に匹敵する。^[74]地形的特徴とコンピュータモデルは、火星の過去にはさらに多くの氷河が存在したことを示している。^[75]北緯または南緯35度から65度の間の中緯度では、火星の氷河は薄い火星の大気の影響を受けています。大気圧が低いため、表面近くの融解は昇華のみによって引き起こされ、融解ではありません。地球と同様に、多くの氷河は氷を絶縁する岩の層で覆われています。マーズ・リコネッサンス・オービターに搭載されたレーダー機器は、ローブ状デブリエプロン（LDA）と呼ばれる地層の薄い岩の層の下に氷を発見しました。^{[76] [77] [78]}

2015年、ニューホライズンズが冥王星-カロン系を通過した際、探査機は冥王星に窒素の氷の層で覆われた巨大な盆地を発見した。盆地の表面の大部分は狭い谷で区切られた不規則な多角形の特徴に分かれており、冥王星内部からの内部熱によって動く対流細胞であると解釈されている。^{[79] [80]}スプートニク平原の縁の近くでも氷河の流れが観測され、盆地内外に流れ込んでいるように見えた。^[81]

• 氷河地形 - 氷河の作用によって形成された地形
• 氷河の動き – 地質学的現象
• 氷河の成長 – 氷河を作るために使われる人工的なプロセス
• 氷河の形態 – 氷河の地形学
• 氷の詰まり – 川の氷の蓄積

• この記事は、2005 年 7 月 24 日のバージョンでアクセスされたスペイン語版ウィキペディアの対応する記事に大きく依存しています。

• ゴルニッツ、ヴィヴィアン。消えゆく氷：氷河、氷床、そして海面上昇（コロンビア大学出版、2019年）オンラインレビュー

• ムーン、トゥイラ。氷河に別れを告げる、サイエンス、 2017年5月12日、第356巻、第6338号、pp.580-581、doi :10.1126/science.aam9625

• 「世界の氷河の変化：事実と数字」。国連環境計画（UNEP）。2008年。2018年12月25日時点のオリジナルよりアーカイブ。2014年11月10日閲覧。地球環境展望（GEO）シリーズの報告書。
• 氷河構造 – 写真地図
• 現在PBSで放送中「オン・シン・アイス」
• 写真プロジェクトは1921年以来のヒマラヤ氷河の変化を追跡する
• ジョン・ミューアの『カリフォルニアの山々』からカリフォルニアの氷河を描いた短いラジオ番組、1894年。カリフォルニア・レガシー・プロジェクト
• 氷河のダイナミクス
• 山岳氷河と地球システムにおけるその役割
• GletscherVergleiche.ch – Simon Oberli によるビフォー/アフター画像